Objaœnienia Do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski

PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PAÑSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY

RADOS£AW PIKIES

G³ówny koordynator Szczegó³owej mapy geologicznej Polski — S. LISICKI Koordynator regionu wschodniego Pomorza, Warmii i Mazur — W. MORAWSKI

OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

1:50000

Arkusz Tuchola (203) (z 7 tab. i 5 tabl.)

Wykonano na zamówienie Ministra Œrodowiska za œrodki finansowe wyp³acone przez Narodowy Fundusz Ochrony Œrodowiska i Gospodarki Wodnej

WARSZAWA 2009 Autor: Rados³aw PIKIES Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy Oddzia³ Geologii Morza ul. Koœcierska 5, 80-328 Gdañsk

Redakcja merytoryczna: Agnieszka PRZYGODA

Akceptowa³ do udostêpniania Dyrektor Pañstwowego Instytutu Geologicznego – Pañstwowego Instytutu Badawczego doc. dr hab. Jerzy NAWROCKI

ISBN 978-83-7538-628-8

Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Jacek STR¥K SPIS TREŒCI

I. Wstêp ...... 5

II. Ukszta³towanie powierzchni terenu...... 8

III. Budowa geologiczna...... 17

A. Stratygrafia...... 17

1. Kreda ...... 18

a. Kreda górna ...... 19

Mastrycht ...... 19

2. Paleogen + neogen ...... 20

a. Paleocen ...... 20

Paleocen œrodkowy (zeland)...... 20

b. Oligocen...... 21

Oligocen dolny (rupel)...... 21

Oligocen górny (szat) ...... 22

c. Miocen ...... 22

Miocen œrodkowy ...... 22

3. Czwartorzêd ...... 25

a. Plejstocen ...... 25

Zlodowacenia po³udniowopolskie ...... 27

Zlodowacenie Nidy ...... 27

Zlodowacenie Sanu 1 ...... 27

Zlodowacenia œrodkowopolskie ...... 29

Zlodowacenie Warty ...... 29

Stadia³ dolny ...... 29

Stadia³ œrodkowy ...... 30

Zlodowacenia pó³nocnopolskie ...... 32

Zlodowacenie Wis³y ...... 32

Stadia³ górny ...... 33

3 b. Czwartorzêd nierozdzielony ...... 39

c. Holocen ...... 41

B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu...... 42

C. Rozwój budowy geologicznej ...... 44

IV. Podsumowanie ...... 51

Literatura ...... 52

SPIS TABLIC

Tablica I — Zestawienie profili otworów badawczych dla SMGP (kartograficznych)

Tablica II — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000

Tablica III — Przekrój geologiczny C–D

Tablica IV — Przekrój geologiczny E–F

Tablica V — Szkic geologiczny odkryty w skali 1:100 000

4 I. WSTÊP

Obszar objêty granicami arkusza Tuchola administracyjnie jest po³o¿ony w województwie ku- jawsko-pomorskim, w powiecie tucholskim, w obrêbie gmin: Tuchola, Kêsowo, Gostycyn, Lubiewo i Cekcyn. W podziale fizycznogeograficznym Polski Kondrackiego (2002), zachodnia czêœæ badanego terenu znajduje siê na obszarze Pojezierza Krajeñskiego (314.69), œrodkowa nale¿y do Doliny Brdy (314.72), a wschodnia wchodzi w sk³ad Wysoczyzny Œwieckiej (314.73). Granice obszaru arkusza Tuchola wyznaczaj¹ nastêpuj¹ce wspó³rzêdne geograficzne: 17º45’ i 18º00’ d³ugoœci geograficznej wschodniej oraz 53º30’ i 53º40’ szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Badany teren obejmuje powierzchniê oko³o 301 km2, w tym oko³o 6 km2 stanowi¹ jeziora. Opracowanie zosta³o wykonane w Oddziale Geologii Morza Pañstwowego Instytutu Geolo- gicznego w Gdañsku, na podstawie projektu badañ geologicznych wykonanego w 2003 r., zatwierdzo- nego decyzj¹ Ministra Œrodowiska nr DG/kok/AO/489-NY-6586/2003 z dnia 15.09.2003 r., a obejmuj¹cego równie¿ s¹siaduj¹cy od wschodu arkusz Cekcyn i Osie. Realizacjê arkusza rozpoczêto w trzecim kwartale 2003 r., a zakoñczono w pierwszym kwartale 2006 r. Kartowanie geologiczne wykona³ R. Pikies (2003–2005) oraz L. Zaleszkiewicz (2004–2005). Wy- konano wówczas prace geologiczno-zdjêciowe i dokumentacyjne. Prace dokumentacyjne obejmuj¹ opis oko³o 850 sond rêcznych (³¹cznie 2290 m) oraz oko³o 25 ods³oniêæ o powierzchni oko³o 40 m2. W ramach tych prac odwiercono równie¿ 30 sond mechanicznych o ³¹cznej d³ugoœci 550 m. Najczêœciej s¹ one usytu- owane wzd³u¿ linii przekrojów geologicznych. Na mapie geologicznej zlokalizowano 24 punkty dokumentacyjne (tab. 1), wiêkszoœæ z nich zosta³a wykorzystana przy opracowywaniu przekrojów geologicznych. W celu pe³nego rozpoznania litologii i stratygrafii utworów czwartorzêdowych i ich pod³o¿a wykonano w 2004 r. (Polskie Górnictwo Naftowe i Gazownictwo — „Geofizyka” Toruñ) cztery pe³nordzenio- we otwory badawcze (kartograficzne): Raci¹¿ K 1 (otw. 2 — 70,0 m), Tuchola K 2 (otw. 40 — 65,0 m), Mêdromierz Ma³y K 3 (otw. 57 — 97,0 m) oraz Okiersk K 4 (otw. 31 — 92,0 m) (tabl. I). We wszystkich otworach zosta³ nawiercony strop osadów miocenu.

5 Tabela 1 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych

Numer Lokalizacja Rzêdna G³êbokoœæ Uwagi (miejscowoœæ) (m n.p.m.) (m) na mapie w notatniku Rodzaj* geologicznej terenowym

1 WH- 1 sm Raci¹¿ 112,0 11,5 przekrój geologiczny A–B 2 WH-2 sm Lubierzynek 124,0 19,0 przekrój geologiczny A–B 3 WH-3 sm Bielska Struga 111,0 20,5 przekrój geologiczny C–D 4 WH-4 sm Bia³owie¿a 123,0 19,0 przekrój geologiczny A–B 5 W -5 s Jesionowo 163,0 15,0 przekrój geologiczny A–B 6 W-6 s Jesionowo 137,0 15,0 przekrój geologiczny A–B 7 WH-5 sm Kie³pin 114,0 19,0 przekrój geologiczny E–F 8 WH-6 sm Okiersk 100,0 17,5 przekrój geologiczny E–F 9 WH-7 sm Go³¹bek 102,0 20,5 przekrój geologiczny C–D 10 WH- 8 sm Kowalskie B³ota 113,5 11,5 przekrój geologiczny E–F 11 W-23 s Nowa Tuchola 138,0 15,0 przekrój geologiczny A–B 12 W-15 s Tuchola 109,0 9,5 strop osadów neogeñskich 13 WH-9 sm Zamarte 103,5 20,5 przekrój geologiczny C–D 14 WH-10 sm Nowy Sumin 113,5 20,5 przekrój geologiczny C–D 15 WH-24 sm Mêdromierz Ma³y 144,7 19,0 przekrój geologiczny A–B 16 WH-14 sm Mêdromierz Ma³y 144,0 19,5 przekrój geologiczny A–B 17 WH-15 sm P³azowo („Bia³e B³oto”)** 100,0 19,0 przekrój geologiczny C–D oznaczenie wieku bezwzg³êdnego 18 S-312 sr P³azowo („Bia³e B³oto”) 100,0 24,5 metod¹ 14C; badania palinologiczne 19 WH-16 sm P³azowo („Bia³e B³oto”) 100,2 22,0 przekrój geologiczny C–D 20 WH-13 sm Cekcynek (przysió³ek Knieja) 104,8 19,0 przekrój geologiczny C–D 21 WH-17 sm Gostycyn 113,5 20,5 strop osadów neogeñskich 22 WH-18 sm £yskowo 112,5 13,0 strop osadów neogeñskich 23 WH-19 sm £yskowo 106,0 22,0 strop osadów neogeñskich 24 WH-20 sm Wandowo 106,5 19,0 przekrój geologiczny C–D

*sm — sonda mechaniczna, s — p³ytkie wiercenie z dokumentacji surowcowej, sr — sonda rêczna, ** nazwa torfowiska

W 2005 r. wzd³u¿ linii przekroju geologicznego A–B wykonano profil elektrooporowy o d³ugoœci 23,5 km. Wykonano wówczas 117 sondowañ symetrycznych w uk³adzie Schumberger’a (sondowania geoelektryczno-oporowe — SGE). Krok sondowañ wynosi³ oko³o 250 m. Warunki prac polowych by³y zadowalaj¹ce, zaœ powtarzalnoœæ pomiarów dobra (Jagodziñska, Kalitiuk, 2005). Wyniki badañ elektrooporowych zosta³y wykorzystane przy konstrukcji przekroju geologicznego A–B. RzeŸba stropu pod³o¿a czwartorzêdu wzd³u¿ linii tego przekroju doœæ wyraŸnie nawi¹zuje do ukszta³towania rozpo- znanego badaniami elektrooporowymi. W ramach opracowania wykonano badania litologiczno-petrograficzne, obejmuj¹ce 565 ró¿no- rodnych analiz i oznaczeñ (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Dodatkowo dla rozpoznania kopalnego poziomu gleby torfowej wykonano badania palinologiczne oœmiu próbek (Miotk-Szpiganowicz, 2004) oraz dwa datowania radiowêglowe metod¹ 14C (Goslar, 2003). Wykonano równie¿ ekspertyzo- we badania palinologiczne jedenastu próbek osadów neogeñskich (S³odkowska, 2005).

6 Litologia i stratygrafia osadów pod³o¿a czwartorzêdu obszaru arkusza Tuchola s¹ wyj¹tkowo dobrze rozpoznane. Badany teren by³ pocz¹wszy od drugiej po³owy lat 60-tych do koñca lat 80-tych ubieg³ego wieku obszarem poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego. Poszukiwania te zakoñczy³y siê wynikiem negatywnym, niemniej zebrany materia³ geologiczny pozwoli³ na dok³adne rozpoznanie litologii, stratygrafii i paleogeografii osadów paleogenu i neogenu (S³odkowska, 2000, 2004). W ramach prac kameralnych zestawiono i wykorzystano 125 profili otworów archiwalnych, pochodz¹cych z Centralnego Archiwum Geologicznego Pañstwowego Instytutu Geologicznego, Materia³ów Archiwum Wierceñ i Banku Hydro. Wykorzystano równie¿ profile otworów znajduj¹cych siê blisko granic obszaru arkusza, szczególnie przy konstrukcji przekrojów geologicznych. W opracowaniu, w sposób szczególny przy wykonywaniu mapy geologicznej, wykorzystano archiwalne dokumentacje z³o¿owe. Niniejsze opracowanie jest pierwszym szczegó³owym ujêciem budowy geologicznej fragmentu Wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, doliny Brdy i Wysoczyzny Œwieckiej, po³o¿onych w granicach obszaru arkusza Tuchola. Przed 1918 r., czêœciowo w granicach terenu arkusza Tuchola, zosta³y wykonane przez geolo- gów niemieckich mapy geologiczno-glebowe w skali 1:25 000, arkusz Tuchola (Maas, 1897) i Wozi- woda (Maas, 1899). Prace badawcze dotycz¹ce czwartorzêdu na wiêksz¹ skalê rozpoczê³y siê po II wojnie œwiato- wej. Z ogólniejszych prac geologicznych nale¿y wymieniæ opracowanie Galona z 1949 r. Komplekso- wym opracowaniem geologiczno-kartograficznym rejonu badañ jest Mapa geologiczna Polski 1:200 000, arkusz Chojnice, wydanie A i B (Butrymowicz, 1978a, b; Butrymowicz i in., 1978), obejmuj¹ca równie¿ obszar arkusza Tuchola. Badania wg³êbnej budowy geologicznej w ujêciu regionalnym dotyczy³y obszaru antyklinorium pomorskiego (Dadlez, Dembowska, 1965). Syntezê wg³êbnej budowy geologicznej przedstawiaj¹ te¿ takie opracowania jak napisana pod redakcj¹ S. Soko³owskiego i W. Po¿aryskiego w latach 1968–1974 „Budowa geologiczna Polski” i pod redakcj¹ Osiki (1970) „Geologia i surowce mineralne Polski”. W tym te¿ czasie rozpoczêto, na wiêksz¹ skalê, badania osadów kenozoicznych, pod k¹tem udokumentowania z³ó¿ wêgla brunatnego, co zaowocowa³o szerszymi podsumowaniami dotycz¹cymi litostratygrafii paleogenu (Uberna, 1974). Pok³osiem tych prac poszukiwawczych jest szczegó³owe opracowanie litologii i stratygrafii osadów paleogenu i neogenu rejonu Tucholi (S³odkowska, 2000, 2004). Odrêbn¹ grupê prac wykonanych dla omawianego rejonu stanowi¹ opracowania geofizyczne, miêdzy innymi Doktóra i innych (1995). W bezpoœrednim s¹siedztwie badanego terenu opracowano ju¿ nastêpuj¹ce arkusze Szczegó- ³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000: Lubiewo (Heliasz i Ostaficzuk, 2005), Gostycyn (Wie-

7 czorek, Stoiñski, 2008), Cekcyn (Jurys, 2007), Kamieñ Krajeñski (Studencki, 2008) i Sêpólno Krajeñskie (Niewiarowski, Pasierbski, 2003; Pasierbski, Niewiarowski, 2003).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Obszar znajduj¹cy siê w granicach arkusza Tuchola odznacza siê urozmaicon¹ poligeniczn¹ rzeŸ- b¹. Deniwelacje terenu siêgaj¹ 82 m. Najwy¿ej po³o¿onym punktem terenu jest szczyt pagórka moreny martwego lodu znajduj¹cy siê na wysokoœci 163,8 m n.p.m. Pagórek ten po³o¿ony jest oko³o 3,5 km na pó³nocny zachód od centrum Tucholi, pomiêdzy miejscowoœci¹ Bladowo i Bia³owie¿a. Najni¿ej po³o¿one miejsce to punkt wysokoœciowy na rzece Brdzie — 82,0 m n.p.m. W rzeŸbie terenu zaznaczaj¹ siê trzy odrêbne rejony. Ca³¹ czêœæ zachodni¹ zajmuje stosunkowo wysoko po³o¿ona wysoczyzna morenowa, nale¿¹ca wed³ug Kondrackiego (2002) do Pojezierza Kra- jeñskiego. Wysoczyznê tê dzieli na czêœæ pó³nocn¹ i po³udniow¹ równole¿nikowa rynna subglacjalna rzeki Kiczy (rynna Kiczy). Wiêksza czêœæ miasta Tuchola po³o¿ona jest we wschodniej czêœci tej rynny. Czeœæ po³udniowa wysoczyzny po³o¿ona jest doœæ wysoko, przeciêtne wysokoœci wahaj¹ siê w przedziale 140–150 m. Wysoczyznê nadbudowuj¹ wzgórza (kemy), które s¹ doœæ liczne w otoczeniu jeziora Mêdromierz oraz pomiêdzy miejscowoœci¹ Wielki Mêdromierz i Przyrowa. Powierzchnia wysoczyzny jest usiana licznymi zag³êbieniami o genezie wytopiskowej, a tak¿e sieci¹ p³ytkich, nieregularnych dolin, zwi¹zanych z wytapianiem siê wiêkszych bry³ martwego lodu. Dno rynny Kiczy znajduje siê na wyso- koœci 108,4 m n.p.m.w czêœci zachodniej badanego terenu i obni¿a siê ku wschodowi do 104,0 m n.p.m. w rejonie Tucholi i 100,0 m n.p.m. w czêœci pó³nocno-wschodniej, gdzie znajduj¹ siê dwa niewielkie jeziora, G³êboczek na terenie Tucholi i Trzcionek w okolicy miejscowoœci Wymys³owo. Czêœæ osiow¹ rynny urozmaicaj¹ doœæ liczne formy akumulacji szczelinowej. Dno rynny, szczególnie w czêœci zachodniej obszaru arkusza oraz w otoczeniu wspomnianych jezior zajmuj¹ równiny torfowe. Fragment pó³nocny wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego jest bardziej urozmaicony i ma charakter wysoczyzny morenowej falistej. Powierzchniê wysoczyzny nadbudowuje, na pó³noc od Tucholi i Bladowa, ci¹g wzgórz moren martwego lodu (163,8 m n.p.m.). Czêœæ pó³nocn¹ tego fragmentu wysoczyzny rozcinaj¹ trzy g³êboko wciête rynny subglacjalne, w jednej z nich znajduje siê jezioro ¯alno i G³êboczek, w drugiej Jezioro Lubierzyñskie i Stobno, a w trzeciej jezioro Raci¹¿ (na terenie arkusza znajduje siê tylko fragment tej rynny). Wschodni¹ czêœæ obszaru arkusza zajmuje równina sandrowa, zwana te¿ sandrem Brdy (Galon, 1953), która w podziale Kondrackiego (2002) obejmuje pó³nocny fragment Doliny Brdy. W czêœci pó³nocnej badanego terenu znajduje siê ona na wysokoœci 115–120 m n.p.m., natomiast w czêœci po³udniowej opada do wysokoœci 98–100 m n.p.m. Powierzchniê sandru urozmaicaj¹ liczne zag³êbie-

8 nia o genezie wytopiskowej, niekiedy u³o¿one ³añcuszkowo, jedno za drugim. Widoczne s¹ te¿ liczne obni¿- enia dolinne o genezie rynnowej, tworz¹ce charakterystyczny prostok¹tno-równoleg³y uk³ad o orientacji SW–NE. Doliny te s¹ obecnie wykorzystywane przez Brdê i jej dop³ywy: St¹¿kê, Rudê, ¯ytnicê, Szumionkê. We wschodniej czêœci terenu arkusza (z wyj¹tkiem pó³nocno-wschodniego naro¿a) znajduje siê ni¿ej po³o¿ona wysoczyzna morenowa, nale¿¹ca w podziale Kondrackiego (2002) do Wysoczyzny Œwieckiej. W granicach badanego obszaru znajduje siê niewielki, brze¿ny fragment tej wysoczyzny. Na pewnym odcinku jej zachodni¹ granicê stanowi rynna Jeziora Wielkiego Cekcyñskiego i Jeziora Drzycimskiego (rynna cekcyñska). W czêœci pó³nocnej wysoczyznê rozcina dolina wód roztopowych, wykorzystywana obecnie przez rzekê Rakówkê (dop³yw rzeki St¹¿ki). Maksymaln¹ wysokoœæ — 133,7 m n.p.m. osi¹ga wzgórze moreny martwego lodu, po³o¿one na pó³noc od Nowego Sumina. Ge- neralnie powierzchnia tego fragmentu Wysoczyzny Œwieckiej znajduje siê na wysokoœci 120 m n.p.m. w czêœci pó³nocnej i 105–110 m n.p.m. w czêœci po³udniowej. Charakterystyka form i wydzieleñ geomorfologicznych zosta³a przeprowadzona w ujêciu gene- tycznym, zgodnie z wydzieleniami do szkicu geomorfologicznego (tabl. II). Formy lodowcowe. Wysoczyzna morenowa p³aska wystêpuje w po³udniowo-zachodniej czêœci po³udniowego fragmentu wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, w rejonie Wielkiego Mêdromierza. Jej powierzchnia znajduje siê na wysokoœci 145–150 m n.p.m. Wychodnie glin zwa³owych s¹ lokalnie przykryte cienk¹ pokryw¹ piasków drobnoziarnistych o genezie ablacyjnej. Niewielkie p³aty wysoczyzny morenowej p³askiej wystêpuj¹ na WysoczyŸnie Œwieckiej, na wschód od Jeziora Wielkiego Cekcyñskiego i na po³udnie od Nowego Sumina. Powierzchnia wysoczyzny w tych rejonach znajduje siê na wysokoœci 113–110 m n.p.m. Zarówno obecnoœæ równin sandrowych po³o¿onych na zachód od Jeziora Wielkiego Cekcyñskiego na wysokoœci 105 m n.p.m., jak i obecnoœæ samej rynny sugeruj¹ te¿ mo¿liwoœæ erozyjnego zrównania stropu tych glin, tak wiêc geneza rzeŸby nie jest do koñca jasna. Wysoczyzna morenowa falista zajmuje ca³¹ pó³nocn¹ czêœæ wysoczyzny Pojezie- rza Krajeñskiego, wiêksz¹ czêœæ po³udniowego fragmentu tej wysoczyzny, równie¿ wiêksz¹ czêœæ Wysoczyzny Œwieckiej. W obrêbie wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego deniwelacje rzeŸby mog¹ dochodziæ do 10 m, liczne s¹ nieregularne zag³êbienia o genezie wytopiskowej, szczególnie pomiêdzy Ma³ym Mêdromierzem i Wielkim Mêdromierzem, a tak¿e na zachód od Wysokiej Wsi (na wschód od Ma³ego Mêdromierza). Podobny charakter ma pó³nocny fragment tej wysoczyzny, w tym rejonie jest ona jednak silniej rozciêta dolinami wód roztopowych i dolinami subglacjalnymi. Wysoczyzna morenowa falista w po³udniowo-wschodniej czêœci terenu arkusza, podobnie jak ca³a wysoczyzna Œwiecka jest ni¿ej po³o¿ona, jej powierzchniê urozmaicaj¹ liczne zag³êbienia genezy wytopiskowej. Wysoczy- znê rozcina dolina wód roztopowych Rakówki (na pó³noc od Nowego Sumina).

9 Drumliny rozpoznano w brze¿nej, wschodniej czêœci wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego. Stwierdzono obecnoœæ dwóch pól z wyst¹pieniami drumlinów, oraz wyznaczono te¿ mo¿liwoœæ ich wyst¹pieñ w innych miejscach. Najbardziej charakterystyczne pole z drumlinami po³o¿one jest na po³udniowym przedpolu Tucholi (czêœciowo w obrêbie miasta). Wystêpuj¹ tam cztery mocno wyd³u¿one, równoleg³e do siebie wa³y, o orientacji NNW–SSE. Wa³y te s¹ zbudowane g³ównie z glin zwa³owych, lokalnie ods³aniaj¹ siê te¿ piaski buduj¹ce ich czêœæ wewnêtrzn¹. Wa³y drumlin rozdzielaj¹ w¹skie i d³ugie niecki równin torfowych. D³ugoœæ najd³u¿szego wa³u dochodzi prawie do 3 km, szerokoœæ do 150–170 m, a wysokoœæ tych form wynosi œrednio 10–20 m. Najwiêksza jest forma s¹siaduj¹ca z wy¿szym fragmentem wysoczyzny. Drugie wyraŸne pole z wyst¹pieniami tych form znajduje siê w rejonie £yskowa, gdzie znajduje siê oko³o szeœciu drumlin, zorientowanych NW–SE. Budowa tych form jest podobna do poprzednio opisanej. Wœród nich rozpoznano równie¿ mniejsz¹ formê pozbawion¹ wierzchniej warstwy glin. W pó³nocnej czêœci wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego do drumlin zaliczono wyd³u¿one, elipsoidalne formy (ich osie s¹ podobnie zorientowane), zbudowane z glin zwa³owych. Byæ mo¿e ze wzglêdu na ich gliniast¹ budowê i uporz¹dkowan¹ orientacjê przestrzenn¹ w³aœciwiej by by³o okreœliæ je jako wa³y drumlinopodobne. Formy utworzone w strefie martwego lodu. Moreny martwego lodu wystêpuj¹ g³ównie w pó³nocnej czêœci wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, tworz¹c ci¹g trzech wzgórz, któ- rych wysokoœæ wzglêdna dochodzi do 15–22 m. Ci¹g ten ma orientacjê WSW–ENE. Formy te zbudowane s¹ z piasków drobno- lub œrednioziarnistych, lokalnie przykrytych niewielkimi p³atami glin ablacyjnych. Na zapleczu najwy¿szej znajduje siê doœæ rozleg³e zag³êbienie wype³nione namu³ami. Rozpoczyna siê tam równie¿ doœæ du¿a dolina wód roztopowych, odprowadzaj¹ca wody w kierunku pó³nocnym. Geneza omawianego ci¹gu wzgórz do koñca nie jest jasna. Obecnoœæ doliny odprowadzaj¹cej wody roztopowe wskazywa³aby na doœæ d³ugie istnienie w tym rejonie bry³ martwego lodu, powsta³ych w czasie deglacjacji. Nie mo¿na równie¿ wykluczyæ, ¿e s¹ to wzgórza moren akumulacyjnych powsta³ych w czasie recesji l¹dolodu fazy poznañskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Interesuj¹ce jest, ¿e od strony po³udniowej towarzysz¹ im niewielkie, ma³ej mi¹¿szoœci pola piasków ró¿noziarnistych, z domieszk¹ ¿wirów. Mog³yby to byæ pola osadów wodnolodowcowych lub wodno- morenowych, co potwierdza³oby raczej drug¹ hipotezê. Pojedyncze moreny martwego lodu wystê- puj¹ tak¿e na wschód od Tucholi, a tak¿e w czêœci wschodniej terenu arkusza, na pó³noc od Nowego Sumina. Formy wodnolodowcowe. Równiny sandrowe i wodnolodowcowe (w ogól- noœci) tworz¹ niewielkie p³aty na obszarach obu wspomnianych wysoczyzn oraz lokalne systemy

10 odprowadzania wód roztopowych, zwi¹zane najczêœciej z deglacjacj¹ obszaru wysoczyzn. Wiêksza strefa takich równin wodnolodowcowych znajduje siê na przedpolu moren martwego lodu, na pó³noc od Tucholi i Bladowa, gdzie wydaje siê, ¿e odp³yw skierowany by³ ku zachodowi, w kierunku rynny jeziora ¯alno. Równina wodnolodowcowa znajduje siê równie¿ na wschód od Jeziora Drzycimskiego. Kontynuuje siê ona na obszarze s¹siaduj¹cego od wschodu terenu arkusza Cekcyn (Jurys, 2007). W tym przypadku powierzchnia równiny wodnolodowcowej jest po³o¿ona na wysokoœci oko³o 110 m n.p.m. i znajduje siê oko³o 5 m wy¿ej ni¿ powierzchnia sandru Brdy. Taka sytuacja morfologiczna sugeruje nieco póŸniejsz¹ genezê równiny sandru Brdy. Lecz czy by³ to tylko krótki epizod, czy d³u¿szy okres odpowiadaj¹cy odrêbnym fazom lodowcowym, trudno na podstawie dostêpnych danych stwierdziæ. Równiny sandrowe erozyjno-akumulacyjne (120–100 m n.p.m.) (sandr Brdy) biegn¹ po³udnikowo od pó³nocnej granicy obszaru arkusza, a¿ po jego granicê po³udniow¹, gdzie ich powierzchnia stopniowo obni¿a siê do 98–100 m n.p.m. (tabl. III). Szerokoœæ sandru Brdy w granicach badanego terenu jest doœæ sta³a i wynosi 2,5–3,5 km. Równiny sandrowe odpowiadaj¹ tarasie XI (najwy¿szej) zgodnie z podzia³em Galona (1953). Tarasa XI jest uznawana za akumula- cyjn¹. Jednak¿e prace prowadzone w tym rejonie wykaza³y pod cienkim, piaszczysto-¿wirowym przykryciem, obecnoœæ starszych osadów. Szczególnie we wschodnim obrze¿u Tucholi i na pó³nocny wschód od niej wystêpuj¹ w takiej sytuacji osady mioceñskie. Taka pozycja wskazuje na g³ównie erozyjny charakter powierzchni równiny sandrowej w tych miejscach. Generalnie mi¹¿szoœæ osadów okruchowych, buduj¹cych sandr Brdy nie jest du¿a, w po³udniowej czêœci wynosi od kilku do oko³o dziesiêciu metrów. Bezpoœrednio pod tymi osadami wystêpuje szcz¹tkowy poziom morenowy, podœcie- lony osadami miocenu œrodkowego. Wiêksze mi¹¿szoœci wystêpuj¹ w œrodkowej, a g³ównie pó³nocnej czêœci terenu arkusza, gdzie dochodz¹ do 10–20 m (tabl. IV). Powierzchniê sandru urozmaicaj¹ zarówno doliny rzeczne o za³o¿eniach rynnowych, co zosta³o ju¿ omówione, jak i liczne zag³êbienia powsta³e po wytopieniu bry³ martwego lodu. W wielu miejscach równinê sandrow¹ nadbudowuj¹ za- równo pola piasków przewianych, jak i wydmy. Formy te s¹ liczne w pó³nocno-wschodniej czêœci badanego obszaru oraz na po³udnie od Nowego Sumina, gdzie widaæ wyraŸnie wkraczanie pokryw eolicznych na peryferyjn¹, brze¿n¹ czêœæ wysoczyzny morenowej. Najwiêcej form akumulacji szczelinowej wystêpuje w rynnie Kiczy oraz w jej s¹siedztwie. Nie s¹ one du¿e, ich d³ugoœæ waha siê od 300 do 600 m, szerokoœæ od 120 do 200 m, a wy- sokoœæ dochodzi do 10 m. Zbudowane s¹ g³ównie z glin zwa³owych, lecz miejscami równie¿ z osadów piaszczysto-¿wirowych. Na pozosta³ym obszarze wystêpuj¹ pojedyncze formy np. w pó³nocnej czêœci wysoczyzny w rejonie Wielkiej Komorzy i na pó³noc od Stobna. Na wyró¿nienie zas³uguje równie¿ du¿a forma akumulacji szczelinowej po³o¿ona na pó³noc od Nowego Sumina, w czêœci brze¿nej „wysoczyzny cekcyñskiej”( „wyspa cekcyñska”). Zbudowana jest ona g³ównie z materia³u piaszczystego o ró¿nej

11 granulacji. D³ugoœæ tej formy wynosi oko³o 1300 m, szerokoœæ 400 m, a wysokoœæ 15–17 m. W czêœci wschodniej tej formy czêœæ materia³u piaszczystego zosta³a przekszta³cona w pokrywê piasków eolicznych. Kemy wystêpuj¹ g³ównie w po³udniowej czêœci wysoczyzny. Najwiêcej jest ich w rejonie Mêdromierza Wielkiego, szczególnie w pobli¿u jeziora Mêdromierz. Formy te czêsto s¹ owalne, rzadziej nieregularne lub wyd³u¿one. Kemy otaczaj¹ce od zachodu i pó³nocy jezioro Mêdromierz wznosz¹ siê oko³o 15–18 m nad poziom jeziora i oko³o 10 m nad powierzchniê otaczaj¹cej wysoczyzny. Kulminacje pagórków s¹ raczej p³askie, co nadaje im charakter stoliwa kemowego. Jak wykaza³y profile sond rêcznych, pod cienkim przykryciem materia³u ró¿noziarnistego wystêpuj¹ piaski py³owate i drobnoziarniste. Wskazywa³oby to na jeziorno-lodowcow¹ genezê tych form. Nieco mniejsze, lecz podobne formy wystêpuj¹ na po³udnie i po³udniowy zachód od Mêdromierza Wielkiego. Poje- dyncze kemy wystêpuj¹ równie¿ w pobli¿u czêœci wylotowej rynny Kiczy, po jej pó³nocnej stronie. Tarasy kemowe tworz¹ niewielkie sp³aszczenia i pó³ki na po³udniowym zboczu rynny Ki- czy, gdzie s¹ zawieszone parê metrów nad akumulacyjnym dnem tej rynny. Wyró¿nikiem tych form oprócz kszta³tu by³ ich piaszczysty budulec. Powy¿ej sp³aszczenia tarasów kemowych zbocza rynny buduj¹ gliny zwa³owe. Niewielkie tarasy kemowe rozwinê³y siê na obrze¿u lokalnych wytopisk, np. oko³o 2,5 km na zachód od Bladowa. Rynny subglacjalne i rynny subglacjalne wykorzystane przez rzeki i czêœciowo przez nie przekszta³cone tonajwiêksze i najg³êbsze (³¹cznie z jeziorami rynnowymi) formy negatywne wystêpuj¹ce w granicach terenu arkusza. Czytelny jest uk³ad rynien za- równo w obrêbie powierzchni wodnolodowcowej sandru Brdy, jak i w granicach wysoczyzny. Orienta- cja przestrzenna tych form w obrêbie sandru Brdy zosta³a ju¿ omówiona, nale¿y przypomnieæ o uk³adzie prostok¹tno–równoleg³ym. Poszczególnymi odcinkami tego uk³adu p³yn¹ obecnie rzeki: Brda, St¹¿ka, ¯ytnica. S¹ to w wiêkszoœci rynny przekszta³cone przez rzeki (tabl. II). Orientacja tego uk³adu rynnowe- go jest NE–SW. Drugi system rynien o zbli¿onej orientacji (SSW–NNE) reprezentuje rynna cekcyñska, przechodz¹ca w czêœci pó³nocno-wschodniej na obszar arkusza Cekcyn. D³ugoœæ tej rynny (³¹cznie z Jezio- rem Drzycimskim i G³ówka) wynosi oko³o 6 km, szerokoœæ 350–500 m, a g³êbokoœæ ³¹cznie z g³êbokoœci¹ Jeziora Cekcyñskiego i Drzycimskiego przekracza 30 m. Od g³ównej rynny odchodz¹ od strony zachodniej boczne rynny, tworz¹ce równoleg³y, mniejszy uk³ad rynnowy jeziora Gwiazda i jeziora Mia³y. Po³udniowa czêœæ wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego jest pozbawiona rynien, wyj¹tek stanowi po³udniowo-zachodnie naro¿e terenu arkusza, gdzie znajduje siê fragment szerokiej rynny rzeki Ka- mionki (rynny Kamionki) o orientacji równole¿nikowej. Ca³oœæ wysoczyzny (Pojezierze Krajeñskie) dzieli na dwie czêœci subrównole¿nikowa (WSW–ENE), szeroka rynna Kiczy. D³ugoœæ tej rynny w granicach badanego terenu wynosi oko³o 12,5 km, w swojej czêœci wschodniej wyraŸnie odchyla siê ona

12 w kierunku po³udniowo-wschodnim. Rynna nie jest ju¿ tak regularn¹ form¹, jak w czêœci zachodniej. Tworz¹ j¹ przeg³êbienia zajête przez ma³e jeziora G³êboczek i Trzcionek o naturze eworsyjnej. Rozpoczyna siê ona w czêœci zachodniej, w obni¿eniu jeziora Tucho³ka (na obszarze ark. Kamieñ Krajeñski), stanowi¹cym wêze³ hydrograficzny, gdzie krzy¿uj¹ siê dwa systemy rynien. W czêœci zachodniej (po³udniowo-zachodniej) i œrodkowej krêtoœæ tej rynny jest niewielka, dopiero w czêœci pó³nocno-wschodniej nastêpuje czêstsza zmiana orientacji, podkreœlona obecnoœci¹ wspomnianych jezior. Na zapleczu tej rynny, na pó³noc od Tucholi i Bladowa, wystêpuje opisany ci¹g trzech wzgórz moren martwego lodu, co tworzy uk³ad morfologiczny wskazuj¹cy na marginalny charakter tej rynny. Pó³nocny fragment wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego w swojej czêœci pó³nocnej rozcinaj¹ systemy rynnowe o orientacji NE–SW, pierwszy obejmuje jezioro ¯alno i G³êboczek, drugi — jezioro Lubierzyñskie i Stobno, a trzeci jezioro Raci¹¿. Wszystkie systemy kontynuuj¹ siê w kierunku po³udniowo-zachodnim na obszarze s¹siedniego arkusza (Kamieñ Krajeñski), pierwsza rynna dochodzi do Jezio- ra Tucho³ka, natomiast trzecia koñczy siê w rozleg³ym obni¿eniu w rejonie Obrowa. Doliny wód roztopowych wystêpuj¹ g³ównie na wysoczyŸnie w pó³nocno-zachodniej czêœci badanego terenu. Wiêksza dolina rozpoczyna siê na zapleczu moren martwego lodu i biegnie ku pó³nocy do jeziora Stobno, mniejsza forma o takiej samej orientacji uchodzi do jeziora Lubierzyñskiego, które równie¿ ³¹czy siê ci¹giem obni¿eñ z jeziorem Stobno. W obrêbie równiny sandru Brdy do tego typu form mo¿na zaliczyæ dolinê ¯ytnicy i prawdopodobnie dolinê Szumionki. Ta ostatnia forma rozpoczyna siê w rejonie po³udniowych fragmentów rynny cekcyñskiej i rynny jeziora Gwiazda. Po za- koñczeniu drena¿u subglacjalnego i wytopieniu martwego lodu (przynajmniej czêœciowo) nadmiar wód roztopowych, móg³ byæ odprowadzany dolin¹ Szumionki w kierunku zachodnim. Równiny erozyjne wód roztopowych wystêpuj¹ jedynie w dnie rynny Kamionki (po³udniowo-zachodnia czêœæ obszaru arkusza), gdzie obok sandru dolinnego wystêpuj¹ na tym sa- mym poziomie powierzchnie zbudowane z glin zwa³owych. Jest wiêc wysoce prawdopodobne, ¿e ca³a powierzchnia powsta³a w wyniku erozji wód roztopowych p³yn¹cych t¹ rynn¹. Zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie wystêpuj¹ powszechnie zarówno na obszarze wysoczyzny polodowcowej, jak i w obrêbie równin sandrowych. Na terenie wysoczyzny pozosta³oœci¹ po nich s¹ najczêœciej niewielkie równiny torfowe lub zag³êbienia bezodp³ywowe wype³nione namu³ami. Najwiêksze takie zag³êbienie w granicach obszaru arkusza to obni¿enie jeziora Mêdromierz (o g³. 5,2 m), a tak¿e zag³êbienie jeziora Bladówek (na zachód od Bladowa) oraz jeziora Tywiec (ko³o Bys³awia). W obrêbie równin sandrowych pozosta³oœci¹ po licznych miejscami bry³ach martwego lodu jest krajobraz tzw. „sandru dziurawego”. Formy eoliczne. Wydmy wystêpuj¹ g³ównie na równinie sandru Brdy. Rozpoznano je w po- jedynczym przypadku tak¿e na powierzchni tarasów nadzalewowych. W obrêbie równin sandrowych

13 wydmy czêsto wystêpuj¹ w obrze¿u torfowisk, obni¿eñ wype³nionych piaskami humusowo-torfiasty- mi. Obserwuje siê g³ównie wydmy paraboliczne i pod³u¿ne lub nieregularne, czasem s¹ to formy po³¹czone skrzyd³ami. Orientacja tych form wskazuje, ¿e powsta³y one przy dominuj¹cym kierunku wiatru W–E. Przedstawione dane s¹ zgodne z wczeœniej znanymi faktami, wskazuj¹cymi, ¿e wiêk- szoœæ wydm na sandrze Brdy wystêpuje w pobli¿u dolin rzecznych, jezior i wytopisk. Dominuj¹cym typem s¹ wydmy paraboliczne, powsta³e przy udziale wiatrów zachodnich (Nowicka, 1958). Inne wydmy, takie np. jak wa³y piaszczyste, wydmy proste, powsta³y z transformacji wydm parabolicznych. Autorka koreluje wiek wydm z okresem powstawania wytopisk, a wiêc przyjmuje, ¿e powsta³y g³ów- nie po okresie preborealnym, a przed litorynowym. Jednak¿e geneza wydm nie by³a zwi¹zana z jednym okresem, lecz przynajmniej z trzema (Nowicka, 1958). PóŸniejsza praca Nowaczyka (1986) dotyczy wieku wydm na sandrze Brdy w rejonie jeziora Charzykowy. Najstarsze wydmy, s¹siaduj¹ce bezpoœrednio z jeziorem, tworzy³y siê ju¿ przed allerödem. Czêœæ wydm powstawa³a w starszym dryasie. Najm³odsze wydmy, transgreduj¹ce na piaski humusowe tarasy jeziornej zaczê³y powstawaæ oko³o 8 850 lat BP, lecz procesy eoliczne trwa³y znacznie d³u¿ej, o czym œwiadcz¹ dwa poziomy gleby kopalnej (Nowaczyk, 1986). Równiny piasków przewianych wystêpuj¹ w zdecydowanej przewadze w obrêbie rów- niny sandru Brdy. Tworz¹ pojedyncze p³aty w pó³nocno-wschodniej i wschodniej (ko³o Nowego Sumina) czêœci obszaru arkusza. S¹ to ³agodnie wypuk³e elewacje w obrêbie równin wodnolodowcowych zbudowane z piasków œrednio- i drobnoziarnistych o doœæ s³abym upakowaniu. Jest bardzo mo¿liwe, ¿e wiele tych pokryw nie zosta³o rozpoznanych z powodu trudnoœci z odró¿nieniem tych utworów od osadów wodnolodowcowych, te¿ rozwiniêtych czêsto w facji drobnopiaszczystej. Czêsto w obrêbie omawianych rów- nin dosz³o do powstania niewielkich wydm, co widaæ szczególnie dobrze w pó³nocno-wschodnim naro¿u obszaru arkusza. Pola piasków przewianych w œrodkowej czêœci badanego terenu wkraczaj¹ doœæ wyra- Ÿnie na peryferyjn¹ czêœæ wysoczyzny. Bezpoœrednio pod osadami eolicznymi stwierdzono obecnoœæ glin zwa³owych. W takich sytuacjach czêsto pomiêdzy stropem glin a osadami eolicznymi wystêpuje cienki poziom gleby kopalnej (na SSE od Nowego Sumina). Formy rzeczne. Dna dolin rzecznych obejmuj¹ czêsto obszary tarasów zalewowych, wystêpuj¹ czêœciowo w dolinie Brdy, Bielskiej Strugi, St¹¿ki–Rudy, Szumionki i Kiczy. Najwiêksze i najbardziej ró¿norodne jest dno doliny Brdy. Na ró¿nych odcinkach jest nieco odmiennie zbudowane, inna jest równie¿ jego morfologia. W czêœci pó³nocnej terenu arkusza szerokoœæ dna waha siê od 200 do 450 m a rzeka wyraŸnie meandruje. Pomiêdzy meandrami utworzy³y siê stosunkowo rozleg³e rów- niny torfowe, lokalnie tylko na obrze¿ach tych równin pojawiaj¹ siê odsypy meandrowe zbudowane z piasków drobnoziarnistych. Generalnie mi¹¿szoœæ torfów jest niewielka i przewa¿nie podœcielaj¹ je piaski rzeczne (mapa geologiczna). Na wysokoœci Kie³pina i Tucholi dno doliny Brdy wyraŸnie siê zwê¿a, rzeka wcina siê silnie w powierzchniê równiny sandrowej i traci swój meandruj¹cy charakter.

14 Równina zalewowa jest s³abo rozwiniêta, rzadko tylko siê rozszerza. Dno jest zbudowane g³ównie z piaszczystych osadów rzecznych pokrytych torfami. Widoczna jest tutaj tendencja erozyjna (wg³êbna) w rozwoju doliny rzecznej. Nieco silniejsza tendencja do rozwoju meandrów pojawia siê ponownie na wysokoœci £yskowa i Jeziora Szpitalnego, lecz nie dosz³o tam do rozwiniêcia równin torfowych. Drug¹ wiêksz¹ dolin¹ rzeczn¹ na omawianym obszarze jest dolina St¹¿ki–Rudy. Prawie na ca³ym odcinku utworzy³y siê równiny torfowe, rzeka s³abo meandruje (stadium pocz¹tkowe). Dno doliny na znacznym odcinku posiada za³o¿enia rynnowe i generalnie jest g³êboko wciête w powierzchniê równiny sandrowej. Tarasy erozyjno-akumulacyjne maj¹ najczêœciej charakter tarasów nadzalewowych i ci¹gn¹ siê wzd³u¿ prawie ca³ego odcinka Brdy w granicach obszaru arkusza. Wznosz¹ siê one przeciêtnie 3,0–5,6 m n.p. rzeki. Tarasy te przewa¿nie zbudowane s¹ z piasków ró¿noziarnistych z domieszk¹ ¿wirów. O erozyjnym charakterze tych tarasów czêsto œwiadczy obecnoœæ glin zwa³owych pod cienkim przykryciem piaszczysto-¿wirowym, jak równie¿ p³ytka obecnoœæ osadów miocenu na tych¿e tarasach w rejonie Tucholi-Wybudowanie nad Brd¹ (mapa geologiczna). Powierzchnia tara- sów nadzalewowych sukcesywnie wznosi siê w kierunku pó³nocnym, tak ¿e wzglêdna wysokoœæ tej formy nad lustro wody jest w przybli¿eniu sta³a. Miejscami jednak, w czêœci pó³nocnej terenu arkusza, tarasy nadzalewowe przechodz¹ w wy¿szy poziom dwustopniowo, co nadaje im charakter (przynajmniej czêœciowo) tarasów zeœlizgowych. Sp³aszczenie (powierzchnia) ni¿sze od wy¿szego jest od- dzielone ³agodnym za³omem. Czêsto równie¿ tarasy nadzalewowe s¹ nachylone w kierunku osi doliny, co potwierdza ich erozyjny charakter. Tarasy nadzalewowe s¹ po³o¿one na wysokoœci od oko³o 85 m n.p.m. w czêœci po³udniowej badanego obszaru poprzez 91–94 m n.p.m. w rejonie Tucholi, do 102 m n.p.m. na po³udnie od Woziwody (pó³nocna granica terenu arkusza). Wystêpowanie tarasów zeœlizgowych, erozyjnych, nachylonych ku osi doliny wskazuje, ¿e wcinanie siê rzeki by³o procesem ci¹g³ym, przebiegaj¹cym jedynie z ró¿nym natê¿eniem w zale¿noœci od zmieniaj¹cych siê warunków klimatyczno-hydrologicznych oraz lokalnej budowy geologicznej (B³aszkiewicz, 1998). W czêœci pó³nocnej obszaru arkusza, dolinie Brdy towarzyszy jeszcze jeden wy¿szy poziom tarasowy, le¿¹cy na wysokoœci oko³o 106–109 m n.p.m. (ok. 5 m wy¿ej od poprzedniego). Podobne sp³aszczenie, le¿¹ce na tej samej wysokoœci towarzyszy rynnie Jeziora Okierskiego. Genezê tych tarasów mo¿na prawdopodobnie wi¹zaæ z pocz¹tkiem kszta³towania siê odp³ywu rzecznego w póŸnym glacjale, a jego geneza mo¿e byæ mieszana — wodnolodowcowo-rzeczna. Dolinki w ogólnoœci nierozdzielone. Wystêpuj¹ one w strefie krawêdziowej, g³ównie wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego oraz w strefie brze¿nej wysoczyzny „wyspy cekcyñskiej”, jak równie¿ w strefie krawêdziowej rynien subglacjalnych. Niektóre z tych form wykorzystuj¹ okresowo p³yn¹ce cieki. Ró¿na jest d³ugoœæ i g³êbokoœæ tych form w zale¿noœci od po³o¿enia lokalnej bazy ero- zyjnej oraz charakteru procesów erozyjnych, denudacyjnych.

15 Formy denudacyjne. Równina denudacyjna zosta³a wstêpnie rozpoznana u podnó¿a zachodniego sk³onu wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, gdzie tworzy wyrównan¹ powierzchniê, po³o¿on¹ 5–10 m wy¿ej ni¿ równina sandru Brdy (na pó³nocny wschód od £yskowa). Na powierzchni wy- stêpuj¹ s³abo wysortowane piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami, tworz¹ce cienkie przykrycie glin zwa³owych. D³ugie stokiwyró¿niono wzd³u¿ strefy zboczowej wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego oraz wy¿szej pó³nocno-zachodniej strefy zboczowej wysoczyzny „wyspy cekcyñskiej”. Deniwelacje terenu s¹ doœæ znaczne i dochodz¹ do 20–30 m. S¹ to jednostajne po³ogie stoki o doœæ znacznej d³ugoœci. Formy jeziorne. Równiny jeziorne wystêpuj¹ wokó³ du¿ego obni¿enia wytopiskowego jeziora Mêdromierz. W póŸnym glacjale i wczesnym holocenie jezioro to mia³o wiêkszy zasiêg. Po- dobna sytuacja wystêpuje w po³udniowej czêœci Jeziora Bys³awskiego, które równie¿ w tej czêœci mia³o wiêkszy zasiêg. Formy utworzone przez roœlinnoœæ. Równiny torfowe itorfowo-gytiowe, rzadziej torfowo-kredowe wystêpuj¹ w wiêkszych zag³êbieniach bezodp³ywowych na obszarze wysoczyzny Po- jezierza Krajeñskiego, g³ównie w jego czêœci pó³nocnej. Na obszarze równiny sandru Brdy, wiêksze równiny torfowe zajmuj¹ najbardziej obni¿one odcinki rynien subglacjalnych. Szczególnie du¿e rów- niny torfowe powsta³y w dolinie St¹¿ki (tabl. II). G³ówn¹ rzek¹ p³yn¹c¹ przez obszar arkusza jest Brda, stanowi¹ca oœ regionalnego uk³adu hydro- graficznego. Do Brdy uchodz¹ jej lewobrze¿ne dop³ywy: Bielska Struga, Ruda i St¹¿ka (jeden ciek) oraz

Tabela 2 Morfometria jezior na terenie arkusza Tuchola (wg Atlasu jezior Polski — Jañczak, 1997)

Po³o¿enie Powierzchnia G³êbokoœæ maksymalna G³êbokoœæ œrednia Nazwa jeziora (m n.p.m.) (ha) (m) (m)

Raci¹skie 104,7 39,2 13,2 5,9

Stobno 107,2 89,2 20,2 6,7

Lubierzyñskie 108,0 19,2 12,3 6,8

G³êboczek 105,2 17,4 5,0 3,0

¯alno 116,9 50,0 5,5 2,8

Okierskie 95,5 43,8 0,6 0,5

Cekcyñskie Wielkie 99,3 121,0 27,9 9,9

Drzycimskie 99,2 38,7 25,0 9,8

Gwiazda 99,1 53,0 20,2 7,2

Mia³y 99,1 18,0 5,2 3,0

Mêdromierz 141,0 29,8 5,2 2,9

Szpitalne 88,0 66,4 19,6 7,5

Bys³awskie 99,2 69,0 28,5 10,2

16 Szumionka i prawobrze¿na Kicza. Spadek Brdy w pó³nocnej czêœci badanego terenu (do ujœcia Bielskiej Strugi) jest umiarkowany i wynosi œrednio 7‰, czego odbiciem jest rozwój meandrów. Poni¿ej ujœcia Biel- skiej Strugi spadek wyraŸnie wzrasta, dolina staje siê wê¿sza, rzeka przestaje meandrowaæ. Œredni przep³yw roczny w œrodkowym biegu wynosi 19,9 m3/s, wahania wody siêgaj¹ maksymalnie 2 m. Na obszarze arkusza Tuchola zlokalizowanych jest kilkanaœcie jezior. Parametry morfometrycz- ne wiêkszych z nich przedstawia tabela 2.

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

Na obszarze arkusza Tuchola w czterech otworach badawczych: Raci¹¿ 1 (otw. 1), Stobno 2 (otw. 8), Chojnice 3 (otw. 12) i Bys³aw 2 (otw. 92) przewiercono ca³kowicie utwory neogenu, paleogenu i kredy. Otwór Raci¹¿ 1 (g³. 1875,0 m) zosta³ zakoñczony w osadach pstrego piaskowca, Stobno 2 (g³. 3190,0 m) w utworach syluru, Bys³aw 2 (g³. 3303,0 m) w osadach dewonu, natomiast w otworze Chojnice 3 (g³. 3044,5 m) osi¹gniêto strop utworów syluru. Badany teren po³o¿ony jest w strefie granicznej pomiêdzy platform¹ prekambryjsk¹ Europy wschodniej i platform¹ paleozoiczn¹ Europy zachodniej i œrodkowej. Przez Tucholê przechodzi diagonalnie zorientowana (NW–SE) strefa wg³êbnych roz³amów, znana jako strefa Teisseyre´a-Tornqu- ista (T-T), oddzielaj¹ca obie platformy od siebie. Tak wiêc po³udniowo-zachodnia czêœæ obszaru arkusza po³o¿ona jest w obrêbie platformy paleozoicznej, czêœæ pó³nocno-wschodnia le¿y w strefie brze¿nej platformy prekambryjskiej. Ta strefa brze¿na platformy prekambryjskiej w znacznej mierze pokrywa siê z obszarem nasuniêcia platformy paleozoicznej na obszar kratonu prekambryjskiego (Znosko, 1998). Utwory permu, triasu, jury i kredy buduj¹ pokrywowy kompleks strukturalny. Czêœæ pó³nocno-wschodnia arkusza po³o¿ona jest w przeg³êbieniu perykratonicznym (odcinek pomorski), natomiast czêœæ po³udniowo-zachodnia le¿y w granicach antyklinorium pomorskiego (Po¿aryski, 1969). Osady permo-mezozoiczne w granicach omawianego terenu osi¹gaj¹ du¿e mi¹¿szoœci, co przestrzennie zwi¹zane jest z pomorskim odcinkiem synklinorium brze¿nego. Obszar arkusza Tuchola pod wzglêdem liczby wierceñ znajduje siê w korzystnej sytuacji. Od drugiej po³owy lat szeœædziesi¹tych do koñca lat osiemdziesi¹tych ubieg³ego wieku wykonano czter- naœcie wierceñ poszukiwawczych za z³o¿ami wêgla brunatnego, które przewa¿nie zakoñczone zosta³y w osadach kredy górnej. G³êbokoœæ tych otworów waha³a siê od oko³o 160 do 220 m. W dziewiêciu otworach z tej grupy wykonano badania biostratygraficzne, co pozwoli³o dok³adniej rozpoznaæ straty- grafiê i paleografiê osadów paleogenu i neogenu (Rêbas, 1984; S³odkowska, 1989, 2000, 2004). Nale¿y

17 zaznaczyæ, ¿e nie wszystkie odcinki badanych profili pozwoli³y uzyskaæ czytelny obraz biostratygrafczny, piêæ otworów z wymienionej grupy nie posiada jakiejkolwiek dokumentacji stratygraficznej. Tak wiêc, korelacja stratygraficzna pod³o¿a czwartorzêdu by³a mo¿liwa jedynie czêœciowo. Interpretacjê litostratygraficzn¹ osadów paleogenu i neogenu, ich przestrzenne rozpoziomowanie, utrudnia rów- nie¿ ich litologiczne podobieñstwo. Pierwotnie wydzielone przez Ciuka (1970, 1974) schematy litostratygraficzne s¹ w du¿ej mierze ju¿ nieaktualne. Na terenie arkusza Tuchola zlokalizowanych jest 20 otworów, w których nawiercono jedynie strop osadów neogenu. Wiêkszoœæ z nich odwiercono w celach hydrogeologicznych. Ich opis litologiczny jest czêsto powierzchowny, czasami profil kilku otworów po³o¿onych blisko siebie jest nie- spójny, co utrudnia ich wykorzystanie. Osady neogenu i paleogenu nosz¹ wyraŸne cechy zaanga¿owania glacitektonicznego, szczegól- nie w czêœci œrodkowej i zachodniej, na obszarze wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, natomiast osady kredy górnej zachowuj¹ siê sztywno i nie podlegaj¹ takim deformacjom. Dlatego te¿ bardziej szczegó³owy opis litostratygraficzny rozpoczêto od osadów tego wieku.

1. Kreda

Ca³y profil osadów kredowych zosta³ rozpoznany w profilach otworów: 1, 8, 12 i 92. Ich mi¹¿szoœæ w wymienionych otworach wynosi odpowiednio: 958,5; 827,5; 905,0 i 576,0 m. Trzy pierwsze otwory po³o¿one s¹ w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, natomiast otwór 92 (Bys³aw 2) znajduje siê w po³udniowo-wschodnim naro¿u badanego terenu. Strop utworów kredowych w czêœci pó³nocnej znajduje siê w otworze 1 na wysokoœci 138,5 m p.p.m., 8 — 89,0 m p.p.m., 12 — 76,5 m p.p.m. oraz 92 — 72,5 m p.p.m. Sp¹g znajduje siê w wymienionych profilach otworów na rzêdnych: 1097,0; 916,5; 981,5 i 648,5 m p.p.m. (po³udniowo-wschodnia czêœæ terenu arkusza). Nale¿y dodaæ, ¿e mi¹¿szoœæ osadów kredowych na badanym terenie jest wielokrotnie wiêksza ni¿ na obszarze arkusza Gostycyn (na po³udnie od ark. Tuchola), gdy¿ w dwóch otworach wykonanych na terenie tego arkusza waha siê od 57,0 do 80,5 m (Wieczorek, Stoiñski, 2008). Sytuacja ta jest trudna do wyt³umaczenia. Czêœciowym wyt³umaczeniem mo¿e byæ brak precy- zyjnego rozpoznania stratygraficznego utworów kredowych. Nale¿y dodaæ, ¿e prezentowany poni¿ej opis litostratygraficzny bazuje na opisie profili otworów archiwalnych. Mi¹¿szoœæ utworów kredy dolnej w pó³nocnej czêœci terenu arkusza waha siê od 10,0 (otw. 12) do 71,5 m (otw. 8). Sp¹g ich znajduje siê na wysokoœci od 1097,0 (otw. 1) do 916,5 m p.p.m. (otw. 8). W czêœ- ci dolnej i œrodkowej s¹ to mu³owce z mik¹ i pirytem oraz mu³owce wêgliste, w czêœci górnej piaskowce œrednio- i drobnoziarniste jasnoszare, kwarcowe z mik¹, rzadziej piaskowce brunatne. Profil otworu

18 Bys³aw 2 (otw. 92) ró¿ni siê zdecydowanie od pozosta³ych. Przede wszystkim osady kredowe, w tym kredy dolnej, le¿¹ du¿o wy¿ej, ich sp¹g znajduje siê na rzêdnej — 648,5 m p.p.m., ich mi¹¿szoœæ jest te¿ wiêksza i wynosi 145,0 m. S¹ to g³ównie mu³owce piaszczyste ciemnobrunatne z muskowitem.

a. Kreda górna

Osady kredy górnej, podobnie jak ca³ej kredy przewiercono w czterech wspomnianych otworach (otw.: 1, 8, 12 i 92). Ich strop nawiercono tak¿e w 13 otworach poszukiwawczych za wêglem brunatnym. Mi¹¿szoœæ utworów kredy górnej wynosi: 431,0 m w profilu Bys³aw 2 (otw. 92), 756,0 m w profilu Stob- no 2 (otw. 8), 890,5 m w profilu Raci¹¿ 1 (otw. 1) i 895,0 m w profilu Chojnice 3 (otw. 12). Nie nale¿y za- pominaæ, ¿e osady kredowe w profilu Bys³aw 2 le¿¹ du¿o p³ycej ni¿ w pozosta³ych profilach, brakuje tam równie¿ utworów mastrychtu. Wszystko to wskazuje na tektoniczne, uskokowe wyniesienie tego rejonu i zerodowanie osadów kredy górnej (mastrychtu) ju¿ po ich osadzeniu. Jest to wiêc prawdopodobnie odbicie jednej z faz ruchów alpejskich w strefie brze¿nej platformy prekambryjskiej. W czêœci pó³nocnej terenu arkusza osady kredy górnej od cenomanu po kampan osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ od 501,0 (otw.1i8)do658,5 m (otw. 12). Warto jednak zauwa¿yæ, ¿e przyrost mi¹¿szoœci w tym ostatnim otworze odbywa siê, byæ mo¿e, kosztem mi¹¿szoœci osadów kredy dolnej (tylko 10,0 m). Sp¹g utworów kredy górnej le¿y na wysokoœci od 1029,0 (otw. 1) i 971,5 (otw. 12) do 845,0 m p.p.m. (otw. 8). W dolnej czêœci tej sekwencji stratygraficznej dominuj¹ mu³owce margliste, sporadycznie te¿ wystêpuj¹ czarne ³upki ilaste i jasnoszare piaskowce. W stropie wystêpuj¹ g³ównie margle mu³owcowe. Mi¹¿szoœæ osadów od cenomanu do kampanu w profilu Bys³aw 2 (otw. 92) wynosi 431,0 m, ich sp¹g jest po³o¿ony na wysokoœci 503,5 m p.p.m., osady mastrychtu nie zosta³y w tym profilu rozpoznane. Utwory kredy górnej w profilu Bys³aw 2 reprezentuj¹ margle mu³owcowe i mu³owce margliste.

Mastrycht

Margle, miejscami i³y margliste i piaskowce. Utwory mastrychtu w porów- naniu do pozosta³ych osadów kredy górnej maj¹ charakter regresywny. W wyniku wycofywania siê morza nast¹pi³o pogrubienie frakcji i sedymentacja osadów bardziej p³ytkowodnych (Krassowska, 1997). Mi¹¿szoœæ utworów mastrychtu wynosi: 398,5 (otw. 1), 255,0 (otw. 8) i 236,5 m (otw. 12). Strop osadów kredy górnej znajduje siê na wysokoœci odpowiednio: 138,5, 89,0 i 76,5 m p.p.m. Ni¿sze po³o¿enie stropu w profilu Raci¹¿ 1 (otw. 1) odzwierciedla prawdopodobnie równie¿ tektonikê nieci¹g³¹ tego obszaru. Po³o¿enie stropu utworów kredy górnej rozpoznano w profilach 13 otworów poszukiwawczych za wêglem brunatnym. Najp³ycej jest ona po³o¿ona w czêœci zachodniej badanego terenu, gdzie znajduje siê na wysokoœci oko³o 66 m p.p.m. (otw. 55) oraz w czêœci po³udniowej obszaru arkusza — 70 m p.p.m. w rejonie Pi³y M³yna (otw. 81, 82) i 73 m p.p.m. w Bys³awiu (otw. 92). W czêœci

19 pó³nocnej badanego terenu powierzchnia ta jest po³o¿ona na wysokoœci 76,5 m p.p.m. (otw. 12) oraz poni¿ej wysokoœci 137 m p.p.m. (otw. 17). Generalnie osady mastrychtu reprezentuj¹ w czêœci dolnej piaskowce wapniste, glaukonitowe, w czêœci górnej margle mu³owcowe, ilaste.

2. Paleogen + neogen

Utwory paleogenu rejonu arkusza stanowi¹ fragment tzw. m³odszej czêœci pokrywy osadowej. Lokalnie cykl regresywny zbiornika górnokredowego utrzymywa³ siê jeszcze w paleocenie dolnym. U schy³ku paleocenu i przez wiêksz¹ czêœæ eocenu dominowa³y procesy denudacji (Piwocki i in., 1996). Generalnie paleogen rozwiniêty jest w facji p³ytkomorskich, epiplatformowych osadów, depo- nowanych w brze¿nej czêœci zachodnioeuropejskiego zbiornika morskiego, zwanego te¿ zbiornikiem pó³nocnoniemiecko-polskim. W eocenie górnym nast¹pi³o pog³êbienie zbiornika, a w oligocenie dolnym dalszy rozwój transgresji morskiej, która cofnê³a siê definitywnie w oligocenie górnym. W neo- genie na skutek zmiany warunków sedymentacji i warunków klimatycznych dosz³o do zdecydowanej zmiany osadów. W miocenie w warunkach klimatu ciep³ego i wilgotnego powstawa³y liczne bagna, dominowa³a akumulacja jeziorna, rzeczna, powstawa³y liczne pok³ady wêgla brunatnego. W wy¿szej czêœci miocenu œrodkowego na skutek och³odzenia klimatu, dosz³o do ograniczenia sedymentacji formacji burowêglowej, dominowa³a akumulacja osadów ilastych. Ilasto-mu³kowa sedymentacja trwa³a do wczesnego pliocenu (S³odkowska, 2000). Profil utworów paleogenu i neogenu na Ni¿u Polski jest niekompletny, posiada luki erozyjne, stratygraficzne. Pierwszy schemat podzia³u litostratygraficznego „trzeciorzêdu” Ni¿u Polski zaproponowa³ Ciuk (1970, 1974). W póŸniejszym okresie podzia³ ten by³ modyfikowany przez wielu autorów (Piwocki i in., 1996, 2004). Przedstawiony poni¿ej opis litostratygraficzny osadów neogenu i paleogenu wystêpuj¹cych na obszarze omawianego arkusza oparto o ostatnie opracowania biostratygraficzne i paleograficzne rejonu Tucholi (S³odkowska, 2000, 2004), gdzie zsyntetyzowano poprzednie wyniki badañ i dokonano szczegó³owych opracowañ dwóch profili otworów, z rejonu Kowalskich B³ot (£osiny 2/KB — otw. 32) i z rejonu Okierska (Komorza 1/KB — otw. 17). W opisie tym wykorzystano równie¿ wyniki badañ biostratygraficznych osadów paleogenu i neogenu uzyskane z obszaru arkusza (S³odkowska, 2005).

a. Paleocen Paleocen œrodkowy (zeland)

Piaski kwarcowe, piaski glaukonitowe, wapienie margliste, miejscami mu³ki piaszczyste — formacja odrzañska (A)1 . Osady paleocenu œrodko-

1 Nazwa formacji i symbol (A, D, E, F, G, H, I, J, K) wed³ug S³odkowskiej, 2004

20 wego rozpoznano w profilu otworu Komorza (otw. 17) i £osiny (otw. 32), z pó³nocno-wschodniej czêœci terenu arkusza. W profilu Komorza osady paleocenu osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 45,3 m. S¹ to g³ównie piaski glaukonitowe, wapienie margliste, sporadycznie mu³ki piaszczyste. Sp¹g tych osadów znajduje siê na wysokoœci 135,5 m p.p.m. a strop 90,2 m p.p.m. W utworach tych stwierdzono obecnoœæ charakterystycznego fitoplanktonu morskiego, g³ównie Dinoflagellata: m.in.: Alterbidinium circulum, Apectodi- nium homomorphum, Apectodinium summisum i inne oraz Ÿle zachowane ziarna py³ku grupy Normapolles (S³odkowska, 2000, 2004). W profilu otworu £osiny 2/KB mi¹¿szoœæ osadów paleocenu wynosi oko³o 2 m. Wystêpuj¹ one na wysokoœci oko³o 81–83 m p.p.m. S¹ to piaski kwarcowe i mu³ki piaszczyste. Stwierdzono obec- noœæ morskiego fitoplanktonu: Alisocysta, Apteodinum, Cerodinium depressum, Cerodinium specio- sum, Cerodinium striatum, Membranosphera i inne. Na uwagê zas³ugiwa³a obecnoœæ ziaren py³ku Classopollis oraz Sapotaceoidaepollenites i inne (S³odkowska, 2000, 2004).

b. Oligocen Oligocen dolny (rupel)

I³y, mu³ki, mu³ki piaszczyste i wêgiel brunatny — formacja czem- piñska (D). Utwory oligocenu dolnego wystêpuj¹ doœæ powszechnie na obszarze arkusza Tuchola, na przewa¿aj¹cym terenie stanowi¹ g³ówn¹ sekwencjê osadow¹ paleogenu. Wiêksze mi¹¿szoœci tych osadów wystêpuj¹ w profilach otworów: Raci¹¿ II (otw. 7), Komorza (otw. 17), £osiny (otw. 32), Tuchola-Bia³owie¿a VI (otw. 42), Jeleñcz IV (otw. 55), £yskowo PG-1 (otw. 80) oraz Pi³a-M³yn V (otw. 82), gdzie ich mi¹¿szoœæ jest bardzo ma³a. Sp¹g utworów oligocenu dolnego w czêœci pó³nocnej obszaru arkusza po³o¿ony jest na wysokoœci oko³o 85 m p.p.m. (otw. 17) oraz oko³o 80 m p.p.m. (otw. 7, 32). W czêœci œrodkowej badanego terenu sp¹g ten znajduje siê na wysokoœci oko³o 42 (otw. 42), 40 (otw. 55) i 35,2 m p.p.m. (otw. 80), a w czêœci po³udniowej na wysokoœci oko³o 73 m p.p.m. (otw. 82). Mi¹¿szoœæ osadów oligocenu dolnego waha siê od kilku metrów (otw. 82) poprzez 20–30 (otw. 17, 32, 55) i 60 (otw. 42) do oko³o 100 m (otw. 80). Zarówno ró¿ne rzêdne stropu, jak i zmienne mi¹¿szoœci, szczególnie te najwiêksze wartoœci (otw. 42, 80), s¹ efektem procesów tektonicznych (rzêdne stropu) i glacitektonicznych (mi¹¿szoœci) (przekrój geologiczny A–B, tabl. III, tabl. IV). Utwory oligocenu dolnego s¹ wykszta³cone g³ównie jako mu³ki szarozielonkawe, miejscami brunatnawe, w mniejszym stopniu piaski py³owate drobnoziarniste i i³y brunatne. Mu³ki brunatne s¹ czêsto przedzielone cienkimi przewarstwieniami wêgla brunatnego. W przedstawionych osadach opi- sano charakterystyczny zespó³ fitoplanktonowy, reprezentowany m.in. przez: Chiropteridium lobospinosum, Membranophoridium aspinatum, Cordosphaeri inodes, Wetzeliella symetrica i inne.

21 Oznaczono ziarna py³ku roœlin ciep³olubnych, takich jak: Fususpollenites fusus, Castaneoideaepollis pusillus, Quercoides microhenrici i Engelhardtioipollenites. Dolnooligoceñskie spektra sporowo-py³kowe i fitoplanktonowe wi¹zaæ nale¿y z formacj¹ rupelsk¹ zwan¹ te¿ czempiñsk¹, szeroko rozprzestrzenion¹ na terenie Ni¿u Polski (S³odkowska, 2000, 2004).

Oligocen górny (szat)

£upki ilaste, i³y, mu³ki i piaski — formacja mosiñska górna (E). Osady tego wieku rozpoznano g³ównie w profilu otworu Mêdromierz V (otw. 73), gdzie mi¹¿szoœæ ich wynosi oko³o 10 m, a sp¹g znajduje siê na wysokoœci 36 m p.p.m. S¹ to g³ównie i³y i ³upki ilaste. W profilu £osiny (otw. 32) udokumentowana mi¹¿szoœæ tych osadów wynosi oko³o2mireprezentuj¹ je piaski i mu³ki piaszczyste. Fitoplankton reprezentowany jest g³ównie przez: Membranophoridium aspinatum, Wetzeliella meckelfeldensis, Chiropteridium lobospinosum, Rhombodinium pustulosum i inne. Obec- noœæ charakterystycznego gatunku zarodników Verrucatosporites balticus oraz przedstawiony zespó³ fitoplanktonu potwierdzaj¹ górnooligoceñski wiek osadów (S³odkowska, 2000).

c. Miocen Miocen œrodkowy

Piaski kwarcowe, mu³ki piaszczyste, mu³ki z soczewkami wêgla brunatnego i wêgiel brunatny formacji krajeñskiej (F,G), adamowskiej (H,I)i poznañskiej (J,K)wystêpuj¹ na ca³ym obszarze arkusza pod osadami czwartorzêdu.. Formacja krajeñska (krajeñsko-œcinawska) obejmuje utwory rozpoczynaj¹ce sedymentacjê w miocenie œrodkowym. Powstawa³y one w œrodowisku l¹dowym, g³ównie rzecznym, deltowym i jeziorno-bagiennym. W czêœci dolnej panowa³a bogata wegetacja roœlinna, dominowa³a roœlinnoœæ bagienna (faza zbiorowisk roœlinnych F). Dane palinologiczne œwiadcz¹ o optymalnych warunkach dla rozwoju roœlinnoœci wêglotwórczej (S³odkowska, 2000). Osady dolnej czêœci formacji krajeñskiej (faza zbiorowisk roœlinnych F) wystêpuj¹ w profilu otworu £osiny (otw. 32). Pojawiaj¹ siê one równie¿ w profilu Tuchola-Bia³owie¿a (otw. 42), lecz ich wysokoœæ (80–90 m n.p.m.) wskazuje na wtórne, glacitektoniczne po³o¿enie tych utworów. W profilu £osiny wystêpuje wêgiel brunatny o mi¹¿szoœci 3,4 m, jego sp¹g znajduje siê na wysokoœci 27,6 m p.p.m. Charakterystyczne zespo³y dla tej czêœci osadów to Tricolporopollenites pseudocingulum oraz Quer- coidites henrici, a tak¿e Engelhardtioipollenites quietus, Symplocoipollenites i inne (S³odkowska, 2004). Utwory œrodkowej czêœci formacji krajeñskiej (faza zbiorowisk roœlinnych G) wystêpuj¹ w profilu otworu £osiny (otw. 32), gdzie reprezentuje je 8,5-metrowa seria wêgla brunatnego i mu³ków piaszczystych. Sp¹g tej serii znajduje siê na wysokoœci 21,7 m p.p.m. W dalszym ci¹gu panowa³y zbli¿one warunki klimatyczne, wilgotnoœæ sprzyja³a rozwojowi bujnej roœlinnoœci. Osady tego wieku (faza zbiorowisk

22 roœlinnych F/G) wystêpuj¹ równie¿ w profilu otworu Pi³a-M³yn (otw. 82), lecz ich wysokoœæ (65–80 m n.p.m.) wskazuje na glacitektoniczn¹ pozycjê. W osadach tej czêœci formacji krajeñskiej rozpoznano równie¿ Tricolporopollenites pseudocingulum oraz Quercoidites henrici. Obecne s¹ ziarna py³ku takie jak: Nyssa- pollenites, Alnipollenites veresus, Tricolporopollenites megaexactus i Ericipites (S³odkowska, 2004). Formacja adamowska (paw³owicko-adamowska) obejmuje utwory wystêpuj¹ce w œrodkowej czêœci miocenu œrodkowego. Osady tej formacji (faza zbiorowisk roœlinnych H i I) rozpoznano w profilach piêciu otworów poszukiwawczych wykonanych na terenie arkusza Tuchola. Osady ni¿szej czêœci formacji adamowskiej (faza zbiorowisk roœlinnych H) wystêpuj¹ w profilach otworów: Raci¹¿ II (otw. 7), Komorza (otw. 17), £osiny (otw. 32), Jeleñcz (otw. 55) i Pi³a-M³yn (otw. 82). Mi¹¿szoœæ ich waha siê od piêciu do kilkunastu metrów. S¹ to g³ównie 1,5–5,0-metrowe serie wêgla brunatnego oraz mu³ki piaszczyste z py³em brunatnowêglowym. Obraz materii palinologicznej wskazuje na zmianê typu sedymentacji. Nastêpowa³a okresowa erozja osadów i osuszanie zbiorników. W osadach tej czêœci formacji krajeñskiej obecne s¹ ci¹gle spektra: Tricolporopollenites pseudocingulum, Engelhardtiopollenites punctatus, Tricolporopollenites megaexactus, Tricolporo- pollenites exactus oraz Quercoides, Faguspollenites i inne (S³odkowska, 2000, 2004). Utwory wy¿szej czêœci (faza zbiorowisk roœlinnych I) obecne s¹ w profilu otworu Komorza (otw. 17) i £osiny (otw. 32). Mi¹¿szoœæ wymienionych osadów waha siê w granicach 15–20 m. S¹ to mu³ki piaszczyste i piaski z py³em wêglowym. Warunki œrodowiskowe nie by³y zbytnio sprzyjaj¹ce akumulacji pok³adów wêgla brunatnego. W spektrum py³kowym z tego okresu zmniejszy³a siê iloœæ ziaren py³ku roœlin paleotropikalnych, wzros³a natomiast iloœæ elementów arktycznotrzeciorzêdo- wych: Faguspollenites, Betulaepollenites betuloides, Ulmipollenites undulosus. Obecny jest ci¹gle, choæ w mniejszych iloœciach Tricolporopollenites pseudocingulum (S³odkowska, 2000). Badaniom biostratygraficznym poddano osady wystêpuj¹ce w pod³o¿u czwartorzêdu w otworach kartograficznych. W profilu otworu Raci¹¿ K1 (otw. 2) w 2-metrowym poziomie wêgla brunatnego, któ- rego sp¹g znajduje siê na wysokoœci oko³o 65 m n.p.m., wystêpuj¹ liczne ziarna py³ku roœlin nagonasiennych i okrytonasiennych. Wœród nagonasiennych licznie wystêpowa³ Pinuspollenites (30,5%) i Sequiopollenites (5%). Roœliny okrytonasienne reprezentowa³y m.in.: Tricolporopollenites pseudocingulum (5,5%), Alnipollenites verus, Quercoidites henrici, Nyssapollenites i wiele innych taksonów z przewag¹ ziaren py³ku roœlin o ciep³oumiarkowanych wymaganiach. Przedstawiony zespó³ nale¿y wi¹zaæ z poziomem sporowo-py³kowym — faz¹ klimatyczn¹ VI Tricolporopollenites megaexactus, charakterystyczn¹ dla IIAlubiñskiego pok³adu wêgla brunatnego (S³odkowska, 2005), z formacji ada- mowickiej. Analogiczny zespó³ sporomorf oznaczono w profilu otworu Raci¹¿ II (otw. 7) na wysoko- œci 19 m p.p.m. (S³odkowska, 2004), a wiêc znacznie ni¿ej ni¿ w otworze kartograficznym. Wskazuje to na siln¹ glacitektonikê rejonu obu, blisko siebie po³o¿onych otworów.

23 Formacja poznañska obejmuje piaski kwarcowe, mu³ki piaszczyste, mu³ki i wêgiel brunatny, akumulowane w górnej czêœci miocenu œrodkowego. Osady tej formacji w czêœci dolnej odpowiadaj¹ fazie zbiorowiska roœlinnego J, w wy¿szej K. Sedymentacja odbywa³a siê w zbiornikach œródl¹dowych, typu bagiennego. Czêœæ dolna wyró¿nia³a siê jeszcze stosunkowo bogat¹ wegetacj¹, czêœæ wy¿- sza s³absz¹. Mo¿na powiedzieæ, ¿e w wy¿szej czêœci miocenu œrodkowego w wyniku och³adzania siê klimatu dominowa³a roœlinnoœæ lasów mieszanych i ³êgowych, z elementami arktycznotrzeciorzêdo- wymi, typowymi dla klimatu umiarkowanego (S³odkowska, 2000). Osady formacji poznañskiej rozpoznano w profilach otworów: Komorza (otw. 17), £osiny (otw. 32) (czêœæ dolna odpowiada fazie zbiorowisk roœlinnych J) oraz Mêdromierz (otw. 73) i Pi³a-M³yn (otw. 82) (czêœæ górna — faza zbiorowisk roœlinnych K). Mi¹¿szoœæ utworów czêœci dolnej formacji poznañskiej waha siê w granicach 2–20 m natomiast czêœci górnej od 2 do 12 m. Strop osadów miocenu œrodkowego w wymienionych otworach jest po³o¿ony na wysokoœci 15–37 m n.p.m. Utwory dolnej czêœci formacji poznañskiej charakteryzuje obecnoœæ ziaren py³ku lasu miesza- nego — Quercoidites, Faguspollenites, ³êgowego: Ulmipollenites undulosus, Betulaepollenites betuloides i bagiennego — Alnipollenites verus, Nyssapollenites oraz ziaren py³ku zaroœli Ericipites (S³odkowska, 2000). Osady wy¿szej czêœci formacji poznañskiej s¹ zdominowane elementami flory arktycznotrze- ciorzêdowej: Betulaepollenites betuloides, Ulmipollenites udulosus, Pterocaryapollenites. Liczne by³y ziarna py³ku roœlin bagiennych Alnipollenites verus i Nyssapollenites (S³odkowska, 2000). W mu³kach wêglistych i wêglu brunatnym wystêpuj¹cych w profilu otworu kartograficznego Mêdromierz Ma³y (otw. 57) na wysokoœci od 54 do 63 m n.p.m. stwierdzono ubogi zespó³ sporomorf, gdzie najliczniej wystêpowa³ gatunek Leiotriletes maxoides (7,5%). Nagonasienne reprezentowane by³y przez Pinuspollenites (13,9–26,1%) i Sciadopityspollenites (6,7%) oraz Sequoiapollenites (3,6–8,2%). Wœród okrytonasiennych stwierdzono g³ównie: Myricipites bituitus (5,2–17,6%), Tri- colporopollenites pseudocingulum (10,3%), Alnipollenites verus (11,9%), Nyssapollenites (8,2%), Liquidambarpollenites stigmosus (7,5%) i inne (S³odkowska, 2005). Przedstawione spektrum jest najbardziej zbli¿one do poziomu florystycznego VII Celtipollenites verus, wystêpuj¹cego w I œrodko- wopolskim pok³adzie wêgla brunatnego z formacji poznañskiej (faza zbiorowisk roœlinnych J). W profilu otworu kartograficznego Okiersk (otw. 31), w mu³kach ilastych znajduj¹cych siê na wyso- koœci oko³o 20 m n.p.m. ziarna py³ku roœlin nagonasiennych reprezentowa³ g³ównie Pinuspollenites (25%) i Inaperturopollenites hiatus (6,3%). Wœród nagonasiennych wystêpowa³y: Quercoides (6,3%), Betulae- pollenites betuloides (5,7%), Alnipollenites verus (5,4%), Pterocaryapollenites (4,8%), Ulmipollenites undulosus (3,3%) i inne (S³odkowska, 2005). Opisywany zespó³ jest najbardziej zbli¿ony do obrazu fazy florystycznej VII Celtipollenites verus, charakterystycznej dla I œrodkowopolskiego pok³adu wêgla brunat-

24 nego z ni¿szej czêœci formacji poznañskiej. W pobliskim profilu otworu £osiny (otw. 32) na podobnej wy- sokoœci oznaczono równowiekowy zespó³ py³kowy (S³odkowska, 2004). W profilu otworu kartograficznego Raci¹¿ K1 (otw. 2), zespó³ py³kowy z cienkiego poziomu wêgla brunatnego, po³o¿onego na wysokoœci 96 m n.p.m., by³ wœród nagonasiennych reprezentowany przez Pinuspollenites (24,6%), a wœród okrytonasiennych przez: Betulaepollenites betuloides (17,7%), Nyssapollenites (16,3%), Alnipollenites verus (14,8%). Zaznaczy³ siê te¿ udzia³ Quercoidites (5,4%), Quercoidites asper (2,5%) i innych. Opisany powy¿ej zespó³ z licznym udzia³em elementów umiarkowanych, zw³aszcza lasu bagiennego jest zbli¿ony do spektrów py³kowych IX fazy florystycznej Tricol- poropollenites pseudocinglum (faza zbiorowisk roœlinnych K), charakterystycznej dla IA oczkowickiego pok³adu wêgla brunatnego, z wy¿szej czêœci formacji poznañskiej (S³odkowska, 2005).

3. Czwartorzêd

Utwory czwartorzêdu pokrywaj¹ ca³y teren arkusza Tuchola, jednak¿e ich mi¹¿szoœæ jest bardzo zró¿nicowana. Wynika to z silnego zaanga¿owania glacitektonicznego obszaru wysoczyzny Poje- zierza Krajeñskiego, a szczególnie jego czêœci brze¿nej. Ma³e mi¹¿szoœci osadów czwartorzêdowych wystêpuj¹ lokalnie na sandrze Brdy. W czêœci po³udniowej badanego terenu utwory wodnolodowcowe maj¹ tylko kilka metrów, rzadko przekraczaj¹ 10 m. Równie¿ na wschód od Tucholi, w s¹siedztwie doliny Brdy mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu jest znikoma, czêsto nie przekracza 2 m. Czy jest to efekt glacitektoniki, trudno na obecnym etapie badañ rozstrzygn¹æ. Najwiêksze mi¹¿szoœci utworów czwartorzêdowych rozpoznano w profilach otworów archiwalnych w rejonie Kie³pina (otw. 26), gdzie wystêpuj¹ osady czwartorzêdowe o mi¹¿szoœci 165,0 m oraz w Wielkiej Komorzy (otw. 15, 16), gdzie rozpoznano 120–129-metrowe serie utworów czwartorzêdowych. Generalnie mi¹¿szoœæ osa- dów czwartorzêdu w granicach badanego terenu jest mniejsza ni¿ na obszarach s¹siednich arkuszy.

a. Plejstocen

Stratygrafia osadów plejstoceñskich zosta³a oparta na korelacji przestrzennej wydzielonych po- ziomów lodowcowych, wykszta³ceniu litologicznym i nastêpstwie warstw, rozpoznanych w otworach wiertniczych (przekrój geologiczny A–B, tabl. III, tabl. IV). Przy okreœleniu zalegania warstw wzd³u¿ linii przekroju geologicznego wykorzystano wyniki badañ elektrooporowych (Jagodziñska, Kalitiuk, 2005). Wyniki tych badañ by³y najbardziej przydatne do odwzorowania rzeŸby pod³o¿a czwartorzêdu. W celu rozpoziomowania osadów plejstoceñskich zosta³y szeroko wykorzystane wyniki opracowania specjalnego, dotycz¹cego badañ litologiczno-petrograficznych utworów z czterech otworów kartograficznych z obszaru arkusza Tuchola (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Przy opracowaniu stratygra-

25 fii wykorzystano wyniki interpretacji stratygraficznej z obszarów s¹siednich arkuszy: Cekcyn (Jurys, 2007), Gostycyn (Wieczorek, Stoiñski, 2008) i Kamieñ Krajeñski (Studencki, 2008). Uzyskane wyniki badañ litologiczno-petrograficznych pozwoli³y na wydzielenie piêciu pozio- mów glin zwa³owych oraz rozdzielaj¹cych je poziomów osadów wodnolodowcowych (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Autor w swojej interpretacji stratygraficznej odszed³ od niektórych ustaleñ przedstawionych w opracowaniu specjalnym. Dotyczy to szczególnie przynale¿noœci stratygraficznej wyró¿nionych poziomów. Wykonane w granicach terenu arkusza cztery otwory kartograficzne dostarczy³y stosunkowo niewiele materia³u badawczego dla okreœlenia litostratygrafii glin. Mi¹¿szoœci osadów plej- stoceñskich tak¿e okaza³y siê mniejsze od zak³adanych, co dotyczy szczególnie mi¹¿szoœci poziomów glin zwa³owych. W tej sytuacji wykorzystano czêœciowo wyniki badañ z obszarów s¹siednich arkuszy. Profil osadów plejstoceñskich na obszarze arkusza Tuchola sk³ada siê z osadów zlodowaceñ po³udniowopolskich (zlodowacenia Nidy i Sanu 1), zlodowaceñ œrodkowopolskich (zlodowacenia Warty — stadia³ dolny i œrodkowy) oraz zlodowaceñ pó³nocnopolskich (dwa poziomy glin w stadiale górnym zlodowacenia Wis³y), reprezentuje go wiêc szeœæ poziomów glin zwa³owych. Stopieñ udokumentowania litostratygraficznego tych poziomów jest ró¿ny. Utwory zlodowacenia Nidy zosta³y udokumentowane jedynie na podstawie sukcesji stratygraficznej i g³êbokoœci wystêpowania. Osady zlodowacenia Warty w profilach otworów kartograficznych maj¹ ma³e mi¹¿szoœci, dostarczy³y wiêc niewielkiej iloœci materia³u do badañ petrograficznych. Tak wiêc przedstawion¹ interpretacjê stratygraficzn¹ nale¿y uznaæ za wstêpn¹. I³y, mu³ki, piaski i wêgiel brunatny paleogeñsko–neogeñskie wystê- puj¹ce jako kry w utworach plejstoceñskich rozpoznano w profilach licznych otworów archiwalnych (otw.: 5, 22, 27, 39, 60, 77). Interpretacja, rozpoziomowanie litostratygraficzne wskazuj¹, ¿e czêœciej te kry wystêpuj¹ w obrêbie glin zwa³owych zlodowacenia Warty, rzadziej — zlodowacenia Sanu 1. Osady kier lepiej rozpoznano w profilu otworu kartograficznego Okiersk (otw. 31) i Mêdromierz Ma³y (otw. 57). W profilu otworu Okiersk krê buduje 2,9-metrowy poziom wêgla brunatnego, podœcielony piaskami py³owatymi i drobnoziarnistymi z du¿¹ domieszk¹ py³u wêglowego, o mi¹¿szoœci 7 m. Wyniki badañ palinologicznych wykaza³y obecnoœæ fitoplanktonu: Chiropteridium lobospinosum, Membra- nophoridium aspinatum, Wetzieliella freienwaldense, Pentadinium lacinctum a tak¿e obecnoœæ py³ku nagonasiennych Pinuspollenites (30,1%) i okrytonasiennych m.in: Fususpollenites fusus (10,2%) Castaneoideaepollis pusillus (4,5%) oraz Platanipollis ipelensis (3,4%). Przedstawiony sk³ad palino- morf (S³odkowska, 2005) wskazuje na dolnooligoceñski wiek zespo³u. W profilu otworu Mêdromierz Ma³y krê buduj¹ osady ilasto-mu³kowe czarne, z du¿¹ iloœci¹ py³u wêglowego, miejscami bardzo zbite, z widocznym zlustrowaniem, nachylon¹ laminacj¹, o mi¹¿szoœci 24 m. Spory reprezentuje g³ównie gatunek Cicatricosisporites paradorogensis. Wœród ziaren py³ku nagonasiennych obecne s¹: Pinuspollenites (16,6–29,5%), Sequoiapollenites (3,1–4,3%), Inaperturo-

26 pollenites dubius (4%), a okrytonasiennych: Castaneoideaepollis pusillus (17,1%), Castaneoideaepollis oviformis (5,7%), Tricolporopollenites pseudocingulum (4,7%), Tricolporopollenites staresedloensis i inne. Przedstawiony sk³ad zespo³u, podobnie jak w krze z profilu Okiersk, wskazuje na dolnooligo- ceñski wiek (S³odkowska, 2005). Osady kry paleogeñskiej rozpoznano równie¿ w profilu otworu poszukiwawczego Mêdromierz (otw. 73). W stropowej czêœci profilu (39,4–53,0 m n.p.m.), tu¿ pod osadami czwartorzêdowymi, wystêpuje 13,6-metrowa warstwa szarozielonych, zwiêz³ych, mocno spoistych i³ów, w których stwierdzono obecnoœæ licznego fitoplanktonu morskiego, reprezentowanego przez: Chiropteridium, Micrhystridium, Paucilobimmmorpha, Wetzeliella i brakicznego reprezentowanego przez Crasso- sphaera. Oznaczono doœæ bogaty zespó³ spor: Gleicheniidites, Toroisporis, Cicatriosisporites chat- tensis. Bogaty jest te¿ zespó³ ziaren py³ku nagonasiennych i bardziej ubogi — okrytonasiennych. Uzyskane spektrum pozwoli³o uznaæ omawiane utwory za osady formacji mosiñskiej dolnej, która formowa³a siê na pograniczu eocenu i oligocenu (S³odkowska, 2000, 2004). Jak wskazuj¹ wyniki badañ biostratygraficznych, osady wspomnianej kry podœcielaj¹ m³odsze utwory nale¿¹ce do formacji poznañskiej, a wiêc powsta³e u schy³ku miocenu œrodkowego. Mamy tutaj wiêc do czynienia z kr¹, b¹dŸ te¿ z siln¹ glacitektonik¹, która doprowadzi³a do silnego sfa³dowania i odwrócenia sekwencji stratygraficznej.

Zlodowacenia po³udniowopolskie

Do zlodowaceñ po³udniowopolskich zaliczono osady dwóch poziomów lodowcowych, odpowiadaj¹cych zlodowaceniu Nidy i Sanu 1. Ni¿szy poziom nie posiada dokumentacji litologiczno-pe- trograficznej.

Zlodowacenie Nidy

Gliny zwa³owe wystêpuj¹ w rozleg³ym obni¿eniu pod³o¿a czwartorzêdu w rejonie Kie³pina (otw. 26, 29) i byæ mo¿e Wielkiej Komorzy, gdzie nie przewiercono osadów plejstoceñskich (otw. 15, 16). W profilu otworu 29 do utworów tego wieku zaliczono cienki 2,2-metrowy poziom glin zwa³owych s³abo zwiêz³ych, silnie piaszczystych, których sp¹g znajduje siê na wysokoœci 13,3 m n.p.m. W po³o¿onym nieco na zachód profilu otworu 26 wystêpuje 70-metrowy poziom szarych glin zwa³owych. Nie mo¿na wykluczyæ, ¿e czêœæ glin stwierdzonych w profilu tego otworu mo¿e czasowo odnosiæ siê do glin z profilu otworu 29, tym bardziej, ¿e sp¹gowe sekwencje glin wystêpuj¹ tutaj jeszcze na wysokoœci 16,5 m p.p.m.

Zlodowacenie Sanu 1

Osady tego wieku reprezentuj¹ piaski i ¿wiry wodnolodowcowe oraz przykrywaj¹ce je gliny zwa³owe. Dokumentowane badaniami litologiczno-petrograficznymi gliny zwa³owe rozpoznano w pro-

27 filu otworu kartograficznego Tuchola (otw. 40) oraz w profilu otworu 29, na wschód od Kie³pina i 15 w Wielkiej Komorzy. W rejonie Kie³pina i w Wielkiej Komorzy utwory tego wieku wystêpuj¹ doœæ nisko, na wysokoœci 10–58 m n.p.m. W rejonie Tucholi osady tego wieku znajduj¹ siê wy¿ej, lecz otwór ten jest zlokalizowany w rynnie Kiczy, co mo¿e t³umaczyæ ró¿nice wysokoœci. Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe wystêpuj¹ w rejonie Kie³pina (otw. 29) na wysokoœci 15–20 m n.p.m., natomiast w Komorzy Wielkiej (otw. 15, 16) jest to 16–20-metrowa warstwa piasków ¿wirowatych przechodz¹cych ku sp¹gowi w piaski ró¿noziarniste. Nieprze- wiercona seria tych osadów siêga wysokoœci 20 (otw. 15)i1mn.p.m. (otw. 16). W profilu otworu kartograficznego Tuchola (otw. 40) do osadów tego wieku zaliczono 18,8-metrow¹ seriê piasków ró¿noziarnistych, znajduj¹c¹ siê na wysokoœci 56,9–75,7 m n.p.m. Piaski te zawieraj¹ 7–20-procentow¹ domieszkê frakcji py³owo-ilastej, s¹ wiêc one Ÿle wysortowane. Obtoczenie ziaren kwarcu jest s³abe, wartoœci wspó³czynnika R wynosz¹ od 1,2 do 1,7. Zawartoœæ wêglanu wapnia waha siê w przedziale 5,3–8,0%. Zmienne proporcje zawartoœci minera³ów ciê¿kich przezroczystych (amfibole i granaty) odzwierciedlaj¹ ró¿n¹ hydrodynamikê œrodowiska wodnolodowcowego, w którym powstawa³y omawiane osady (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Gliny zwa³owe wystêpuj¹ w profilach wymienionych ju¿ otworów (otw.: 15, 16, 17, 29 i 40). W profilu otworu Komorza (otw. 17) jest to 6-metrowy poziom silnie wapnistych, szarych glin mu³kowatych, le¿¹cych na wysokoœci 31–37 m n.p.m. W profilu otworu 29 gliny tego wieku osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 30,4 m i znajduj¹ siê na wysokoœci od 27,8 do 58,2 m n.p.m. Zgodnie z opisem archiwal- nym s¹ to gliny zwa³owe szaroniebieskawe, zawieraj¹ce ¿wirki granitu, kwarcu, piaskowców i margli. W Wielkiej Komorzy w profilu otworu 15 gliny z otoczakami tego wieku osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 29,0 m i wystêpuj¹ na wysokoœci 36,7–65,7 m n.p.m. W profilu otworu kartograficznego Tuchola (otw. 40) piaszczyste gliny zwa³owe o mi¹¿szoœci 15,8 m wystêpuj¹ na wysokoœci 75,7–91,5 m n.p.m. S¹ to gliny piaszczysto-ilaste, o bardzo ma³ej za- wartoœci frakcji ilastej. Na wysokoœci 81,8 m wystêpuje cienkie przewarstwienie ilaste, byæ mo¿e wiêc nie jest to jednolity poziom glin, lecz ich dwie serie. Zawartoœæ wêglanu wapnia w ca³ym poziomie waha siê w granicach 10,1–17,7% (œr. 11,8%). Sk³ad minera³ów ciê¿kich jest typowy dla tego

Tabela 3 Wyniki badañ litologiczno-petrograficznych glin zwa³owych zlodowacenia Sanu 1

Udzia³ ska³ (%) Wspó³czynniki petrograficzne Nr G³êbokoœæ otworu (m) Kr Wp Dp £p Pp Qp O/K K/W A/B

22,0–37,8 38,1–52,6 27,01–44,44 0,0–7,3 0,0–1,6 2,7–14,5 1,7–12,9 0,81–1,47 0,85–1,75 0,46–0,91 40 (50,6)* (36,8) (2,4) (0,3) (10,9) (6,2) (1,06) (1,27) (0,68)

Uwaga: w nawiasach podano wartoœci œrednie (dotyczy tabel: 3, 5, 6)

28 typu osadów, przewa¿aj¹ amfibole (œr. 36,6%) nad granatami (œr. 22,7%), epidotem (œr. 13,0%), pirok- senami (œr. 7,9%) i innymi (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Sk³ad petrograficzny frakcji ¿wirowej (5–10 mm) i wspó³czynniki petrograficzne2 przedstawiono w tabeli 3. Przedstawiona powy¿ej charakterystyka oraz porównanie cech litologiczno-petrograficznych (Lisicki, 2003), pozwalaj¹ uznaæ omawiane gliny za utwory starszego stadia³u zlodowacenia Sanu 1 (Mas³owska, Szelewicka, 2005).

Zlodowacenia œrodkowopolskie

Rozpoznanie osadów zlodowaceñ œrodkowopolskich opiera siê g³ównie na ich sukcesji przestrzennej, w mniejszym stopniu bazuje na wynikach badañ litologiczno-petrograficznych, gdy¿ w od- wierconych otworach kartograficznych napotkano na cienkie, fragmentaryczne, czêsto rozmyte poziomy glin tego wieku. Materia³u do porównawczej analizy wspó³czynników sk³adu petrograficznego glin tego wieku jest niewiele. Bior¹c pod uwagê te pojedyncze dane mo¿na by³o jedynie wstêp- nie okreœliæ wiek napotkanych poziomów glin zwa³owych. Generalnie wystêpuj¹ dwa poziomy glin tego wieku, ni¿szy zosta³ przypisany do stadia³u dolnego zlodowacenia Warty, wy¿szy przypisano stadia³owi œrodkowemu tego zlodowacenia. W profilach otworów archiwalnych 15 i 16 z rejonu Wielkiej Komorzy, oko³o 45–50-metrowy poziom glin zwa³owych reprezentuje prawdopodobnie ³¹cznie co najmniej dwie serie glin ze zlodowaceñ œrodkowopolskich. Dolny poziom glin zwa³owych miejscami jest podœcielony seri¹ osadów wodnolodowcowych, poprzedzaj¹cych nasuniêcie l¹dolodu. Wy¿szemu horyzontowi glin towarzyszy pe³niejsza sekwencja osadów, wodnolodowcowych poprzedzaj¹cych nasuniêcie i zastoiskowych, zarówno podœcielaj¹cych, jak i przykrywaj¹cych m³odsze gliny.

Zlodowacenie Warty

Stadia³ dolny

Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe rozpoznano w profilu otworu archiwalnego 33 w ¯alnie (zachodnia czêœæ obszaru arkusza) oraz w profilu otworu kartograficznego Mêdromierz Ma³y (otw. 57). W czêœci sp¹gowej w profilu otworu 33, na mioceñskich i³ach zalega 6-metrowa seria piasków ró¿noziarnistych. Sp¹g tych piasków znajduje siê na wysokoœci 65 m n.p.m., a strop 71 m n.p.m. W profilu otworu kartograficznego (otw. 57) 12,8-metrowa seria osadów piaszczys-

2 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; Dp — dolomity paleozoiczne, Wp — wapienie paleozoiczne, Pp — piaskowce i kwarcyty prekambryjskie i paleozoiczne, Kr — ska³y krystaliczne, £p — ³upki paleozoiczne, Qp — kwarc pochodz¹cy z rozpadu ska³ krystalicznych

29 tych spoczywa na osadach miocenu œrodkowego. Sp¹g serii wodnolodowcowej le¿y na wysokoœci 63,6 m n.p.m. W jej dolnej czêœci dominuj¹ Ÿle wysortowane piaski z domieszk¹ frakcji mu³kowej, w czêœci wy¿szej w piaskach wystêpuje du¿a domieszka ¿wirów. Zawartoœæ wêglanu wapnia jest doœæ zmienna i waha siê od 0,9 do 5,2%. Obtoczenie ziaren kwarcu jest w ca³ej serii generalnie z³e (wartoœæ œrednia wspó³czynnika obtoczenia R wynosi 1,56), jedynie w stropie, gdzie zaznacza siê domieszka ¿wirów, obtoczenie jest nieco lepsze (R = 0,89) (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Gliny zwa³owe, miejscami z soczewkami i³ów wystêpuj¹ w zachodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie rozpoznano je w profilach otworów 33 i 57. W ¯alnie w profilu otworu 33 zosta³ stwierdzony 19-metrowy poziom glin zwa³owych, w dolnej czêœci przedzielony 3-metrow¹ wk³adk¹ i³ów. Sp¹g glin znajduje siê na wysokoœci oko³o 71 m n.p.m. W profilu otworu kartograficznego (otw. 57) rozpoznano 1,2-metrowy poziom glin, którego sp¹g le¿y na wysokoœci 76,4 m n.p.m. S¹ to gliny ilasto-piaszczyste. Zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi 15,9%. Charakterystyczn¹ cech¹ sk³adu petrograficznego tych glin (1 analiza) jest wysoka zawartoœæ dolomitów pó³nocnych (5,3%) (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Poni¿ej (tab. 4) przedstawiono sk³ad petrograficzny tych glin. Poziom glin o przedstawionych cechach zosta³ zaliczony do starszego stadia³u zlodowacenia Warty (Mas³owska, Szelewicka, 2005).

Tabela 4 Wyniki badañ litologiczno-petrograficznych glin zwa³owych zlodowacenia Warty

Udzia³ ska³ (%) Wspó³czynniki petrograficzne Nr G³êbokoœæ otworu (m) Kr Wp Dp £p Pp Qp O/K K/W A/B

2 31,0–31,1 48,3 40,5 0,0 3,4 5,6 2,3 0,91 1,25 0,72

57 67,4–68,1 36,4 42,8 5,3 0,4 12,9 1,1 1,63 0,78 0,95

Stadia³ œrodkowy

Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe wystêpuj¹ doœæ powszechnie w profilach otworów po³o¿onych w czêœci zachodniej terenu arkusza, na obszarze Pojezierza Krajeñskiego (otw.: 3, 7, 26, 57, 69, 73). W pozosta³ej czêœci badanego terenu, gdzie mi¹¿szoœæ osadów plejstocenu jest generalnie mniejsza, utwory te pojawiaj¹ siê lokalnie, w miejscach przeg³êbienia pod³o¿a czwar- torzêdu (otw. 31, 32). W pó³nocnej czêœci wysoczyzny osady te s¹ trudne do identyfikacji, gdy¿ mi¹¿sze serie okruchowe, wystêpuj¹ce w profilach otworów7i26(52–64 m) obejmuj¹ zapewne utwory wodnolodowcowe utworzone w ró¿nym okresie (stadiale œrodkowym zlodowacenia Warty i stadiale górnym zlodowacenia Wis³y). W czêœci po³udniowej wysoczyzny osady tego wieku najlepiej

30 rozpoznano w profilu otworu kartograficznego Mêdromierz Ma³y (otw. 57). Jest to 28,7-metrowa seria piasków ró¿noziarnistych, wystêpuj¹cych na wysokoœci od 77,6 do 106,3 m n.p.m. W czêœci dolnej tej serii dostrzegalna jest domieszka frakcji mu³kowej, dochodz¹ca do 8–9 %. Wapnistoœæ osadów tej serii waha siê od 3,7 do 10,0% (œr. 7,0%). Generalnie zauwa¿a siê du¿¹ zmiennoœæ uziarnienia omawianych utworów, co razem z fluktuacj¹ sk³adu iloœciowego minera³ów ciê¿kich wskazuje na zmienn¹ dynamikê œrodowiska sedymentacji (Mas³owska, Szelewicka, 2005). W profilu otworu kartograficznego Okiersk (otw. 31) osady wodnolodowcowe tego wieku osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 32,0 m i znajduj¹ siê na wysokoœci 29,9–61,9 m n.p.m. W sp¹gu s¹ to piaski drobnoziarniste, wy- ¿ej œrednioziarniste, o umiarkowanym stopniu wysortowania. Œrednia zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi 5,8%. Sta³a przewaga w sk³adzie minera³ów ciê¿kich granatów nad amfibolami wskazuje na wysokoenergetyczne œrodowisko depozycji tych osadów, typowe dla przep³ywów wodnolodowcowych. Mu³ki zastoiskowe (dolne) wystêpuj¹ w profilu otworu kartograficznego Mêdromierz Ma³y (otw. 57) oraz prawdopodobnie w profilach otworów 60 i 56. W profilu otworu 57 jest to oko³o 3-metrowa warstwa szarych mu³ków piaszczystych o doœæ wysokiej zawartoœci wêglanu wapnia (12,0–15,9%). Mu³ki piaszczyste wykazuj¹ doœæ regularn¹ laminacjê. W profilu otworu 56 na podobnej wysokoœci wystêpu- je 6-metrowa seria zwartych mu³ków, która zapewne jest zwi¹zana z omawianym stadia³em zlodowacenia Warty. Gliny zwa³owe tego wieku wystêpuj¹ powszechnie w granicach terenu arkusza Tuchola. Najbardziej mi¹¿szy poziom tych glin rozpoznano w rejonie P³azowa (otw. 74), a tak¿e na wschód od Kie³pina (otw. 29) oraz w Bielskiej Strudze (otw. 19) i w ¯alnie (otw. 20, 21). Strop glin tego wieku nawiercono w nastêpuj¹cych otworach: 5, 24, 26, 28, 75 i 78. W rejonie P³azowa (po³udniowo-wschodnia czêœæ obszaru arkusza) w profilu otworu 74 wystêpuje 17,9-metrowy poziom glin piaszczystych, szarych z odcieniem zielonkawo-brunatnym, z pojedynczymi g³azikami. Sp¹g tych glin le¿y na wysokoœci 28,9 m n.p.m., a strop na 46,8 m n.p.m. W profilu otworu 29 na wysokoœci 63,1 m wystêpuje 3,6-metrowy poziom glin zwa³owych, piaszczystych, twardoplastycznych, silnie wapnistych jasnoszaro-niebieskawych. W Bielskiej Strudze (pó³nocno-wschodnia czêœæ terenu arkusza) do glin tego wieku zaliczono 7-metrowy poziom glin zwa³owych, znajduj¹cy siê na wysokoœci od 63,6 do 70,6 m n.p.m. W profilach otworów kartograficznych fragmenty poziomu glin tego wieku wystêpuj¹ w otworze Raci¹¿ (otw. 2). W stropie osadów miocenu œrodkowego (97,5 m n.p.m.) znajduje siê cienki 0,1-metrowy poziom szaro-¿ó³tawych glin zwa³owych o zawartoœci wêglanu wapnia 10,8%. W sk³adzie petro- graficznym frakcji ¿wirowej ska³y krystaliczne (48,3%) przewa¿aj¹ nad wapieniami paleozoicznymi (40,4%). Dostrzegalna te¿ jest wy¿sza zawartoœæ ³upków paleozoicznych (3,4%) oraz brak ska³ lokalnych (Mas³owska, Szelewicka, 2005).

31 Przedstawiony w tabeli 4 (otw. 2) sk³ad petrograficzny tych glin odpowiada stadia³owi dolnemu zlodowacenia Sanu 1 (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Bior¹c jednak pod uwagê sytuacjê geologiczn¹ i po³o¿enie przestrzenne tych glin, przyjêto, ¿e s¹ to osady stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty, ale nale¿y interpretowaæ je jako silnie zwietrza³e. Mu³ki zastoiskowe (górne) akumulowane w czasie recesji l¹dolodu stadia³u œrodkowe- go zlodowacenia Warty wystêpuj¹ w rejonie P³azowa (po³udniowo-wschodnia czêœæ badanego terenu) w profilu otworu 74. W stropie glin zwa³owych wystêpuj¹cych na wysokoœci 57,8 m n.p.m. znajduje siê 11,0-metrowa seria szarych mu³ków ilastych (tabl. III), z przerostami mu³ków py³owatych jasnoszarych.

Zlodowacenia pó³nocnopolskie Zlodowacenie Wis³y

Osady zlodowacenia Wis³y buduj¹ zwarte pokrywy na ca³ej powierzchni obszaru omawianego arkusza. Mi¹¿szoœæ tych utworów nie jest jednak zbyt du¿a. Na terenie wysoczyzny wynosi ona najczêœ- ciej 15–30 m, jedynie w miejscach rozmyæ erozyjnych wype³nionych osadami wodnolodowcowymi wzrasta do 50–70 m. W czêœci œrodkowej i wschodniej terenu arkusza przeciêtna mi¹¿szoœæ wydaje siê byæ wiêksza (tabl. III, tabl. IV) i wynosi 35–55 m. Jedynie jak wspomniano w czêœci po³udniowej doliny Brdy oraz na wschód od Tucholi, mi¹¿szoœæ ta jest niewielka, czêsto nie przekracza 10 m. Podejœcie do stratygrafii osadów zlodowacenia Wis³y w omawianym rejonie uleg³o w ostatnim piêtnastoleciu zmianie. Jednym z problemów jest obecnoœæ poziomu lodowcowego stadia³u œrodko- wego (Œwiecia). Obecnoœæ tego poziomu wielu autorów dopuszcza tylko w bliskim s¹siedztwie doliny Wis³y. Na takim stanowisku stali autorzy wykonuj¹cy opracowania kartograficzne w tym rejonie: Butrymowicz (1978a, b), Listkowska (1986, 1988), gdy¿ nie wyró¿niali oni osadów stadia³u œrodko- wego. Na podobnym stanowisku stoi obecnie Mojski (2005). Jednak¿e niektórzy autorzy wykonuj¹cy prace zdjêciowe, dopuszczaj¹ mo¿liwoœæ wyst¹pieñ poziomu lodowcowego tego wieku. Tak¹ mo¿li- woœæ widz¹ Heliasz i Ostaficzuk (2002) oraz Prussak i inni (2007). Równie¿ Lisicki dokonuj¹c przegl¹du wyników badañ petrograficznych glin zwa³owych dorzecza Wis³y, nie wyklucza mo¿liwoœci awansu l¹dolodu stadia³u œrodkowego na ten obszar (Lisicki, 2003). Odrêbnym problemem jest ranga stratygraficzna fazy poznañskiej. Jak wiadomo, badany obszar znajduje siê na zapleczu zasiêgu l¹dolodu zarówno fazy leszczyñskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, jak i poznañskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, a przed lini¹ zasiêgu l¹dolodu fazy pomorskiej. Wielu autorów uwa¿a, ¿e postój czo³a l¹dolodu fazy poznañskiej nie by³ poprzedzony wycofa- niem siê czo³a l¹dolodu na pó³noc od linii postoju. Spowodowa³o to, ¿e l¹dolód tzw. fazy poznañskiej nie pozostawi³ po sobie odrêbnego poziomu morenowego, przykrywaj¹cego poziom morenowy fazy lesz-

32 czyñskiej. Na takim stanowisku stoi m.in. Mojski (2005). Do nieco innych wniosków doszed³ Wysota (2002) analizuj¹c paleogeografiê Dolnego Powiœla w czasie zlodowacenia Wis³y. Stwierdzi³ on transgre- sywny charakter fazy poznañskiej, uzasadniaj¹cy stratygraficzn¹ odrêbnoœæ poziomu glin tego wieku. Wyniki badañ petrograficznych poziomów glin zwa³owych z profilów otworów kartograficznych na obszarze arkusza Tuchola, bazuj¹ce na bardzo nik³ym materiale porównawczym, by³y niejedno- znaczne. Konsekwencj¹ tego by³o wyznaczenie dwóch poziomów glin zwa³owych, przypisanych wstêpnie do stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y.

Stadia³ górny

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) wystêpuj¹ powszechnie (otw.: 1, 2, 5, 22, 24, 28, 31, 74, 75) i powsta³y w czasie transgresji l¹dolodu. Mi¹¿szoœæ osadów tego poziomu waha siê w granicach 5–20 m, w czêœci wschodniej obszaru arkusza (tabl. III) jest nieco wiêksza i zmienia siê w granicach 15–30 m. Lokalnie w miejscach rozmyæ erozyjnych mi¹¿szoœæ wzrasta do oko³o 50 m (przekrój geologiczny A–B). Najlepiej litologiê i petrografiê utworów tego poziomu rozpoznano w profilu otworu kartograficznego Okiersk (otw. 31), gdzie 15,7-metrowy poziom piasków ró¿noziarnistych wystêpuje na wysokoœci od 71,8 do 87,5 m n.p.m. W piaskach tych domieszka frakcji ¿wirowej dochodzi do kilkunastu procent. Zawartoœæ wêglanu wapnia jest wysoka i wynosi œrednio 12,3%. Do- minacja wœród grupy minera³ów ciê¿kich granatów nad amfibolami wskazuje na wysokoenergetyczne œrodowisko depozycji tych osadów (Mas³owska, Szelewicka, 2005). I³y, mu³ki i piaski py³owate zastoiskowe (dolne) podœcielaj¹ dolny poziom glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y i pojawiaj¹ siê w profilach otworów 67 i 75 po³o¿o- nych w rejonie P³azowa i Cekcynka (wschodnia czêœæ terenu arkusza). Jest to 5–8-metrowa seria i³ów, mu³ków i piasków wystêpuj¹ca na wysokoœci 75–83 m n.p.m. Gliny zwa³owe, miejscami ze ¿wirami (dolne) rozpoznano na ca³ym obszarze arkusza. Na terenie wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego poziom tych glin jest lepiej rozwiniêty w czêœci pó³nocnej. Zdarza siê równie¿, ¿e na glinach dolnych spoczywaj¹ gliny górne, miejscami od- dzielone tylko cienk¹ seri¹ osadów wodnolodowcowych. Gliny tego wieku ods³aniaj¹ siê na powierzchni terenu tylko u podnó¿a sk³onu wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, na po³udnie od Tucholi. W czêœci po³udniowej tej wysoczyzny gliny poziomu dolnego s¹ doœæ silnie zredukowane. W czêœci wschodniej obszaru arkusza gliny te s¹ regularnie wykszta³cone i wystêpuj¹ na znacznej przestrzeni (tabl. III). Gliny te rozpoznano w profilach otworów kartograficznych Tuchola (otw. 40) i Okiersk (otw. 31). Mi¹¿szoœæ glin poziomu dolnego w profilu otworu Tuchola wynosi 6,8 m. S¹ to gliny piaszczysto- -mu³kowate z 3,1-procentow¹ domieszk¹ frakcji ¿wirowej. Zawartoœæ wêglanu wapnia waha siê od 12,0 do 15,9%.

33 W profilu z Okierska poziom glin tego wieku jest mocno rozmyty i jego mi¹¿szoœæ wynosi nie- ca³y metr. Wystêpuj¹ce tutaj gliny zawieraj¹ du¿o frakcji ilastej i odznaczaj¹ siê równie¿ du¿¹ wapnis- toœci¹ (15,8%). Gliny te przykrywa 1,5-metrowa warstwa ¿wirów o ró¿norodnej granulacji. Poni¿ej (tab. 5) przedstawiono sk³ad petrograficzny glin z obu omawianych otworów.

Tabela 5 Wyniki badañ litologiczno-petrograficznych glin zwa³owych dolnych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y

Udzia³ ska³ (%) Wspó³czynniki petrograficzne Nr G³êbokoœæ otworu (m) Kr Wp Dp £p Pp Qp O/K K/W A/B

31 24,5–25,0 25,0 63,6 0,0 0,0 2,3 4,6 2,23 0,46 2,00

34,3–42,7 41,0–47,1 0,7–0,9 0,0–2,1 12,2–14,0 1,9–3,1 1,24–1,61 0,78–1,07 0,97–1,72 40 4,0–10,8 (39,4) (43,4) (0,8) (0,8) (12,7) (2,7) (1,36) (0,96) (0,81)

Z przedstawionych danych wy³ania siê niespójny obraz wartoœci wspó³czynników petrograficznych. Du¿e w¹tpliwoœci budziæ mo¿e pojedyncza analiza poziomu glin z profilu otworu Okiersk (otw. 31). I³y i mu³ki zastoiskowe rozpoznano jedynie w profilu otworu archiwalnego 29. W stropie dolnego poziomu glin zwa³owych (72 m n.p.m.) wystêpuje 23,7-metrowa warstwa i³ów warwo- wych, silnie wapnistych, twardoplastycznych, z konkrecjami wêglanu wapnia (tabl. IV). Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe miêdzymorenowe (z recesji) (dolne) rozpoznano na obszarze sandru Brdy w rejonie Okierska (otw. 31), Go³¹bka (otw. 30) w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza. Osady wodnolodowcowe z recesji l¹dolodu mog³y zachowaæ siê w miejscach, gdzie wczeœniej przykryte by³y poziomem glin zwa³owych zawieraj¹cych doœæ du¿¹ domieszkê frakcji ¿wirowej. PóŸniej w trakcie rozmycia wy¿szego poziomu lodowcowego dosz³o do powstania poziomu okruchowego, wzbogaconego we frakcje grubookruchowe. Ten poziom osadów grubookruchowych móg³ chroniæ starsze utwory wodnolodowcowe przed ich rozmyciem. Tak¹ hipo- tetyczn¹ sytuacjê, interpretacjê przebiegu procesów geologicznych pokazuje przekrój geologiczny C–D (tabl. III). Osady tego poziomu wodnolodowcowego rozpoznano m.in. w profilu otworu kartograficznego Okiersk (otw. 31). Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe miêdzymorenowe z transgresji (górne) wystêpuj¹ powszechnie na terenie omawianego arkusza, podœcielaj¹c gliny najm³odszego poziomu lodowcowego. Sporadycznie osady tej serii okruchowej ods³aniaj¹ siê te¿ na zboczach wysoczyzny. Litologiê i sk³ad mineralny tego poziomu wodnolodowcowego najlepiej rozpoznano w profilu otworu kartograficznego Raci¹¿ (otw. 2). Mi¹¿szoœæ tych osadów wynosi 20,5 m. W czêœci dolnej s¹ to

34 piaski œrednioziarniste, w górnej drobnoziarniste, ze znaczn¹ domieszk¹ œrednioziarnistych. Zawartoœæ wêglanu wapnia jest umiarkowana i wynosi œrednio 6,5% (Mas³owska, Szelewicka, 2005). W sk³adzie minera³ów ciê¿kich granaty przewa¿aj¹ nad amfibolami w czêœci dolnej tej sekwencji osadowej, w czêœci górnej dominuj¹ ju¿ amfibole, wzrasta te¿ iloœæ epidotu. Taki sk³ad mineralny wskazuje na s³abniêcie dy- namiki przep³ywów, byæ mo¿e spowodowane przybli¿aniem siê l¹dolodu. Gliny zwa³owe (górne) ods³aniaj¹ siê na powierzchni wysoczyzn i ich sk³onów. Litolo- gicznie s¹ to gliny drobnopiaszczyste, niekiedy py³owate szarobr¹zowe, ich stropowa czêœæ (do 1 m) jest zazwyczaj odwapniona. Rzadziej spotyka siê miejsca, w których od stropu wystêpuj¹ gliny silnie wapniste, jak równie¿ miejsca, gdzie na odcinku 3 m nie zaobserwowano obecnoœci wêglanu wapnia. Maksymalna mi¹¿szoœæ glin tego wieku dochodzi do 20 m. Litologiê i petrografiê tych glin poznano w profilach otworów kartograficznych: Raci¹¿ (otw. 2), Tuchola (otw. 40) i Mêdromierz Ma³y (otw. 57). Porównanie sk³adu petrograficznego i wspó³czynników petrograficznych wskazuje na podobieñ- stwo glin w profilach otworów Raci¹¿ i Tuchola oraz odrêbnoœæ glin z profilu otworu Mêdromierz Ma³y K3 (tab. 6). Autorki opracowania litologiczno-petrograficznego dla przedstawionych glin sugeruj¹ ró¿ny wiek. Gliny górne w profilach z Raci¹¿a i Tucholi odnosz¹ wstêpnie do stadia³u œrodkowe- go zlodowacenia Wis³y, natomiast gliny z profilu w Mêdromierzu Ma³ym koreluj¹ ze stadia³em górnym zlodowacenia Wis³y (Mas³owska, Szelewicka, 2005). Najm³odsze gliny w profilu otworu Raci¹¿ do g³êbokoœci 3 m s¹ odwapnione. Ni¿ej zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi œrednio 10,7%. S¹ to gliny drobnopiaszczyste, w stropie br¹zowo-¿ó³te, na g³êbokoœci oko³o 3,5 m barwa zmienia siê na szar¹. W profilu otworu Tuchola omawiany poziom lo- dowcowy reprezentuj¹ gliny mu³kowato-piaszczyste o mi¹¿szoœci oko³o 4 m. Zawartoœæ wêglanu wapnia zmienia siê w du¿ym zakresie od 5,7% w stropie do 15,4% w sp¹gu. Gliny te s¹ br¹zowo-szare. W profilu otworu Mêdromierz Ma³y wystêpuje 4,6-metrowy poziom piaszczystych glin zwa³owych, zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi 10,8–15,0%.

Tabela 6 Wyniki badañ litologiczno-petrograficznych glin zwa³owych dolnych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y

Udzia³ ska³ (%) Wspó³czynniki petrograficzne Nr G³êbokoœæ otworu (m) Kr Wp Dp £p Pp Qp O/K K/W A/B

28,8–39,0 45,0–47,9 1,1–1,5 0,0–1,1 10,0–21,2 1,1–2,0 1,47–2,20 0,66–0,82 0,89–0,98 2 0,8–7,5 (35,0) (46,7) (1,4) (0,5) (14,2) (1,5) (1,74) (0,76) (0,95)

27,8–29,9 38,0–57,0 0,0–2,9 0,0–1,3 5,1–10,0 1,5–3,9 1,47–2,11 0,56–0,77 1,12–1,36 40 0,5–4,0 (28,9) (47,5) (1,5) (0,7) (7,6) (2,7) (1,79) (0,66) (1,24)

42,9–46,4 38,2–43,8 0,0–3,3 0,0–2,4 5,6–11,4 0,8–3,7 1,02–1,14 1,06–1,12 0,72–0,81 57 4,4–9,0 (44,9) (41,5) (1,4) (1,1) (8,9) (2,0) (1,10) (1,10) (0,77)

Uwaga: wspó³czynniki petrograficzne glin wystêpuj¹cych w profilach otworów : Raci¹¿ (otw. 2), Tuchola (otw. 40) i Mêdromierz Ma³y (otw. 57) odnosz¹ siê do glin zwietrza³ych

35 Piaski i ¿wiry lodowcowe, miejscami wodnomorenowe, wystêpuj¹ doœæ powszechnie, tworz¹c niewielkie p³aty na powierzchni wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, w zachodniej czêœci obszaru arkusza. Mi¹¿szoœæ tych osadów jest niewielka, rzadko przekracza 2 m. Lito- logicznie s¹ to najczêœciej piaski drobnoziarniste i ró¿noziarniste, Ÿle wysortowane, zawieraj¹ce prawie zawsze domieszkê frakcji ¿wirowej. Do tej grupy osadów w³¹czono te¿ cienkie pokrywy piaszczysto-¿wirowe i pokrywy piasków py³owatych, spotykane miejscami na obszarach wysoczyzn. Czêsto wyst¹pienia piasków drobnoziarnistych z ziarnami ¿wirów towarzysz¹ lokalnym obni¿eniom powierzchni wysoczyzny, co sugeruje ich genezê ablacyjn¹. Geneza piasków ¿wirowatych lub py³owatych mo¿e wynikaæ z przemycia wierzchniego materia³u morenowego przez wody roztopowe z bry³ martwego lodu. Gliny zwa³owe, miejscami piaski, drumlinów. Drumliny najczêœciej zbudowane s¹ z glin zwa³owych. W pojedynczych przypadkach stwierdzono te¿ obecnoœæ niewielkich wyst¹pieñ piasków, ods³aniaj¹cych siê spod glin, lecz ze wzglêdu na ma³e rozmiary nie zosta³y one przedstawione na mapie. W granicach terenu arkusza Tuchola znajduj¹ siê dwa obszary, w których doœæ licznie wystêpuj¹ drumliny. Jeden z nich po³o¿ony na po³udnie od Tucholi, przylega w swojej zachodniej czêœci do kra- wêdzi wysoczyzny. Wystêpuj¹ce tutaj drumliny s¹ bardzo d³ugie, w¹skie, doskonale widoczne w rzeŸ- bie terenu. Generalnie buduj¹ je gliny zwa³owe, lecz lokalnie pojawia siê te¿ piaszczysty materia³ buduj¹cy j¹dra protodrumlinowe. Drugi obszar z dobrze morfologicznie wykszta³conymi drumlinami znajduje siê na zachód od £yskowa. Budowa drumlinów w tym rejonie jest podobna do poprzednio omówionej. W przewa¿aj¹cej czêœci na ich powierzchni wystêpuj¹ gliny zwa³owe najm³odszego poziomu lodowcowego, miejscami jednak ich mi¹¿szoœæ jest niewielka. Na mapie przedstawione zosta³y rozleg³e, wyd³u¿one formy o zarysie owalnym, których osie s¹ równoleg³e wzglêdem siebie. Zbudowane s¹ one z glin zwa³owych. Wstêpnie zakwalifikowano je do omawianego wydzielenia, ale byæ mo¿e w³aœciwsze by³oby okreœlenie ich jako formy drumlinopodobne. Przypuszczalnie nie wszystkie takie formy zosta³y rozpoznane, bior¹c pod uwagê zmienn¹ to- pografiê powierzchni wysoczyzny morenowej. Wed³ug Pasierbskiego (2003) wyst¹pienia drumlinów w tym rejonie nale¿y wi¹zaæ z nasuniêciem l¹dolodu w czasie subfazy krajeñskiej. Piaski, miejscami gliny zwa³owe w sp³ywach, moren martwego lodu wystêpuj¹ g³ównie w pó³nocnej czêœci wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego w dwóch rejonach. Jeden z nich po³o¿ony jest na pó³noc od Tucholi i obejmuje pas trzech wzgórz o subrównole¿nikowej orientacji. Drugi rejon po³o¿ony jest na po³udniowy zachód od Bladowa, gdzie znajduj¹ siê trzy wzgórza, które otaczaj¹ doœæ rozleg³e obni¿enie o genezie wytopiskowej. Wzgórza moren martwego lodu buduj¹ piaski drobno- i œrednioziarniste, przykryte miejscami cienk¹ pokryw¹ glin ablacyjnych.

36 Piaski i ¿wiry, miejscami gliny zwa³owe, akumulacji szczelinowej wystêpuj¹ g³ównie na obszarze wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego. Liczne, krótkie wa³y towarzysz¹ rynnie Kiczy i wystêpuj¹ w czêœci osiowej tej formy lub na jej sk³onie. Buduje je materia³ piaszczysto-¿wirowy, lokalnie równie¿ gliny zwa³owe. Pojedyncze formy szczelinowe o zmiennej orientacji, wystêpuj¹ w pó³nocnej czêœci obszaru wysoczyzny. Zbudowane s¹ g³ównie z piasków ró¿noziarnistych. O ile formy towarzysz¹ce rynnie Kiczy mog¹ mieæ genezê przynajmniej czêœciowo subglacjaln¹, to te ostatnie formy powsta³y prawdopodobnie w otwartej szczelinie lodowej, przy umiarkowanych przep³ywach. Pojedyncza, du¿a forma zwi¹zana z akumulacj¹ szczelinow¹ wystêpuje na pó³noc od No- wego Sumina, w czêœci brze¿nej Wysoczyzny Œwieckiej. Tworzy ona elewacjê wyraŸnie góruj¹c¹ (ok. 12 m) nad wysoczyzn¹ morenow¹. Zbudowana jest z piasków, miejscami z domieszk¹ ¿wirów. Mu³ki i piaski kemów oraz piaski tarasów kemowych wystêpuj¹ g³ównie na obszarze wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego. W czêœci po³udniowej tej wysoczyzny wystêpuj¹ licznie pagórki kemów. Charakterystyczne wyst¹pienie tych form towarzyszy obni¿eniu wytopisko- wemu, w którym znajduje siê jezioro Mêdromierz. Formy te maj¹ postaæ stoliwa kemowego, ich wierzcho³ki s¹ sp³aszczone, a zarys owalny lub zbli¿ony do ko³a. Profile sond rêcznych wykaza³y, ¿e s¹ one zbudowane z piasków drobnoziarnistych, przechodz¹cych ku do³owi w piaski py³owate. Co wskazuje, ¿e kemy te maj¹ genezê jeziorno-lodowcow¹. Du¿o niewielkich kemów po³o¿onych jest te¿ na po³udnie od Mêdromierza Wielkiego. S¹ one podobnie zbudowane, miejscami w ich pokrywie pojawiaj¹ siê cienkie p³aty glin ablacyjnych. Niewielkie sp³aszczenia, pó³ki towarzysz¹ce po³udniowemu zboczu rynny Kiczy, zbudowane z materia³u piaszczystego zosta³y zinterpretowane jako tarasy kemowe. Pojedyncze sp³aszczenia zbudowane z piasków py³owatych, wystêpuj¹ te¿ w s¹siedztwie lokalnych obni¿eñ o genezie wytopiskowej na wy- soczyŸnie. Jedno tego typu obni¿enie z tarasem kemowym wystêpuje 2 km na zachód od Bladowa. Piaski, miejscami ze ¿wirami, wodnolodowcowe,wysoczyznowe; równie¿ na zboczach i w dnach rynien subglacjalnych, wystêpuj¹ w innej sytuacji morfologicznej ni¿ osady wodnolodowcowe tzw. sandru Brdy. Powsta³y one na wysoczyznach w wyniku uruchomienia lokalnego odp³ywu wód roztopowych z wiêkszych obszarów wytopiskowych. Takie pokrywy wodnolodowcowe utworzy³y siê lokalnie przed lini¹ moren martwego lodu na pó³noc od Tucholi. Wystêpuj¹ tutaj piaski ró¿noziarniste, na ogó³ Ÿle wysortowane, miejscami widoczna jest wiêksza domieszka frakcji ¿wirowej. S¹dz¹c po ukszta³towaniu pól wyst¹pieñ tych osadów, lokalny odp³yw by³ skierowany ku zachodowi. O ile deniwelacje pomiêdzy Pojezierzem Krajeñskim i równin¹ sandru Brdy s¹ znaczne i dochodz¹ œrednio do 30 m, to w przypadku Wysoczyzny Œwieckiej sytuacja jest trudniejsza, deniwelacje s¹ znacznie mniejsze. Na zachód od Cekcynka partie brze¿ne wysoczyzny i sandru s¹ po³o¿one praktycznie na tej samej wysokoœci. W wyznaczeniu granicy pomiêdzy osadami sandru Brdy i wodnolodowcowymi Wysoczyzny Œwieckiej pomog³a czêœciowo obecnoœæ du¿ych struktur rynnowych (Jezioro

37 Wielkie Cekcyñskie, Jezioro Drzycimskie), które w sposób naturalny oddzielaj¹ wysoczyznê morenow¹ od równiny sandrowej. Mu³ki i piaski wytopiskowe rozpoznano w czêœci po³udniowo-zachodniej terenu arkusza, na po³udnie od Brzuchowa. Osady te wype³niaj¹ ³agodne obni¿enia w powierzchni wysoczyzny morenowej, mi¹¿szoœæ ich rzadko przekracza 2 m. S¹ to na ogó³ piaski drobnoziarniste i piaski py³owate akumulowane w rozleg³ych i p³ytkich zbiornikach typu limnoglacjalnego, podczas deglacjacji tego obszaru. Utwory te s¹ wiêc zbli¿one genetycznie do osadów zastoiskowych z okresu recesji l¹dolodu. Wyst¹pienia tych osadów czêsto towarzysz¹ kemom. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (sandrowe), miejscami wytopiskowe (górne) towarzysz¹ce dolinie Brdy, powsta³y w wyniku erozyjno-akumulacyjnej dzia³alnoœci wód roztopowych fazy pomorskiej (Galon, 1953). Nale¿y sobie zdawaæ sprawê, ¿e miejsce wyp³ywu tych wód w przypadku terenu arkusza Tuchola znajdowa³o siê daleko na pó³nocy, w rejonie Koœcierzyny i po³udniowej czêœci Jeziora Raduñskiego Górnego (Mojski, 2005). Generalnie powierzchnia sandru Brdy zbudowana z osadów wodnolodowcowych stanowi jednolit¹ powierzchniê, ³agodnie, ale konsekwentnie nachylon¹ w kierunku po³udniowym. Sandr ten ³agodnym ³ukiem op³ywa od pó³nocy wzniesienie Pojezierza Kra- jeñskiego i kieruje siê na po³udnie, zmniejszaj¹c swoj¹ szerokoœæ, wzd³u¿ osi doliny Brdy. W czêœci pó³nocnej powierzchnia równiny sandrowej po³o¿ona jest na wysokoœci 115–120 m, w czêœci po³udniowej obni¿a siê do 100–97 m n.p.m. Szerokoœæ pasa osadów sandrowych w œrodkowej czêœci obszaru arkusza, na wysokoœci Tucholi wynosi oko³o 6 km. Mi¹¿szoœæ osadów jest niewielka i waha siê od kilku do kilkunastu metrów, szczególnie w czêœci po³udniowej wynosi zaledwie 5–10 m. W tej czêœci pod osadami wodnolodowcowymi i rezyduum poziomu glin zwa³owych (poziom dolny stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y) o mi¹¿szoœci 2–5 m wystêpuj¹ osady mioceñskie. Jak ju¿ wspomniano, nieco wiêksze mi¹¿szoœci 10–15 m, wystêpuj¹ w czêœci pó³nocnej terenu arkusza. Wiêksz¹ czêœæ obszaru sandrowego pokrywaj¹ piaski drobno- i œrednioziarniste. Profile otworów wiertniczych i sond po³o¿onych wzd³u¿ linii przekroju geologicznego E–F dowodz¹, ¿e w budowie tej serii wodnolodowcowej, mog¹ braæ udzia³ grubsze frakcje, szczególnie w czêœci brze¿nej tych osadów. Niedu¿e mi¹¿szoœci osadów wodnolodowcowych powoduj¹, ¿e lokalnie, p³ytko pod nimi znajduj¹ siê gliny zwa³owe lub osady mioceñskie. Na obecnym etapie badañ gliny zwa³owe podœcielaj¹ce osady sandrowe przypisano wstêpnie poziomowi dolnemu glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, ale nie mo¿na wykluczyæ przynale¿noœci tych glin do stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty. Trudnoœci w interpretacji stratygraficznej wynikaj¹ po czêœci z zaanga¿owania glacitektonicznego strefy zboczowej wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego i drumlinizacji niektórych fragmentów tego sk³onu. W wielu miejscach powierzchniê równiny sandrowej urozmaicaj¹ rynny subglacjalne oraz liczne zag³êbienia pozosta³e po wytopieniu bry³ martwego lodu. Dna wiêkszych zag³êbieñ wype³niaj¹ nieraz

38 osady akumulacji biogenicznej. Liczne wyst¹pienia zag³êbieñ wytopiskowych tworz¹ krajobraz tzw. sandru dziurawego. Obserwuje siê tak¿e linijne, ³añcuszkowe u³o¿enie zag³êbieñ wytopiskowych, nieraz d³u¿sze osie tych obni¿eñ s¹ równolegle do siebie zorientowane. Taki obraz sandru dziurawego jest widoczny w po³udniowej czêœci obszaru arkusza Tuchola, na wschód od doliny Brdy. Koliste i owalne zag³êbienia po martwym lodzie wystêpuj¹ z kolei na powierzchni równiny sandrowej na zachód od No- wego Sumina, w œrodkowej czêœci pasa omawianych osadów. W peryferyjnej czêœci pasa osadów sandrowych, na po³udniowy zachód od Cekcynka (punkt dok. 18), w obrêbie rozleg³ej i po³ogiej niecki o charakterze wytopiskowym, dosz³o u schy³ku plejstocenu i we wczesnym holocenie, do utworzenia oko³o 0,5-metrowego poziomu gleb murszowo-torfowych. Geneza zbiornika wodnego i akumulacja poziomu gleb s¹ zwi¹zane z wytopieniem bry³y martwego lodu. Przebieg zmian klimatycznych i rozwój tego zbiornika wodnego, przeœledzono na podstawie badañ palinologicznych (osiem analiz) i badañ radiowêglowych (dwa badania), co zosta³o szczegó³owiej przedstawione w rozdziale dotycz¹cym rozwoju budowy geologicznej. Piaski i ¿wiry rzeczne i rzeczno-wodnolodowcowe tarasów nadzalewowych 3, 0–7, 0 m n.p. rzeki towarzysz¹ na ca³ej d³ugoœci dolinie Brdy. Geneza tych ta- rasów jest g³ównie erozyjna, czêsto pod cienkim przykryciem osadów grubszych frakcji (piaski i ¿wiry) wystêpuj¹ gliny zwa³owe ni¿szego poziomu lodowcowego zlodowacenia Wis³y lub mu³ki i mu³ki z py³em brunatnowêglowym miocenu. Na ogó³ dolinie Brdy towarzyszy jeden system tarasów nadzalewowych, jednak w czêœci pó³nocnej terenu arkusza, poni¿ej Woziwody (nadleœnictwo) pojawia siê jeszcze jeden poziom sp³aszczenia, le¿¹cy na wysokoœci 105–107 m n.p.m., 3–4 m wy¿ej od poprzedniego. Jest ciekawe, ¿e podobny poziom sp³aszczenia (taras?) wystêpuje wzd³u¿ rynny Jeziora Okierskiego, a wiêc poza osi¹ doliny Brdy. Jest to byæ mo¿e inicjalny poziom kszta³towania siê odp³ywu rzeczno-wodnolodowcowego w tym rejonie, który w okresie póŸniejszym zamar³, a ca³oœæ odp³ywu rzecznego skoncentrowa³a siê wzd³u¿ obecnej doliny Brdy.

b. Czwartorzêd nierozdzielony

Piaski py³owate ze ¿wirami zwietrzelinowe (eluwialne) wystêpuj¹ w po³u- dniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza, tworz¹c cienkie, rzadko przekraczaj¹ce mi¹¿szoœæ1mpo- krywy na glinach zwa³owych. W czêœci stropowej tych pokryw dominuj¹ py³y jasnobe¿owe, ku sp¹gowi wzrasta iloœæ s³abo obtoczonych g³azików. Piaski i piaski py³owate deluwialne zaczê³y tworzyæ siê u schy³ku plejstocenu, ich akumulacja trwa³a przez ca³y holocen. Wystêpuj¹ u podnó¿y krawêdzi wysoczyzny, a tak¿e w dnach i na zboczach dolinek rozcinaj¹cych strefy krawêdziowe tych wysoczyzn. Sk³ad tych osadów jest uza- le¿niony od budowy geologicznej otoczenia, mi¹¿szoœæ od stopnia nachylenia zboczy.

39 Piaski eoliczne wystêpuj¹ g³ównie na obszarze sandru Brdy, gdzie tworz¹ po³ogie pokrywy w stropie osadów wodnolodowcowych. Przewa¿nie s¹ to piaski drobno- i œrednioziarniste o stosunkowo s³abym stopniu upakowania. W rejonie Cekcynka cienkie pokrywy piasków eolicznych zosta³y nawiane na brze¿n¹, peryferyjn¹ czêœæ wysoczyzny. Czêsto wówczas na kontakcie z pod³o¿em gliniastym, w sp¹gu osadów eolicznych pojawia siê 5–10-centymetrowy poziom gleb kopalnych. Piaski eoliczne w wydmach wystêpuj¹ najczêœciej w obrêbie wiêkszych pól piasków eolicznych, rzadziej s¹ to pojedyncze formy. Generalnie wydmy na obszarze arkusza Tuchola s¹ przestrzennie zwi¹zane z piaskami wodnolodowcowymi sandru Brdy. Pojedyncz¹, niewielk¹ lecz stosunkowo wysok¹ wydmê rozpoznano równie¿ na piaskach jeziornych, w s¹siedztwie jeziora Mêdromierz. Na sandrze Brdy dominuj¹ wydmy paraboliczne, rzadziej spotyka siê wa³y wydmowe lub formy nieregularne. Maksymalne wysokoœci tych form s¹ rzêdu 3–5 m, a ramiona ich maj¹ d³ugoœæ oko³o 200–250 m, nie s¹ to wiêc du¿e formy. Kreda jeziorna i gytie wystêpuj¹ w obni¿eniach po³o¿onych na wysoczyŸnie, wype³nionych osadami akumulacji biogenicznej. W stropie na ogó³ wystêpuje pokrywa zbudowana z torfów, a poni¿ej poziom kredy jeziornej. Czêsto mi¹¿szoœæ tej pokrywy waha siê w granicach 1,5–2,0 m. Obec- noœæ kredy wystêpuj¹cej w opisanej sytuacji odkryto w rejonie Stobna, w czêœci pó³nocno-zachodniej terenu arkusza oraz na po³udnie od jeziora Okiersk, w czêœci pó³nocno-wschodniej badanego obszaru. Cienki, oko³o 30-centymetrowy poziom kredy jeziornej wystêpuje te¿ pod jednometrowym przykryciem torfów w zachodnim obrze¿eniu jeziora ¯alno. Poni¿ej wspomnianej kredy wystêpuje grubsza warstwa gytii jeziornych. W du¿ych zag³êbieniach powierzchni wysoczyzny na wschód od Stobna i na po³udnie od Wiel- kiej Komorzy oraz w rynnie Kiczy, wokó³ obni¿eñ przyjeziornych (pó³nocno-wschodnia czêœæ rynny), poni¿ej torfów zosta³y rozpoznane gytie. Kilkumetrowej mi¹¿szoœci warstwy gytii detrytusowej, miejscami wapiennej, wystêpuj¹ na obszarze torfowisk tzw. sandru Brdy. Przykrywa je tam gruba, na ogó³ ponad 2-metrowa warstwa torfów (Lamentowicz, 2005). Piaski jeziorne w sp¹gu prawdopodobnie póŸnoglacjalne wystêpuj¹ wokó³ rozleg³ego wytopiska jeziora Mêdromierz, w jego wschodniej czêœci. S¹ to jednorodne, jasnoszare piaski drobnoziarniste o mi¹¿szoœci przekraczaj¹cej 2,5 m. Niewielkie wyst¹pienia piasków jeziornych rozpoznano w s¹siedztwie Jeziora Bys³awskiego (po³udniowa-wschodnia czêœæ obszaru arkusza) i w s¹siedztwie jeziora Tucholka (zachodnia czêœæ rynny Kiczy). Piaski i piaski ze ¿wirami deluwialno-rzeczne (dolin bocznych) wystê- puj¹ w dnach wiêkszych dolin rozcinaj¹cych krawêdŸ wysoczyzny, gdzie oprócz rozwoju procesów deluwialno-stokowych, dochodzi³o okresowo do wiêkszych przep³ywów wód. Wówczas zachodzi³o

40 okresowe przemycie osadów deluwialnych i wzajemne zazêbianie siê tych utworów. Piaski te s¹ lokalnie wzbogacone w substancjê organiczn¹, s¹ to wiêc miejscami piaski humusowe.

c. Holocen

Piaski rzeczne den dolinnych i tarasów zalewowych 1,0–2,5 m n.p.m. wystêpuj¹ g³ównie w dnie doliny Brdy, czêsto te¿ podœcielaj¹ torfy wystêpuj¹ce w rozszerzeniach tej doliny. Generalnie na równiach zalewowych pojawiaj¹ siê piaski drobnoziarniste, niekiedy z wtr¹ce- niami organicznymi, fragmentami roœlin. W miejscach, gdzie przep³ywy by³y szybsze i nie dosz³o do utworzenia równi zalewowej, wê¿sze dno doliny wype³niaj¹ piaski o nieco grubszym ziarnie. Ten typ wype³nieñ wystêpuje w dnie doliny Bielskiej Strugi, w miejscu jej po³¹czenia z Brd¹. Piaski humusowe i torfiaste, miejscami namu³y piaszczysto-humusowe wype³niaj¹ dna licznych zag³êbieñ bezodp³ywowych i okresowo przep³ywowych ró¿nej wiel- koœci. Rozmieszczone s¹ na obszarze ca³ego arkusza. Wiêksze wyst¹pienia tych osadów stwierdzono w obrêbie równiny sandrowej w rejonie P³azowa. Otaczaj¹ one tam lokalne zag³êbienia wype³nione torfami, czego przyk³adem mo¿e byæ niedu¿e torfowisko „Bia³e B³oto”. Mi¹¿szoœæ omawianych utworów jest niewielka, rzadko przekracza 2 m. Namu³y i namu³y torfiasto-piaszczyste den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych. S¹toosady mu³kowo-torfiaste lub piaszczysto-mu³kowe, w tym ostatnim przypadku czêsto z domieszk¹ humusu i czêœci organicznych, rzadziej czysto mineralne. Wymienione utwory wype³niaj¹ ró¿norodne obni¿enia dolinne na obszarze wysoczyzny, które tworzy³y siê w póŸ- nym glacjale w czasie i po deglacjacji tego obszaru. Obecnie funkcjonowanie drena¿u wodnego jest okresowe i odbywa siê w niektórych fragmentach obni¿eñ, a czasami brak go zupe³nie. Torfy wystêpuj¹ce w granicach terenu omawianego arkusza rozpoznano wy³¹cznie w oparciu o prace kartograficzne. Wystêpuj¹ one zarówno na wysoczyznie, jak i w granicach równiny wodnolodowcowej sandru Brdy, wype³niaj¹ wiêksze zag³êbienia wytopiskowe lub rynnowe. Torfowiska tzw. sandru Brdy zosta³y ostatnio przebadane zarówno pod k¹tem geometrii zbiorników akumulacyjnych, jak i charakteru nagromadzonego materia³u biogenicznego (Lamentowicz, 2005). Dotyczy to obszaru sandru po³o¿onego w granicach Nadleœnictwa Tuchola. Z przeprowadzonych sondowañ wynika, ¿e maksymalne mi¹¿szoœci torfów dochodz¹ tutaj do oko³o 5 m. Zarówno wyniki badañ biostratygraficznych, jak i datowania metod¹ 14C wykaza³y, ¿e pocz¹tek akumulacji torfów jest zró¿nicowany i waha siê od 9430–9080 lat BP (torfowisko kot³owe ok. 3 km na wschód od Tucholi) do oko³o 3170–2960 lat BP (torfowisko, „Jelenia Wyspa”, ko³o doliny St¹¿ki—3kmnapo³udniowy zachód od Nowego Sumina). Charakterystyczne dla równiny wodnolodowcowej sandru Brdy s¹ liczne torfowiska rzeczno-przep³ywowe, wype³niaj¹ce dawne rynny subglacjalne. Przyk³adem mo¿e byæ tutaj dolina St¹¿ki, gdzie prawie na

41 ca³ej d³ugoœci mia³a miejsce akumulacja torfów. Ze wzglêdu na charakter akumulacji (m³ode torfy) i ogra- niczon¹ dostêpnoœæ, trudno okreœliæ mi¹¿szoœæ tych osadów. Obecnie znaczna czêœæ tej doliny na obszarze 4,8 km2 zosta³a objêta œcis³¹ ochron¹ przyrodnicz¹. W 1998 r. zosta³ utworzony rezerwat torfowiskowy „Bagna nad St¹¿k¹”, gdzie znajduje siê najwiêksze w Borach Tucholskich torfowisko niskie, okreœlane mianem muraw turzycowych. Mi¹¿szoœæ torfów wype³niaj¹cych zag³êbienia wystêpuj¹ce na wysoczyŸnie nie jest zbyt du¿a, rzadko przekracza 2 m, zazwyczaj akumulacja torfów by³a poprzedzona akumulacj¹ gytii. Stosunki mi¹¿szoœciowe, rozwój akumulacji biogenicznej, zapocz¹tkowany akumulacj¹ gytii a zakoñczony torfami w rejonie Nadleœnictwa Tuchola, przedstawia praca Lamentowicza (2005).

B. TEKTONIKA I RZEBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU

Obszar arkusza Tuchola po³o¿ony jest w strefie granicznej dwóch obszarów platformowych: wschod- nioeuropejskiego i œrodkowo-zachodnioeuropejskiego, ró¿ni¹cych siê czasem konsolidacji pod³o¿a. Strefa graniczna (T-T) o przebiegu NW–SE ma charakter g³êbokiego roz³amu (szwu) i jest przykryta nasuniêtymi ku wschodowi fa³dami zbudowanymi z osadów starszego paleozoiku. Na mapie tektonicznej Polski strefa ta jest poprowadzona przez Tucholê (Znosko, 1998). Generalnie obszar przylegaj¹cy od po³udniowego zachodu do prekambryjskiego kratonu Europy wschodniej wype³niaj¹ mi¹¿sze (max. 6–7 km w bruŸdzie œrodkowopolskiej) osady permo-mezozoiku, z dobrze rozwiniêt¹ tektonik¹ platformow¹. Buduj¹ one pod- kenozoiczny kompleks strukturalny, który reagowa³ bardzo ¿ywo na wydarzenia tektoniczne zachodz¹ce na styku ró¿nowiekowych platform. Dominuj¹cym elementem strukturalnym w obrêbie osadów tego kompleksu jest wa³ œrodkowopolski, który w rejonie badañ nosi nazwê antyklinorium pomorskiego. Ge- neralnie na pó³nocny wschód od tego wa³u rozci¹ga siê tzw. synklinorium brze¿ne (odcinek pomorski). Czêœæ po³udniowo-zachodnia terenu arkusza po³o¿ona jest na obszarze tego synklinorium. Orientacja przestrzenna obu regionalnych jednostek tektonicznych jest NW–SE, zgodnie z przebiegiem granicy szwu transkon- tynentalnego (T–T). Kszta³towanie siê tektoniki kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego przebiega³o ogólnie w dwóch etapach. Bruzda œrodkowopolska jako jednostka geologiczna wyodrêbnia³a siê wyraŸnie do turonu w³¹cznie. Do tego czasu maksymalna sedymentacja koncentrowa³a siê (z ró¿nym natê¿eniem) w jej czêœci osiowej. Pocz¹wszy od koniaku jej czêœæ osiowa ulega³a inwersji (id¹cej z po³udniowego wschodu na pó³nocny zachód), przekszta³caj¹c siê w wa³ (antyklinorium pomorskie), oddzielony od po³udniowego zachodu i pó³nocnego wschodu ci¹giem obni¿eñ; niecki szczeciñskiej od po³udniowego zachodu i niecki pomorskiej od pó³nocnego wschodu (synklinorium pomorskiego) (Dadlez, Marek, 1997). Ostateczna inwersja bruzdy œrodkowopolskiej mia³a miejsce przed eocenem œrodkowym, kiedy zakoñczy³a siê diapiryzacja antyklin solnych (Marek, 1997). Patrz¹c na tektonikê kompleksu permsko-mezozoicznego

42 w obrêbie bruzdy œrodkowopolskiej, widaæ wyraŸnie dominuj¹cy uk³ad stref uskokowych o orientacji NW–SE oraz uk³ad podrzêdny, prostopad³y do poprzedniego (NE–SW) o charakterze zrzutowo-prze- suwczym (Dadlez, 1997). S¹dz¹c z Mapy liniowych elementów strukturalnych (Doktór i in, 1995), jeden z takich uskoków przecina diagonalnie w rejonie Tucholi obszar badanego arkusza. Przestrzenne po³o¿enie tej strefy pokrywa siê z rynn¹ subglacjaln¹ Kiczy. Ukszta³towanie powierzchni podczwartorzêdowej obszaru arkusza Tuchola (tabl. V) opracowano w oparciu o profile 34 otworów i trzech sond mechanicznych, w których przewiercono utwory czwartorzêdowe oraz wyniki prac zdjêciowych w terenie i wyniki profilowania geoelektrycznego, wykonanego wzd³u¿ linii przekroju geologicznego A–B. RzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu wykazuje doœæ znaczne deniwelacje, siêgaj¹ce co najmniej 105 m. Najwy¿ej powierzchnia ta znajduje siê w rejonie £yskowa (115 m n.p.m.), najni¿ej w rejonie Kie³pina (ok. 25–30 m p.p.m.). Obecny obraz ukszta³towania powierzchni podczwartorzêdowej jest wypadkow¹ procesów denudacyjnych, erozji rzecznej, jakie oddzia³ywa³y na powierzchniê terenu przed nasuniêciem pierwszych l¹dolodów oraz wynikiem oddzia³ywania póŸniejszych procesów zwi¹zanych z obecnoœci¹ l¹dolodów, takich jak: egzaracja, erozja wód subglacjalnych, glacitektonika. Wyniki badañ biostratygraficznych osadów pod³o¿a czwartorzêdu uwidoczni³y du¿y, g³êboki za- siêg procesów glacitektonicznych. Dotyczy to szczególnie zachodniej i centralnej czêœci arkusza, obejmuj¹cych obszar wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego i jego przedpola. Datowania biostratygraficzne wykaza³y obecnoœæ w dwóch przypadkach tzw. inwersji stratygraficznej, czyli zalegania starszych osa- dów na m³odszych, co mo¿na t³umaczyæ wystêpowaniem kier lub ³usek osadów pod³o¿a. Dok³adne datowania biostratygraficzne wskazuj¹ równie¿ na obecnoœæ spiêtrzeñ, zafa³dowañ w obrêbie równowiekowych osadów miocenu œrodkowego, siêgaj¹cych 80 m, co uwidaczniaj¹ profile otworu2i7wrejonie Raci¹¿a (przekrój geologiczny A–B). Generalnie zasiêg pionowy oddzia³ywania procesów glacitektoniczych jest bardzo du¿y, objê³y one nie tylko osady miocenu ale tak¿e prawie ca³y profil osadów paleogenu. Do- piero utwory kredy górnej zachowa³y siê w miarê sztywno wobec deformacji ci¹g³ych. Natomiast ukszta³towanie powierzchni stropowej osadów kredy górnej wskazuje na mo¿liwoœæ istnienia uskoków w tych utworach, których kontynuacja w osadach paleogenu i neogenu mia³aby charakter fleksural- no-fa³dowy. Mo¿na za³o¿yæ, ¿e w plejstocenie, w wyniku oddzia³ywania du¿ych obci¹¿eñ l¹dolodem, mog³o dochodziæ do ruchów kompensacyjnych o charakterze glaciizostatycznym i powstawania usko- ków neotektonicznych, lub do reaktywacji starszych za³o¿eñ tektonicznych. Jak uwa¿a wielu badaczy wiêksze zaburzenia glacitektoniczne na terenie Ni¿u Polski powsta³y w czasie nasuniêæ lodowców starszych zlodowaceñ, g³ównie w czasie zlodowacenia Sanu 2 (Mojski, 2005). W okresach póŸniejszych tworzy³y siê równie¿ zaburzenia glacitektoniczne, lecz na mniejsz¹ skalê. Interpretacja przestrzenna zalegania poziomów lodowcowych oraz analiza profili wiertniczych wskazuj¹ na obecnoœæ licznych kier osadów paleogenu i neogenu w glinach zwa³owych zlodowaceñ

43 œrodkowopolskich. Byæ mo¿e wiêc w okresie poprzedzaj¹cym nasuniêcia l¹dolodów tego wieku dosz³o do zniszczenia, usuniêcia utworów starszych zlodowaceñ i reaktywacji procesów glacitektonicznych. Normalna, niezaburzona biostratygraficznie sukcesja osadów paleogenu i neogenu w czêœci wschodniej terenu arkusza Tuchola mo¿e wskazywaæ, ¿e zaburzenia glacitektoniczne by³y tutaj s³ab- sze lub miejscami ich w ogóle nie by³o.

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Po inwersji bruzdy œrodkowopolskiej w kredzie górnej obszar ulega³ stopniowemu wypiêtrzaniu i w paleocenie dolnym oraz œrodkowym trwa³a denudacja (tab. 7). Jednak¿e lokalnie w reliktowych zbiornikach trwa³a akumulacja morska. Pozosta³oœci¹ tej akumulacji s¹ mu³ki i piaski glaukonitowe oraz wapienie margliste paleocenu œrodkowego w profilach otworów Komorza i £osiny. Paleocen górny oraz eocen dolny i œrodkowy to okres denudacji w warunkach klimatu wilgotnego, subtropikalnego. Na prze³omie eocenu œrodkowego i górnego rozpoczê³a siê transgresja morska, trwaj¹ca przez ca³y oligocen dolny. Efektem tej transgresji by³a depozycja osadów formacji czempiñskiej. W póŸnym oligocenie nastêpuje regresja, sp³ycenie paleogeñskiego zbiornika morskiego. Luka czasowa i sedymentacyjna obejmuje koniec oligocenu i pocz¹tek miocenu (Piwocki i in., 2004). Sedymentacja osadów œrodkowomioceñskich odbywa³a siê w zbiornikach œródl¹dowych o ni- skiej dynamice wód, w których panowa³y facje bagienne (S³odkowska, 2000). W dolnej czêœci miocenu œrodkowego dominowa³a bujna wegetacja roœlinnoœci g³ównie bagiennej. Powsta³y osady formacji krajeñskiej (krajeñsko-œcinawskiej), zosta³y akumulowane serie II ³u¿yckiej grupy pok³adów wêgla brunatnego. W œrodkowej czêœci miocenu œrodkowego powsta³y osady formacji adamowskiej (paw³owic- kiej). Klimat stawa³ siê bardziej suchy a wegetacja ubo¿sza. W dalszym ci¹gu dominowa³y facje bagienne. Powsta³a seria IIA lubiñskiej grupy pok³adów wêgla brunatnego (S³odkowska, 2000). We wczesnym etapie górnej czêœci miocenu œrodkowego wróci³a bogata wegetacja roœlinna typu bagiennego, w okresie póŸniejszym wegetacja ta os³ab³a. Na pocz¹tku powsta³y osady I œrodkowopolskiej grupy pok³adów wêgla brunatnego, potem osady IA oczkowickiej grupy pok³adów wêgla brunatnego (S³odkowska, 2000). Klimat miocenu œrodkowego cechowa³ siê stopniowym och³adzaniem. Pocz¹tkowo wystêpowa³y jeszcze elementy geoflory paleotropikalnej, lecz ju¿ po depozycji wêgli II ³u¿yckiej grupy pok³adów przesta³ on dominowaæ, zaczê³y przewa¿aæ elementy roœlinnoœci lasów mieszanych i ³êgowych (S³odkowska, 2000). Osady formacji poznañskiej zosta³y akumulowane w warunkach ju¿ wyraŸnego och³odzenia klimatu. Dominuj¹ facje ilasto-py³owate o charakterze rzeczno-jeziornym, ubogie w substan- cjê organiczn¹. Okres pliocenu nie zosta³ udokumentowany obecnoœci¹ osadów. W tym okresie nastêpo- wa³o dalsze och³odzenie i osuszenie klimatu. W schy³kowym pliocenie rzeŸba Ni¿u Polski by³a wyraŸnie wyrównana, posiada³a dobrze rozwiniêt¹ sieæ rzeczn¹ (Mojski, 2005).

44 Tabela 7 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Utwory Procesy geologiczne Piêtro (opis litologiczny) System Oddzia³ Podpiêtro Torfy — Q th Akumulacja bagienna Namu³y torfiaste den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych Wype³nianie den dolinnych i zag³êbieñ — Q bezodp³ywowych osadami mineralno- nht -organicznymi Namu³y i namu³y torfiasto-piaszczyste den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych — Q nh

Holocen Piaski humusowe i torfiaste, miejscami namu³y piaszczysto- -humusowe — Q Akumulacja mineralno-organiczna phh Piaski rzeczne den dolinnych i tarasów zalewowych 1,0–2,0 m n.p. Akumulacja rzeczna rzeki — f Q p h Piaski i piaski ze ¿wirami deluwialno-rzeczne (dolin bocznych) Zazêbianie siê akumulacji deluwialnej — d-f pp¿ Q i rzecznej w bocznych dolinach Piaski jeziorne — li Q Akumulacja w zbiornikach wody wolno p p³yn¹cej lub stoj¹cej Gytie — li gy Q Akumulacja jeziorna Kreda jeziorna — li kj Q Piaski eoliczne w wydmach — eQ w Przewiewanie piasków, formowanie p wydm Piaski eoliczne — e Q p Przewiewanie piasków Piaski i piaski py³owate deluwialne — d Q Denudacja na zboczach wysoczyzn p i w dolinach Piaski py³owate ze ¿wirami zwietrzelinowe (eluwialne) Rozmywanie i wietrzenie mechaniczne — z Q glin oraz odprowadzenie w g³¹b wodoro- p¿py tlenków glinu i ¿elaza Piaski i ¿wiry rzeczne i rzeczno-wodnolodowcowe tarasów Akumulacja rzeczna tarasów nadzalewo- nadzalewowych 3,0–7,0 m n.p. rzeki — ff-fg Q Bt3 p¿ p4 wych Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (sandrowe), miejscami Erozja i akumulacja przez wody roztopo- wytopiskowe (górne) — fg Q B3 we pokrywy sandrowej, w strefie brze¿- p¿2 p4 nej pasa sandrowego wytapianie bry³ martwego lodu, miejscami tworzenie siê cienkich poziomów gleb kopalnych Mu³ki i piaski wytopiskowe — b Q B3 Akumulacja wytopiskowa w warunkach mp p4 jeziornych, miêdzy bry³ami martwego lodu Piaski, miejscami ze ¿wirami, wodnolodowcowe — fg Q B3 Niewielka erozja i akumulacja w okresie p p4 recesji osadów wodnolodowcowych, przez wody roztopowe, g³ównie z bry³ martwego lodu Piaski tarasów kemowych — tk Q B3 Akumulacja w rozpadlinach pomiêdzy p p4 martwym lodem w rynnie i martwym lodem na wysoczyŸnie Mu³ki i piaski kemów — k Q B3 Akumulacja w przetainach, w warun- mp p4 kach deglacjacji arealnej Piaski i ¿wiry, miejscami gliny zwa³owe, akumulacji szczelino- Akumulacja w poszerzaj¹cych siê szczeli- wej — gs Q B3 nach lodowych w strefie martwego lodu p¿ p4 Piaski, miejscami gliny zwa³owe w sp³ywach, moren martwego Akumulacja materia³u okruchowego wœród Stadia³lodu górny —gm Q B3 bry³ martwego lodu, sporadyczne sp³ywy p p4 gliniaste po sk³onie bry³ martwego lodu Czwartorzêd Gliny zwa³owe, miejscami piaski, drumlinów — d Q B3 Akumulacja lodowcowa osadów gzw p4 zwa³owych pod stop¹ l¹dolodu, dyna-

Zlodowacenie Wis³y miczne przemodelowanie stropu tych osadów w warunkach subglacjalnych Piaski i ¿wiry lodowcowe, miejscami wodnomorenowe — g QB3 Akumulacja lodowcowa osadów zwa³owych p¿ p4

Zlodowacenia pó³nocnopolskie przy wspó³udziale wód roztopowych g B3

Plejstocen Gliny zwa³owe (górne) — Q gzw 2 p4 Akumulacja lodowcowa pod stop¹ l¹dolodu Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe (z transgresji) Erozja i akumulacja przez wody roztopowe (górne) — fg Q B3 przed czo³em l¹dolodu pp¿2 p4

45 cd. tabeli 7

Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe (z recesji) (dolne) — Erozja i akumulacja przez wody fg Q B3 roztopowe podczas recesji pp¿1 p4 I³y i mu³ki zastoiskowe — b Q B3 Akumulacja zastoiskowa w zbiornikach im p4 w czasie recesji l¹dolodu Gliny zwa³owe, miejscami ze ¿wirami (dolne) — g Q B3 Akumulacja lodowcowa pod stop¹ l¹dolodu gzw1 p4 b B3 Akumulacja zastoiskowa w obni¿eniach

Stadia³ górny I³y, mu³ki i piaski py³owate zastoiskowe — Q imp p4 przed czo³em nasuwaj¹cego siê l¹dolodu Zlodowacenie Wis³y fg B3 Erozja i akumulacja przez wody rozto- Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) — Q 4 powe przed czo³em transgreduj¹cego

Zlodowacenia pó³nocnopolskie p¿1 p l¹dolodu, w formie sandru Interglacja³ Denudacja na obszarach wysoczyzny, ero- eemski zja i akumulacja w dolinach rzecznych Mu³ki zastoiskowe (górne) — b QW2 Akumulacja zastoiskowa w zbiornikach m2 p3 w czasie recesji l¹dolodu Gliny zwa³owe — g Q W2 Egzaracja i akumulacja lodowcowa, obec- gzw p3 noœæ licznych porwaków, zaburzenia glacitektoniczne Mu³ki zastoiskowe (dolne) — b QW2 Akumulacja zastoiskowa w obni¿eniach Warty m1 p3 na przedpolu transgreduj¹cego l¹dolodu

Stadia³ œrodkowy Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe — fg Q W2 Erozja i akumulacja przez wody roztopo- pp¿ p3 we przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu g W1 Akumulacja lodowcowa osadów zwa³owych

Zlodowacenie Gliny zwa³owe, miejscami z soczewkami i³ów — Q gzw p3 pod stop¹ l¹dolodu Zlodowacenia œrodkowopolskie fg W1 Erozja i akumulacja przez wody roztopo- Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe — Q 3 Stadia³ dolny pp¿ p we przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu Interglacja³ Interglacja³ Denudacja na obszarach wysoczyznowych, wielki mazowiecki erozja i akumulacja w dolinach rzecznych Gliny zwa³owe — g QS1 Egzaracja i akumulacja lodowcowa, gzw p2 powstanie porwaków (zaburzenia glacitektoniczne?) Plejstocen fg S1 Erozja i akumulacja przez wody roztopo- Sanu 1 Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe — Q 2 we przed czo³em transgreduj¹cego l¹do-

Zlodowacenie Stadia³ dolny pp¿ p lodu

Czwartorzêd g N Zlodowacenia Zlodowacenie Gliny zwa³owe — Q 2 po³udniowopolskie Akumulacja lodowcowa Nidy gzw p I³y, mu³ki, piaski i wêgiel brunatny paleogeñsko-neogeñskie Egzaracja lodowcowa, tworzenie siê kier jako kry w utworach plejstoceñskich — Q lodowcowych, rozwój procesów glaci- Pg + Ng p tektonicznych Sedymentacja w zbiornikach l¹dowych, Piaski kwarcowe, mu³ki piaszczyste, mu³ki z soczewkami wêgla równie¿ wêgla brunatnego, klimat Miocen œrodkowy brunatnego i wêgiel brunatny — formacja krajeñska, adamowska pocz¹tkowo subtropikalny, póŸniej ciep³o-

Miocen i poznañska — M Neogen pQ 2 umiarkowany z tendencj¹ dalszego och³adzania £upki ilaste, i³y, mu³ki i piaski — formacja mosiñska górna — Akumulacja w zbiornikach l¹dowych lub Oligocen górny Ol lagunowych i p³ytkomorskich — wycofa- ³3i nie siê morza I³y, mu³ki, mu³ki piaszczyste i wêgiel brunatny — formacja Akumulacja p³ytkomorska, szelfowa, Oligocen Oligocen dolny czempiñska — Ol transgresja morska z kierunku pó³nocno- i1 -zachodniego Eocen górny Transgresja morska Eocen œrodkowy Denudacja w warunkach klimatu Eocen Eocen dolny wilgotnego, subtropikalnego Paleocen górny Piaski kwarcowe, piaski glaukonitowe, wapienie margliste, Akumulacja w warunkach doœæ g³êbo- Paleogen Paleocen œrodkowy miejscami mu³ki piaszczyste — formacja odrzañska — pQPc 2 kiego morza, zewnêtrzna czêœæ szelfu

Paleocen Paleocen dolny Denudacja

Margle, miejscami i³y margliste i piaskowce — Cr Akumulacja w warunkach p³ytkiego me 3 morza Kreda górna Kreda

46 Luka stratygraficzna obejmuje okres od pliocenu po zlodowacenia po³udniowopolskie. Osa- dy wczeœniejszych zlodowaceñ (Narwi), jak równie¿ interglacja³u augustowskiego nie zosta³y rozpoznane. Utwory zlodowaceñ po³udniowopolskich s¹ pierwszymi osadami lodowcowymi rozpoznanymi w granicach terenu omawianego arkusza. Identyfikacja stratygraficzna opiera siê g³ównie o sukcesjê przestrzenn¹ poziomów lodowcowych. Najstarszy, doœæ mi¹¿szy poziom glin zwa³owych odniesiono do zlodowacenia Nidy. Drugim okresem glacjalnym, którego osady wystêpuj¹ na obszarze arkusza Tuchola jest zlodowacenie Sanu 1. Utwory tego zlodowacenia zosta³y rozpoznane w dolnej czêœci profilu otworu kartograficznego Tuchola. Wkroczenie l¹dolodu zlodowacenia Sanu 1 by³o poprze- dzone akumulacj¹ osadów wodnolodowcowych na przedpolu transgreduj¹cego l¹dolodu. Proces depozycji, a przede wszystkim wczeœniejszej erozji móg³ siê przyczyniæ do usuniêcia starszych osadów lodowcowych. Z obecnoœci¹ l¹dolodu zlodowacenia Sanu 1 wi¹¿e siê na Ni¿u Polski rozwój najwiêk- szych struktur glacitektonicznych. Na obszarze arkusza nie wystêpuj¹ udokumentowane osady zlodowacenia Sanu 2 i interglacja³u wielkiego. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e okres interglacja³u wielkiego zdominowa³a erozja, istnia³a w tym okresie zapewne dobrze rozwiniêta sieæ rzeczna. Nasuniêcia l¹dolodu zlodowaceñ œrodkowopolskich poprzedzane by³y pocz¹tkowo erozj¹, póŸniej akumulacj¹ osa- dów wodnolodowcowych przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu. Epizody erozyjne mog³y spowodowaæ, ¿e nie zachowa³y siê utwory zlodowacenia Odry (Krzny). W ka¿dym razie wyniki ba- dañ litologiczno-petrograficznych osadów wystêpuj¹cych w profilach otworów kartograficznych sugeruj¹ obecnoœæ glin zlodowacenia Warty, osobnym problemem jest ma³a mi¹¿szoœæ badanych poziomów, co obni¿a wiarygodnoœæ wyników. Akumulacja poziomu glin stadia³u œrodkowego tego zlodowacenia by³a poprzedzona depozycj¹ osadów zastoiskowych przed czo³em nasuwaj¹cego siê l¹dolodu, jak równie¿ poprzedza³a akumulacjê takich utworów w czasie recesji l¹dolodu tego stadia³u. Gliny zlodowacenia Warty bra³y tak¿e udzia³ w procesach glacitektonicznych, o czym œwiadczy obec- noœæ niekiedy mi¹¿szych kier osadów paleogeñskich w profilach otworów kartograficznych Mêdro- mierz Ma³y i Okiersk. Na obszarze arkusza Tuchola nie stwierdzono osadów interglacja³u eemskiego. Znane ju¿ wcze- œniej stanowisko w rejonie leœniczówki „Œwit” z nagromadzeniem fauny miêczaków s³odkowodnych, opisywane wczeœniej przez Maasa (patrz Ba³uk, 1961) i Ba³uk (1961) jako eemskie, zosta³o przez Bu- trymowicza (1978a, b) powi¹zane z osadami wodnolodowcowymi zlodowacenia Wis³y. Analiza przestrzenna wystêpowania tych utworów wskazuje, ¿e jest to najbardziej prawdopodobna interpretacja stratygraficzna tych osadów. Z okresu zlodowaceñ pó³nocnopolskich wstêpnie przyjêto jedynie obecnoœæ osadów stadia³u górnego. Istnienie utworów stadia³u dolnego dopuszcza siê jedynie w s¹siedztwie doliny dolnej Wis³y. Podobny pogl¹d, choæ nie tak restrykcyjny dotyczy zasiêgu l¹dolodu stadia³u œrodkowego (Œwiecia).

47 W ka¿dym razie zarówno Wysota (2002), jak i Mojski (2005) nie zak³adaj¹ tak dalekiego zasiêgu od doliny Wis³y l¹dolodu tego stadia³u. L¹dolód stadia³u górnego swój najwiêkszy zasiêg osi¹gn¹³ podczas fazy leszczyñskiej, oko³o 20 000 lat BP i zacz¹³ siê wycofywaæ oko³o 17 000 lat BP (Mojski, 2005). Z problemem wycofywania siê l¹dolodu, jego przebiegiem, wi¹¿e siê œciœle interpretacja stratygraficzna tego okresu plejstocenu. W starszych opracowaniach geologicznych dominowa³ pogl¹d o podzielnoœci osadów tego okresu plejstocenu na dwie serie lodowcowe, odpowiadaj¹ce fazie leszczyñskiej i poznañskiej. Co do charakteru fazy poznañskiej zdania s¹ podzielone, o czym mowa by³a ju¿ wczeœniej (Wysota, 2002; Mojski, 2005). Jednak¿e ostatnio autorzy prac kartograficznych prowadzonych na terenie arkusza Sêpólno Krajeñskie przyczynê dwudzielnoœci glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y widz¹ w obecnoœci transgresywnej subfazy krajeñskiej (Niewiarowski, Pasierbski, 2003; Pasierbski, 2003). S¹dz¹c z cytowanych danych, zachodnia czêœæ obszaru arkusza Tuchola, obejmuj¹ca fragment wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego, mog³aby, przynajmniej czêœciowo (obszar na po³udnie od Tucholi) znaleŸæ siê w zasiêgu tej subfazy. Nasuniêcie l¹dolodu subfazy krajeñskiej mia³o wed³ug Pasierbskiego charakter szar¿y, z tym epizodem zwi¹zana te¿ jest drumlinizacja obszaru wysoczyznowego (Pasierbski, 2003). Po ustaniu szar¿y i krótkiej stabilizacji, nast¹pi³o topnienie l¹dolodu i jego rozpad na bry³y martwego lodu (silnie uszczelinione). W po³udniowo-zachodniej czêœci badanego terenu obrazem deglacjacji arealnej jest obecnoœæ licznych kemów, czêsto otoczo- nych sieci¹ zag³êbieñ bezodp³ywowych. Przedstawiony rozwój paleogeograficzny odnosi siê do po³udniowo-zachodniej czêœci badanego terenu. Czy nasuniêcie l¹dolodu subfazy krajeñskiej „zesz³o ni¿ej” z obszaru wysoczyzn na teren obecnej równiny sandrowej jest pytaniem otwartym. Patrz¹c na obecnoœæ 3–4 wa³ów drumli- nowych na po³udnie od Tucholi widaæ wyraŸnie ich obni¿one po³o¿enie w stosunku do wysoczyzny, do której przylegaj¹ od wschodu. To mog³oby œwiadczyæ o przynajmniej czêœciowym „zejœciu” l¹dolodu na ni¿ej po³o¿ony obszar. Pasierbski (2003) uwa¿a, ¿e w tym czasie w osi obecnego sandru Brdy powsta³o obni¿enie egzaracyjne, które podczas postoju l¹dolodu na linii maksymalnego zasiê- gu l¹dolodu fazy pomorskiej zosta³o najpierw rozmyte i wyrównane, a nieco póŸniej wype³nione osadami wodnolodowcowymi sandru Brdy. Relacja mocno obni¿onej wysoczyzny œwieckiej w stosunku do wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego w opinii autora nie jest ca³kiem jasna. Starsze opinie wskazuj¹ na pierwotny charakter powierzchni wysoczyzny œwieckiej (Churska, 1958). Jednak w swojej czêœci peryferyjnej wysoczyzna ³agodnie „chowa siê” pod osady wodnolodowcowe. Byæ mo¿e wody roztopowe tylko miejscami posiada³y charakter erozyjny, w strefach maksymalnego przep³ywu, gdzie koncentrowa³ siê nurt wód roztopowych. W innych miejscach wody roztopowe ograniczy³y siê wy³¹cznie do przep³ywu i niewielkiej akumulacji. O takim charakterze przep³ywów

48 móg³by œwiadczyæ fragment przekroju geologicznego C–D (tabl. III), ukazuj¹cy spokojne zaleganie cienkiego poziomu glin zwa³owych na doœæ d³ugim odcinku, przykrytych równoczeœnie cienk¹ seri¹ osadów wodnolodowcowych. Analiza map topograficznych w skali 1:10 000 uwidoczni³a tak¿e ciekawe linijne, równoleg³e do siebie obni¿enia, wystêpuj¹ce na powierzchni sandru Brdy i wchodz¹ce na obni¿one, peryferyjne fragmenty wysoczyzny œwieckiej w po³udniowej czêœci obszaru arkusza Tuchola. Geneza tych linearnych obni¿eñ ma, byæ mo¿e, charakter wytopiskowy. Nale¿y zadaæ sobie pytanie, czy nie s¹ to pozosta³oœci po linearnych odk³uciach bry³ martwego lodu, stanowi¹ce œlad szar¿y l¹dolodu subfazy krajeñskiej? Wracaj¹c do pó³nocnej czêœci wysoczyzny obszaru arkusza, zauwa¿yæ mo¿na niewielk¹ liniê moren martwego lodu, po³o¿on¹ na pó³noc od Tucholi i Bladowa. Wskazuje ona na spowolnienie recesji lub nawet na krótkotrwa³y postój czo³a l¹dolodu. Nie mo¿na wykluczyæ genezy czo³owomoreno- wej tych form. W pó³nocnym fragmencie wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego kemy s¹ mniej liczne, wystêpuj¹ g³ównie w czêœci brze¿nej sk³onu wysoczyzny. W póŸnym glacjale rozpocz¹³ siê na wiêksz¹ skalê proces wytapiania bry³ martwego lodu, tak licznie wype³niaj¹cych obni¿enia rynnowe. W tym czasie zacz¹³ siê równie¿ proces formowania jezior. Ewidencja zmian paleoklimatycznych tego okresu zosta³a zapisana w 40-centymetrowym poziomie gleb kopalnych o charakterze torfowo-murszowym, wykszta³conych w s¹siedztwie torfowiska „Bia³e B³oto” (Miot-Szpiganowicz, 2003), po³o¿onym oko³o 1 km na pó³nocny wschód od P³azowa. Charakter uzyskanych spektrów py³kowych wyraŸnie wskazuje, ¿e badane osady powsta³y w okresie póŸno- glacjalno-wczesnoholoceñskim. Powstanie sp¹gowej sekwencji osadów piaszczystych (g³. 2,05–1,90 m) mia³o miejsce w czasie interstadia³u alleröd. Wskazuje na to znaczny udzia³ ziaren py³ku brzozy (Be- tula), z du¿ym udzia³em formy Betula nana i sosny (Pinus) w tworzeniu spektrum py³kowego. Warto- œci sosny (Pinus) pod koniec tego okresu przekraczaj¹ 60%. Gatunkom tym towarzyszy: topola (Populus) i wierzba (Salix), a z roœlin zielnych g³ównie trawy (Gramineae), turzyce (Cyperaceae) oraz w mniejszych iloœciach: bylice (Artemisia), wilczomlecz (Euphorbia), pos³onek (Helianthemum)iru- tewka (Thalictrum). Taki obraz palinologiczny wskazuje na wystêpowanie luŸnych lasów brzozo- wo-sosnowych, a nastêpnie — sosnowych z p³atami roœlinnoœci œwiat³olubnej. Obecnoœæ ziaren py³ku roœlin wodnych (Myriophyllum spicatum), szuwarowych (Typha latifolia) oraz cenobiów zielenicy Pediastrum dowodzi, ¿e akumulacja utworów mia³a miejsce w œrodowisku wodnym. Sp¹gowa warstwa osadów by³a datowana metod¹ radiowêglow¹ na 12 560 ±80 lat BP (Goslar, 2003). W œwietle in- formacji palinologicznych data ta wydaje siê nieco postarzona. Piaski z organik¹ i piaski silnie zailone, wystêpuj¹ce nieco p³ycej (g³. 1,90–1,70 m) powsta³y w warunkach wyraŸnie ch³odniejszego klimatu, co sugeruje spadek wartoœci krzywej sosny (Pinus) i zwiêkszenie ilo- œci ziaren py³ku roœlin zielnych (NAP), g³ównie turzyc (Cyperaceae) i bylic (Artemisia), goŸdzikowatych

49 (Caryophyllaceae), wi¹zówki (Filipendula), ró¿owatych (Rosaceae) i skalnic (Saxifraga). Notuje siê rów- nie¿ wyraŸny wzrost znaczenia ja³owca (Juniperus) i wierzby (Salix) oraz pojawienie siê wilczomle- cza (Ephedra). Wszystko to œwiadczy o dominuj¹cej roli zbiorowisk tundrowych. Zarówno charakter osadów (zailenie), jak i mniejsza iloœæ cenobiów Pediastrum i ziaren py³ku roœlin szuwarowych mo¿e wskazywaæ na zwiêkszenie g³êbokoœci zbiornika, ale równie¿ mo¿e byæ wynikiem obni¿enia trofii jego wód z powodu ni¿szej temperatury. Wydaje siê, ¿e palinologiczna charakterystyka osadów wskazuje na ich powstanie w okresie m³odszego dryasu. Spektrum py³kowe najm³odszej próbki ró¿ni siê nieco od pozosta³ych, st¹d te¿ za³o¿ono, ¿e reprezentuje ona osady powsta³e w pocz¹tkowym okresie preborealnym. O polepszeniu siê warunków termicznych œwiadczy wzrost krzywej sosny (Pinus), spadek wartoœci ja³owca (Juniperus) i innych roœlin zielnych, charakterystycznych dla zbiorowisk tundrowych (np. Artemisia, Saxifraga, Rosaceae, Caryophyllaceae). Osady te by³y datowane metod¹ radiowêglow¹ na 9540 ±50 lat BP (Goslar, 2003), co wydaje siê byæ zgodne z datowaniem palinologicznym. Reasumuj¹c ca³oœciowy obraz ekspertyzy palinologicznej mo¿na powiedzieæ, ¿e badane osady zaczê³y powstawaæ w okresie allerödu, najpraw- dopodobniej w strefie brze¿nej/zatokowej zbiornika powsta³ego na skutek wytapiania siê p³ytko za- grzebanych bry³ martwego lodu. Zbiornik ten istnia³ równie¿ podczas m³odszego dryasu i w pocz¹tkowej fazie holocenu (Miotk-Szpiganowicz, 2003). W póŸnym glacjale i holocenie mia³a miejsce akumulacja osadów eolicznych, które utworzy³y siê g³ównie w wierzchniej czêœci pokrywy sandrowej. Pocz¹tek dzia³alnoœci eolicznej odzwierciedla³ zimny, pustynny klimat, panuj¹cy w strefie peryglacjalnej u schy³ku plejstocenu. Jak wykaza³y badania Nowaczyka (1986) wystêpowa³y trzy okresy dzia³alnoœci eolicznej: najstarszy mia³ miejsce przed allerödem, nastêpny w starszym dryasie i ostatni rozpocz¹³ siê w okresie borealnym oko³o 8850 lat BP. W póŸnym glacjale rozpoczê³a siê równie¿ akumulacja gytii, kredy jeziornej, a na pocz¹tku holocenu i torfów. Dane biostratygraficzne i datowania metod¹ 14C wskazuj¹, ¿e pocz¹tek akumulacji torfowej mia³ miejsce oko³o 9 430 lat BP (Lamentowicz, 2005). Jednak g³ówna faza rozwoju torfowisk i akumulacji torfów przypada na okres atlantycki. Dotyczy to szczególnie torfowisk po³o¿onych na obszarze tzw. sandru Brdy. Nale¿y dodaæ, ¿e wszystkie zbadane na tym obszarze torfowiska s¹ wy- tworem „l¹dowienia” jezior. Tak wiêc akumulacja jeziorna (póŸnoglacjalno-holoceñska) poprzedza³a rozwój roœlinnoœci torfowej (Lamentowicz, 2005). Pod koniec plejstocenu nast¹pi³ pocz¹tek rozwoju procesów stokowych, które trwaj¹ przez ca³y holocen, a¿ do chwili obecnej.

50 IV. PODSUMOWANIE

Wykonane opracowanie kartograficzne jest pierwszym kompleksowym opracowaniem budowy geologicznej obszaru arkusza, w którym rozpoznano geologiê utworów czwartorzêdowych, wchodz¹c jednoczeœnie w problematykê osadów bezpoœredniego i nieco g³êbszego pod³o¿a, obejmuj¹cego utwory neogeñskie, paleogeñskie i kredy górnej. Opracowanie w projektowanym zakresie spe³ni³o swoje wymagania. Pozwoli³o jednoczeœnie postawiæ nowe zadania badawcze, które na bazie wykonanego opracowania ³atwiej jest sformu³owaæ. Wykonane otwory badawcze, analiza profili otworów archiwalnych oraz wyniki wykonanych ba- dañ elektrooporowych pozwoli³y uzyskaæ nowy obraz ukszta³towania powierzchni podczwartorzêdo- wej. Jego analiza oraz wyj¹tkowo liczne w granicach terenu arkusza ekspertyzy biostratygraficzne osadów neogenu i paleogenu (S³odkowska, 2004, 2005), pozwoli³y umiejscowiæ, g³ównie w czêœci zachodniej badanego obszaru, nasilenie procesów glacitektonicznych oraz oszacowaæ pionowy zasiêg tych procesów, siêgaj¹cy do g³êbokoœci 80–100 m i obejmuj¹cy praktycznie ca³y interwa³ utworów paleogenu i neogenu. Analiza ukszta³towania stropu osadów kredowych pozwoli³a powi¹zaæ z sob¹ oddzia³ywanie tektoniki nieci¹g³ej z procesami glacitektonicznymi i po³¹czyæ je w jeden obraz. Wykonane opracowanie litologiczno-petrograficzne dotycz¹ce profili otworów kartograficznych (Mas³owska, Szelewicka, 2005) oraz analiza sukcesji poziomów lodowcowych w profilach otworów archiwalnych, pozwoli³y wyró¿niæ osady trzech zlodowaceñ: po³udniowopolskich, œrodko- wopolskich i pó³nocnopolskich, a w ich obrêbie osady szeœciu poziomów lodowcowych. Zdjêcie kartograficzne oprócz ca³ego inwentarza form morfologicznych, typowych dla rzeŸby m³odoglacjalnej powsta³ej w warunkach deglacjacji arealnej, pokaza³o obecnoœæ dwóch wyraŸnych zespo³ów drumlinów. Kartowanie wykonane na obszarze równiny sandrowej dostarczy³o równie¿ wielu ciekawych obserwacji dotycz¹cych rozwoju tej pokrywy i jej oddzia³ywania na obszar morenowy wysoczyzny œwieckiej. Generalnie w obrêbie równiny sandru Brdy stwierdzono obecnoœæ jednego wyraŸnego poziomu sandrowego, ³agodnie nachylonego w kierunku po³udniowym, od wysokoœci oko³o 120 do 100 m n.p.m. Wzd³u¿ doliny Brdy rozpoznano jeden ci¹g³y poziom tarasów nadzalewowych oraz dodatkowo jeden poziom tarasów rzeczno-wodnolodowcowych, pocz¹tkowych dla kszta³towania siê odp³ywu rzecznego. Ten poziom inicjalny towarzyszy nie tylko dolinie Brdy, ale równie¿ rynnie Jeziora Okierskiego. Badania kartograficzne pozwoli³y znaleŸæ poziom gleb kopalnych torfowo-murszowych, a badania palinologiczne tego poziomu oraz datowania radiowêglowe pozwoli³y okreœliæ pocz¹tek two- rzenia siê tego poziomu glebowego i wytapiania siæ martwego lodu na allerØd, proces ten trwaù jeszcze na poczàtku holocenu (Miotk-Szpiganowicz, 2003; Goslar, 2003).

51 W problematyce stratygrafii osadów plejstoceñskich wyraŸnie odczuwa siê brak dobrego rozpoznania litologii i petrografii poziomów lodowcowych. W zwi¹zku z tym istnieje mo¿liwoœæ niejedno- znacznej interpretacji stratygraficznej niektórych poziomów lodowcowych. W przysz³oœci nale¿y wiêc niew¹tpliwie skupiæ siê na dok³adniejszym rozpoznaniu stratygra- ficznym osadów plejstoceñskich. Mo¿na to osi¹gn¹æ poprzez wiêksz¹ liczbê otworów badawczych, niekoniecznie o du¿ej g³êbokoœci, jak te¿ stosuj¹c nowe techniki geofizyczne, takie jak p³ytka sejsmi- ka, co wydaje siê celowe na obszarach o tak zaawansowanej glacitektonice.

Opracowano Zak³ad Kartografii Geologicznej w Oddziale Geologii Morza Struktur P³ytkich Pañstwowego Instytutu Geologicznego Pañstwowego Instytutu Geologicznego Pañstwowego Instytutu Badawczego Pañstwowego Instytutu Badawczego w Gdañsku w Warszawie

Gdañsk, 2007 r.

LITERATURA

Jañczak J. (red.), 1997 — Atlas jezior Polski. IMGW. Wyd. Nauk. PWN, Poznañ. Ba³uk. W., 1961 — Budowa geologiczna doliny Brdy w rejonie Tucholi. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 1, 1: 68–78. B³aszkiewicz M., 1998 — Dolina Wierzycy, jej geneza oraz rozwój w póŸnym plejstocenie i wczesnym holocenie. Dokumentacja Geogr., 10. Butrymowicz N., 1978a — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Chojnice. wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Butrymowicz N., 1978b — Objaœnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark. Chojnice. Inst. Geol., Warszawa. Butrymowicz N., Murawski T., Pasierbski M., 1978 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Choj- nice. wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Churska C., 1958 — Stosunek sandru Brdy do wysp moreny dennej. Zesz. Nauk. UMK., 4. Geografia: 11–26. Ciuk E., 1970 — Schematy litostratygraficzne trzeciorzêdu Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 14, 4: 754–771. Ciuk E., 1974 — Schematy litostratygraficzne paleogenu Polski poza Karpatami i Zapadliskiem Przedkarpackim. Biul. Inst. Geol., 281: 7–48. Dadlez R., 1997 — Ogólne rysy tektoniczne bruzdy œrodkowopolskiej. W: Epikontynentalny perm i mezozoik (red. S. Marek i M. Pajchlowa). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 410–414. Dadlez R., Dembowska J., 1965 — Budowa geologiczna Paraantyklinorium Pomorskiego. Pr. Inst. Geol., 40. Dadlez R., Marek S. (red.), 1997 — Rozwój basenów permu i mezozoiku. W: Epikontynentalny perm i mezozoik. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 403–410. Doktór S., Graniczny M., Kucharski R., 1995 — Mapa liniowych elementów strukturalnych Polski na podstawie analizy teledetekcyjno-geofizycznej 1:200 000, arkusz Chojnice i arkusz Grudzi¹dz. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Galon R., 1949 — Przegl¹dowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, arkusz Bydgoszcz. wyd. A. Inst. Geol., Warszawa.

52 Galon R., 1953 — Morfologia doliny i sandru Brdy. Stud. Soc. Sc. Tor., Sect. C., 1,6. Goslar T., 2003 — Raport z wykonania datowañ C-14 w poznañskim laboratorium radiowêglowym. Arch. Pañstw. Inst. Geol., Gdañsk. Heliasz Z., Ostaficzuk S., 2005 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Lubiewo (242) (wraz z Objaœnieniami). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Jagodziñska, R. Kalitiuk, 2005 — Dokumentacja badañ geoelektrycznych, temat: Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Tuchola (203). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Jurys L., 2007 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Cekcyn (204) (wraz z Objaœnieniami). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Kondracki J., 2002 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: ss. 441. Krassowska A., 1997 — Sedymentacja, paleogeografia i paleotektonika. Kreda górna (alb górny–mastrycht). W: Epi- kontynentalny perm i mezozoik w Polsce (red. S. Marek i M. Pajchlowa). Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 368–402. Lamentowicz M., 2005 — Geneza torfowisk naturalnych i seminaturalnych w Nadleœnictwie Tuchola. Bogucki Wydaw. Nauk., Poznañ: ss. 103. Lisicki S., 2003 — Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis³y. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 177. Listkowska H., 1986 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Koronowo (279). Inst. Geol., Warszawa. Listkowska H., 1988 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, arkusz Koronowo (279). Inst. Geol., Warszawa. Maas G., 1897 — Geologische Karte von Preussen und benachbarten deutschen Ländern 1:25 000, Blatt Tuchel (arkusz Tuchola). Preuss. Geol. Landesanst, Berlin. Maas G., 1899 — Geologische Karte von Preussen und benachbarten deutschen Landern 1:25 000, Blatt Schüttenwalde (arkusz Woziwoda). Preuss. Geol. Landesanst, Berlin. Marek S. (red.), 1997 — Ogólne wnioski o ewolucji tektonicznej. W: Epikontynentalny perm i mezozoik. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 153: 414–416. Mas³owska M., Szelewicka A., 2005 — Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych dla arkusza Tuchola (203). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Miotk-Szpiganowicz G., 2003 — Sprawozdanie z 8 analiz palinologicznych kopalnej gleby torfowo–murszo- wej z rejonu Bia³ych B³ot (arkusz Tuchola). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Mojski J. E., 2005 — Ziemie Polskie w czwartorzêdzie. Zarys morfogenezy. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Niewiarowski W., Pasierbski M., 2003 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, Sêpólno Krajeñskie (240). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Nowaczyk B., 1986 — Wiek wydm, ich cechy granulometryczne i strukturalne a schemat cyrkulacji atmosferycznej w Polsce w póŸnym Vistulianie i Holocenie. UAM Ser. Geogr., 28: ss. 245. Nowicka I., 1958 — Wydmy na sandrze Brdy. Zesz. Nauk. UMK., 4: 27–47. Osika R. (red.), 1970 — Geologia i surowce mineralne Polski. Wyd. Geol., Warszawa. Pasierbski M., 2003 — RzeŸba, budowa wewnêtrzna i mechanizm przekszta³ceñ wiêcborskiej strefy marginalnej. Wyd. Top Kurier, Toruñ: ss. 106. Pasierbski M., Niewiarowski W., 2003b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Sêpólno Krajeñskie (240). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny]

53 Piwocki M. (red.), Olszewska B., Grabowska I., 1996 — Korelacja biostratygraficzna paleogenu Pol- ski z innymi obszarami. Budowa Geologiczna Polski. 3. Atlas skamienia³oœci przewodnich i charakterystycznych. 3. Kenozoik. Trzeciorzêd. Paleogen. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 22–36. Piwocki M., Badura J., Przybylski B., 2004 — Paleogen. Neogen. Budowa geologiczna Polski. 1. Straty- grafia. 3a. Kenozoik. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Po¿aryski W., 1969 — Podzia³ obszaru Polski na jednostki tektoniczne. Prz. Geol., 17, 2: 57–65. Prussak W., Zaleszkiewicz L., Neumann M., 2007 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Osie (205) (wraz z Objaœnieniami). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Rêbas E., 1984 — Wyniki analizy palinologicznej osadów trzeciorzêdowych z wiercenia £yskowo PG-1, arkusz Tuchola 1:100 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. S³odkowska, B., 1989 — Wyniki badañ palinologicznych 49 próbek osadów trzeciorzêdowych z 9 profili z trzech arkuszy 1:100 000: Raci¹¿ II, Obrowo III, Jeleñcz IV (ark. Chojnice); Tuchola-Bia³owie¿a VI, Mêdromierz V, Pi³a-M³yn V, Wymys³owo XI (ark. Tuchola); Gostycyn IV, Lisie Jamy X (ark. Koronowo). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. S³odkowska B., 2000 — Palinostratygrafia osadów trzeciorzêdowych okolic Tucholi (praca doktorska). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. S³odkowska B., 2004 — Palynological studies of the paleogene and neogene deposits from the Pomeranian Lake- land area (NW Poland). Pol. Geol. Inst. Sp. Papers, 14: ss. 73. S³odkowska B., 2005 — Wyniki badañ palinologicznych osadów paleogenu i neogenu — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Tuchola (203), profile: Mêdromierz Ma³y, Okiersk, Tuchola i Raci¹¿. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Studencki M., 2008 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Kamieñ Krajeñski (202) (wraz z Objaœnieniami). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Uberna T., 1974 — Osady z pogranicza kredy i trzeciorzêdu w wybranych otworach wiertniczych z rejonu Warszawy, I³awy, Kwidzyna i Malborka. Kwart. Geol., 18,4. Wieczorek D., Stoiñski A., 2008 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz Gostycyn (241) (wraz z Objaœnieniami). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Wysota W., 2002 — Stratygrafia i œrodowiska sedymentacji zlodowacenia Wis³y w po³udniowej czêœci Dolnego Powiœla. Pr. habil. UMK, Toruñ. Znosko J., 1998 — Atlas tektoniczny Polski. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

54 Tablica I Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Tuchola (203)

ZESTAWIENIE OTWORÓW BADAWCZYCH DLA SMGP (KARTOGRAFICZNYCH)

m n.p.m. Otw. 57 Mędromierz Mały K3 145,0 m n.p.m.

B3 Qp4

Otw. 2 Raciąż K1 B3 129,0 m n.p.m. 2

Otw. 31 Okiersk K4 Otw. 40 112,5 m n.p.m. Tuchola K2 113,5 m n.p.m. B3 1 B3 Qp4

W2 W2 B3 Q 3 B3 Qp3 Qp4 p Qp4 -wisły 5 T5 B31 4

6 2 M2

W1 S1 Qp3 Qp2

M2 70,0 m

M2 W2 Q 3 p 97,0 m 65,0 m

OBJAŚNIENIA:

Osady oligocenu dolnego Otoczaki Piaski i gliny na wtórnym złożu

M Żwiry Mułki 2 0–7 Numer kolejny (od najstarszych) serii; warstwy Piaski Iły (wg Masłowska, Szelewicka, 2005) 92,0 m Piaski ze żwirami Gliny zwałowe T Poziomy glin zwałowych 1–5 (wg Masłowska, Szelewicka, 2005) Piaski pyłowate Węgiel brunatny

Wykresy i wartości współczynników petrograficznych

Uwaga:liczba oznacza głębokość występowania osadów w metrach; O — suma północnych skał osadowych symbole jak na mapie geologicznej K — suma skał krystalicznych i kwarcu północnego W — suma wapieni i dolomitów północnych A — suma skał północnych nieodpornych na niszczenie B — suma skał północnych odpornych na niszczenie Opracował: R. PIKIES

Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 17o 45’ 18o 00’ Tablica II o o 53 53 Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 40’ J. Raciąż 40’ Ark. Tuchola (203) Raciąż J. Stobno SZKIC GEOMORFOLOGICZNY

Wielka J. Lubierzyńskie Komorza Skala 1:100 000

J. Okierskie Formy lodowcowe Formy rzeczne

J. Głęboczek Wysoczyzna morenowa płaska Dna dolin rzecznych

Kiełpin Wysoczyzna morenowa falista Tarasy erozyjno-akumulacyjne Żalno Drumliny Dolinki w ogólności, nierozdzielone J. Żalno

Formy utworzone w strefie martwego lodu Formy denudacyjne

Bladowo Moreny martwego lodu Równiny denudacyjne

J. Głęboczek Formy wodnolodowcowe Długie stoki Nowy Sumin Formy jeziorne TUCHOLA Równiny sandrowe i wodnolodowcowe w ogólności Równina sandrowa erozyjno-akumulacyjna Równiny jeziorne (stare dna jezior itp.) (100–120 m n.p.m.) r

Formy utworzone przez roślinność Mędromierz Formy akumulacji szczelinowej Mały Kemy Równiny torfowe

Tarasy kemowe Formy antropogeniczne

J. Wielkie Cekcyńskie

Rynny subglacjalne Nasypy PŻ Rynny subglacjalne wykorzystane przez rzeki Piaskownie-żwirownie (P Ż) Mędromierz i częściowo przez nie przekształcone PŻ Wielki Doliny wód roztopowych Łyskowo

J. Drzycimskie

J. Gwiazda Równiny erozyjne wód roztopowych Opracował: R. PIKIES

Zagłębienia powstałe po martwym lodzie

Szumionka Formy eoliczne

J. Szpitalne J. Bysławskie

J. Lucimskie Wydmy 53o Bysław 53o 30’ 30’ 17o 45’ 18o 00’ Równiny piasków przewianych

012345km Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Tablica III Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Tuchola (203)

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY C–D

C D

S N

Szumiąca Płazowo Cekcynek Gołąbek Okiersk Bielska Struga

24 Otw. 87 Otw. 75 Otw. 74 (17) (19) (20) Otw. 67 (14) (13) Otw. 30 (9) Otw. 31 (3) Otw.(18) Otw. 19 m n.p.m. m n.p.m.

130 130 10 10 120 15 10 11 10 10 120 15 110 10 24 15 10 15 1 15 110 1 4 15 3 15 15 3 24 15 1 4 3 1 15 5 24 12 1 100 1 16? 100 15 25 24 25 24 15 26 25 90 28 90 17? 28 28 28 29 80 29 28 30 80

70 30 40 32 32 70 60 41 60 31 34 50 50 32 32 41 40 40

30 30

20 20

10 41 10 0 0

-10 -10

-20 -20

-30 -30

-40 -40 42 -50 -50

-60 43 -60 43 -70 -70

-80 45 0123km 44 -80 45 -90 -90

-100 -100

z g B3 1— t Qh 12 — pQ 28 — g1zw Qp4 40 — Pg+NgQp ZNAKI PETROGRAFICZNE: fg B3 b B3 3— nQh 15 — pż2Qp4 29 — im1Qp4 41 — pQM2 Żwiry Gliny zwałowe fg B3 fg B3 4— phQh 17 — pQp4 30 — pż1Qp4 42 — łiOl3 Piaski Margle f g B3 b W2 5— pQh 24 — g2zw Qp4 31 — m2Qp3 43 — iOl1 Piaski i żwiry Torfy Uwaga:pozostałe objaśnienia jak na mapie geologicznej e w fg B3 g W2 10 — pQ 25 — ppż2Qp4 32 — gzwQp3 44 — pQPc2 Mułki Węgiel brunatny e fg B3 fg W2 11 — pQ 26 — ppż1Qp4 34 — ppżQp3 45 — meCr3 Mułki piaszczyste Namuły

Iły

Opracował: R. PIKIES

Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Tablica IV Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Tuchola (203)

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY E–F

E F

WSW ENE

Żalno Nowe Żalno Białowieża Kiełpin Okiersk Małe Kowalskie Błota

Otw. 21 Otw.(23) Otw. 24 Otw. 26 Otw. 28 7 Otw. 29 8 Otw. 31 Otw. 32 Otw. 22 Otw.(27) m n.p.m. m n.p.m.

150 150 1 1 140 140 24 1 12

J. Żalno 24 25

1 28 12 28

Brda

6 J. Okierskie 30 3 30 8 40 28 15 15 32 1 1 30 26 17? 26 5 14 30 34 35 7 17? 30 27 34 28 41 36 30 32 40

41 34 34 37

40 38 41

41 42

45 45

fg B3 g W2 1— t Qh 15 — pż2Qp4 32 — gzwQp3 41 — pQM2 ZNAKI PETROGRAFICZNE: fg B3 fg W2 3— nQh 17 — pQp4 34 — pżQp3 42 — tiOl3 Piaski Margle f g B3 g W1 5— pQh 24 — gzwQp4 35 — gzwQp3 43 — iOl1 Piaski i żwiry Torfy d-f fg B3 fg W1 Uwaga:pozostałe objaśnienia jak na mapie geologicznej 6— ppżQh 25 — ppż2Qp4 36 — ppżQp3 44 — pQPc2 Mułki Gytie li fg B3 g S1 7— pQ 26 — ppż1Qp4 37 — gzwQp2 45 — meCr3 Mułki piaszczyste Węgiel brunatny li b B3 fg S1 8— gyQ 27 — im2Qp4 38 — ppżQp2 Iły Namuły d g B3 fg N 12 — pQ 28 — g1zwQp4 39 — gzwQp2 Gliny zwałowe D Faza zbiorowisk roślinnych ff-fg B3 t fg B3 (wg Słodkowskiej 2004) 14 — pżQp4 30 — pż1Qp4 40 — Pg+NgQp Opracował: R. PIKIES

Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 17o 45’ 18o 00’ Tablica V o o 53 53 Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 40’ J. Raciąż Pg+Ng 75,0 40’ Ark. Tuchola (203) Raciąż

J. Stobno 90 Pg+Ng 77,5 M2 SZKIC GEOLOGICZNY ODKRYTY 100 ,0 J. Lubierzyńskie Skala 1:100 000 Stobno

J. Okierskie

60 Piaski kwarcowe, mułki piaszczyste, mułki z soczewkami węgla brunatnego MIOCEN M MIOCEN NEOGEN 2 i węgiel brunatny — formacje krajeńska, adamowska i czempińska ŚRODKOWY ,3 J. Głęboczek M 60 Izohipsy stropu utworów podczwartorzędowych w m n.p.m. Kiełpin 2 Krawędzie strukturalne Żalno 30

J. Żalno 70 90 55 Wybrane otwory wiertnicze z numeracją według mapy geologicznej (symbol oznacza wiek: Pg+Ng — paleogen+neogen, M — miocen; M 95,0 liczba — wysokość stropu utworów starszych od czwartorzędu lub rzędną zakończenia otworu w osadach czwartorzędowych, w m n.p.m.) 12 Wybrane punkty dokumentacyjne (symbol oznacza wiek: M — miocen; 80 M 56,9 71 M 99,0 liczba — wysokość stropu utworów starszych od czwartorzędu, w m n.p.m.) 1,0 J. Głęboczek 70 60 Nowy M 12 100 B Linia przekroju geologicznego na mapie geologicznej 2 TUCHOLA Sumin A

D C Linie przekrojów geologicznych załączonych w tekście 70 ,5 60 55 Mędromierz ,2 ,0 Mała Opracował: R. PIKIES ,0

,6 70 J. Wielkie Cekcyńskie

,0 Mędromierz Wielki

J. Drzycimskie

1,2 32 J. Gwiazda

90 ,0 98,2 21 70 92 80 Pg+Ng 75 100 ,0 J. Szpitalne 70 82 Bysław 53o ,0 J. Lucimskie o 60 60 53 30’ 30’ 17o 45’ 18o 00’