Objaœnienia Do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski

PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PAÑSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY

DARIUSZ WIECZOREK, ANDRZEJ STOIÑSKI

G³ówny koordynator Szczegó³owej mapy geologicznej Polski — A. BER Koordynator regionu Polski zachodniej — B. PRZYBYLSKI

OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

1:50000

Arkusz Gostycyn (241) (z 4 fig., 7 tab. i 5 tabl.)

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

WARSZAWA 2009 Autorzy: Dariusz WIECZOREK, Andrzej STOIÑSKI

Geoconsult Sp. z o.o. ul. Mielczarskiego 139/143, 25–611 Kielce

Redakcja merytoryczna: Joanna SIEWIOREK

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

ISBN 978-83-7538-611-0

Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Jacek STR¥K

2 SPIS TREŒCI

I. Wstêp ...... 5

II. Ukszta³towanie powierzchni terenu...... 11

III. Budowa geologiczna ...... 21

A. Stratygrafia...... 21

1. Kreda ...... 23

a. Kreda dolna ...... 24

b. Kreda górna ...... 24

2. Paleogen ...... 25

a. Paleocen ...... 25

Paleocen dolny + paleocen œrodkowy ...... 25

b. Eocen – oligocen ...... 25

Eocen górny – oligocen dolny ...... 25

c. Oligocen ...... 26

Oligocen dolny...... 26

3. Neogen ...... 28

a. Miocen ...... 28

Miocen dolny ...... 28

Miocen dolny – miocen œrodkowy ...... 29

Miocen œrodkowy ...... 31

b. Miocen + pliocen ...... 32

Miocen œrodkowy – górny + pliocen dolny ...... 32

4. Czwartorzêd ...... 34

a. Plejstocen ...... 34

Zlodowacenia œrodkowopolskie ...... 35

Zlodowacenie Odry ...... 35

3 Interglacja³ lubawski ...... 35

Zlodowacenie Warty ...... 36

Stadia³ dolny ...... 36

Stadia³ œrodkowy ...... 40

Zlodowacenia pó³nocnopolskie ...... 43

Zlodowacenie Wis³y ...... 43

Stadia³ górny ...... 43

b. Czwartorzêd nierozdzielny ...... 55

c. Holocen ...... 57

B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu ...... 58

C. Rozwój budowy geologicznej ...... 65

IV. Podsumowanie ...... 76

Literatura ...... 77

SPIS TABLIC

Tablica I — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000

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

Tablica III — Przekrój geologiczny C–D

Tablica IV — Przekrój geologiczny E–F wzd³u¿ linii Wilcze–£¹sko Wielkie–Buszkowo–Janowo

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

4 I. WSTÊP

Obszar arkusza Gostycyn (241) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000 administracyj- nie nale¿y do gmin: Koronowo (powiat bydgoski), Soœno (powiat sêpoleñski) oraz Gostycyn i Lubiewo (powiat tucholski) znajduj¹cych siê w obrêbie województwa kujawsko-pomorskiego. Jest on ograniczony nastêpuj¹cymi wspó³rzêdnymi geograficznymi: 53°20’ i 53°30’ szerokoœci geograficznej pó³nocnej oraz 17°45’ i 18°00’ d³ugoœci geograficznej wschodniej. Powierzchnia terenu arkusza wynosi 308 km², w tym okoùo 13,3 km² zajmujà jeziora i Zalew Koronowski. Wed³ug podzia³u fizyczno-geograficznego Kondrackiego (2002), zachodnia czêœæ omawianego obszaru, po liniê Gostycyn–M¹kowarsko–Nowy Dwór nale¿y do Pojezierza Krajeñskiego, czêœæ centralna — do Doliny Brdy, a czêœæ wschodnia — rejon Minikowa, Bys³awka, Klonowa i Cierplewa — do Wysoczyzny Œwiecka. W obrêbie wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego przewa¿aj¹ tereny u¿ytkowane rolniczo. Gospo- darstwa rolne prowadz¹ tu tak¿e hodowlê byd³a, trzody i drobiu. Dolina Brdy jest s³abo zaludniona. Domi- nuje tu gospodarka leœna, turystyka i rekreacja skupiona nad Zalewem Koronowskim, jeziorem Stoczek i jeziorem Kadzionka. Na WysoczyŸnie Œwiecka stosunkowo urodzajne gleby sprzyjaj¹ gospodarce rolnej, choæ mniej zintensyfikowanej ni¿ w zachodniej czêœci obszaru arkusza. Arkusz Gostycyn (241) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000 zrealizowano na podstawie „Projektu prac geologicznych” opracowanego przez D. Wieczorka (2002). Projekt zosta³ za- twierdzony przez Ministra Œrodowiska decyzj¹ DG/kok/AO/489-NY-36/2003 z dnia 06.05.2003 r. Kartowanie geologiczne oraz opracowanie autorskie wykonali w latach 2004–2006 — D. Wieczorek i A. Stoiñski z firmy Geoconsult Sp. z o.o. z Kielc. Zakres prac terenowych, dla geologicznego rozpoznania terenu arkusza, obejmowa³ wykonanie marszrut obserwacyjnych, w zale¿noœci od stopnia z³o¿onoœci budowy geologicznej od 3 do 5 km/km2, œrednio 3–4 km/km2, uzupe³nionych oko³o 1200 sondami rêcznymi (o ³¹cznym metra¿u ok. 2050 m), 131 sondami mechanicznymi o ³¹cznym metra¿u 1119,0miog³êbokoœci 3,0–20,0 m (œr. 8,5 m) oraz dwoma wierceniami sond¹ Wiêckowskiego w torfach (³¹cznie 14,9 m). Podczas prac geologicznych

5 wykonano tak¿e obserwacje 25 odkrywek i ods³oniêæ oraz 4 wkopów. Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych zosta³ przedstawiony w tabeli 1. W celu pe³niejszego udokumentowania osadów czwartorzêdowych i ich pod³o¿a wykonano cztery pe³nordzeniowe otwory badawcze (kartogra- ficzne): otwór 13 o g³êbokoœci 60,0 m, w rejonie Kamienicy (GOS-1), otwór 38 o g³êbokoœci 75,3 m, w rejonie M¹kowarska (GOS-2), otwór 66 o g³êbokoœci 111,6 m, w rejonie £¹ska Wielkiego (GOS-3) i otwór 46 o g³êbokoœci 76,2 m, w rejonie Suchej (GOS-4). Z otworów kartograficznych pobrano 146 próbek do badañ litologiczno-petrograficznych, które zosta³y wykonane w Przedsiêbiorstwie Geologicznym w Kielcach (Bugajska, 2006). Badania palinologiczne 28 próbek osadów pobranych z czterech otworów kartograficznych przeprowadzono w Pañstwowym Instytucie Geologicznym w Warszawie (S³odkowska, 2005; Winter, 2005). Dla dwóch próbek osadów or- ganogenicznych, pobranych specjalnie w tym celu z punktu dokumentacyjnego 8, wykonano badania wieku bezwzglêdnego metod¹ 14C w Poznañskim Laboratorium Radiowêglowym (Goslar, 2005). Dla 10 próbek pobranych z tego profilu, wykonano dodatkowe orzeczenie palinologiczne (Winter, 2006). Ponadto przeprowadzono badania geofizyczne metod¹ sondowañ geoelektrycznych (SGE) wzd³u¿ linii dwóch przekrojów geologicznych (przekrój geologiczny A–B i tabl. III). £¹cznie wykonano tu 160 sondowañ (M¿yk, 2004). Nale¿y podkreœliæ, i¿ wyniki tych badañ by³y bardzo pomocne przy konstruowaniu przekrojów geologicznych. Dla dok³adniejszej analizy danych archiwalnych zlecono tak¿e, w Pañstwowym Instytucie Geo- logicznym w Warszawie, wykonanie analizy pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego dla terenu arkusza Gostycyn (Twarogowski i Petecki, 2005). Podczas zestawiania mapy dokonano analizy profili: 8 otworów badawczych, 53 otworów wykonanych dla poszukiwania surowców mineralnych, 97 otworów hydrogeologicznych, 170 otworów wykonanych dla celów in¿ynierskich i innych oraz 89 wierceñ torfowych. £¹cznie wykonano oko³o 1340 punktów dokumentacyjnych i zebrano oko³o 550 profili otworów archiwalnych, co œrednio daje 6,2 punktu na 1 km2 powierzchni terenu. Badania geologiczne terenów objêtych granicami arkusza Gostycyn i obszarów przyleg³ych rozpoczê³y siê pod koniec XIX wieku. S¹ to prace: Jentzscha (1883, 1896), Maasa (1898, 1899, 1900) i Sonntaga (1919). Przed 1939 rokiem zajmowano siê g³ównie problemami geomorfologicznymi (Miko³ajski, 1929; Paw³owski, 1931, 1934, 1937; Klima, 1937; Degórska, 1938). Geologiczne badania terenowe w okolicach Koronowa przeprowadzi³ Halicki (1933). Wystêpowaniem wêgla brunatnego zajmowa³ siê Makowski i inni (1937). W czasie II wojny œwiatowej badania nad tym surowcem w rejonie Pi³y-M³yna prowadzili Niemcy (Ciuk, 1986).

6 Tabela 1 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych

Numer punktu Rodzaj Lokalizacja Rzêdna G³êbokoœæ Uwagi punktu (miejscowoœæ) (m n.p.m.) (m) w notatniku (wed³ug na mapie terenowym s³owni- geologicznej ka)*

1234 56 7

1 WH-1/1 sm Karczewo 109,0 5,0 odp³yw sandrowy 2 WH-1/2 sm Gostycyn 123,8 14,0 przekrój geologiczny A–B 3 WH-2/2 sm Kamienica 105,4 14,0 przekrój geologiczny A–B 4 WH-3/2 sm Kamienica 112,6 15,0 przekrój geologiczny A–B 5 WH-2/4 sm Minikowo–Bys³awek 97,0 8,0 budowa tarasu kemowego 6 WH-4/5 sm Bys³awek 103,7 10,0 przekrój geologiczny K–L 7 WH-5/5 sm Bys³awek 89,6 14,0 przekrój geologiczny K–L badanie wieku gytii metod¹ 14C; bad. palino- 8 W-2 sr Bys³awek 88,4 9,9 logiczne; przekrój geologiczny K–L 9 WH-2/5 sm Bys³awek 93,6 10,0 przekrój geologiczny K–L 10 WH-7/5 sm Bys³awek 102,3 10,0 przekrój geologiczny K–L 11 WH-1/5 sm Bys³awek 104,9 8,0 przekrój geologiczny K–L 12 WH-10/5 sm Leœnictwo Lisi K¹t 120,5 7,0 budowa kemu 13 WH-4/2 sm Pruszcz–Kamienica 117,0 14,0 przekrój geologiczny A–B 14 WH-5/2 sm Pruszcz 120,5 14,0 przekrój geologiczny A–B 15 WH-1/7 sm Pruszcz 117,5 5,0 przekrój geologiczny A–B 16 WH-2/7 sm Pruszcz 120,5 14,0 przekrój geologiczny A–B 17 WH-2/6 sm Dziedno 141,3 8,0 poziom wysoczyznowy 18 WH-4/7 sm Pruszcz 122,6 15,0 przekrój geologiczny A–B 19 WH-5/7 sm Motyl 118,9 16,0 przekrój geologiczny A–B 20 WH-6/7 sm Motyl 116,2 18,0 przekrój geologiczny A–B 21 WH-7/7 sm Motyl 90,8 16,0 przekrój geologiczny A–B 22 WH-11/7 sm Motyl 103,8 15,0 przekrój geologiczny A–B 23 WH-12/7 sm M¹kowarsko II PGR 107,2 16,0 przekrój geologiczny A–B 24 WH-13/7 sm M¹kowarsko II PGR 116,3 15,0 przekrój geologiczny A–B 25 WH-2/9 sm Sokole-KuŸnica 92,9 17,0 przekrój geologiczny C–D 26 WH-3/10 sm Leœnictwo Bruchniewo 92,0 6,0 odp³yw sandrowy 27 WH-2/11 sm Dziedzinek 132,9 10,0 przekrój geologiczny C–D 28 WH-1/11 sm Dziedzinek 134,0 16,0 przekrój geologiczny C–D 29 WH-3/12 sm M¹kowarsko-Rybkowo 137,0 7,0 przekrój geologiczny C–D 30 WH-2/12 sm M¹kowarsko-Rybkowo 133,8 16,0 przekrój geologiczny C–D 31 WH-10/7 sm M¹kowarsko 135,2 5,0 budowa moreny martwego lodu 32 WH-17/7 sm M¹kowarsko 122,9 17,0 przekrój geologiczny C–D 33 WH-16/7 sm M¹kowarsko 130,1 14,0 przekrój geologiczny C–D 34 WH-5/12 sm M¹kowarsko 145,5 7,0 poziom wysoczyznowy 35 WH-15/7 sm M¹kowarsko 122,9 10,0 przekrój geologiczny C–D 36 WH-17/12 sm Lucim 123,5 16,0 przekrój geologiczny A–B 37 WH-1/8 sm M¹kowarsko 106,4 14,0 przekrój geologiczny C–D M¹kowarsko– 38 WH-2/8 sm 102,0 18,0 przekrój geologiczny C–D –Leœnictwo Krówka

7 cd. tabeli 1

1234 56 7

M¹kowarsko– 39 WH-3/8 sm 101,5 15,0 przekrój geologiczny C–D –Leœnictwo Krówka

40 WH-1/13 sm Leœnictwo Krówka 95,2 6,8 przekrój geologiczny C–D

41 WH-2/13 sm Leœnictwo Krówka 97,9 17,0 przekrój geologiczny C–D

42 WH-3/13 sm Leœnictwo Krówka 95,0 10,0 przekrój geologiczny C–D

43 WH-1/14 sm Leœnictwo Krówka 92,0 20,0 przekrój geologiczny C–D

44 WH-1/9 sm Leœnictwo Krówka 94,5 7,0 przekrój geologiczny C–D

45 WH-3/9 sm Sokole-KuŸnica 91,5 4,0 przekrój geologiczny C–D

46 WH-4/9 sm Leœnictwo Sielanka 86,3 18,0 przekrój geologiczny C–D

47 WH-8/10 sm Leœnictwo Sielanka 88,7 18,0 przekrój geologiczny C–D

48 WH-6/10 sm Leœnictwo Sielanka 101,9 6,0 budowa kemu

49 WH-5/10 sm Sucha-Chrusty 96,4 8,0 przekrój geologiczny C–D

pkt. 62 i 82, 50 odkrywki, ark. 15, od Sucha-M³yn 91,2 5,2 budowa rynny subglacjalnej Cierplewo**

51 WH-6/105 sm Wielonek 98,5 7,0 budowa kemu

pkt. 20, 52 odkrywka, ark. 15, od Cierplewo 95,5 8,0 budowa rynny subglacjalnej Cierplewo**

53 WH-7/10 sm Sucha 96,0 15,5 przekrój geologiczny C–D

54 WH-3/11 sm Dziedzinek 136,5 15,0 przekrój geologiczny C–D

pkt. 2, 55 odkrywka, ark. 11, od Dziedzinek 140,0 7,0 budowa kemu Dziedzinek**

pkt. 6, 56 odkrywka, ark. 11, od Dziedzinek 140,0 4,5 budowa ozu Dziedzinek**

57 WH-13/12 sm Wilcze 138,1 6,0 przekrój geologiczny I–J

58 WH-12/12 sm Wejnowo 131,5 4,0 przekrój geologiczny G–H

59 WH-8/12 sm Wilcze 141,0 10,0 przekrój geologiczny G–H

60 WH-9/12 sm Wilcze–Wejnowo 137,5 6,0 przekrój geologiczny I–J

61 WH-7/12 sm Wilcze 137,1 10,0 przekrój geologiczny G–H

62 WH-11/12 sm Wejnowo 137,5 4,0 przekrój geologiczny I–J

63 WH-6/12 sm Wejnowo 146,4 5,0 przekrój geologiczny I–J

64 WH-15/12 sm Lucim 138,9 9,0 poziom wysoczyznowy

pkt. 24, 65 odkrywka, ark. 12, od Wilcza Góra 130,5 7,0 budowa ozu M¹kowarsko**

66 WH-18/12 sm Lucim 133,0 15,0 przekrój geologiczny A–B

67 WH-19/12 sm Lucim 123,2 16,0 przekrój geologiczny A–B

68 WH-16/12 sm Lucim 116,0 5,0 przekrój geologiczny A–B

69 WH-20/12 sm Wilcza Góra 130,8 16,0 przekrój geologiczny A–B

pkt. 75, 70 odkrywka, ark. 13, od Lucim 125,0 9,0 budowa kemu Lucim**

O-1, 71 odkrywka, ark. 16, od Wiskitno 132,5 5,0 budowa ozu Wiskitno-Ameryka**

72 WH-3/17 sm Wiskitno 124,1 6,0 zag³êbienie koñcowe

73 WH-9/17 sm Wilcze 142,0 5,0 przekrój geologiczny E–F

8 cd. tabeli 1

1234 56 7

Wilcza Góra– £¹sko 74 WH-10/17 sm 125,1 15,0 przekrój geologiczny A–B Wielkie

75 WH-1/17 sm Wilcza Góra 130,1 16,0 przekrój geologiczny A–B

76 WH-11/17 sm £¹sko Wielkie 120,1 15,0 przekrój geologiczny A–B

77 WH-7/17 sm £¹sko Wielkie 118,8 15,0 przekrój geologiczny A–B

78 WH-5/17 sm £¹sko Wielkie 137,0 20,0 przekrój geologiczny A–B

79 WH-5/18 sm £¹sko Wielkie 111,2 9,0 przekrój geologiczny E–F

O-17, 80 odkrywka, ark. 18, od £¹sko Wielkie 108,8 7,0 wystêpowanie piasków miêdzymorenowych Buszkowo**

O-8, 81 odkrywka, ark. 18, od £¹sko Wielkie 111,0 5,5 wystêpowanie piasków miêdzymorenowych Buszkowo**

Buszkowo — Rynna 82 W-3/18 sm 99,0 6,0 budowa rynny subglacjalnej Byszewska

Leœnictwo Tylna Góra, 83 WH-3/19 sm 96,4 6,0 odp³yw sandrowy Nowy Dwór

Leœnictwo Tylna Góra, 84 WH-1/19 sm 86,2 6,0 p³ytkie zaleganie neogenu Srebnica

Wiskitno 85 WH-2/16 sm 122,5 6,0 zag³êbienie koñcowe rez. G³usza

86 WH-6/17 sm £¹sko Wielkie 125,0 5,0 przekrój geologiczny A–B

*sm — sonda mechaniczna, sr — sonda rêczna, od — ods³oniêcie, ** — dane archiwalne

W latach 50-tych powsta³y prace, g³ównie geomorfologiczne, obejmuj¹ce Wysoczyznê Kraje- ñsk¹ (Galon, 1952a, b) i Dolinê Brdy (Galon, 1953). Badania z tych i przyleg³ych obszarów by³y tak¿e tematem publikacji: Churskiej (1958), Nowickiej (1958), Liberackiej (1958), Liberackiego (1958), Ba³uka (1961), Kra¿ewskiego (1961) oraz Murawskiego (1963). Jewtuchowicz (1955) przeprowadzi³ na sandrze Brdy badania nad struktur¹ osadów fluwioglacjalnych. Praca ta spotka³a siê jednak z kry- tyczn¹ ocen¹ (Galon, 1958). Z innych opracowañ dotycz¹cych Wysoczyzny Krajeñskiej nale¿y wymieniæ prace: Szupryczy- ñskiego (1958), Roszko (1968), Pasierbskiego (1973, 1975) oraz Murawskiego (1969, 1973). Szereg przyczynków oprócz wy¿ej wymienionych prac, przedstawili ponadto: Matuszak (1952), Janczyk (1957), Galon (1964, 1969) i Murawski (1961a, b, c). W 1981 roku Galon przeprowadzi³ syntezê pogl¹dów ró¿nych badaczy na stratygrafiê osadów zlodowacenia pó³nocnopolskiego. Rok póŸniej Galon (1982a,b) i Lankauf (1982) przedstawili zagadnienie genezy i wieku rynien podlodowcowych na przyk³adzie rynny strzy¿yñskiej w okolicy Zamrzenicy. Przeprowadzono tu wtedy tak¿e badania palinologiczne (Noryœkiewicz, 1982). W 1983 roku Lamparski przedstawi³ budowê geologiczn¹ plejstocenu i jego pod³o¿a na obszarze œrodkowego Powiœla. Przy- bli¿y³ on tak¿e zagadnienia dotycz¹ce glacitektoniki. Teren badañ obejmowa³ czêœciowo tak¿e wschod- ni¹ czêœæ Pojezierza Krajeñskiego.

9 W latach 90-tych zosta³y wydane prace: Niewiarowskiego i Pasierbskiego (1999) oraz Pasierb- skiego (1994, 1996, 2003), a na terenach s¹siednich — Nowaczyka (1994). W roku 1995 w rejonie Poje- zierza Krajeñskiego odby³a siê wycieczka terenowa w ramach 44 Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geografów (Pasierbski, 1995a–d), a w roku 2000 w ramach V Zjazdu Geomorfologów Polskich (Mo- lewski i Wysota, 2000). Zagadnienia dotycz¹ce osadów paleogenu i neogenu w regionach s¹siaduj¹cych z terenem arkusza Gostycyn, czy te¿ w opracowaniach obejmuj¹cych wiêksze lub mniejsze fragmenty Ni¿u Polskiego, przedstawione zosta³y w pracach: Piwockiego (1967, 1971, 1978), Ciuka (1970, 1974), Grabowskiej (1965), Grabowskiej i Piwockiego (1975), Uberny (1974) oraz Odrzywolskiej-Bieñkowej i innych (1979). Pogl¹dy na temat przyczyn deformacji tych osadów oraz utworów czwartorzêdowych wyra¿one s¹ w pracach: Ciuka (1955), Ba³uka (1961), £yczewskiej (1964), Dyjora (1975) i Lamparskiego (1983). Najnowsze publikacje dotycz¹ce stratygrafii paleogenu i neogenu przedstawiaj¹ prace: Ciuka i Pi- wockiego (1990), Piwockiego i Ziembiñskiej-Tworzyd³o (1995, 1997), Wa¿yñskiej (1998), Piwockiego (2004) oraz Piwockiego i innych (2004). Dla terenu arkusza Gostycyn du¿e znaczenie maj¹ prace: Ka- siñskiego (1989) i S³odkowskiej (2004). Szersze spojrzenie na budowê pod³o¿a przedkenozoicznego mog¹ daæ prace: Raczyñskiej (1987), Peteckiego (1988) i Dadleza (1998, 2001). Rozpoznanie budowy kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego mo¿e wnieœæ pewne dane pomocne przy rozpatrywaniu rozwoju utworów paleogenu, neogenu i czwartorzêdu, w tym zagadnieñ zwi¹zanych z glacitektonik¹. Kwestie te nabieraj¹ wiêkszego znaczenia zw³aszcza w kontekœcie prac Kurzawy (1999, 2000). Do opracowania szkicu geomorfologicznego (tabl. I) wykorzystano dane pochodz¹ce z kartowania terenowego, fragmenty szkiców geomorfologicznych zamieszczonych w opracowaniach: List- kowskiej (1988), Niewiarowskiego i Pasierbskiego (2003a) oraz Heliasza i Ostaficzuka (2005a), zdjêcia lotnicze terenów wysoczyzny i mapy topograficzne 1:10 000. Posi³kowano siê tu tak¿e opra- cowaniem Murawskiego (1969). Opracowaniami przedstawiaj¹cymi budowê geologiczn¹ i stratygrafiê osadów czwartorzêdo- wych obejmuj¹cymi omawiany obszar i tereny przyleg³e s¹: – Przegl¹dowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, arkusz Bydgoszcz, wydanie A (Galon, 1949) oraz wydanie B (Adamiec, 1954); – Materia³y Archiwum Wierceñ, arkusz Bydgoszcz Przegl¹dowej mapy geologicznej Polski 1: 300 000 (Adamiec-Chodkiewiczowa, 1961) – Mapa geologiczna Polski 1:200 000 wraz z objaœnieniami: arkusz Chojnice (wyd. A iB—Bu- trymowicz, 1978a, b; Butrymowicz i in., 1978), arkusz Nak³o (wyd. A i B — Uniejewska i W³odek, 1978; Uniejewska i Nosek, 1978; Uniejewska i in., 1979) oraz arkusz Grudzi¹dz (wyd. A iB—Ma- kowska, 1974a,b, 1975) obejmuj¹cy s¹siaduj¹cy arkusz (Lubiewo) na wschód od arkusza Gostycyn.

10 Dok³adniejsze opracowania, w wiêkszej skali, maj¹ arkusze Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000: Koronowo (279) — Listkowska (1986, 1988); Sêpólno Krajeñskie (240) — Niewia- rowski i Pasierbski (2003a, b); Lubiewo (242) — Heliasz i Ostaficzuk (2005a,b); Tuchola (203) — Pi- kies (2007a, b).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Obszar arkusza Gostycyn cechuje siê urozmaicon¹ rzeŸb¹ terenu. Deniwelacje dochodz¹ do oko³o 74 m. Najwy¿ej po³o¿onym punktem jest szczyt pagórka kemowego znajduj¹cego siê na pó³nocny za- chód od Wilcza, na wysokoœci 153,9 m n.p.m. Najni¿ej po³o¿ony punkt (80,2 m n.p.m.) znajduje siê w Dolinie Brdy, w Zalewie Koronowskim, w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza. Teren arkusza Gostycyn podzieliæ mo¿na na trzy odrêbne jednostki geomorfologiczne: wysoczyzny morenowe w czêœci zachodniej i wschodniej rozdzielone przebiegaj¹c¹ po³udnikowo powierzchni¹ sandru Brdy. Zachodni¹ czêœæ obszaru arkusza (w rejonie Wielkiej Kloni, Gostycyna, Pruszcza, Bagienicy, M¹kowarska, Lucimia, Dziedzinka, Wilcza, £¹ska Ma³ego, £¹ska Wielkiego, Buszkowa i Nowego Dworu) zajmuje wysoczyzna morenowa nale¿¹ca do Pojezierza Krajeñskiego (Kondracki, 2002). Po³o¿ona jest ona na wysokoœci 120–140 m n.p.m., jednak¿e lokalnie, miêdzy Wielk¹ Kloni¹ a Bagie- nic¹, osi¹ga 150 m n.p.m. W rejonie po³o¿onym na wschód od Wielkiej Kloni, powierzchnia wysoczyzny nosi, wed³ug Pasierbskiego (2003), œlady drumlinizacji. W po³udniowej czêœci obszaru ma ona charakter w przewadze wysoczyzny morenowej falistej, pó³nocna czêœæ to wysoczyzna morenowa p³aska z„wyspowo” wystêpuj¹cymi fragmentami wysoczyzny falistej. Wysoczyzna, szczególnie w po³udniowej czêœci, urozmaicona jest szeregiem form pozytywnych takich jak: drumliny, kemy, ozy, moreny martwego lodu i moreny czo³owe oraz form negatywnych, wœród których wyró¿niæ mo¿na: rynny subglacjalne, doliny rzeczne (czêœciowo powsta³e na za³o¿eniach rynien subglacjalnych), zag³êbienia koñcowe i zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie. Wzd³u¿ rynny byszewskiej, od po³udniowej granicy obszaru arkusza, a¿ po okolice Lucimia rejestruje siê krawêdzie o wysokoœci nawet do 15 m. Wed³ug Pasierbskiego (2003) s¹ to krawêdzie rynny subglacjalnej wyegzarowanej dok³adnie w miejscu wystêpowania wczeœniejszej rynny subglacjalnej. We wschodniej czêœci obszaru arkusza w rejonie Minikowa, Bys³awka, Klonowa, Suchej i Cier- plewa, niewielkimi p³atami wystêpuje wysoczyzna morenowa p³aska, bêd¹ca fragmentem Wysoczy- zny Œwieckiej (Kondracki, 2002). W odró¿nieniu od wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego jest ona znacznie ni¿ej po³o¿ona i charakteryzuje siê zdecydowanie mniej urozmaicon¹ rzeŸb¹ powierzchni terenu (tabl. III). Po³udniowa czêœæ tej wysoczyzny, w rejonie Cierplewa, po³o¿ona jest na wysokoœci 95–100 m n.p.m. Wy¿ej wznosz¹ siê tutaj kemy i charakterystyczne stoliwa kemowe, wystêpuj¹ce

11 przy granicy z Dolin¹ Brdy. Pó³nocny fragment wysoczyzny, w rejonie Klonowa i Bys³awka po³o¿ony jest na wysokoœci oko³o 103–108 m n.p.m., a rozcinaj¹ce t¹ czêœæ systemy rynien subglacjalnych czy- ni¹ wysoczyznê znacznie bardziej urozmaicon¹. Sama powierzchnia jest jednak p³aska (bez wiêk- szych form pozytywnych i z niewielkimi deniwelacjami). Poza wysoczyznami morenowymi, formami zwi¹zanymi bezpoœrednio z lodem lodowcowym s¹ moreny czo³owe. Wystêpuj¹ one w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza w okolicach £¹ska Wielkiego i £¹ska Ma³ego. S¹ to pagórki o owalnych zarysach, w terenie wyraŸnie widoczne ponad powierzchni¹ wysoczyzny, mimo niezbyt du¿ych wysokoœci wzglêdnych — do 15 m. Dwie moreny czo³owe charakteryzuj¹ siê znacznymi rozmiarami (ok. 1 km2 ka¿da). Wyró¿niono tu tak¿e dwie mniejsze formy tego typu. Przes³anki co do ich budowy wewnêtrznej, oparte na profilach otwo- rów wiertniczych i wynikach badañ geofizycznych (M¿yk, 2004) pozwalaj¹ zaklasyfikowaæ je do moren czo³owych, przewa¿nie spiêtrzonych.Ci¹g moren jest najprawdopodobniej przed³u¿eniem podobnych form zlokalizowanych na s¹siednim arkuszu Sêpólno Krajeñskie, a okre- œlanych jako moreny wiêcborskie (Niewiarowski i Pasierbski, 2003a). Drumliny wystêpuj¹ g³ównie w po³udniowo-zachodniej i centralnej czêœci obszaru arkusza, tworz¹c charakterystyczny krajobraz pola drumlinowego. Szczególnie liczne s¹ w okolicach M¹kowarska, Wilcza i Dziedzinka. Dominuj¹ formy o d³ugoœci od 200 do 250 m, szerokoœci od 100 do 150 m i wysokoœci wzglêdnej do 10 m, œrednio — 5–7 m. Osie form drumlinowych zorientowane s¹ w wiêkszo- œci w kierunku po³udnikowym (choæ miejscami ze sporymi odchyleniami), a zdarzaj¹ siê równie¿ formy o osiach prostopad³ych do tego kierunku. Obserwacje te zgodne s¹ z wynikami badañ Pasierbskiego (1995a). Jak ju¿ wspomniano dominuj¹ pagórki o wyd³u¿onych, elipsoidalnych kszta³tach, ale wystêpuj¹ tak¿e formy bardziej koliste. Wiêkszoœæ drumlinów zbudowana jest z glin zwa³owych, chocia¿ zidentyfikowano tak¿e kilka drumlinów z piaszczystym j¹drem. Znaczna iloœæ tego typu form zosta³a rozpoznana tak¿e na obszarze arkusza Sêpólno Krajeñskie (Niewiarowski i Pasierbski, 2003a). Wed³ug Pasierbskiego (1995a) niewiele jest tutaj form klasycznych, przewa¿aj¹ formy poœrednie, tak zwane drumlinoidy. Zag³êbienia koñcowe rozpoznano w po³udniowo-zachodniej czêœci terenu arkusza, na zachód od £¹ska Ma³ego, na zapleczu moren czo³owych. S¹ to du¿e obni¿enia o elipsoidalnym kszta³cie i kierunku po³udnikowym. W obrêbie obszaru arkusza powierzchnia tej formy wynosi ponad 1,2 km2. Lokalna nazwa tej formy brzmi „Bagno G³usza”. Ju¿ sama nazwa wskazuje, i¿ du¿a czêœæ depresji jest podmok³a, widoczne s¹ tu niewielkie jeziora lub zatorfione obni¿enia, pomiêdzy którymi wystêpuj¹ pagórki o genezie wytopiskowej, b¹dŸ z wyciœniêcia. Depresja ta wype³niona jest jednak g³ównie glinami zwa³owymi i/lub seri¹ utworów wodnomorenowych, a osady przykrywaj¹ce te gliny maj¹ niewielk¹ mi¹¿szoœæ. W brze¿nych partiach zag³êbieñ koñcowych wystêpuj¹ p³askie powierzchnie — listwy, zbudowane z osadów wodnolodowcowych o charakterze krótkiego transportu.

12 Do form utworzonych w strefie martwego lodu zaliczono moreny martwego lodu.Wy- stêpuj¹ one niezbyt licznie w obrêbie obszaru arkusza, m.in. na powierzchni wysoczyzny w rejonie: £akomowa, M¹kowarska, Motyla i Pruszcza. S¹ to zazwyczaj pagórki o niewielkich wysokoœciach wzglêdnych (6–8 m) i niezbyt stromych stokach. Towarzysz¹ one obni¿eniom typu zag³êbieñ wytopi- skowych. W centralnym pasie obszaru arkusza rozci¹ga siê równina sandrowa zwi¹zana z odp³ywem wód fluwioglacjalnych sprzed czo³a l¹dolodu fazy pomorskiej w stadiale g³ównym zlodowacenia Wis³y. Wed³ug podzia³u Kondrackiego (2002) równina ta nale¿y do Doliny Brdy, choæ w³aœciwa dolina rzeczna w obrêbie obszaru arkusza jest niemal ca³kowicie zalana przez wody Zalewu Koronowskiego. Równina sandrowa, zwana sandrem Brdy, przebiega po³udnikowo i nachylona jest w kierunku po³udniowym. Jej powierzchnia wyniesiona jest œrednio oko³o 100–105 m n.p.m. przy pó³nocnej granicy obszaru arkusza i oko³o 88–92 m n.p.m. przy po³udniowej granicy. Z g³ówn¹ równin¹ sandrow¹ ³¹cz¹ siê w¹skie sandry dolinne biegn¹ce wzd³u¿ obecnych dolin rzek: Kamionki i Sêpolenki oraz z powierzchni Wysoczyzny Œwieckiej. W obrêbie sandru Brdy wyró¿niæ mo¿na dwa poziomy sandrowe: I —starsze, II — m³odsze.Wy¿szy z nich (akumulacyjny) jest dominuj¹cy. Jego powierzchnia po³o¿ona jest powy¿ej 90 m n.p.m., a szerokoœæ osi¹ga kilka kilometrów. Ni¿szy (erozyjny) ogranicza siê do w¹skich pasów o szerokoœci maksymalnie 0,8–1,0 km, po³o¿onych wzd³u¿ centralnej czêœci Doliny Brdy, w rejonie Zalewu Koronowskiego (w okolicach Sokoli-KuŸnicy, Ró¿anny i Wielonka). Ró¿nica pomiêdzy oboma poziomami jest niewielka (2–3 m) i rzadko zaznacza siê wyraŸn¹ krawêdzi¹ morfologiczn¹. Powierzchnia sandru Brdy urozmaicona jest licznymi obni¿eniami w postaci: rynien subglacjalnych, mniejszych zag³êbieñ po martwym lodzie oraz w¹skich dolin rzek: Brdy, Kamionki i Sêpolenki, czêœciowo o za³o¿eniach rynnowych. Morfologia i geneza zag³êbieñ na sandrze Brdy by³a przedmiotem badañ Liberackiego (1958). Wydzieli³ on nastêpuj¹ce typy zag³êbieñ: lejki i kocio³ki, zag³êbienia nieregularne i p³askie o niewyra- Ÿnym obrze¿eniu oraz rynny. Wyró¿nione formy zawdziêczaj¹ sw¹ obecnoœæ na sandrze konserwuj¹cej roli zagrzebanych lodów martwych i najprawdopodobniej te¿ zimowych. Obserwowane strefy nagromadzenia zag³êbieñ po martwym lodzie Liberacki (1958) wi¹za³ z fazami postoju l¹dolodu, zaznaczonymi w postaci form marginalnych na wysoczyŸnie. Do form wodnolodowcowych oprócz poziomów sandrowych zaliczaj¹ siê tak¿e równiny wodnolodowcowe,niezwi¹zane z g³ównym szlakiem sandrowym Doliny Brdy. S¹ to pola piasków wodnolodowcowych krótkiego transportu, zwykle o niewielkiej mi¹¿szoœci, rzadko przekraczaj¹cej 2,0 m (przy œredniej mi¹¿szoœci osadów sandru Brdy — ok. 10 m), naœladuj¹ce rzeŸbê podœcielaj¹cej je wysoczyzny. Najwiêksze powierzchnie tego typu wystêpuj¹ na WysoczyŸnie Œwieckiej w rejonie Suchej, Cier-

13 plewa, Klonowa i Bys³awka. Po³o¿one s¹ tam one na wysokoœci 95–105 m n.p.m., zawsze kilka metrów (2–5 m) powy¿ej sandru Brdy. Znajduj¹ siê one tak¿e miêdzy Dziedzinkiem a „Bagnem G³usza” w okolicach £¹ska Ma³ego. Tutaj równina wodnolodowcowa jest urozmaicona du¿¹ iloœci¹ obni¿eñ, w których obecnie wystêpuj¹ torfy i piaski humusowe (na szkicu geomorfologicznym (tabl. I) zgeneralizowane ze wzglêdu na niewielkie rozmiary poszczególnych obni¿eñ). Równina ta dosyæ ³agodnie jest nachylona w kierunku po³udniowym — w stronê zag³êbienia koñcowego „Bagno G³usza”, gdzie ma swoje zakoñcze- nie. Opisywane utwory piaszczyste tworz¹ce charakterystyczne listwy (tarasy) wokó³ tej depresji, mo¿na w³aœciwie traktowaæ jako wodnolodowcowo-zastoiskowe (przejœciowe do zastoiskowych). Listwy te maj¹ niewielk¹ szerokoœæ, maksymalnie do 400–500 m. Na s¹siednim obszarze arkusza Koronowo, interpretowane by³y one jako tarasy jeziorne (Listkowska, 1986, 1988). O z y s¹ zlokalizowane w kilku miejscach na obszarze arkusza. Ich wystêpowanie najczêœciej zwi¹zane jest z rynnami subglacjalnymi lub obni¿eniami o takiej pierwotnej genezie, które utraci³y charakter rynien w wyniku póŸniejszych procesów. Najbardziej rozbudowan¹ form¹ o d³ugoœci 3,4 km, jest oz maj¹cy pocz¹tek w okolicach Lucimia w szcz¹tkowo zachowanej, szerokiej rynnie subglacjalnej o generalnym po³udnikowym przebiegu, a¿ do okolic £¹ska Wielkiego. Miejscami mo¿na œledziæ dwa, a nawet trzy równoleg³e wa³y. Na wschód od Wilcza w kierunku po³udniowo-zachodnim przebiega oz, który nie jest ju¿ zwi¹zany z rynn¹ subglacjaln¹. Jego d³ugoœæ wynosi oko³o 2,5 km. Ten wa³ ozowy, o doœæ krêtym przebiegu, posiada lokaln¹ nazwê — „Wzgórze Grzywa” i jest wyró¿niaj¹cym siê elementem krajobrazu. Za zag³êbieniem koñcowym „Bagno G³usza”, oz ten ma swoj¹ kontynuacjê jeszcze na d³ugoœci oko³o 2 km, zachowuj¹c ten sam kierunek. Podobna forma, o prostym i niemal¿e równole¿nikowym przebiegu znajduje siê pomiêdzy Dziedzinkiem a M¹kowarskiem. Zwi¹zana jest ona równie¿ z ci¹giem obni¿eñ, obecnie o niezbyt widocznych, lecz prawdopodobnie rynnowych za³o¿e- niach. Oz ma d³ugoœæ oko³o 3 km i kontynuuje siê na obszarze arkusza Sêpólno Krajeñskie (Niewiarow- ski i Pasierbski, 2003a). W rejonie Dziedzinka przez miejscow¹ ludnoœæ jest on nazwany „Grzywa”. Mniejsze ozy wystêpuj¹ ponadto w rynnie byszewskiej i strzy¿yñskiej w rejonie Buszkowa i Minikowa. Forma zinterpretowana jako oz znajduje siê tak¿e w okolicach Kamienicy, we fragmencie rynny wykorzystywanej obecnie przez rzekê Kamionkê oraz w rejonie rynny subglacjalnej po³o¿onej na po³udnie od Cierplewa. Szerokoœci ozów oscyluj¹ wokó³ 100 m. Najszerszy wystêpuje w okolicy £¹ska Wielkiego i ma prawie 300 m. Wysokoœci wzglêdne ozów dochodz¹ do 15 m, ale najczêœciej wahaj¹ w granicach 8–12 m. Kemy i tarasy kemowe wystêpuj¹ niezbyt powszechnie na powierzchni obszaru arkusza. Najwiêksze ich skupienie znajduje siê we wschodniej czêœci terenu w okolicach Cierplewa. Roz- poznano tu wyraŸny wa³ o p³askiej powierzchni, doœæ stromych stokach i wysokoœci 5–10 m ponad s¹siaduj¹ce z nim wysoczyznê i powierzchniê sandrow¹. D³ugoœæ tego kemu wynosi oko³o 5 km. Jego d³u¿sza oœ ma przebieg po³udnikowy. Jest on powiêkszony jeszcze o rozci¹gaj¹cy siê na po³udnie od

14 niego, ni¿ej po³o¿ony taras kemowy o d³ugoœci oko³o 2,5 km. Szerokoœæ kemu dochodzi maksymalnie do 600 m, ale œrednio mieœci siê w granicach 200–300 m. Inn¹ form¹ tego rodzaju, o znacznych rozmiarach, jest kem po³o¿ony pomiêdzy Wilczem a Dziedzinkiem (fig. 1). Jest to wzgórze o d³ugoœci 1200 m, szerokoœci 500 m i wysokoœci wzglêdnej do 20 m. Jego szczyt jest zarazem punktem o najwy¿szej wyso- koœci bezwzglêdnej w obrêbie obszaru arkusza (153,9 m n.p.m.). Podobny w zarysie, ale o mniejszych rozmiarach jest kem w Dziedzinku. Inna du¿a forma tego typu po³o¿ona jest na wschód od Lucimia. Do kemów, a czêœciowo tak¿e do tarasów kemowych zakwalifikowano grupy pagórków wystê- puj¹cych w obrêbie obszaru rynnowo-wytopiskowego pomiêdzy Minikowem a Bys³awkiem oraz w rynnie subglacjalnej po³o¿onej na wschód od Gostycyna. S¹ to pagórki przewa¿nie o kolistych,

G H NW SE 58 Otw. 48 Otw. 49 59 Otw. 50 61 Otw. 51 mn.p.m. m n.p.m.

fg B3 p¿2Qp4 phQh Q k B3 hQ th pmQp4 p h

g B3 gzwQp4

I J SW NE 57 Otw. 49 60 62 63 m n.p.m. mn.p.m.

d B3 Q 4 k B3 gzw p pmQp4

fg B3 thQ p¿2Qp4

g B3 gzwQp4

123 45

Fig. 1. Przekroje geologiczne G–H i I–J przez kem w rejonie Wilcza

1 — piaski, 2 — mu³ki, 3 — i³y, 4 — gliny zwa³owe, 5 — torfy; symbole i znaki konwencjonalne jak na mapie geologicznej

15 miejscami lekko wyd³u¿onych kszta³tach tworz¹ce wyraŸne progi we wspomnianych obni¿eniach rynnowych. Ze wzglêdu na swe po³o¿enie w rynnach nie mo¿na wykluczyæ, i¿ po czêœci maj¹ one za³o¿enie ozowe. Mniejsze formy typu kemów i tarasów kemowych rozpoznano tak¿e na po³udnie od Bagienicy w pobli¿u doliny rzeki Sêpolenki, na po³udnie od Cierplewa w rejonie rynny subglacjalnej jeziora Lipkusz oraz na wschód od M¹kowarska, przy granicy wysoczyzny i sandru. Niewielkie kemy znajduj¹ siê tak¿e w rejonie Gostycyna. Rynny subglacjalne tonajwiêksze i najliczniejsze w obrêbie obszaru arkusza formy ne- gatywne. Najd³u¿sz¹ i najbardziej widoczn¹ — ze wzglêdu na wystêpowanie licznych jezior — jest rynna byszewska przebiegaj¹ca od okolic Bys³awka na pó³nocy, przez skrzy¿owanie z dolin¹ Brdy w czêœci centralnej terenu arkusza, do okolic Buszkowa na po³udniu. Przekrój geologiczny przez fragment rynny subglacjalnej w Bys³awku zosta³ przedstawiony na figurze 2.W obrêbie granic obszaru arkusza rynna ma d³ugoœæ oko³o 20 km, ale wiêksza jej czêœæ znajduje siê poza obszarem badañ (rynna ci¹gnie siê od Bys³awia na pó³nocy do okolic Mroczy na po³udniu). W po³udniowej czêœci terenu rynna byszewska biegnie jako jedna odnoga, natomiast od skrzy¿owania z dolin¹ Brdy, pó³nocna jej czêœæ, zwana równie¿ rynn¹ strzy¿yñsk¹, sk³ada siê z dwóch równoleg³ych mniejszych rynien. Poza opisan¹ rynn¹, du¿e zagêszczenie tych form wystêpuje w centralnej i pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie krzy¿uje siê kilka systemów rynien subglacjalnych. Poza tym na powierzchni sandru Brdy wystêpuje du¿a iloœæ krótkich, pogrzebanych fragmentów rynien (tabl. I). Obni¿enia o charakterze rynien subglacjalnych i pogrzebanych rynien wystêpuj¹ równie¿ na powierzchniach wysoczyznowych, przyk³adowo w okolicach Bagienicy, na wschód od Lucimia, pomiêdzy Lucimiem a £¹skiem Wielkim oraz w okolicy Cierplewa. Pomiêdzy M¹kowarskiem a Dziedzinkiem znajduje siê pogrzeba- na rynna subglacjalna. O jej przebiegu mog¹ œwiadczyæ ozy i równiny torfowe. Orientacja rynien jest ró¿na, ale pozwala siê uj¹æ w kilka generalnych kierunków. WyraŸny jest kierunek NNE–SSW (rynny: byszewska, strzy¿yñska i towarzysz¹ce), nastêpnie kierunek zbli¿ony do równole¿nikowego (rynna Sêpolenki, rynna w rejonie Zamrzenicy, czêœciowo rynna Kamionki) oraz po³udnikowy (z pewnymi odchyleniami mo¿na tutaj zaklasyfikowaæ szereg rynien wykorzystywanych przez rzekê Brdê). Wymienione kierunki s¹ czytelne, poniewa¿ w rynnach tych wystêpuj¹ jeziora, b¹dŸ podkreœlone s¹ one przez doliny rzeczne. Po dok³adnej analizie widoczny jest tak¿e pogrzebany w wiêk- szoœci (g³ównie na powierzchni sandru Brdy) system rynien o kierunkach: NW–SE i NE–SW. Na obszarze arkusza wystêpuj¹ tak¿e rynny wykorzystane przez rzeki i czê- œciowo przez nie przekszta³cone,aczkolwiek stopieñ przekszta³cenia pierwotnej rzeŸby polodowcowej jest niewielki. Najbardziej przekszta³cone s¹ rynny wykorzystywane przez rzekê Brdê, ale s¹ one w wiêkszoœci zalane wodami Zalewu Koronowskiego i ich obserwacja jest niemo¿liwa. Nale¿y

16 przyj¹æ, i¿ Brda przez ca³¹ centraln¹ i po³udniow¹ czêœæ obszaru arkusza (do Romanowa) wykorzystuje rynny subglacjalne. Rzeki: Kamionka (czêœciowo) i Sêpolenka wykorzystuj¹ równole¿nikowo zorientowane rynny marginalne rozcinaj¹ce wysoczyznê Pojezierza Krajeñskiego. Równie¿ ciek Krówka wykorzystuje rynnê byszewsk¹, ³¹cz¹c w swym biegu niewielkie jeziora wystêpuj¹ce w po³udniowej czêœci tej rynny. Ob- ni¿enie o charakterze rynny wykorzystuje te¿ rzeka Lucimska Struga i w koñcowym biegu rzeka Sucha. Rynny subglacjalne i marginalne cechuj¹ siê urozmaicon¹ morfologi¹. Czêsto spotykane s¹ wynios³oœci i progi w dnach rynien.Naszkicu geomorfologicznym (tabl. I) zaznaczono wiêksze, wyraŸnie zaznaczaj¹ce siê tego typu formy. Niektóre z wynios³oœci maj¹ genezê subglacjaln¹ i s¹ odzwierciedleniem zró¿nicowanego kszta³tu kana³ów podlodowych. Pagórki powsta³e póŸniej —

K L WSW Bys³awek NE 6 78 9 10 11

m n.p.m. m n.p.m.

fg B3 p¿2Qp4

g B3 gzwQp4

phQh k B3 pmQp4 fg B3 p¿1Qp4 thQ

gyQ

rs B3 p¿Qp4

0 500 1000 m

1234567VI VI

Fig. 2. Przekrój geologiczny K–L przez fragment rynny subglacjalnej w Bys³awku

1 — ¿wiry, 2 — piaski, 3 — mu³ki, 4 — i³y, 5 — gliny zwa³owe, 6 — torfy, 7 — gytie; symbole i znaki konwencjonalne jak na mapie geologicznej w efekcie wytapiania siê lodu konserwuj¹cego rynny — zaklasyfikowane zosta³y w wiêkszoœci jako kemy np. w rynnie strzy¿yñskiej w okolicach Minikowa.

17 Po prawej stronie doliny rzeki Kamionki, w rejonie Kamienicy, u podstawy wysoczyzny, znajduje siê p³aska powierzchnia o wysokoœci 105–107 m n.p.m. S¹ to równiny erozyjne wód roztopowych.Nawi¹zuj¹ one wysokoœci¹ do terenów po lewej stronie doliny Kamionki, ale po- zbawione s¹ osadów wodnolodowcowych. Cechuj¹ siê one p³ask¹, monotonn¹ powierzchni¹, nachy- lon¹ generalnie w kierunku wschodnim. Powsta³y w wyniku erozyjnej dzia³alnoœci wód roztopowych sp³ywaj¹cych obecn¹ dolin¹ Kamionki. Na powierzchniach wysoczyzn i sandrów bardzo liczne s¹ zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie.Wystêpuj¹ one w³aœciwie na ca³ej powierzchni obszaru arkusza. Czêœæ z nich (szczególnie w obrêbie wysoczyzn) obecnie stanowi zag³êbienia bezodp³ywowe, czêsto wype³nione wod¹ lub torfami. Równie¿ na powierzchniach sandrowych zag³êbienia te s¹ powszechne, nadaj¹c im miejscami charakter „sandrów dziurawych”. Czêsto formy te cechuj¹ du¿e deniwelacje miêdzy powierzchni¹ sandru a ich dnem, niekiedy do 8–10 m. Na sandrze du¿a czêœæ zag³êbieñ posiada linijne zarysy, sugeruj¹c sposób powstawania podobny do rynien subglacjalnych. Najwiêksze zag³êbienia po bry³ach martwego lodu na wysoczyznach wystêpuj¹ na pó³noc od Gostycyna, pomiêdzy Gostycynem a Prusz- czem, na wschód od Pruszcza (torfowisko „Kie³pinek”), na pó³noc od Dziedzinka (misa jeziora Dziedno) oraz w rejonie: M¹kowarska, Klonowa i Suchej. Zag³êbienia te przewa¿nie zosta³y wype³nione torfami. Do form rzecznych zaliczymy d n a dolin rzecznych wystêpuj¹ce czêœciowo wzd³u¿ rzek: Brdy, Kamionki i Sêpolenki. Koryto doliny rzeki Brdy ma krêty, zakolowy charakter. W dolinie wystê- puj¹ fragmentarycznie tarasy akumulacyjne nadzalewowe 3,0–5,0 m n.p.rzeki. Na wysokoœci Zamrzenicy, gdzie ma swój pocz¹tek Zalew Koronowski, Brda wykorzystuje ju¿ w swym biegu rynny subglacjalne. Rzeka Kamionka wykorzystuje dolinê o z³o¿onej genezie. W pó³nocno-zachodnim naro¿u arkusza rzeka p³ynie du¿ym obni¿eniem o charakterze rynny marginalnej, nastêpnie p³ynie w g³êboko wciê- tej v-kszta³tnej dolinie o charakterze prze³omowym (fig. 3 — przekrój topograficzny B–B’). W rejonie Gostycyna Kamionka p³ynie fragmentem rynny subglacjalnej (fig. 3 — przekrój topograficzny C–C’) i dalej przez sandr Brdy w w¹skiej dolinie rzecznej, gdzie jej koryto ma zakolowy charakter. Podobny, ale mniej z³o¿ony charakter ma dolina rzeki Sêpolenki — przez ca³¹ d³ugoœæ swojego biegu przez wyso- czyznê wykorzystuje rynnê marginaln¹. Na sandrze Brdy pocz¹tkowo te¿ p³ynie ona w rynnie subglacjalnej. Natomiast jej koñcowy odcinek nosi cechy doliny rzecznej. W dolinie tej nie ma tarasów nadzalewowych. Inne cieki z uwagi na swe ma³e rozmiary (Lucimska Struga, Krówka, Bys³awska Struga, Sucha) i po³o¿enie ich koryt w obrêbie rynien subglacjalnych nie wykszta³ci³y form typu doliny rzecznej. Do form denudacyjnych nale¿¹ dolinki denudacyjne,które wystêpuj¹ doœæ powszechnie na powierzchni wysoczyzn oraz w czêœciach wysoczyzn granicz¹cych z sandrem, a tak¿e w kra- wêdziach rynien i dolin rzecznych. Do tej kategorii form, oprócz tych typowych (d³ugich o niezbyt

18 wciêtym przekroju poprzecznym), zaliczono tak¿e szereg w¹wozów i m³odych rozciêæ erozyjno-denudacyjnych. Na szkicu geomorfologicznym (tabl. I) zaznaczono wybrane wiêksze formy. Du¿e na- gromadzenie tych form wystêpuje miêdzy Wielk¹ Kloni¹ a Gostycynem, gdzie pomiêdzy poziomem wysoczyzny a dolin¹ Kamionki zlokalizowano deniwelacja rzêdu 40–50 m. Podobnie wciête, ale znacznie krótsze w¹wozy wystêpuj¹ wzd³u¿ rynny byszewskiej w okolicy Buszkowa. U wylotów dolinek denudacyjnych doœæ czêsto wystêpuj¹ sto¿ki nap³ywowe.Najwiêk- sze, choæ s³abo zaznaczone w morfologii s¹ sto¿ki w po³udniowej czêœci obszaru arkusza (rejon No- wego Dworu i Janowa). Powierzchnia dwóch bardzo po³ogich sto¿ków nap³ywowych osi¹ga tutaj nawet do 0,3 km2. Pozosta³e sto¿ki s¹ znacznie mniejsze, w dolinach rzecznych czêsto rozmyte, b¹dŸ za- zêbiaj¹ce siê z osadami fluwialnymi. Podobna sytuacja wystêpuje w rynnach i pozosta³ych zag³êbie- niach, gdzie sto¿ki nap³ywowe zazêbiaj¹ siê z utworami organogenicznymi.

mn.p.m. mn.p.m.

mn.p.m.

Fig. 3. Przekroje topograficzne przez dolinê Kamionki

A–A' — przekrój powy¿ej Karczewa; B–B' — przekrój poni¿ej Karczewa (odcinek prze³omowy); C–C' — przekrój w rejonie Kamienica „Ba¿antarnia”– Gostycyn – Gostycyn Wybudowanie

D³ugie stoki wyró¿niono w pó³nocno-zachodniej czêœci terenu arkusza, pomiêdzy Wielk¹ Kloni¹, Gostycynem i Pruszczem. Deniwelacje terenu pomiêdzy poziomem wysoczyzny a dolin¹ rzeki Kamionki i sandrem siêgaj¹ tutaj nawet 40–50 m i poza w¹wozami objawiaj¹ siê jako ma³o urozmaicone, jednostajnie nachylone stoki. D³ugoœæ stoków dochodzi do 1 km w rejonie Pruszcza i Gostycyna, zmniejsza siê jednak znacznie w kierunku pó³nocno-zachodnim. Dla podkreœlenia wystêpowania wy¿szego poziomu wysoczyznowego, d³ugie stoki zaznaczono tak¿e w rejonie M¹kowarska, Dziedna i Lucimia (wzgórze o lokalnej nazwie „Egipt”), gdzie rozpoznano wyniesione pagóry moreny dennej. Wzgórza te

19 maj¹ stoki o d³ugoœci dochodz¹cej do 200 m. Deniwelacje pomiêdzy oboma poziomami wysoczyzny siêgaj¹ nawet 15 m. Równiny torfowe toformy utworzone przez roœlinnoœæ, które wystêpuj¹ doœæ powszechnie na powierzchni obszaru arkusza. Zwi¹zane s¹ one z zag³êbieniami powsta³ymi po martwym lodzie oraz z rynnami subglacjalnymi. Równie¿ depresja koñcowa „Bagno G³usza” jest czêœciowo zajêta przez rów- niny torfowe. W obni¿eniach z przepuszczalnym, piaszczystym pod³o¿em rozwinê³y siê równiny gdzie dominuj¹ piaski humusowe. Do form antropogenicznych nale¿¹ wyrobiska po eksploatacji kopalin (piaskownie–¿wirownie i piaskownie) które nie s¹ liczne w obrêbie obszaru arkusza, a poza tym maj¹ zwykle zbyt ma³e rozmiary do przedstawienia na szkicu geomorfologicznym (tabl. I).W miejscach ich wystêpo- wania s¹ jednak wyraŸnym elementem morfologicznym. Eksploatowane na potrzeby lokalne s¹ zazwyczaj piaszczysto-¿wirowate, piaszczyste i piaszczysto-mu³kowe utwory ozów, kemów i sandrów. D n a s t a - w ó w wystêpuj¹ w rynnie subglacjalnej wykorzystanej przez rzekê Kamionkê w okolicach Gostycyna i s¹ zasilane jej wodami. WyraŸnym, antropogenicznym elementem rzeŸby terenu s¹ wciêcia kolejowe. W miejscach przekraczania linii kolejowej przez krawêdzie i pagórki utworzono wciêcia o g³êbokoœciach dochodz¹cych do 10 m i szerokoœciach (w zale¿noœci od g³êbokoœci) do 50 m, œred- ni o 30–35 m. Na szkicu geomorfologicznym (tabl. I) wyró¿niono tak¿e grodzisko (wokolicach Gostycyna) oraz wysypisko odpadów komunalnych w Srebnicy (okolice Koronowa). Mimo niewielkiej wysokoœci skarp sk³adowiska (do 4–5 m) jest ono wyraŸnym elementem morfologicznym w monotonnej rzeŸbie równiny sandrowej. Niektóre z form opisanych powy¿ej daj¹ czytelny liniowy obraz w analizie teledetekcyjnej (Graniczny i in., 1995). Do takich liniowych elementów na obszarze arkusza Gostycyn zaliczyæ nale- ¿y: subglacjaln¹ rynnê byszewsk¹ i strzy¿yñsk¹ z jeziorami, subglacjaln¹ rynnê ci¹gn¹c¹ siê od Za- mrzenicy do Minikowa, Zalew Koronowski i koryto rzeki Brdy. Wzd³u¿ Zalewu Koronowskiego przebiega tak¿e liniowy element strukturalny (Graniczny i in., 1995; Pi¹tkowska i in., 1998). Obszar arkusza Gostycyn po³o¿ony jest w ca³oœci w zlewni rzeki Brdy, która jest lewostronnym dop³ywem rzeki Wis³y. Osi¹ hydrograficzn¹ jest Brda, p³yn¹ca przez teren badañ z pó³nocy na po³udnie i po³udniowy wschód. Niemal ca³a dolina rzeki Brdy w obrêbie obszaru arkusza zalana jest wodami Zalewu Koronowskiego, którego „korona” znajduje siê oko³o 100 m na po³udnie od granicy omawianego obszaru. Budowa tego zbiornika zakoñczona zosta³a w 1960 r., a jego nape³nianie w 1962 r. Zbiornik pierwotnie posiada³ funkcjê g³ównie energetyczn¹, obecnie równie wa¿na jest funkcja rekreacyjna. Rzêdna zwierciad³a wody przy zaporze w Koronowie–Pieczyskach wynosi 80,2 m n.p.m. Maksymaln¹ g³êbokoœæ Zalew Koronowski posiada w dawnym jeziorze Stoczek (przed piê- trzeniem funkcjonuj¹cym jako osobny akwen) i wynosi 21,2 m. Kilkunastometrowe g³êbokoœci wy- stêpuj¹ w dolnej czêœci zbiornika, w miejscu dawnego koryta rzeki Brdy. Spiêtrzenie wód Brdy

20 zmieni³o stosunki wodne na obszarach przyleg³ych — podniós³ siê poziom wody w okolicznych jeziorach i kilka z nich (Stoczek, Piaseczno, Strzemno, Krzywe Kolano i Lipkusz) uzyska³o po³¹czenie z wodami rzeki Brdy i w³¹czone zosta³o do systemu odp³ywu powierzchniowego. Równie¿ na sandrze Brdy pojawi³a siê du¿a iloœæ ma³ych jezior i oczek wodnych w pierwotnie suchych zag³êbieniach powsta³ych po martwym lodzie i obni¿eniach o genezie rynnowej. Dop³ywami Brdy s¹ równole¿nikowo p³yn¹ce rzeki: Kamionka, Sêpolenka i Lucimska Struga oraz Krówka p³yn¹ca w rynnie byszewskiej ku pó³nocnemu wschodowi (przeciwnie do kierunku Brdy). Kamionka ma ujœcie w pó³nocnej a Sêpo- lenka i Krówka w centralnej czêœci terenu arkusza. Lewostronnymi dop³ywami Brdy s¹ rzeki: Bys³awska Struga (p³yn¹ca w rynnie strzy¿yñskiej) i Sucha. Kolejnym elementem hydrograficznym s¹ jeziora. Najwiêksze jeziora rynnowe (poza tymi ju¿ wymienionymi, w³¹czonymi w system Zalewu Koronowskiego) wystêpuj¹ na powierzchni sandrowej w rynnie strzy¿yñskiej w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza (Zamrzeñskie, Minikowskie, Ma³e Bys³awskie, Boryny, Okoniñskie, Strzy¿yny Wielkie, Mordowiec i Kamieniec). Na powierzchniach wysoczyznowych wystêpuj¹ ju¿ wy³¹cznie niewielkie i p³ytkie oczka wodne w zag³êbieniach po bry³ach martwego lodu. Nie s¹ one w³¹czone w system drena¿u powierzchniowego w sposób natural- ny, a jedynie czêœæ z nich uzyska³a odp³yw po wykonaniu melioracji. Z wiêkszych mo¿na tu wymieniæ jeziora: Dziedno, Zielentowo (Cielêtowo), Jeziorka, Sucha i Kobylec. Antropogenicznym elementem hydrograficznym (oprócz Zalewu Koronowskiego) s¹ stawy hodowlane, zlokalizowane w dolinie rzeki Kamionki w rejonie Gostycyna i Kamienicy.

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

Na obszarze arkusza Gostycyn w dwóch otworach badawczych: Wilcze IG-1 (otw. 53) i Wilcze 2 (otw. 62), pod osadami kredowymi przewiercono utwory: górno-, œrodkowo- i dolnojurajskie, górno-, œrodkowo- i dolnotriasowe oraz górno- i œrodkowopermskie. W otworze 53 nawiercono tak¿e utwory dolnokarboñskie. Utwory kredy, jury, triasu i permu (pokrywowy kompleks strukturalny) buduj¹ tutaj dwie jednostki strukturalne: wa³ pomorski i nieckê pomorsk¹. Pod utworami permo-mezozoiku zalega dewoñsko-karboñski kompleks platformowy, a jeszcze g³êbiej ordowicko-sylurski kompleks fa³dowy (Raczyñska, 1987). Pod³o¿e utworów czwartorzêdowych stanowi¹ na omawianym obszarze osady paleogeñskie i neogeñskie. W wielu miejscach s¹ one glacitektonicznie spiêtrzone, pofa³dowane i z³uskowane. W takich przypadkach mi¹¿szoœci tych utworów s¹ pozornie wiêksze. Na fakt ten zwracano uwagê ju¿ wczeœniej (m. in.: Butrymowicz, 1978b; Uniejewska i in., 1979). Przy obecnym stopniu rozpoznania

21 terenu badañ nie sposób ustaliæ jednoznacznie ile wynosi³a mi¹¿szoœæ kompleksu paleogenu i neogenu przed nasuniêciem siê pierwszego l¹dolodu. Osady paleogenu i neogenu by³y przedmiotem nielicznych badañ biostratygraficznych, czy badañ ekspertyzowych (m. in. S³odkowska, 2004, 2005). Ich dotychczasowa stratygrafia oparta by³a na danych litologicz-

Crm

Crcp

Cr1

Pc1

J2 Crm

Crt Crh Cr Crcp J1 ba–al2 Cr Cr al3–c r–v Crcn–st

010km

123 45

Fig. 4. Mapa geologiczna odkryta bez utworów m³odszych od paleocenu dolnego wa³u pomorskiego i niecki pomorskiej na obszarze arkusza Gostycyn (wed³ug Raczyñskiej, 1987 — zmieniona)

1 — konwencjonalna granica wa³u pomorskiego i niecki pomorskiej, 2 — granice geologiczne, 3 — uskoki przecinaj¹ce ca³y kompleks cechsztyñsko-mezozoiczny, 4 — poduszki i wa³y solne, 5 — granica obszaru arkusza Gostycyn

J1 — jura dolna, J2 — jura œrodkowa, J3 — jura górna, Cr1 — kreda dolna, Crr–v — berias–walan¿yn, Crh — hoteryw, Crba–al2 — barrem–alb œrodkowy, Cral3–c — alb górny–cenoman, Crt — turon, Crcn–st — koniak–santon, Crcp — kampan, Crm — mastrycht, Pc1 — paleocen dolny nych, nawi¹zuj¹cych przewa¿nie do wydzieleñ Ciuka (1970, 1974). Jednak¿e w nowszych opracowaniach (Pi- wocki, 1978; Ciuk i Piwocki, 1990; Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995, 1997; Wa¿yñska, 1998; Piwocki, 2004; Piwocki i in., 2004) uwzglêdniaj¹cych wyniki póŸniejszych badañ, wskazuje siê na inny wiek pierwotnie wyró¿nionych przez Ciuka formacji (warstw) osadowych. Ze wzglêdu na podobieñstwa litologiczne, nie

22 istnieje mo¿liwoœæ precyzyjnego okreœlenia granic pomiêdzy miocenem dolnym i œrodkowym, miocenem œrodkowym i górnym oraz miocenem górnym a pliocenem, bez przeprowadzenia badañ biostratygraficznych. St¹d te¿ przedstawione poni¿ej wydzielenia osadów paleogeñskich i neogeñskich oraz okreœlenie ich mi¹¿szoœci maj¹ charakter przybli¿ony i w przysz³oœci mog¹ one ulec zmianie. Ustalenie stratygrafii osadów czwartorzêdowych równie¿ napotyka na rozpatrywanym obszarze na szereg trudnoœci. Najwiêksza z nich to — jak podaj¹ Niewiarowski i Pasierbski (2003a) — brak profili osadów interglacjalnych i/lub interstadial- nych, okreœlonych metodami biostratygraficznymi. Czêœæ z otworów wiertniczych siêga³a jedynie do górnych partii serii kredowych (otw.: 8, 12, 18, 24, 42 i 61), a tak¿e w wiêkszym lub mniejszym stopniu do utworów paleogenu (otw.: 8, 12, 18, 24, 38, 42, 61, 64, 66 i 77). W kilkudziesiêciu otworach wiertniczych stwierdzono osady neogenu, a g³ów- nie ich partie stropowe. Niektóre z profili otworów wiertniczych zosta³y opisane pobie¿nie, a wiek wystêpuj¹cych w nich utworów okreœlono bardzo ogólnie. Dane z czêœci tych profili wykorzystano wybiórczo, a czêœæ danych pominiêto z uwagi na brak mo¿liwoœci uzyskania w miarê dok³adnej, czy nawet przybli¿onej korelacji z innymi otworami. Choæ na obszarze objêtym granicami arkusza Gostycyn bezpoœrednio pod utworami czwarto- rzêdu zalegaj¹ utwory paleogenu i neogenu, to w tekœcie zdecydowano siê tak¿e na opisanie formacji kredowej, stanowi¹cej górn¹ czêœæ tzw. sztywnego pod³o¿a. Pod³o¿e podkenozoiczne zosta³o przedstawione na fig. 4.

1. Kreda

Utwory kredy, ich stratygrafia i rozwój sedymentacji, opisane zosta³y przez Jaskowiak-Scho- eneichow¹ (1987) i Raczyñsk¹ (1987), a uwarunkowania tektoniczne kompleksu podkenozoicznego przedstawi³ Dadlez (1987). Mi¹¿szoœæ utworów kredowych na obszarze arkusza Gostycyn mo¿e do- chodziæ do kilkudziesiêciu metrów (Raczyñska, 1987). Mi¹¿szoœæ serii kredowych stwierdzona w oœmiu otworach badawczych wynosi: od 0,4 m w otworze 8, gdzie nie zosta³a przewiercona, do 57,0 m w otworze 53 i 80,5 m w otworze 62, gdzie przewiercono sp¹g utworów kredy. Zachowana powierzchnia stropowa kredy, powsta³a w czasie denudacji rozpoczêtej pod koniec mastrychtu i trwaj¹cej po mastrychcie. Nachylona jest ona w kierunku pó³nocnym, pó³nocno-zachodnim, zachodnim i po³udniowo-zachodnim. Najni¿ej powierzchnia utworów kredy po³o¿ona jest w otworach:8i12(odpowiednio 80,8 m p.p.m. i 71,9 m p.p.m.), najwy¿ej w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza, 1,5 m p.p.m. (otw. 61). Strop utworów podkenozoicznych przedstawi³a Uberna (1974). Powierzchnia ta w badanym rejonie zinterpretowana zosta³a jako wa³ o rozci¹g³oœci NW–SE z obni¿eniami po jego pó³nocnej i po³udniowo-zachodniej stronie.

23 a. Kreda dolna

Margle i i³owce margliste oraz piaski i ¿wiry kwarcowe.Wotworze 62 na g³êbo- koœci 171,0–251,5 m (43,5–124,0 m p.p.m.) stwierdzono margle i i³owce margliste, szare. Bior¹c pod uwagê lokalizacjê otworu wiertniczego i wyniki prac Jaskowiak-Schoeneichowej (1987) i Raczyñskiej (1987) nale¿y s¹dziæ, i¿ utwory te s¹ wieku dolnokredowego (berias–walan¿yn lub hoteryw). S¹ to osady akumulacji morskiej. Utwory kredy dolnej nawiercono tak¿e w otworze 53, po³o¿onym oko³o 2 km na pó³noc od Wilcza, na g³êbokoœci 200,0–257,0 m (61,3–118,3 m p.p.m.). S¹ to piaski kwarcowe, gruboziarniste, jasnoszare, zailone oraz drobnookruchowe ¿wiry kwarcowe. Wiek tych utworów potwierdzaj¹ badania palinologiczne (S³odkowska, 2004). Stwierdzono tu spory Gleicheniidites. S¹ to osady, które mo¿na by ³¹czyæ z formacj¹ mogileñsk¹ (barrem–alb œrodkowy) pod wzglêdem wykszta³cenia litologicznego. Powsta³y one w p³ytkowodnych zbiornikach morskich o zmieniaj¹cym siê zasoleniu.

b. Kreda górna

Margle i margle piaszczyste. Utwory kredy górnej stwierdzono w otworze 12 na g³êbokoœci 214,4–221,0 m (71,9–78,5 m p.p.m.), gdzie nie zosta³y przewiercone (Kasiñski, 1989). S¹ to jasnoszare margle, silnie piaszczyste z domieszk¹ glaukonitu i muskowitu, przechodz¹ce w piaski kwarcowe drobnoziarniste, jasnoszare, miejscami zailone, silnie wapniste. W otworze 24 stwierdzono na g³êbokoœci 177,3–187,0 m (61,8–71,5 m p.p.m.) margle jasnoszare, py³owate i zapiaszczone, miejscami silnie zwiêz³e. W otworze 42 na g³êbokoœci 127,0–157,0 m (33,0–63,0 m p.p.m.) wystêpuj¹ w czêœci stropowej mu³ki szare, piaszczyste, wapniste, przechodz¹ce w margle py³owate. W dalszej czêœci tego profilu s¹ to margle szare, py³owate i zapiaszczone, kruche, niekiedy ze szcz¹tkami fauny. Nie mo¿na wykluczyæ, i¿ podobnie jak w otworze 8 stropowa czêœæ tej serii mo¿e nale¿eæ do formacji pu³awskiej (paleocen). W otworze 8 po³o¿onym na wschód od Gostycyna, na g³êbokoœci 172,0–172,4 m (80,8–81,2 m p.p.m.) stwierdzono margle jasnoszare. W otworze 18 po³o¿onym oko³o 1,5 km na zachód od Klonowa, na g³êbokoœci 157,5–159,0 m (59,5–61,0 m p.p.m.) zalegaj¹ margle jasnoszare z drobnymi przerostami rogowcowymi. W otworze 61 na g³êbokoœci 89,5–91,7 m (1,5–3,7 m p.p.m.) zalegaj¹ ciemnoszare margle piaszczyste. W ka¿dym z opisanych powy¿ej profili otworów wiertniczych osady kredy górnej nie zosta³y przewiercone. Wprawdzie na kartach otworów: 8, 18 i 61 wiek tych osadów jest okreœlony bardzo ogólnie (kreda), to jednak bior¹c pod uwagê ich lokalizacjê i wyniki prac Jaskowiak-Schoeneichowej (1987) i Ra- czyñskiej (1987) nale¿y s¹dziæ, i¿ utwory te s¹ wieku górnokredowego (kampan, mastrycht). Utwory kredy górnej to osady morskie.

24 2. Paleogen

Osady paleogenu powstawa³y na obszarze epiplatformowego, pó³nocno-zachodnioeuropejskiego basenu sedymentacyjnego (Piwocki i Kramarska, 2004). Dla paleogenu charakterystyczne s¹ kla- styczne osady p³ytkomorskie z utworami wêglanowymi w paleocenie. W dolnym oligocenie (rupel) nast¹pi³o stadium oceaniczne. Brakiczne i l¹dowe osady z wêglem brunatnym wystêpuj¹ w paleogenie podrzêdnie. W otworze 62 na g³êbokoœci 41,0–171,0 m (86,5 m n.p.m.–43,5 m p.p.m.) stwierdzono i³y ciemnoszare i jasnoszaro-zielone z wk³adkami wêgla brunatnego. Z uwagi na sk¹py opis litologiczny oraz brak badañ palinologicznych, tych utworów nie mo¿na jednoznacznie skorelowaæ z wydziele- niami przedstawionymi poni¿ej. Wszelkie odniesienia mog¹ byæ obarczone b³êdem. W poni¿szych opisach zastosowano schemat litostratygraficzny paleogenu wed³ug Piwockiego i Kramarskiej (2004) oraz Piwockiego (2004).

a. Paleocen Paleocen dolny + paleocen œrodkowy

Gezy, miejscami margle piaszczyste — formacja pu³awska.Utwory formacji pu³awskiej powsta³y w œrodowisku morskim i stanowi¹ œlad jego transgresji (Uberna, 1974; Piwoc- ki, 2004). Ich zak³adane rozprzestrzenienie na obszarze arkusza Gostycyn mo¿na przeœledziæ na figurze 4. W otworze 77 na g³êbokoœci 88,0–125,0 m (0,9 m n.p.m.–36,1 m p.p.m.) zalegaj¹ gezy szare, porowate, lekkie, nie rozpuszczaj¹ce siê w kwasie solnym. Kasiñski (1989) podaje, i¿ w otworze 8 na g³êbokoœci 168,1–172,0 m (76,9–80,8 m p.p.m.) stwierdzono margle piaszczyste z domieszk¹ glaukonitu, szcz¹tkami makrofauny i liczna mikrofaun¹ (otwornice g³ównie bentoniczne z rodzajów: Gaveli- nella sp., Cibicides sp., Elphidium sp., Globorotalia sp., Rotalia Sp. oraz ma³¿oraczki).

b. Eocen – oligocen Eocen górny – oligocen dolny

Mu³ki piaszczyste i piaski kwarcowe — formacja mosiñska dolna. Utwory tej formacji s¹ transgresywnymi osadami morskimi. Do formacji tej Kasiñski (1989) przypisuje osady z profilu otworu 12 z g³êbokoœci 209,6–214,4 m (67,1–71,9 m p.p.m.). S¹ to piaski kwarcowe drobnoziarniste, jasnoszare, zailone, silnie wapniste, z pojedynczymi ziarnami glaukonitu i blaszkami muskowitu. Pocz¹tkowo Kasiñski utwory te odnosi³ do oligocenu. W otworze 24 eoce- ñskie, jasnoszare mu³ki zalegaj¹ pakietem o mi¹¿szoœci jedynie 0,9 m na g³êbokoœci 176,4–177,3 m (60,9–61,8 m p.p.m.). Mu³ki te s¹ zapiaszczone i wapniste. O ile osady formacji pu³awskiej mog¹ wy- stêpowaæ w wiêkszym wymiarze, o tyle osady formacji mosiñskiej dolnej zachowa³y siê prawdopodobnie jedynie szcz¹tkowo.

25 c. Oligocen Oligocen dolny

Mu³ki piaszczyste i mu³ki, miejscami piaski kwarcowe — formacja czempiñska. Utwory oligocenu to przede wszystkim osady brakiczne: lagunowe, estuariowe, równi p³ywowych oraz l¹dowe: jeziorno-bagienne i aluwialne (Piwocki, 2004). Lokalnie, w partiach stropowych mog¹ to byæ tak¿e osady pochodzenia morskiego (p³ytkiego zbiornika). Utwory formacji czem- piñskiej wykszta³cone s¹ zasadniczo w postaci piaszczystych mu³ków, szarych, szarobrunatnych i brunatnych z gniazdami szarych piasków kwarcowych, bardzo drobnoziarnistych. Miejscami zawieraj¹ domieszkê muskowitu i py³ów brunatnoweglowych. Podrzêdnie wystêpuj¹ te¿ piaski laminowane mu³kami. Wed³ug Kasiñskiego (1989) w otworze 12 osady te s¹ zdiagenezowane i przechodz¹ w mu³owce. Utwory oligocenu stwierdzono na podstawie analizy py³kowej w otworze 8 (S³odkowska, 2004), po³o¿onym oko³o 3 km na wschód od Gostycyna. Przebadana zosta³a tu sp¹gowa partia tej serii (mu³ki brunatne z g³êb. 153,5–165,1 m). Utwory oligocenu znajduj¹ siê tu na g³êbokoœci 121,4–168,1 m (30,2–76,9 m p.p.m.). S¹ to piaski g³ównie drobnoziarniste, rzadziej œrednioziarniste, ciemnozielone, brunatno-szare, miejscami scementowane lepiszczem ilastym, przechodz¹ce w mu³ki i mu³owce brunatne, które wed³ug Kasiñskiego (1989) nale¿¹ do oligocenu dolnego (form. czempiñska i rupel). W otworze 53 do utworów tej formacji zaliczyæ nale¿y i³y zapiaszczone ciemnoszare, szaro-czarne i czarne, zalegaj¹ce na g³êbokoœci 135,0–200,0 m. Wiek tych i³ów potwierdzaj¹ badania palinologiczne (S³odkowska, 2004). Tego wieku zapewne bêd¹ te¿ utwory piaszczyste nawiercone w tym otworze na g³êbokoœci 79,0–135,0 m. Wprawdzie brak jest badañ, które jednoznacznie by tak¹ tezê potwierdza³y, ale w odniesieniu do budowy geologicznej w rejonie tego otworu oraz danych z otworów 38, 64 i 66 (przekrój geologiczny A–B) mo¿na tak¹ tezê postawiæ. Oligoceñskie i³y, mu³ki i piaski zalega³yby tu wiêc w przedziale od 59,7 m n.p.m. do 61,3 m p.p.m. W otworze 18 utwory oligocenu stwierdzono na g³êbokoœci 93,5–157,5 m (4,5 m n.p.m. –59,5 m p.p.m.). W stropie s¹ to piaski drobnoziarniste z wiêkszymi ziarnami kwarcu, zielonkawe, przechodz¹ce w piaski zailone i z przewarstwieniami mu³ków brunatno-szarych. Pakiet tych piasków ma mi¹¿szoœæ 9,5 m. W dalszej czêœci profilu wystêpuj¹ mu³ki brunatne, miejscami z przewarstwieniami piasków, mu³ków piaszczystych i ilastych, pojawiaj¹ siê te¿ cienkie przewarstwienia mu³owców ciemnobrunatnych. W otworze 61 utwory oligocenu, wykszta³cone jako mu³ki i mu³owce brunatne, ciemnobrunatne z wk³adkami piasków mu³kowatych i drobnoziarnistych, jasnoszarych oraz i³ów zielonkawo-szarych, zalegaj¹ na g³êbokoœci 50,7–89,5 m (37,3 m n.p.m.–1,5 m p.p.m.). Utwory formacji czempiñskiej Kasiñski (1989) wyró¿nia w otworach: 12, 24 i 42. W otworze 12 formacja ta zalega na g³êbokoœci 204,6–209,6 m (62,1–67,1 m p.p.m.). S¹ to piaski kwarcowe drobno-

26 ziarniste szare, ostrokrawêdziste z domieszk¹ muskowitu, w sp¹gu przewarstwione mu³kami szaro- brunatnymi. W otworze 24 wystêpuj¹ mu³ki szarobrunatne z gniazdami piasków kwarcowych, bardzo drobnoziarnistych. Miejscami wystêpuje muskowit oraz domieszka py³ów brunatnowêglowych. Sp¹gowa czêœæ serii oligoceñskiej w tym otworze to piaski kwarcowe drobno- i œrednioziarniste, szare z pojedynczymi blaszkami muskowitu i toczeñcami mu³kowymi. Mi¹¿szoœæ tych piasków wynosi jedynie 3,6 m. Ca³a seria oligoceñska zalega tu na g³êbokoœci 132,0–176,4 m (16,5–60,9 m p.p.m.). W otworze 42 utwory oligocenu zalegaj¹ na g³êbokoœci 107,0–127,0 m (13,0–33,0 m p.p.m.) i s¹ wykszta³cone jako mu³ki piaszczyste, szarobrunatne z domieszk¹ muskowitu i szcz¹tkami fauny kopal- nej, miejscami z wk³adkami piasków kwarcowych. W otworze kartograficznym 38 do oligocenu nale¿¹ utwory zalegaj¹ce na g³êbokoœci 36,7–75,3 m (94,6–56,0 m n.p.m.), gdzie nie zosta³y przewiercone. S¹ to piaski kwarcowe, drobnoziarniste, jasnoszare, be¿owo-szare, miejscami z ³yszczykami i py³ami brunatnowêglowymi. W sp¹gu profilu otworu pojawiaj¹ siê mu³ki, mu³ki ilaste i piaszczyste. O wieku osadów wnioskuje siê na podstawie badañ palinologicznych (S³odkowska, 2005). Miejscami w osadach pojawiaj¹ siê py³ki eoceñskie oraz prawdopodobnie czwartorzêdowe. Z analizy materia³ów geologicznych i danych geofizycznych (M¿yk, 2004) wynika, i¿ utwory te stanowi¹ tu zakorzeniony pakiet na³o¿ony na utwory neogenu. W otworze kartograficznym 66 wieku oligoceñskiego s¹ piaski drobno- i œrednioziarniste, miejscami py³owate, ze smugami py³ów brunatnowêglowych i z ³yszczykami, szaro-brunatne, szare i brunatne zalegaj¹ce na g³êbokoœci 104,5–109,0 m (23,6–19,1 m n.p.m.). Ekspertyzowe badania palinologiczne wskazuj¹ na wiek: oligocen dolny, przy czym zaznacza siê tu domieszka osadów eocenu i m³odszych (S³odkowska, 2005). Ciekawe jest to, i¿ utwory oligocenu zalegaj¹ w profilu tego otworu na utworach miocenu. W otworze 64, piaski najprawdopodobniej oligocenu dolnego, zalegaj¹ na g³êbokoœci 74,0–81,0 m (52,5–45,5 m n.p.m.). Zaliczane one by³y do czwartorzêdu, jednak analiza nowych danych geologicznych wskazuje raczej na ich starszy wiek. Podobnie wygl¹da sytuacja w otworze 36. Tu te¿ piaski wy- stêpuj¹ce pod glinami zwa³owymi, na g³êbokoœci 42,0–60,0 m (96,5–78,5 m n.p.m.) wczeœniej zaliczono do czwartorzêdu. W otworze 37 piaski obecnie odniesione do oligocenu zalegaj¹ na g³êbo- koœci 45,5–55,0 m. Poni¿ej w otworze tym nawiercono i³y, ale w kontekœcie analizy budowy geologicznej (przekrój geologiczny A–B) i³y te nale¿a³oby interpretowaæ jako porwak neogeñski tkwi¹cy w utworach paleogenu. Godnym odnotowania jest te¿ fakt, i¿ w piaskach tych opisano wystêpowanie g³azików (?). Mo¿liwe, i¿ mamy tu utwory czwartorzêdu w obrêbie utworów oligocenu. Nie mo¿na wykluczyæ, i¿ w stropowej czêœci formacji czempiñskiej mog¹ zalegaæ utwory formacji mosiñskiej górnej (wynik transgresji morskiej).

27 3. Neogen

W neogenie dominuj¹ utwory zbiorników subkontynentalnych z wêglem brunatnym. Miejscami w zachodniej czêœci Ni¿u Polskiego wystêpuj¹ utwory brakiczne, p³ywowe, estuariowe i p³ytkomorskie. Profil osadów neogenu na Ni¿u Polskim nie jest ci¹g³y i zawiera liczne luki sedymentacyjne. Ze wzglêdu na stosunkowo rzadkie wyst¹pienia szcz¹tków fauny, podstawowe znaczenie dla stratygrafii utworów neogenu na Ni¿u Polskim wykazuj¹ poziomy sporowo-py³kowe oraz klasyfikacja litostratygraficzna. W poni¿szych opisach zastosowano schemat litostratygraficzny neogenu wed³ug: Piwockiego i Ziembiñskiej-Tworzyd³o (1995), Piwoc- kiego i Kramarskiej (2004) oraz Piwockiego i innych (2004). W punkcie dokumentacyjnym 84 na g³êbokoœci 3,5–6,0 m (82,7–80,2 m n.p.m.), stwierdzono piaski kwarcowe szare i ciemnoszare, bardzo drobnoziarniste z py³ami brunatnowêglowymi. Mo¿liwe i¿ piaski te stanowi¹ strop utworów neogeñskich, lecz nie mo¿na wykluczyæ tak¿e, i¿ jest to porwak tych utworów, tkwi¹cy w utworach czwartorzêdowych.

a. Miocen Miocen dolny

Piaski i mu³ki, miejscami z wk³adkami wêgla brunatnego — formacji gorzowskiej nale¿¹ do miocenu dolnego (Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). S¹ to utwory l¹dowe, g³ównie rzeczne i bagienne (Kasiñski, 1989). Piwocki i inni (2004) podaj¹, i¿ utwory tej formacji powsta³y w warunkach l¹dowych (rzecznych, deltowych i bagiennych) oraz brakicznych, a czasami byæ mo¿e tak¿e p³ytkomorskich (?). Utwory formacji gorzowskiej wykszta³cone s¹ w postaci piasków kwarcowych bardzo drobnoziarnistych, szarych i szarobrunatnych, zwykle s³abo obtoczo- nych i szarobrunatnych mu³ków piaszczystych z domieszk¹ muskowitu. Podrzêdnie wystêpuj¹ tu tak¿e cienkie wk³adki piasków i i³ów wêglistych oraz dwa pok³ady wêgla brunatnego, nale¿¹ce — jak pierwotnie s¹dzono — do III grupy pok³adów (Kasiñski, 1989). Wed³ug obecnie obowi¹zuj¹cego podzia³u jest to IV grupa pok³adów (Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). Utwory tej formacji Kasiñski (1989) wyró¿ni³ w otworze 12 na g³êbokoœci 61,0–204,6 m (81,5 m n.p.m.–62,1 m p.p.m.). W czêœci stropowej s¹ to piaski kwarcowe drobnoziarniste, szarobrunatne, z pojedynczymi blaszkami muskowitu, miejscami piaski kwarcowo-glaukonitowe. W g³êbszych partiach dominuj¹ mu³ki piaszczyste, miejscami nieco ilaste, szarobrunatne, z domieszk¹ muskowitu, ³upkowate. Nie mo¿na wykluczyæ, i¿ stropowe partie tej czêœci profilu przynajmniej czêœciowo nale¿¹ do formacji krajeñskiej, czy nawet adamowskiej, a partie sp¹gowe do formacji czempiñskiej. W otworze 24 Kasiñski (1989) do formacji tej przypisuje piaski kwarcowe bardzo drobnoziarniste, szarozielone w stropie szarobrunatne, z domieszk¹ glaukonitu i muskowitu, zalegaj¹ce na g³êbo- koœci 119,4–132,0 m (3,9–16,5 m p.p.m.). W otworze 42 utwory tej formacji zalegaj¹ na g³êbokoœci

28 49,0–107,0 m (45,0 m n.p.m.–13,0 m p.p.m.). S¹ to mu³ki piaszczyste szaro-zielone, przechodz¹ce w mu³ki piaszczyste szarobrunatne z domieszk¹ muskowitu, przewarstwione mu³kami piaszczystymi jasnoszarymi (Kasiñski, 1989). W otworze 7 Kasiñski (1989) wyró¿ni³ piaski drobnoziarniste i pylaste, z wk³adkami wêgla brunatnego i py³ów oraz i³y. Utwory te zalegaj¹ na g³êbokoœci 104,0–120,0 m (0,2 m n.p.m.–15,8 m p.p.m.) i nie zosta³y przewiercone. W otworze 32 na g³êbokoœci 120,0–140,0 m wystêpuj¹ piaski œred- nio- i drobnoziarniste, jasno- i ciemnoszare. Ich mi¹¿szoœæ w tym otworze osi¹ga 20,0 m. Do formacji tej Kasiñski (1989) zalicza równie¿ piaski kwarcowe, drobno- i œrednioziarniste zalegaj¹ce w otworze 21 na g³êbokoœci 80,0–102,0 m (57,2–35,2 m n.p.m.). Piaski te nie zosta³y przewiercone. Do formacji gorzowskiej nale¿¹ tak¿e piaski i py³y z wêglem brunatnym stwierdzone w otworze 40 na g³êbokoœci 31,0–66,5 m (80,2–44,7 m n.p.m.). Na podstawie analizy materia³ów geologicznych i nowych danych geofizycznych (M¿yk, 2004) mo¿na wnioskowaæ, ¿e piaski te s¹ „wt³oczone” najprawdopodobniej w formie ³uski w ilasto-mu³kow¹ seriê formacji krajeñskiej (przekrój geologiczny A–B i tabl. III). Powy¿sz¹ interpretacjê potwierdzaj¹ tak¿e dane z otworu 39, gdzie piaski formacji gorzowskiej zalegaj¹ na podobnej g³êbokoœci 29,0–60,0 m (83,5–52,5 m n.p.m.). W otworze 30 utwory miocenu dolnego wystêpuj¹ na g³êbokoœci 77,0–89,5 m (10,5 m n.p.m.–2,0 m p.p.m.). S¹ to piaski drobnoziarniste z py³ami brunatnowêglowymi i niewielkimi wk³adkami wêgla brunatnego. W otworze 3 do formacji gorzowskiej przypisano utwory z g³êbokoœci 86,0–96,0 m (25,5–15,5 m n.p.m.). Tu w osadach ilasto-mu³kowych pojawia siê wiêcej piasków, a niekiedy tak¿e ¿wiry (przekrój geologiczny A–B). Utwory tej formacji zosta³y „wciœniête” w utwory formacji krajeñskiej, w wyniku procesów glacitektonicznych.

Miocen dolny – miocen œrodkowy

Mu³ki, i³y i wêgiel brunatny, miejscami piaski — formacji kra- jeñskiej nale¿¹ do wy¿szego miocenu dolnego i najni¿szego miocenu œrodkowego (Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). S¹ to utwory l¹dowe, g³ównie rzeczne, deltowe i bagienne (Kasiñski, 1989), brakiczne (Wa¿yñska, 1998) a miejscami tak¿e p³ytkomorskie (Piwocki i in., 2004). Utwory formacji krajeñskiej wykszta³cone s¹ zasadniczo w postaci mu³ków szarych, silnie zapiaszczonych, piasków mu³kowatych oraz i³ów (czêsto wêglistych) z okruchami wêgla brunatnego i detrytusem ro- œlinnym. Wystêpuj¹ tu ponadto liczne pok³ady lub soczewki wêgla brunatnego, nale¿¹ce do II i III grupy pok³adów (Kasiñski, 1989; Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). W otworze 8 grubszy z pok³adów osi¹ga mi¹¿szoœæ 3,9 m. Podrzêdnie wystêpuj¹ tu piaski kwarcowe drobnoziarniste z domieszk¹ muskowitu. Miejscami mu³ki s¹ silnie zdiagenezowane i przechodz¹ w mu³owce. Utwory tej formacji stwierdzono badaniami analizy py³kowej w otworze 8. Do badañ pobrano dwie próbki z pok³adów wêgla brunatnego, zalegaj¹cych w pakiecie z mu³kami piaszczystymi na g³êbokoœci 113,0–121,4 m (S³odkowska, 2004). Najprawdopodobniej do serii tej zaliczyæ mo¿na tak¿e

29 piaski pylaste, czarne i brunatne z g³êbokoœci 92,4–113,0 m, chocia¿ nie mo¿na wykluczyæ, i¿ czêœciowo mog¹ one nale¿eæ do formacji adamowskiej. Kasiñski (1989) utwory z g³êbokoœci 92,4–121,4 m odnosi³ do formacji gorzowskiej. W otworze 18 utwory formacji krajeñskiej stwierdzono na g³êbokoœci 60,3–93,5 m (37,7–4,5 m n.p.m.). S¹ to piaski drobnoziarniste, jasnoszare, brunatne, pylaste, z wk³adkami wêgla brunatnego i mi¹¿szymi przewarstwieniami mu³ków, mu³ków piaszczystych szarych i i³ów brunatnoszarych. Ba- dania py³ków pobranych z g³êbokoœci 70,8–71,5 m potwierdzi³y wiek tej serii (S³odkowska, 2004). Do utworów formacji krajeñskiej w otworze kartograficznym 13 zaliczono mu³ki, mu³ki piaszczyste oraz i³y popielate i be¿owo-szare oraz szarobrunatne z przewarstwieniami wêgla brunatnego, zalegaj¹ce na g³êbokoœci 45,3–60,0 m (81,6–66,9 m n.p.m.), pod piaskami formacji poznañskiej. W otworze 24 utwory omawianej formacji wystêpuj¹, wed³ug Kasiñskiego (1989), na g³êboko- œci 57,5–119,4 m (58,0 m n.p.m.–3,9 m p.p.m.). W czêœci stropowej s¹ to i³y szaro-oliwkowe, szarobrunatne, szaroniebieskie, miejscami nieco mu³kowate i zapiaszczone, równie¿ z wk³adkami wêgla brunatnego. W g³êbszych partiach dominuj¹ piaski kwarcowe bardzo drobnoziarniste, mu³kowate, szaroniebieskie, szare z przewarstwieniami mu³ków i wk³adkami wêgla brunatnego. W otworze 42 stwierdzono mu³ki piaszczyste szare, z domieszk¹ muskowitu i okruchami wêgla brunatnego oraz niewielk¹ wk³adkê wêgla brunatnego, detrytycznego, zalegaj¹ce na g³êbokoœci 48,0–49,0 m (46,0–45,0 m n.p.m.) — Kasiñski (1989). W otworze 7 na g³êbokoœci 77,0–104,0 m (27,2–0,2 m n.p.m.) wystêpuje pakiet naprzemianleg³ych wk³adek wêgla brunatnego, i³ów pylastych, a w sp¹gu dodatkowo piasków pylastych o mi¹¿szoœci 27,0 m.. Z kolei w otworze 11 Kasiñski (1989) do formacji krajeñskiej zaliczy³ py³y brunatnowêglowe, piaski drobnoziarniste, czarne oraz i³y szare i czarne, zalegaj¹ce na g³êbokoœci 40,0–71,0 m (104,1–73,1 m n.p.m.), a w otworze 32 zalegaj¹ce na g³êbokoœci 83,0–120,0 m (60,6–23,6 m n.p.m.) i³y zwarte, ciemnoszare oraz wêgiel brunatny z przewarstwieniami piasków drobnoziarnistych. W otworze 21 Kasiñski (1989) do formacji tej zalicza i³y z okruchami wêgla brunatnego zalegaj¹ce na g³êbokoœci 45,0–80,0 m (92,2–57,2 m n.p.m.). W otworze 3 do formacji krajeñskiej przypisaæ mo¿na utwory z g³êbokoœci 29,0–122,0 m (82,5 m n.p.m.–10,5 m p.p.m.). S¹ to w górnej i œrodkowej czêœci tego profilu naprzemianleg³e pakiety i³ów i py³ów, wêgla brunatnego i piasków pylastych. W dolnej czêœci dominuj¹ py³y i i³y ciemnoszare, brunatne i czarne, a na g³êbokoœci 86,0–96,0 m w osadach pojawiaj¹ siê piaski i niekiedy ¿wiry — t¹ czeœæ profilu jak wspomniano wczeœniej powi¹zano z formacj¹ gorzowsk¹ (przekrój geologiczny A–B). W otworze 5 do formacji krajeñskiej zaliczyæ mo¿na utwory z g³êbokoœci 15,0–68,0 m (92,0–39,0 m n.p.m.). S¹ to naprzemianleg³e kilkumetrowe pakiety i³ów szarych i brunatnych oraz wêgla brunatnego. W otworze 6 do formacji tej zaliczono pakiet utworów z g³êbokoœci 23,2–70,0 m (83,8–37,0 m n.p.m.) wykszta³conych jako i³y z cienkimi wk³adkami wêgla brunatnego i py³ów piaszczystych.

30 W otworze 30 wystêpuje na g³êbokoœci 38,0–77,0 m (49,5–10,5 m n.p.m.) wêgiel brunatny z przewarstwieniami piasków, silnie zaburzony. W niewielkim stopniu zaznaczaj¹ siê tu i³y i mu³ki. W otworze 59 na g³êbokoœci 49,0–101,5 m (49,5 m n.p.m.–3,0 m p.p.m.) stwierdzono mu³ki i mu³ki piaszczyste, brunatne lub czarne z wêglem brunatnym. Ni¿ej po³o¿ony pok³ad wêgla brunatnego ma mi¹¿szoœæ 13,0 m. Do formacji krajeñskiej nale¿y 14-metrowej mi¹¿szoœci pakiet i³ów ciemnoszarych z mik¹ i miejscami z wk³adkami piasków oraz mu³ków laminowanych substancj¹ wêglist¹ w otworze 77. Ten pakiet ilasto-mu³kowy zalega tu na g³êbokoœci 74,0–88,0 m (14,9– 0,9 m n.p.m.). W otworze 41 na g³êbokoœci 18,0–51,0 m (89,5–56,5 m n.p.m.) stwierdzono i³y niebieskie, szare, zielone i brunatne, miejscami z wêglem brunatnym. Wystêpuje tu wk³adka piasków bardzo drobnoziarnistych, nieco zailonych, szarych. Utwory te nale¿¹ do formacji krajeñskiej (Kasiñski, 1989). W otworze 74 na g³êbokoœci 54,0 m (37,3 m n.p.m.) nawiercono 2-metrowy pakiet mu³ków piaszczystych, szarych, z ³yszczykami. Wczeœniej zaliczano je do miocenu. Podobnie w otworze 82 osady mioceñskie (mu³ki i i³y) stwierdzono na g³êbokoœci 29,0–30,0 m (57,8–56,8 m n.p.m.). Anali- zuj¹c budowê geologiczn¹ pod³o¿a czwartorzêdowego serie te zaliczono do formacji krajeñskiej. Niewielki pakiet utworów piaszczystych tej formacji wystêpuje w otworze 39 na g³êbokoœci 24,0–29,0 m. Do formacji tej zaliczono tak¿e utwory mu³kowe, ilaste, czarne, popielato-szare w otworach: 54, 55 i 56 wystêpuj¹ce na g³êbokoœci od 39,0 do 48,0 m oraz w otworze kartograficznym 46 na g³êbokoœci 75,4–76,2 m. W przypadku otworów: 54, 55 i 56 maj¹ one zakoñczenie w porwaku neogenu nasuniêtym na oligocen. Dla utworów piaszczystych na g³êbokoœci 109,0–111,6 m (19,1–16,5 m n.p.m.) w otworze kartograficznym 66, badania palinologiczne nie daj¹ jasnego usytuowania stratygraficznego, wskazuj¹c ogólnie na ubogi zespó³ mioceñski (S³odkowska, 2005). Interesuj¹cym jest, i¿ w profilu tego otworu powy¿ej tej serii zalegaj¹ piaski oligocenu dolnego (przekrój geologiczny A–B).

Miocen œrodkowy

Piaski i piaski z wk³adkami mu³ków, miejscami wêgla brunatnego— formacja adamowska.Utwory tej formacji nale¿¹ do ni¿szego miocenu œrodkowego (Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). W przewadze s¹ to piaski kwarcowe, w stropie miejscami zawêglone, z wk³adkami mu³ków, rzadziej i³ów oraz piaszczystych wk³adek wêgla brunatnego. S¹ to utwory akumulacji rzecznej powsta³e na równiach aluwialnych (Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). Utwory tej formacji prawdopodobnie mog¹ wystêpowaæ w otworze 77 na g³êbokoœci 43,0–74,0 m (45,9–14,9 m n.p.m.), na co mo¿e wskazywaæ sekwencja zmian litologicznych zachodz¹ca w tym profilu. S¹ to piaski bardzo drobnoziarniste i pylaste z domieszk¹ i³ów i miki oraz z trzema wk³adkami wêgla brunatnego (1–2 m). W otworze 79 wystêpuj¹ piaski drobnoziarniste, ciemne, miejscami py³owate nawiercone na g³êbokoœci 12,5–18,5 m (67,5–61,5 m n.p.m.). W stropie piasków wystêpuje niewielka wk³adka wêgla brunatnego.

31 W otworze 61 utwory miocenu stwierdzono na g³êbokoœci 40,5–50,7 m (47,5–37,3 m n.p.m.), gdzie s¹ wykszta³cone w postaci piasków drobnoziarnistych, brunatnych lub szarych, z okruchami lignitu i wêgla brunatnego, miejscami wystêpuj¹ i³y lub mu³ki brunatne. Mo¿liwe, i¿ s¹ to w³aœnie utwory formacji adamowskiej. Piaski drobnoziarniste (z ³yszczykami, be¿owe i brunatne, smugowane ciemniejszym materia³em) w otworze kartograficznym 46 stwierdzono na g³êbokoœci 56,3–75,4 m (42,1–23,0 m n.p.m.). W piaskach tych wystêpuj¹ dwie wk³adki wêgla brunatnego. Badania ekspertyzowe nie da³y tu ja- snych wyników co do wieku tych utworów — ubogi zespó³ mioceñski i œlady redepozycji peleoge- ñskiej (S³odkowska, 2005) wskazywa³yby na miocen œrodkowy. Jednak poprzez analogiê z obszarem s¹siedniego arkusza Lubiewo zdecydowano siê na przyjêcie takiego wieku. Tam badania podobnych osadów z podobnej g³êbokoœci, pobrane z nieodleg³ego otworu kartograficznego P-1 Sucha wskazywa³y na formacjê adamowsk¹ (Heliasz i Ostaficzuk, 2005a).

b. Miocen + pliocen Miocen œrodkowy – górny + pliocen dolny

I³y i mu³ki, miejscami piaski — formacja poznañska.Utwory formacji po- znañskiej nale¿¹ do wy¿szego miocenu œrodkowego, miocenu górnego i ni¿szej czêœci dolnego pliocenu (Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995). Akumulacja tych osadów odbywa³a siê w warunkach l¹dowych — w okresowych bagniskach, jeziorach meandrowych i odciêtych korytach rzecznych (Piwocki i in., 2004). Wykszta³cone s¹ one w postaci kompleksu utworów ilastych barwy szaro-niebieskiej, miejscami silnie zapiaszczonych, lokalnie z uwêglonym detrytusem roœlinnym oraz i³ów z przewarstwieniami mu³ków i mu³ków piaszczystych. Utwory tego wieku stwierdzono w otworze 8 na g³êbokoœci oko³o 55,0–56,0 m oraz 69,5–71,6 m (S³odkowska, 2004). Formacja poznañska w otworze tym wystêpuje na g³êbokoœci 33,5–92,4 m (57,7 m n.p.m.–1,2 m p.p.m.) i wykszta³cona jest w postaci i³ów szaro-niebieskich, szarozielonych i brunatnych, mu³ków piaszczystych niebiesko-szarych, miejscami z konkrecjami pirytu i g³azikami piaskow- ców. W g³êbszych partiach s¹ to g³ównie i³y szaro-niebieskie, miejscami z przewarstwieniami lignitu, mu³ków zailonych, piasków pylastych i niezbyt mi¹¿szych wk³adek wêgla brunatnego. Utwory formacji poznañskiej rozpoznano badaniami palinologicznymi (S³odkowska, 2005) w otworze kartograficznym 13, gdzie s¹ wykszta³cone jako piaski kwarcowe drobno- i œrednioziarni- ste, miejscami pylaste, brunatno-br¹zowe, be¿owo-szare, z ³yszczykami i py³ami brunatnowêglowy- mi i wystêpuj¹ na g³êbokoœci 33,1–45,3 m (93,8–81,6 m n.p.m.). Z badañ ekspertyzowych dwóch próbek z górnej czêœci profilu wynika, ¿e nale¿¹ one do poziomu IX (Tricolporopollenites pseudocin- gulum) i VIII (Celtipollenites verus) sporowo-py³kowego miocenu œrodkowego. Zanotowano tu tak¿e œlady niewielkiej redepozycji utworów eocenu.

32 W otworze kartograficznym 38 na g³êbokoœci 35,3–36,7 m stwierdzono piaski z py³ami brunat- nowêglowymi i ³yszczykami. Z badañ S³odkowskiej (2005) wynika, ¿e s¹ one wieku œrodkowomioce- ñskiego (IX poziom sporowo-py³kowy). W swych badaniach Kasiñski (1989) do formacji poznañskiej zaliczy³ w otworze 24 i³y szaro-niebieskie, silnie zapiaszczone, niekiedy mu³kowate, miejscami z uwêglonym detrytusem roœlinnym, zalegaj¹ce na g³êbokoœci 33,0–57,5 m (82,5–58,0 m n.p.m.). W otworze 7 z kolei s¹ to i³y pstre wystêpuj¹ce na g³êbokoœci 51,0–77,0 m (53,2–27,2 m n.p.m.). W otworze 32 na g³êbokoœci 52,0–83,0 m (91,6–60,6 m n.p.m.) stwierdzono i³y jasnoszare, jasnoszaro-zielonkawe i pstre, z przewarstwieniami piasków drobnoziarnistych ze ¿wirami oraz py³ów piaszczystych. W otworze 33 zaœ s¹ to i³y ciemnoszare z domieszk¹ miki, stwierdzone na g³êbokoœci 38,8–41,0 m (96,9–94,7 m n.p.m.). W otworze 3 wystêpuj¹ i³y i i³y pstre na g³êbokoœci 19,0–29,0 m (92,5–82,5 m n.p.m.). W otworze 59 mo¿na prawdopodobnie zaliczyæ do formacji poznañskiej utwory nawiercone na g³êbokoœci 37,5–49,0 m (61,0–49,5 m n.p.m.). S¹ to i³y szaro-niebieskie, czyste, ze smugami wêgla brunatnego lub z wêglem brunatnym. W otworze 9 na g³êbokoœci 46,0–61,0 m (58,2–43,2 m n.p.m.) zalegaj¹ piaski œrednioziarniste z py³ami brunatnowêglowymi i wk³adkami wêgla brunatnego. Utwory te mo¿na odnieœæ do formacji poznañskiej przez porównanie g³êbokoœci jej wystêpowania w otworze 8. W otworze 19 na g³êbokoœci 11,5–20,0 m (85,6–77,1 m n.p.m.) stwierdzono piaski mikowe, drobnoziarniste. Ich stratygrafia zosta³a odniesiona ogólnie do miocenu, jednak mog¹ to byæ utwory omawianej formacji. W otworze 37 do formacji poznañskiej zaliczono py³y wystêpuj¹ce na g³êbokoœci 39,0–45,5 m (101,5–95,0 m n.p.m.). Nowe spojrzenie na stratygrafiê zalegaj¹cych tu osadów, daj¹ wyniki badañ palinologicznych z otworu 38, gdzie na tym poziomie zalegaj¹ utwory w³aœnie formacji poznañskiej (przekrój geolo- gicznyA–B). W otworze 73 na g³êbokoœci 7,8–9,0 m (84,8–83,6 m n.p.m.) zalegaj¹ i³y szaro-popielate, które wczeœniej wi¹zano z pliocenem. Najprawdopodobniej jest to stropowa (zapewne czêœciowo zerodowana) partia formacji poznañskiej. Nie mo¿na jednak wykluczyæ, ¿e jest to porwak neogenu tkwi¹cy w utworach czwartorzêdu. W otworze 77 na g³êbokoœci 15,0–43,0 m (73,9–45,9 m n.p.m.) stwierdzono i³y pstre, siwe, szare, szaro-br¹zowe, z niezbyt mi¹¿szymi (0,5–1,0 m) przewarstwieniami wêgla brunatnego. W sp¹gu i³y s¹ zapiaszczone i pojawia siê w nich mika. Wczeœniej stropowa 15-metrowa partia by³a datowana na pliocen, a dalsza ich czêœæ (kolejne 13,0 m) na miocen. Jednak bior¹c pod uwagê bardzo zbli¿one wykszta³cenie ca³ej serii ilastej mo¿na z du¿ym prawdopodobie- ñstwem wnioskowaæ, ¿e nale¿y ona do formacji poznañskiej. W otworze 78 utwory formacji pozna- ñskiej to i³y czekoladowe i py³y mikowe stwierdzone na g³êbokoœci 10,5 m i nie przewiercone do g³êbokoœci 13,2 m. W otworze 79 s¹ to i³y ciemnoczekoladowe nieznacznie zapiaszczone w sp¹gu, na-

33 wiercone na g³êbokoœci 6,4–12,5 m (73,6–67,5 m n.p.m.). W otworze 76 podobne i³y, nieco przeros³e mu³kami, wystêpuj¹ na g³êbokoœci 13,9–25,4 m (76,4–64,9 m n.p.m.), gdzie nie zosta³y przewiercone.

4. Czwartorzêd

Utwory czwartorzêdowe pokrywaj¹ ca³y obszar arkusza Gostycyn, zalegaj¹c na osadach paleogenu i neogenu. Mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu zale¿na jest od po³o¿enia stropu jego pod³o¿a i wynosi œrednio oko³o 30–50 m na wysoczyznach (w okolicach £¹ska Wielkiego, w otw. 67 — 100 m i w otw. 68 — 110 m; 101 m w otw. 69 (okolice Buszkowa); w otw.: 14 i 15, odpowiednio 87 i 90 m — rej. Pruszcza; 86 m w otw. 52 — rej. Wilcze) i œrednio oko³o 25–35 m w Dolinie Brdy (maksymalnie 90 m w okolicach punktu dok. 38). Analiza danych geologicznych, g³ównie profili otworów wiertniczych, wykazuje, i¿ osady czwartorzêdowe pochodz¹ce sprzed okresu zlodowaceñ œrodkowopolskich, na obszarze arkusza Go- stycyn, nie zachowa³y siê. Podobna sytuacja ma miejsce w centralnej czêœci Pojezierza Krajeñskiego (Niewiarowski i Pasierbski, 1999, 2003a), w zachodniej czêœci Wysoczyzny Œwieckiej (Heliasz i Ostaficzuk, 2005a) oraz na obszarze po³o¿onym na po³udniu (Listkowska, 1986, 1988). Autorzy opracowania szczegó³owo opisali profile czterech otworów kartograficznych: 13, 38, 46 i 66 (tabl. V) Próbki pobrane z tych otworów zosta³y poddane standardowym badaniom litologiczno-petrograficznym (Bugajska, 2006) i palinologicznym (Winter, 2005). Ich wyniki zosta³y uwzglêdnione w poni¿szych opisach. Zak³adane wystêpowanie na badanym obszarze mi¹¿szych serii zastoiskowych nie znalaz³o potwierdzenia. W badanych profilach otworów kartograficznych stwierdzono niezbyt czê- ste wystêpowanie utworów zastoiskowych i ich niewielkie mi¹¿szoœci. Podzia³ utworów plejstoce- ñskich oraz ich korelacjê oparto na kryteriach litostratygraficznych (tabl. V), bazuj¹c tak¿e na wynikach badañ litologiczno-petrograficznych z otworów kartograficznych oraz w nawi¹zaniu do obszarów s¹siednich. Brak na obszarze arkusza i w bliskim s¹siedztwie stanowisk przebadanych palinologicznie powoduje, ¿e ustalenia stratygraficzne utworów czwartorzêdowych mog¹ budziæ w¹tpliwoœci.

a. Plejstocen

Mu³ki, i³y i piaski py³owate, miejscami z wêglem brunatnym, paleogenu i neogenu, jako kry w utworach plejstoceñskich.Pakiety osadów paleoge- ñskich i/lub neogeñskich stwierdzono w formie porwaków wœród osadów lodowcowych i wodnolodowcowych zlodowacenia Warty i Wis³y. Wiêksze porwaki rozpoznano w otworach: 7, 17, 19, 20, 22, 33, 34, 35, 41, 52, 60, 66, 68, 69, 70, 71, 74 i 80 (przekrój geologiczny A–B i tabl.: II, III, IViV). Litologicznie s¹ to mu³ki, i³y, piaski py³owate i wêgiel brunatny. Struktura osadów w tych porwakach jest czêœciowo zaburzona, a czêœciowo zachowana w formie pierwotnej. Znaczna iloœæ porwaków i ³usek paleogenu i neogenu w czwartorzêdzie œwiadczy

34 o du¿ym zaanga¿owaniu glacitektonicznym tych osadów. W³aœciwie ka¿dy z nasuwaj¹cych siê l¹dolodów w mniejszym lub wiêkszym stopniu egzarowa³ utwory pod³o¿a. W otworze 7 znaczn¹ czêœæ profilu odniesionego do czwartorzêdu stanowi w³aœnie porwak (lub porwaki) paleogenu i neogenu. W otworze 66 porwak ilasto–mu³kowy stwierdzono na g³êbokoœci 37,4–45,8 m. Badania palinologiczne ekspertyzowe przeprowadzone na tych utworach wykaza³y, i¿ mamy tu do czynienia z utworami formacji poznañskiej w górnej czêœci porwaka i utworami oligocenu dolnego z domieszk¹ utworów eocenu w jego dolnej czêœci (S³odkowska, 2005). Na obszarze objêtym badaniami brak jest zachowanych osadów plejstoceñskich starszych od zlodowacenia Odry. Wynika to najprawdopodobniej ze specyfiki po³o¿enia tego obszaru (czêœciowo na wale pomorskim), a tak¿e z zachodz¹cych w czasie plejstocenu procesów i zjawisk. Sta³e podnoszenie wa³u sprzyja³o zwiêkszonej denudacji, a na to nak³ada³a siê erozja lodowcowa i wód lodowcowych oraz erozja w czasie interglacja³ów.

Zlodowacenia œrodkowopolskie Zlodowacenie Odry

Gliny zwa³owe rozpoznano w otworach wiertniczych: 14, 15, 34 i 35. Znajduj¹ siê one w przydennych partiach du¿ych obni¿eñ wyerodowanych w stropie utworów neogenu. Rozpoznana mi¹¿szoœæ tych glin wynosi jedynie oko³o 2 m. Z pewnoœci¹ pocz¹tkowo ich mi¹¿szoœæ musia³a byæ wiêksza, ale uleg³a redukcji w wyniku erozji wód lodowcowych i roztopowych. Przypuszczalnie gliny zwa³owe tego wieku mog¹ te¿ zalegaæ w otworze 28 na g³êbokoœci 42,0–42,5 m (51,4–50,9 m n.p.m.), gdzie nie zosta³y przewiercone.

Interglacja³ lubawski

Piaski, mu³ki i i³y, rzeczno-jeziorne rozpoznano w otworze kartograficznym 46 na g³êbokoœci 48,5–56,3 m (49,9–42,1 m n.p.m.). W sp¹gu serii s¹ to rzeczne piaski œrednio- i gruboziarniste, szaro-be¿owe o mi¹¿szoœci 2,4 m z pojedynczymi ¿wirami drobnookruchowymi. Iloœæ ¿wirów wzrasta ku sp¹gowi. W wy¿szych partiach serii pojawiaj¹ siê utwory w przewadze jeziorne. S¹ to mu³ki, mu³ki ilaste oraz i³y popielate, z przewarstwieniami piasków drobnoziarnistych szarych, laminowane, z wk³adkami piasków œrednioziarnistych i okruchami ska³ pó³nocnych. Seria jeziorna ma 5,4 m mi¹¿szoœci. W serii rzecznej, wed³ug badañ Bugajskiej (2006) wapnistoœæ piasków jest niewielka — œrednio 2,1%. Wœród minera³ów ciê¿kich du¿¹ rolê odgrywaj¹ minera³y nieprzezroczyste (œrednio 52,1%). Wœród minera³ów przezroczystych dominuj¹ granaty (œrednio 29,2%), epidot (œrednio15,0%) oraz minera³y odporne — cyrkon (œrednio 14,0%), staurolit (œrednio 9,6%), turmalin (œrednio 7,9%), dysten (œrednio 7,8%). Udzia³ amfiboli (œrednio 2,8%), w stropie równie¿ piroksenów (5,4%) oraz sk³ad mineralno-petrograficzny frakcji piaszczystej (oko³o 75% — kwarc, oko³o 20% — ska³y krystaliczne, oko³o 2% —

35 piaskowce lokalne) wskazuje, ¿e w obrêbie tej serii mamy do czynienia z utworami plejstoceñskimi, zawieraj¹cymi rozmyte utwory neogeñskie. W serii jeziornej zawartoœæ wêglanu wapnia wynosi do 6,0%. Sk³ad minera³ów jest podobny jak w serii piaszczystej. Nietypowy sk³ad mineralny zarejestrowano w próbce z g³êbokoœci 48,6–48,8 m. Minera³y rudne wystêpuj¹ tu w iloœci 90,5%, w tym 4,2% przypada w udziale syderytowi. Syderyt obecny jest tak¿e w zespole mineralno-petrograficznym frakcji piaszczystej (oko³o 70% — kwarc, oko³o 30% — syderyt). W innych próbkach tej serii oko³o 75–80% stanowi¹ ziarna kwarcu, oko³o 15–20% — ska³y krystaliczne, oko³o 1–2% — wapienie pó³nocne, oko³o 1–2% — okruchy wêgla brunatnego. S¹ to utwory jeziorne z domieszk¹ materia³u neogeñskiego. Ekspertyzowe badania palinologiczne przeprowadzone przez Winter (2005) na trzech próbkach (tabl. V) nie da³y jednoznacznego odniesienia stratygraficznego. Charakter oznaczonego spektrum py³kowego wskazuje jedynie, i¿ sedymentacja mu³ków z tej serii mog³a nast¹piæ podczas pocz¹tkowej lub schy³kowej czêœci interstadia³u. Te dane oraz analiza sytuacji geologicznej w okolicach otworu 46 da³y pewne podstawy do przydzielenia tych osadów do interglacja³u lubawskiego, przy czym reprezentowa³yby one jedynie doln¹ czêœæ osadów, z których wiêkszoœæ jak siê wydaje uleg³a zniszczeniu (erozja wód lodowcowych i roztopowych). Podobne osady rozpoznano na obszarze arkusza Sêpólno Krajeñskie (Niewiarowski, Pasierbski, 2003a, b).

Zlodowacenie Warty

Stadia³ dolny

Transgresja l¹dolodu zlodowacenia Warty w stadiale dolnym poprzedzona by³a intensywn¹ erozj¹ wód lodowcowych, która doprowadzi³a zapewne do usuniêcia wiêkszoœci osadów pozosta³ych po starszych zlodowaceniach i osadów interglacjalnych. Po erozji nast¹pi³a faza akumulacji osadów piaszczystych o znacznej mi¹¿szoœci. Reprezentuj¹ one powszechnie dolne partie utworów czwarto- rzêdowych na omawianym obszarze. Nale¿y jednak mieæ na uwadze fakt, i¿ czêœæ tej piaszczystej serii, w dolnych partiach mog¹ tworzyæ utwory zlodowacenia Odry, a tak¿e interglacjalne (rzeczne), niemo¿liwe obecnie do wydzielenia na podstawie dostêpnych materia³ów archiwalnych. Piaski wodnolodowcowe s¹najczêœciej drobno- i œrednioziarniste, szare, be¿owo-szare, miejscami gruboziarniste, a tak¿e py³owate. W piaskach spotyka siê w mniejszym lub wiêkszym stopniu ³yszczyki oraz smugi ciemniejszego materia³u, py³ów brunatnowêglowych. Zaleganie serii tych pia- sków dobrze ilustruj¹ przekroje geologiczne (przekrój geologiczny A–B oraz tabl.: III i IV). Stwierdzo- no tak¿e fragmenty drewna (otw.: 63 i 66), kawa³ki bursztynu (otw. 68), wk³adki mu³ków (otw. 46), co wskazywa³oby na du¿y udzia³ w nich redeponowanego materia³u paleogenu i neogenu. O redepozycji du¿ych iloœci materia³u paleogeñskiego i neogeñskiego w tych utworach mo¿na wnioskowaæ na podstawie badañ palinologicznych (Winter, 2005). W siedmiu próbkach pobranych z tych piasków na g³êboko- œci 61,0–102,7 m w otworze 66, stwierdzono przewagê py³ków mioceñskich. Stwierdzono tak¿e

36 obecnoœæ planktonu morskiego Dinoflagellata. Z drugiej strony w spektrach pojawia³y siê py³ki roœlin zielnych zwi¹zanych z otwartymi siedliskami (Artemisia, Ericaceae), co mo¿e œwiadczyæ o wystêpowa- niu bardzo ubogich zbiorowisk roœlin zielnych, panowaniu klimatu subarktycznego oraz warunków peryglacjalnych. Mi¹¿szoœæ tej serii mo¿e dochodziæ do 60–70 m. Nale¿y jednak s¹dziæ, i¿ w wielu przypadkach mi¹¿szoœci piasków s¹ pozornie zwiêkszone przez procesy glacitektoniczne. W otworze 46 piaski wystêpuj¹ na g³êbokoœci 25,5–48,5 m (72,9–49,9 m n.p.m.). W zespole mineralno-petrograficznym frakcji piaszczystej obecne s¹ ziarna kwarcu (ok. 75–80%), ska³y krystaliczne (oko³o 20–25%) i ska³y lokalne — piaskowce, fosforyty, okruchy wêgla brunatnego (oko³o 5%). W spektrum minera³ów ciê¿kich najwiêksz¹ rolê odgrywaj¹: granaty (œrednio 26,9%), amfibole (œrednio 15,4%), epidot (œrednio 13,6%), cyrkon (œrednio 10,7%) oraz biotyt, staurolit, pirokseny, turmalin (Bugajska, 2006). W otworze 66 seria tych piasków wystêpuje na g³êbokoœci 60,6–104,5 m (67,5–23,6 m n.p.m.). Ze- spó³ minera³ów frakcji ciê¿kiej sugeruje silny zwi¹zek omawianych osadów z bezpoœrednim pod³o¿em podczwartorzêdowym (Bugajska, 2006). Bior¹c pod uwagê przeciêtne zawartoœci tych minera³ów mo¿na utworzyæ szereg: granaty (œrednio 30,2%), epidot (œrednio 17,8%), cyrkon (œrednio 13,7%), biotyt (œrednio 5,8%), amfibole (œrednio 5,5 %) oraz staurolit, turmalin, dysten i pirokseny. Jednak w tym zespole zauwa- ¿alny jest przede wszystkim bardzo wysoki udzia³ minera³ów rudnych (57,5%). Miejscami spotyka siê osady, w których minera³y nieprzezroczyste stanowi¹ tylko 22,0–30,6%, jak równie¿ osady w których koncentracja tych minera³ów dochodzi nawet do 85,2–91,8 %. Wysokie zawartoœci minera³ów rudnych mog³oby sugero- waæ obecnoœæ na g³êbokoœci 84,0–84,9 m porwaka utworów paleogeñskich i neogeñskich. Jednak analiza sk³adu mineralno-petrograficznego frakcji piaszczystej (oko³o 80% — kwarc, oko³o 15% — ska³y krystaliczne, oko³o 5% — piaskowce lokalne i okruchy wêgla brunatnego) wykaza³a, ¿e w budowaniu tych osa- dów ma równie¿ udzia³ materia³ czwartorzêdowy (Bugajska, 2006). Cech¹ omawianego kompleksu w opisanych otworach jest dobre obtoczenie ziaren kwarcu (R — 0,06–0,430 i niska wapnistoœæ — 1,5–3,2%). Takie obtoczenie materia³u kwarcowego, jak podaje Bugajska (2006) wskazywaæ mo¿e na rzeczne pochodzenie osadów. Nale¿y jednak podkreœliæ, ¿e wobec znacznej domieszki w tych osadach materia³u paleogeñskiego i neogeñskiego du¿a czêœæ dobrze obtoczo- nych ziaren kwarcu mo¿e pochodziæ w³aœnie z utworów tego wieku. Ostatecznie przyjêto dla tych osadów genezê fluwioglacjaln¹. Zadecydowa³y o tym: znaczna mi¹¿szoœæ tych osadów (choæ zapewne czêœciowo pozornie zwiêkszona przez zaburzenia glacitektoniczne) jak i ich znaczne rozprzestrzenienie. Piaski i miejscami ¿wiry wystêpuj¹ tak¿e w otworze 20 (na g³êb. 29,0–41,5 m, tj. 76,8–64,3 m n.p.m., gdzie nie zosta³y przewiercone) i otworze 18 (na g³êbokoœci 15,5–60,3 m, tj. 82,5–37,7 m n.p.m., gdzie zalegaj¹ na i³ach mioceñskich). W otworze 71 wystêpuj¹ one na g³êbokoœci 43,0–60,0 m (65,1–48,1 m n.p.m.), a w otworze 72 na g³êbokoœci 38,5–80,0 m (70,5–29,0 m n.p.m.). W obu otworach seria ta nie zosta³a przewiercona.

37 W otworze 33 piaski tej serii maj¹ niewielk¹ mi¹¿szoœæ (4,4 m). Stwierdzono je na g³êbokoœci 34,4–38,8 m (101,3–96,9 m n.p.m.). W otworze 16 s¹ to piaski, miejscami piaski i ¿wiry. Ich wystêpo- wanie zarejestrowano na g³êbokoœci 31,0–79,0 m (92,6–44,6 m n.p.m.). Taka interpretacja stratygraficzna tych piasków wynika z porównania z utworami stwierdzonymi w otworach: 14 i 15 (przekrój geologiczny A–B). W wielu miejscach piaski te mog¹ stanowiæ jeden po³¹czony poziom z piaskami wodnolodowcowymi stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty. Mu³ki i i³y zastoiskowe rozpoznano jedynie w otworze 13 (przekrój geologiczny A–B) na g³êbokoœci 25,9–33,1 m (101,0–93,8 m n.p.m.).W sp¹gowej czêœci s¹ to mu³ki, mu³ki piaszczyste, popielate, miejscami laminowane ciemniejszym materia³em oraz piaski drobnoziarniste, lekko py³owate, szaro-be¿owe, z ³yszczykami i pojedynczymi ¿wirami drobnookruchowymi. W kierunku stropu przechodz¹ w i³y warwowe popielato-czarne. Ró¿norodnoœæ uziarnienia dowodzi o zmieniaj¹cych siê warunkach dynamiki zbiornika sedymentacyjnego — od s³abo lub okresowo przep³ywowych do wód stoj¹cych (Bugajska, 2006). Zmiennoœæ warunków sedymentacyjnych rejestruje równie¿ zawartoœæ wêglanów w granicach od 4,6 do 9,3%. Ze- spó³ minera³ów ciê¿kich i mineralno-petrograficzny frakcji piaszczystej sugeruje, ¿e omawiane utwory wzbogacone zosta³y w materia³ z rozmywanych osadów podczwartorzêdowych. Minera³y rudne stanowi¹ tu œrednio 51,4%. Wœród minera³ów przezroczystych dominuj¹ granaty (œr. 28,7%), przy znacznym udziale epidotu (œr. 12,6%), biotytu (œr. 5,7%) i minera³ów odpornych: cyrkonu (œr.12,6%), turmalinu (œrednio 5,8%), dystenu i staurolitu. Amfibole wystêpuj¹ w bardzo zró¿nicowanych iloœciach — od 9,4% do 25,9%. W sk³adzie mineralno-petrograficznym frakcji piaszczystej oko³o 70–90 % stanowi kwarc, oko³o 10–25% to okruchy ska³ krystalicznych, oko³o 1–2% — okruchy wapieni pó³nocnych i oko³o 3–4% okruchy ska³ lokalnych — piaskowce, fosforyty i wêgiel brunatny. Ekspertyzowe badania palinologiczne tej serii przeprowadzone przez Winter (2005) na dwóch próbkach (tabl. V) nie da³y jednoznacznego odniesienia stratygraficznego. W spektrach notuje siê przewagê py³ków mioceñskich. Obecny jest te¿ plankton morski. Ponadto pojawiaj¹ siê py³ki roœlin zielnych zwi¹zanych z otwartymi siedliskami (np. Artemisia, Chenopodiaceae). Mo¿e to œwiadczyæ o wystêpowaniu bardzo ubogich zbiorowisk roœlin zielnych i panowaniu klimatu subarktycznego oraz warunków peryglacjalnych.Badania litologiczne i palinologiczne wzajemnie uzupe³niaj¹ siê. Na ich podstawie osady te zaliczono do utworów zastoiskowych, które tworzy³y siê na dalekim przedpolu l¹dolodu zlodowacenia Warty. Gliny zwa³owe. L¹dolód stadia³u dolnego zlodowacenia Warty wkroczy³ na obszar o urozmaiconej rzeŸbie. Charakterystyczne s¹ tu du¿e deniwelacje sp¹gu glin zwa³owych z tego okresu (przekrój geologiczny A–B oraz tabl. III i IV). Powodem takiego stanu rzeczy mog³y byæ ta- k¿e procesy glacitektoniki (gliny zwa³owe zawieraj¹ porwaki ska³ paleogeñskich i neogeñskich).

38 Gliny zwa³owe stadia³u dolnego s¹ lepiej zachowane i maj¹ wiêksze mi¹¿szoœci w zachodniej czêœci obszaru badañ, po³o¿onym przy granicy z terenem arkusza Sêpólno Krajeñskie. Czêœciowo mo¿na potwierdziæ te¿ tezê Butrymowicza (1978b), i¿ gliny te s¹ bardziej ilaste ni¿ gliny m³odsze, poniewa¿ zawieraj¹ du¿¹ domieszkê roztartego w nich materia³u neogeñskiego. Mi¹¿sz¹ seriê tych glin z du¿ym porwakiem utworów paleogenu i neogenu stwierdzono w okolicach M¹kowarska, w otworach: 35 (g³êbokoœci 22,0–58,7 m; 106,8–70,1 m n.p.m.) i 34 (g³êbokoœci 22,0–58,0 m; 106,3–70,3 m n.p.m.) oraz w punktach dokumentacyjnych: 33 i 38 (tabl. III). Podobnie mi¹¿sze gliny zalegaj¹ w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru badañ. (przekrój geologiczny A–B i tabl. IV). Widaæ, ¿e otworach: 52, 63, 64, 69 i 70 gliny te mog¹ mieæ nawet do ponad 20–30 m mi¹¿szoœci. Nale¿y s¹dziæ, i¿ w wielu przypadkach mi¹¿szoœci glin s¹ pozornie zwiêkszone przez zaburzenia glacitektoniczne. Gliny zwa³owe stadia³u dolnego zlodowacenia Warty stwierdzono tak¿e w: otworze 72 (okolice Janowa), otworze 29 (na zachód od Klonowa) i otworze 9 (w okolicach Jez. Œrodkowego), gdzie zalegaj¹ bezpoœrednio pod glinami stadia³u m³odszego zlodowacenia Warty. W otworze 20 gliny te wraz z porwakiem stwierdzono na g³êbokoœci 21,0–29,0 m (84,8–76,8 m n.p.m.), w otworze 8 na g³êbokoœci 28,9–33,5 m (62,3–57,7 m n.p.m.), a w otworze 32 gliny te wystêpuj¹ na g³êbokoœci 46,0–52,0 m (97,6–91,6 m n.p.m.). W otworze 47 nawiercono na g³êbokoœci 39,0–41,0 m jedynie stropow¹ czêœæ glin tego wieku, podobnie jak w otworze 1 (g³êbokoœci 54,0–56,0 m) i otworze 4 (g³êbokoœci 28,4–35,0 m). W otworach: 22, 33 i 71 zarówno w glinach tego wieku jak i m³odszych jest tyle porwaków utwo- rów paleogenu i neogenu, i¿ rozdzielenie glin jest praktycznie niemo¿liwe bez badañ petrograficznych.

Tabela 2 Charakterystyka petrograficzna glin zwa³owych stadia³u dolnego zlodowacenia Warty z otworów: 13 i 66 (Bugajska, 2006)

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

19,0–25,95 13 42,8 40,0 1,6 0,2 4,5 5,1 0,99 1,18 0,80 0,04 4 próbki

45,8–49,6 2 próbki 38,8 36,9 5,0 0,6 7,3 8,1 1,06 1,12 0,79 0,14 66 50,8–60,6 4 próbki 34,0 45,3 2,2 0,0 2,6 7,0 1,26 0,87 1,11 0,05

Kr* — ska³y krystaliczne, Wp — wapienie pó³nocne, Dp — dolomity pó³nocne, £p — ³upki pó³nocne, Pp — piaskowce pó³nocne, Qp — kwarc pó³nocny; O/K** — 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; w tabeli podano wartoœci œrednie

W otworze 23 (Bagienica, folwark Szewcowe) pod zwartym pok³adem glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y i glin zwa³owych stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty zalegaj¹ piaski, w których opisano wk³adki (pok³ady) glin. Jednak brak szczegó³owych danych nie pozwala uznaæ tych glin za zwa³owe, poniewa¿ mog¹ to byæ przyk³adowo i³y (porwaki neogenu).

39 W obrêbie Wysoczyzny Œwiecka gliny zwa³owe stadia³u dolnego zlodowacenia Warty zachowane s¹ bardzo fragmentarycznie (tabl. III). Najczêœciej gliny te zosta³y osadzone przez l¹dolód na piaskach fluwioglacjalnych z tego samego wieku, ale zdarzaj¹ siê te¿ sytuacje gdy gliny te spoczywaj¹ bezpoœrednio na utworach neogenu (np. w otw.: 6, 8, 9, 19, 32, 39, 40 i 64). Osady te rozpoznano tak¿e w rejonie Kamienicy i £¹ska Wielkiego w otworach 13 i 66 (przekrój geologiczny A–B). Badania litologiczno-petrograficzne tego poziomu glacjalnego przeprowadzono na 10 próbkach z tych otworów. Œrednie procentowe zawartoœci poszczególnych sk³adników ska³ pó³nocnych i ich wzajemne zale¿noœci w tym poziomie przedstawia tabela 2 (Bugajska, 2006).

Stadia³ œrodkowy

Piaski, miejscami ¿wiry i piaski py³owate wodnolodowcowe powsta³y na przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹dolodu stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty, przy udziale wód lodowcowych. W wiêkszoœci s¹ to piaski œrednioziarniste, z domieszk¹ drobno- i gruboziarnistych, szare, szaro-be¿owe. Miejscami pojawia siê w nich domieszka ¿wirów. Spotyka siê równie¿ wk³adki ¿wirów i g³azików. W punkcie dokumentacyjnym 41 w piaskach tych zarejestrowano wystêpowanie okruchów wêgla brunatnego i wiêksz¹ domieszkê mu³ków. Utwory tego wydzielenia s¹ doœæ powszechne na obszarze badañ (przekrój geologiczny A–B oraz tabl. III i IV). Miejscami piaski te nie wystêpuj¹ pomiêdzy poziomami glin zwa³owych stadia³u dolnego i œrodkowego zlodowacenia Warty. Miejscami natomiast mi¹¿szoœæ tego poziomu fluwioglacjalnego wzrasta doœæ znacznie, jak np. w okolicach otworu 57 (oko³o 25 m), czy punktów dokumentacyjnych 4, 13 i 14 (20–25 m). W otworze 46 osady tego wydzielenia zalegaj¹ pod glinami zwa³owymi stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty, na g³êbokoœci 22,0–25,5 m (76,4–72,9 m n.p.m.). Utwory te cechuj¹ siê wapnistoœci¹ 3,5% (Bugajska, 2006). Wspó³czynnik obtoczenia ziaren kwarcu R wynosi 0,61. W sk³adzie mineralno-petrograficznym obok ziaren kwarcu (oko³o 73%) i ska³ krystalicznych (oko³o 20%) pojawiaj¹ siê równie¿ wapienie i piaskowce pó³nocne (po oko³o 1%). Minera³y przezroczyste frakcji ciê¿kiej to g³ów- nie granaty (œrednio 24,6%), amfibole (œrednio 16,6%), epidot (œrednio15,4%), cyrkon (œrednio 11,3%), a tak¿e turmalin, dysten, biotyt i staurolit. W otworze 13 pod glinami zwa³owymi stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty stwierdzono na g³êbokoœci 17,3–19,0 m (109,6–107,9 m n.p.m.) niezbyt mi¹¿sz¹ seriê utworów mu³kowych i drob- nopiaszczystych, które mo¿naby wi¹zaæ z akumulacj¹ limnoglacjaln¹ (Bugajska, 2006). Jednak z pe³niejszego obrazu geologicznego (przekrój geologiczny A–B) wynika, i¿ osady te odnosiæ nale¿y do serii fluwioglacjalnej. Piaski tego wydzielenia rozpoznano tak¿e w otworze 47 na g³êbokoœci 31,0–39,0 m (102,4–94,4 m n.p.m.), w otworze 20 na g³êbokoœci 18,0–21,0 m (87,8–84,8 m n.p.m.) i w otworze 8 na g³êbokoœci

40 21,0–28,9 m (70,2–62,3 m n.p.m.). W otworze 1 stwierdzono piaski py³owate ze ¿wirami oraz piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami i g³azikami na g³êbokoœci 45,0–54,0 m (101,6–92,6 m n.p.m.). W tym przypadku czêœæ tych osadów mo¿e te¿ reprezentowaæ rezudua glin zwa³owych. W otworze 21 wystêpuj¹ piaski margliste na g³êbokoœci 44,0–45,0 m (93,2–92,2 m n.p.m.), bezpoœrednio na utworach neogenu. W otworach: 10, 17, 27, 45 i 60 do serii tej mog¹ przypuszczalnie nale¿eæ partie stropowe mi¹¿szych utworów piaszczystych zalegaj¹cych pod glinami zwa³owymi stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty. W otworach tych mo¿e mieæ miejsce sytuacja nak³adania siê na siebie utworów dwóch fluwioglacja³ów. Trudna do okreœlenia stratygraficznego jest sytuacja w okolicach Pieczysk. W otworze 82 do wydzielenia tego nale¿eæ mo¿e górna czêœæ piasków zalegaj¹cych poni¿ej glin zwa³owych stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty (zachowanej bardzo szcz¹tkowo). Podobna sytuacja wystêpuje w otworach: 74 i 81. Natomiast ju¿ w otworach: 75 i 83 w profilu zalegaj¹ nak³adaj¹ce siê na siebie serie fluwioglacjalne zlodowacenia Wis³y, stadia³u œrodkowego i byæ mo¿e dolnego zlodowacenia War- ty. Hipsometryczne po³o¿enie poziomów wodnolodowcowych, ale i glacjalnych jest tu zmienne. Wywo³ane jest to wyniesieniem utworów neogenu po zachodniej stronie Zalewu Koronowskiego, co jest zwi¹zane z procesami glacitektonicznymi. Gliny zwa³owe stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty s¹ doœæ powszechne na obszarze badañ (przekrój geologiczny A–B oraz tabl III i IV). Poziom glacjalny tego stadia³u nie jest tak mi¹¿szy (œr. 8–10 m, maksymalnie do 22 m) jak w przypadku poziomu stadia³u dolnego zlodowacenia Warty, ale jego rozprzestrzenienie, a zw³aszcza zachowanie jest bardziej widoczne i daj¹ce siê doœæ ³atwo œledziæ. Gliny tego wieku zachowane bardzo szcz¹tkowo, rozpoznano w okolicach Pieczysk i Romanowa, w otworze 74 (na g³êb. 4,0–7,0 m; 87,3–84,3 m n.p.m.), w otworze 81 (na g³êb. 1,8–3,0 m; 83,5–82,3 m n.p.m.) i w otworze 82 (na g³êb. 4,0–6,0 m; 82,8–80,8 m n.p.m.). W rejonie tym rejestrowano je tak¿e w trakcie kartowania geologicznego na powierzchni (w skarpie nad Zalewem Koronowskim) lub pod niewielkim przykryciem piasków sandrowych. Gliny tego wieku zalegaj¹ tu¿ pod powierzchni¹ sandru w rejonie Sokoli-KuŸnicy, osady Ró¿anna i leœnictwa Tylna Góra. Ponadto na powierzchni terenu mo- ¿na je obserwowaæ w obrêbie rynny byszewskiej w rejonie Buszkowa i £¹ska Wielkiego. Poza tymi miejscami gliny tego poziomu zalegaj¹ pod bardziej mi¹¿szym przykryciem. Analiza profili archiwalnych, pozwala na stwierdzenie, i¿ gliny tego wieku mo¿na rejestrowaæ na ca³ym obszarze arkusza. I tak gliny nale¿¹ce z du¿ym prawdopodobieñstwem do tego poziomu wystêpuj¹ w otworze 8 (na g³êb. 19,7–21,0 m; 71,5–70,2 m n.p.m.), w otworze 10 (na g³êb. 14,0–19,2 m; 82,3–77,1 m n.p.m.), w otworze 11 (na g³êbokoœci 28,0–40,0 m; 116,1–104,1 m n.p.m.), w otworze 16 (na g³êbokoœci 18,5–31,0 m; 105,1–92,6 m n.p.m.), w otworze 17 (na g³êbokoœci 7,0–11,0 m; 84,3–80,3 m n.p.m.), w otworze 18 (na g³êbokoœci 6,0–9,0 m; 92,0–89,0 m n.p.m.), w otworze 20 (na g³êbokoœci 12,5–18,0 m; 93,3–87,8 m

41 n.p.m.), w otworze 21 (na g³êbokoœci 21,2–44,0 m; 116,0–93,2 m n.p.m.), w otworze 22 (na g³êbokoœci 15,2–18,8 m; 101,8–98,2 m n.p.m.), w otworze 27 (na g³êbokoœci10,0–20,0 m; 81,1–71,1 m n.p.m.), w otworze 45 (na g³êbokoœci 2,0–5,0 m; 82,6–79,6 m n.p.m.) i w otworze 60 (g³êbokoœci 5,0–10,0 m — pod i na porwaku). Natomiast w otworach: 1, 9, 23, 33, 47, 71 i 72 — trudno rozdzieliæ gliny tego wieku ze wzglêdu na: zaleganie mi¹¿szych serii glacjalnych, brak wyraŸnych granic litologicznych i niekiedy du¿e porwaki utworów paleogenu i neogenu w ich obrêbie. Przyk³adowo, w otworach: 28 i 29 mog¹ to byæ po³¹czone poziomy glacigeniczne stadia³u dolnego i œrodkowego. Potwierdzeniem takiej tezy mog¹ byæ sytuacje z otworów kartograficznych: 13 i 66, gdzie rozdzielenie mi¹¿szych poziomów glin zwa³owych bez badañ petrograficznych nie by³oby mo¿liwe (tabl. V).

Tabela 3 Charakterystyka petrograficzna glin zwa³owych stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty z otworów: 13, 38, 46 i 66 (Bugajska, 2006)

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

8,3–14,0 27,7 52,6 2,1 0,8 5,7 3,3 1,98 0,57 1,51 0,04 2 próbki 13 14,0–17,3 2 próbki 41,0 43,1 2,5 1,8 4,8 4,0 1,16 0,99 0,95 0,04 15,7–16,7 1 próbka 30,0 49,3 2,8 0,9 2,8 4,1 1,64 0,65 1,44 0,06 17,3–18,1 1 próbka 31,6 51,2 3,3 0,4 2,5 5,3 1,56 0,68 1,40 0,06 19,4–22,4 3 próbki 36,3 50,0 3,1 1,6 3,7 2,1 1,50 0,72 1,28 0,06 38 26,0–28,0 2 próbki 35,1 47,9 3,5 0,3 3,8 5,5 1,37 0,80 1,18 0,08 31,8–32,9 1 próbka 39,1 50,2 2,8 0,3 3,5 1,0 1,41 0,76 1,22 0,06 33,6–35,35 1 próbka 35,3 44,8 2,7 0,0 1,8 1,8 1,33 0,78 1,22 0,06 14,0–27,5 5 próbek 38,1 46,0 3,1 0,0 4,4 4,1 1,28 0,85 1,07 0,07 29,0–32,9 66 2 próbki 40,1 44,5 3,3 0,0 5,1 3,8 1,20 0,93 0,97 0,07 33,0–36,8 2 próbki 39,6 43,9 2,8 0,9 3,4 5,4 1,14 0,98 0,99 0,06 11,7–15,15 2 próbki 32,8 47,6 3,6 0,3 3,9 5,0 1,47 0,74 1,24 0,07 46 16,3–22,0 3 próbki 34,5 49,4 2,1 1,8 4,8 2,5 1,66 0,75 1,33 0,04 objaœnienia jak w tabeli 2

W porównaniu do glin zwa³owych stadia³u dolnego, gliny stadia³u œrodkowego maj¹ w sk³adzie litologicznym wiêksz¹ zawartoœæ piasków (Bugajska, 2006). Podobne obserwacje zarejestrowano tak¿e w tych glinach na obszarze arkusza Sêpólno Krajeñskie (Niewiarowski i Pasierbski, 2003a). Cecha ta wynika z charakteru pod³o¿a po jakim porusza³ siê l¹dolód, a by³a nim w du¿ym stopniu pokrywa piasków wodnolodowcowych.

42 W otworach kartograficznych: 13, 38, 46 i 66 z glin tego poziomu pobrano próbki do badañ petrograficznych. Sk³ad procentowy zawartoœci ska³ skandynawskich w tym poziomie glacigenicznym przedstawiono w tabeli 3 (Bugajska, 2006). Z badañ Bugajskiej (2006) wynika, i¿ w glinach tego poziomu ska³y lokalne stanowi¹ zazwyczaj niewielki odsetek wszystkich oznaczonych ¿wirów — wiêkszoœæ próbek wykazuje ich zawartoœæ 3–5%. Wiêksze koncentracje ska³ lokalnych (9,2–13,7%) nale¿y wi¹zaæ ze wzrostem w tym zespole udzia³u okruchów wêgla brunatnego, sporadycznie ze wzrostem zawartoœci piaskowców.

Zlodowacenia pó³nocnopolskie

Zlodowacenie Wis³y

Stadia³ górny

Osady lodowcowe i wodnolodowcowe buduj¹ce powierzchniê wysoczyzn (Pojezierze Kraje- ñskie i Wysoczyznê Œwieck¹) nale¿¹ do stadia³u górnego (leszczyñsko-pomorskiego). Badania litologiczno-petrograficzne próbek z glin zwa³owych pobranych z otworów kartograficznych: 13, 38, 46 i 66 nie da³y podstaw aby zaliczyæ je do stadia³u œrodkowego (Œwiecia) zlodowacenia Wis³y, choæ osady tego wieku Heliasz i Ostaficzuk (2005a, b) wydzielili na obszarze arkusza Lubiewo. W oparciu o wyniki swoich badañ Wysota (2002) nie widzi mo¿liwoœci wkroczenia l¹dolodu stadia³u œrodkowe- go zlodowacenia Wis³y na obszar wysoczyzn. Podobne stanowisko zajmuje Mojski (2005). Nieco ina- czej sprawê t¹ widzi Lisicki (2003), który w oparciu o wydzielone przez siebie litotypy glin zwa³owych dopuszcza znaczny zasiêg l¹dolodu tego wieku. Z uwag ogólnych warto tu przedstawiæ jeszcze kwestiê podzia³u glin zwa³owych stadia³u górnego (g³ównego). We wczeœniejszych pracach (m.in.: Listkowska, 1986, 1988; Butrymowicz, 1978b; Butrymowicz i in., 1978) wydzielano poziom glacjalny stadia³u leszczyñskiego i poznañskiego. Niekiedy by³y to bardzo mi¹¿sze serie, rzêdu nawet kilkudziesiêciu metrów (np. Listkowska, 1986, 1988). Takiemu ujmowaniu tej kwestii przeczy³y wyniki prac z Niziny Wielkopolskiej (np. Kozarski, 1991). Obecnie w ramach prac nad Szczegó³ow¹ map¹ geologiczn¹ Polski 1:50 000 wyró¿nia siê poziom glacjalny stadia³u górnego, leszczyñsko–pomorskiego. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) powsta³y na przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, przy udziale wód lodowcowych. W wiêkszoœci s¹ to piaski œrednio- i drobnoziarniste, z domieszk¹ gruboziarnistych, szare, jasnoszare i szaro-be¿owe. Miej- scami pojawia siê w nich domieszka ¿wirów lub wk³adki ¿wirów i g³azików, a tak¿e mu³ków i glin. Ich wystêpowanie rejestruj¹ doœæ liczne otwory wiertnicze, jednak piaski te nie tworz¹ ci¹g³ego poziomu. Jest wiele miejsc gdzie gliny zwa³owe zlodowacenia Wis³y zalegaj¹ wprost na glinach zwa³owych stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty (przekrój geologiczny A–B, tabl. III i IV oraz fig. 2). W po³udnio-

43 wej czêœci obszaru arkusza, w rejonie Buszkowa i £¹ska Wielkiego, piaski te rozpoznano tak¿e na powierzchni terenu. Ods³aniaj¹ siê one tam w w¹wozach rozcinaj¹cych œciany rynny byszewskiej. W okolicach otworów: 36 i 57 (przekrój geologiczny A–B) mi¹¿szoœæ tych osadów dochodzi do 15 a nawet 23 m. Byæ mo¿e osady te stanowi¹ tutaj rodzaj ostañca, pierwotnie szerzej rozprzestrzenio- nych utworów wodnolodowcowych. Zwiêkszenie ich mi¹¿szoœci mo¿e byæ te¿ wynikiem zaburzenia ich przez l¹dolód zlodowacenia Wis³y. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe stwierdzono tak¿e w otworach: 9 (na g³êbokoœci 20,0–23,0 m; 84,2–81,2 m n.p.m.), 10 (na g³êbokoœci6,3–14,0 m; 90–82,3 m n.p.m.), 11 (na g³êbokoœci 22,0–28,0 m; 122,1–116,1 m n.p.m.), 16 (na g³êbokoœci18,0–18,5 m; 105,6–105,1 m n.p.m.), 19 (na g³êbokoœci 4,0–5,5 m; 93,1–91,6 m n.p.m.), 20 (na g³êbokoœci 12,0–12,5 m; 93,8–93,3 m n.p.m.), 21 (na g³êboko- œci 19,0–21,2 m; 118,2–116,0 m n.p.m.) 22 (na g³êbokoœci14,0–15,2 m; 103–101,8 m n.p.m.) i 71 (na g³êbokoœci 10,0–11,0 m; 98,1–97,1 m n.p.m.). Piaski te stwierdzono w punktach dokumentacyjnych: 79 i 80 w krawêdzi rynny byszewskiej. Jak widaæ seria omawianych piasków i ¿wirów zalega na zró¿- nicowanych wysokoœciach. Jest to zwi¹zane z akumulowaniem tych osadów na urozmaiconym hipso- metrycznie pod³o¿u po którym przesuwa³ siê l¹dolód. I³y i piaski py³owate, zastoiskowe rozpoznano w otworze 46 na g³êbokoœci 10,5–11,7 m (87,9–86,7 m n.p.m.). Ich litologia wskazuje na powoln¹ sedymentacjê typu limnoglacjalne- go (Bugajska, 2006). Pocz¹tkowo akumulacja osadów przebiega³a w zamkniêtym zbiorniku, w miarê rozwoju sedymentacji w warunkach s³abych przep³ywów, by na koniec ponownie powróciæ do sedymentacji przy udziale wód stoj¹cych. W wyniku tych procesów powsta³a nastêpuj¹ca sekwencja osadów: i³y siwe, piaski py³owate szare, i³y szare. Wapnistoœæ omawianej grupy osadów wynosi œrednio 4,7%. W sk³adzie minera³ów ciê¿kich dominuja granaty (œrednio 22,1%) nad amfibolami (œrednio 16,8%), epidotem (œred- nio 13,7%) i cyrkonem (œrednio 14,0%). Zespó³ ten cechuje siê równie¿ du¿¹ zawartoœci¹ minera³ów zwietrza³ych (œrednio 9,9%). Przy pomocy sondy mechanicznej osady te nawiercono tak¿e w punkcie dokumentacyjnym 53. Tam jednak s¹ one bardziej ilaste. Gliny zwa³owe stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y litologicznie s¹ to gliny, gliny piaszczyste, niekiedy z wk³adkami piasków, ze ¿wirami, g³azikami i g³azami. Rzadziej s¹ to gliny py³owate lub ilaste. Ich barwa jest zmienna, w czêœci przypowierzchniowej najczêœciej br¹zowa, br¹zowo-¿ó³ta, g³êbiej szara i jasnoszara. Gliny zwa³owe na obszarze arkusza buduj¹ przypowierzchniowe (niekiedy o mi¹¿szoœci do kilkunastu metrów) partie wysoczyzn. Powierzchnie obu wysoczyzn (Pojezierza Krajeñskiego i Wysoczyzny Œwieckiej) po³o¿one s¹ w mniejszym lub wiêkszym wymiarze ponad poziomem sandru Brdy, choæ w przypadku wysoczyzny ze wschodniej czêœci obszaru arkusza, po³o¿enie jej przeciêtnie 25–30 m ni¿ej

44 ni¿ wysoczyzny z czêœci zachodniej, mog³oby wskazywaæ na zniszczenie jej przez wody fluwioglacjalne. Badania Churskiej (1958) wykaza³y jednak, i¿ mamy tu do czynienia z zachowanym fragmentem wysoczyzny o pierwotnym charakterze. Na zachód od Lucimia, na pó³nocny zachód od £akomowa i w okolicach M¹kowarska zarejestrowano wystêpowanie wy¿ej po³o¿onych czêœci wysoczyzny. Mo¿e to byæ rodzaj lokalnie zachowa- nego poziomu wysoczyznowego. Wykonane na terenie tych poziomów punkty dokumentacyjne: 17, 34 i 64 o g³êbokoœci 7,0–9,0 m dokumentuj¹ zaleganie glin zwa³owych od powierzchni. Pasierbski (2003) interpretuje te wyniesione fragmenty wysoczyzny jako megadrumliny lub zdrumlinizowane masywy morenowe. We wczeœniejszych badaniach Niewiarowski i Pasierbski (2003a), wyniesiony fragment wysoczyzny po³o¿ony w pasie granicznym obszarów arkuszy Sêpólno Krajeñskie i Gosty- cyn, na pó³noc od jeziora Dziedno, traktowali jako czêœæ wysoczyzny. Rozprzestrzenienie i mi¹¿szoœæ glin zwa³owych tego wieku dobrze ilustruje przekrój geologiczny A–B, tablica IV i figura 1. Najwiê- ksz¹ mi¹¿szoœæ glin tego poziomu obserwowaæ mo¿na w rejonie na wschód od £¹ska Wielkiego (tabl. IV)— oko³o 40 m, ponadto w okolicach otworów: 64 i 65 (przekrój geologiczny A–B) — oko³o 18 m oraz w otworach: 54 i 55 w rejonie Lucimia (odpowiednio 25 i 23 m) i w otworze 37 w okolicach M¹kowarska — oko³o 22 m. Natomiast na sandrze Brdy te gliny zwa³owe wystêpuj¹ jedynie jako pozosta³oœci wysoczyzny w rejonie Pieczysk i na pó³nocny wschód od M¹kowarska.

Tabela 4 Charakterystyka petrograficzna glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y z otworów: 13, 38 i 66 — poziom dolny (Bugajska, 2006)

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

0,8–3,7 1 próbka gliny 47,2 29,9 0,0 0,0 10,4 9,7 0,71 1,90 0,44 0,00 zwietrza³ej 13

3,7–8,3 2 próbki 40,8 38,2 1,7 0,0 3,85 4,6 0,97 1,15 0,81 0,05

5,7–13,9 38 3 próbki** 44,2 40,1 2,6 0,8 3,9 4,0 0,98 1,13 0,83 0,06

12,15–14,0 66 1 próbka 45,4 37,3 1,6 0,0 8,1 2,2 0,99 1,22 0,70 0,04 objaœnienia jak w tabeli 2

Miejscami daje siê zauwa¿yæ dwudzielnoœæ glin zwa³owych tego okresu. Wed³ug Pasierbskiego (2003) na badanym obszarze mia³ miejsce postój i awans czo³a l¹dolodu subfazy krajeñskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, z którym nale¿a³oby t¹ dwudzielnoœæ ³¹czyæ. W badaniach petrograficznych gliny te równie¿ wykazuj¹ pewn¹ dwudzielnoœæ. Przedstawiaj¹ to tabela4i5(Bugajska, 2006).

45 W drugim wydzielonym poziomie glin zlodowacenia Wis³y w graficznym obrazie wspó³czynni- ków petrograficznych obserwuje siê odwrotny kszta³t (tabl. V). Przewagê uzyskuj¹ tu wapienie pó³nocne nad ska³ami krystalicznymi (Bugajska, 2006). Ilustruje to tabela 5 (Bugajska, 2006).

Tabela 5 Charakterystyka petrograficzna glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y z otworów: 38 i 46 — poziom górny (Bugajska, 2006)

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

1,0–5,7 38 35,6 42,6 0,75 0,55 3,75 5,1 1,17 0,95 0,99 0,015 2 próbki

1,0–9,2 46 5 próbek 34,6 45,6 0,8 0,1 6,4 4,7 1,37 0,86 1,03 0,02 objaœnienia jak w tabeli 2

Na obszarze arkusza Gostycyn na wysoczyŸnie napotkano miejscami znaczne iloœci g³azów narzutowych. Na mapie geologicznej zaznaczono je jako skupiska (gdy g³azów by³a wiêksza iloœæ) lub jako pojedyncze sztuki. Oprócz g³azów, które znalaz³y siê na powierzchni terenu w wyniku naturalnych procesów, spotykane s¹ te¿ g³azy, które pojawi³y siê na niej na skutek prac ziemnych prowadzonych w zwi¹zku z budow¹ wodoci¹gów lub kanalizacji. Bardzo czêsto g³azy spotyka siê przy drogach polnych, gdzie œci¹gaj¹ je rolnicy aby nie utrudnia³y pracy. Niektóre z g³azów maj¹ du¿e i bardzo du¿e rozmiary, przekraczaj¹ce 1,5 m œrednicy. Ciekawsze, du¿e i bardzo du¿e g³azy narzutowe zestawiono w tabeli 6. Piaski i ¿wiry lodowcowe,miejscami wodnomorenowe wystêpuj¹ na powierzchni wysoczyzny morenowej w pó³nocno-wschodniej (rejon Gostycyna, Pruszcza, Wielkiej Kloni i Bagienicy), centralnej (na pó³noc od M¹kowarska) i po³udniowej (okolice Nowego Dworu) czêœci obszaru arkusza. Poza tym mniejsze skupienia tych piasków znane s¹ np. z okolic Minikowa, Lucimia i £¹ska Wielkiego. S¹ to g³ównie zaglinione piaski œrednio- i ró¿noziarniste ze ¿wirami, g³azami, soczewkami glin piaszczystych i piasków przemytych. Osady te maj¹ barwê br¹zow¹, brunatn¹, niekiedy brunatno-¿ó³t¹, a nawet rdzaw¹. S¹ one odwapnione. Cechuje je bardzo s³abe wysortowanie. Mi¹¿szoœæ tych utworów jest zró¿nicowana — od 0,6 do 3,0 m. Lokalnie utwory te przechodz¹ facjalnie w gliny zwa³owe na których zalegaj¹. Niewiarowski i Pasierbski (2003a) podobne utwory m.in. z rejonu na zachód od Wielkiej Kloni uwa¿aj¹ za osady ablacyjne. Wed³ug Listkowskiej (1988) utwory tego typu (lub zbli¿one) powsta³y w pro- cesie deglacjacji z wytopienia siê materia³u piaszczysto-g³azowego z l¹dolodu zlodowacenia Wis³y. Gliny zwa³owe, miejscami piaski i ¿wiry moren spiêtrzonych buduj¹ wystêpuj¹ce w zgrupowaniach wzgórza, o owalnych zarysach, w terenie wyraŸnie widoczne ponad poziomem wysoczyzny, mimo niezbyt du¿ych wysokoœci wzglêdnych — do 15 m. Zajmuj¹ one niewielki fragment terenu w po³udniowej czêœci obszaru arkusza w okolicach £¹ska Wielkiego i £¹ska Ma³ego.

46 Budowê wewnêtrzn¹ najwiêkszego pagóra morenowego obrazuje przekrój geologiczny A–B i tablica IV. Z danych geologicznych (otw.: 67 i 68 oraz punkt dok. 78) wynika³o, i¿ moreny te zbudowane s¹ w przewa¿aj¹cej czêœci z glin zwa³owych. W punkcie dokumentacyjnym 78 stwierdzono wystêpowa- nie piasków i ¿wirów. Nowe dane na temat budowy wewnêtrznej tej czêœci wysoczyzny wnios³y badania

Tabela 6 Zestawienie wybranych g³azów narzutowych

Wielkoœæ g³azu Lokalizacja g³azu Uwagi (œrednica)

ok. 16,0 m oddzia³ leœny nr 63 –ok. 1km na pó³nocny wschód od leœniczówki Sielanka pomnik przyrody nieo¿ywionej nr 395

ok. 14,0; 6,6 m oddzia³ leœny nr 153– Leœnictwo Brzozowo, na po³udniowy wschód od Wielonka 2 sztuki

6,5 m ok. 1,6 km na wschód od Wielkiej Kloni, w pobli¿u jednej z suchych dolinek

3,4; 1,5 m w rejonie zabudowy letniskowej Wielonka 2 sztuki

ok. 2,5 m na terenie ba¿anciarni w Kamienicy

ok. 2,1 m ok. 0,4 km na zachód od £¹ska Ma³ego, przy drodze polnej

ok. 2,0 m w zachodniej czêœci przysió³ka Wejnowo

ok. 1,8 m ok. 0,6 km na zachód od PGR Janowo

ok. 1,5 pola na pó³nocny zachód od Pruszcza

ok. 1,5 w zachodniej czêœci Wilcza

ok. 1,5 krawêdŸ nad Zalewem Koronowskim w pobli¿u osady Ró¿anna 3 sztuki

ok. 1,5 przy drodze polnej z Suchej do Leœn. Sielanka, ok. 400 m na wschód od leœniczówki 2 sztuki

ok. 1,5g³azy o œrednicy oddzia³ równej i wiêkszej od 1,5 m leœny nr 155– Leœnictwo Brzozowo, na po³udnie od Wielonka

ok. 1,5 ok. 1,2 km na wschód od Minikowa, w wytopisku przy drodze Minikowo–Bys³awek

od 1,4 do 1,2 m w rejonie Suchej-M³yna kilka sztuk

ok. 1,3 m w Kamienicy pomnik przyrody nieo¿ywionej

1,3; 1,1 m na po³udnie od Cierplewa 2 sztuki

1,2 m przy drodze polnej z Wielonka do Glinek

1,2 m w rejonie zabudowy letniskowej Wielonka

1,2; 1,2; 1,0 m oddzia³ leœny nr 99 i 109 na pó³nocny zachód od Wielonka 3 sztuki

1,2 m ok. 2 km na zachód od Gostycyna, przy drodze do Kloni Wielkiej

1,2 m ok. 1,5 km na pó³nocny zachód od centrum Bys³awka

1,2; 1,1 m ok. 1,2 i 0,9 km na zachód od Kamienicy, przy dolinie Kamionki 2 sztuki

1,1 m ok. 1,0 km na wschód od oczyszczalni œcieków w Gostycynie

1,1 m oddzia³ leœny nr 22– Leœnictwo Wandowo

1,1; 1,0 mg³azy o œrednicy mniejszejoddzia³ od 1,5 m leœny nr 134, 157, Leœnictwo Ró¿anna 2 sztuki

1,1; 1,0 m ok. 0,5 km na wschód od Kamienicy, przy drodze do LeœictwonPieñkowo 2 sztuki

1,0 m oddzia³ leœny nr 28, na pó³noc od Sokoli-KuŸnicy pomnik przyrody nieo¿ywionej nr 363

47 geofizyczne (M¿yk, 2004). Przedstawi³y one wystêpowanie tu na³o¿onych na siebie pakietów gliniastych i piaszczysto-gliniastych pochylonych w kierunku pó³nocnym. Na podstawie analizy dostêpnych danych, po³o¿enie i budowa wewnêtrzna tych form pozwalaj¹ zaklasyfikowaæ je do moren czo³owych spiêtrzonych. Formy te stanowi¹ czêœæ wiêkszego wa³u morenowego kontynuuj¹cego siê na obszarze arkusza Koronowo. Pagórki tam wystêpuj¹ce zosta³y zakwalifikowane jako wzgórza morenowe martwego lodu, a czêœciowo jako kemy (Listkowska, 1986, 1988). Dalszego ci¹gu tych wzgórz mo¿na doszuki- waæ siê na obszarze arkusza Sêpólno Krajeñskie. Formy z rejonu Œmi³owa–Jastrzêbca okreœlono jako moreny czo³owe spiêtrzone (Niewiarowski i Pasierbski, 2003a). S¹ to tak zwane moreny wiêcborskie. Wysokoœæ wzglêdna tych pagórków morenowych mo¿e potwierdzaæ tezê Pasierbskiego (2003), ¿e m. in. w tej czêœci wysoczyzny mia³ miejsce awans l¹dolodu w czasie subfazy krajeñskiej zlodowacenia Wis³y, którego zasiêg siêgn¹³ jeszcze bardziej na po³udnie. Gliny zwa³owe drumlinów.Naobszarze badañ niewiele jest form klasycznych, przewa- ¿aj¹ formy poœrednie tzw. drumlinoidy, podobnie jak w œrodkowej czêœci Pojezierza Krajeñskiego (Pa- sierbski, 1995a). Maj¹ one jednak wiele cech wspólnych, z których najwa¿niejsz¹ jest sam proces, który doprowadzi³ do ich powstania. W wiêkszoœci s¹ to drumliny erozyjne lub erozyjno-akumulacyjne, zbudowane z glin zwa³owych z na³o¿enia. Wed³ug Niewiarowskiego i Pasierbskiego (2003a) oraz Pasierbskiego (2003) drumliny powsta³y w wyniku nasuniêcia l¹dolodu w czasie subfazy krajeñskiej zlodowacenia Wis³y. Na s¹siaduj¹cym od zachodu obszarze wysoczyzny Pojezierza Krajeñskiego w swoich badaniach Niewia- rowski i Pasierbski (2003a) doszukali siê trzech rodzajów drumlinów lub form do nich zbli¿onych. S¹ to: drumliny zbudowane z glin zwa³owych, ¿wirów oraz piasków i mu³ków, drumliny zbudowane z glin zwa³owych oraz drumliny i formy drumlinopodobne zbudowane z piasków, ¿wirów i mu³ków. Na obszarze arkusza Gostycyn dominuj¹ formy zbudowane z glin zwa³owych. Potwierdzaj¹ to obserwacje terenowe jak i profile punktów dokumentacyjnych: 29, 33, 63, 66. Jedynie w kilku przypadkach w formach tych zaobserwowano pod glinami piaski, które by³y okresowo eksploatowane przez okoliczn¹ ludnoœæ. Drumliny wystê- puj¹ na obszarze arkusza powszechnie w okolicach: M¹kowarska, Dziedzinka, Wilcza i Lucimia. Ponadto drumliny wystêpuj¹ pojedynczo w rejonie Bagienicy, na po³udnie od Wilcza i w rejonie £¹ska Wielkiego. Na Mapie geologicznej Polski 1:200 000, arkusz Chojnice (Butrymowicz i in., 1978) wiêkszoœæ form tam za- znaczonych jako kemy obecnie zidentyfikowana zosta³a jako drumliny. Gliny zwa³owe, piaski i ¿wiry ozów wystêpuj¹ w wielu miejscach na obszarze arkusza, zwykle towarzysz¹c rynnom subglacjalnym lub stanowi¹c ich kontynuacjê. Najwiêksz¹ form¹ ozow¹ jest wa³ przebiegaj¹cy od okolic Lucimia w kierunku „Bagna G³usza”, z odga³êzieniem w kierunku £¹ska Wielkiego (ozy „Wilcza Góra”) (Pasierbski, 2003). Poza tym dosyæ d³uga forma ozowa wystêpuje pomiêdzy M¹kowarskiem a Dziedzinkiem, a mniejsze i krótsze ozy wystêpuj¹ w: rynnie

48 byszewskiej w okolicach Buszkowa, rynnie strzy¿yñskiej w okolicach Minikowa, rynnie Zamrzenicy oraz w okolicach Gostycyna w rynnie przekszta³conej przez Kamionkê. Budowê wewnêtrzn¹ ozów obrazuj¹ punkty dokumentacyjne: 56 — na ozie „Dziedzinek–M¹kowarsko” oraz 65 i 71 zlokalizowane na ozie „Wilcza Góra”. W punkcie 56 oz buduj¹ gliny piaszczyste, br¹zowe, bezstrukturalne (masywne), pokrywaj¹ce seriê fluwioglacjaln¹ zbudowan¹ z piasków gruboziarnistych ze ¿wirami, warstwowanych przek¹tnie ma³o- i œrednioskalowo. Mi¹¿szoœæ pokrywy gliniastej wynosi do 3–4 m, a mi¹¿szoœæ ods³oniêtej (dostêpnej do obserwacji) serii piaszczysto-¿wirowej tylko 1,5 m. W kierunku wschodnim pokrywa gliniasta jest mniej mi¹¿sza i dominuje seria piaszczysto-¿wirowa. Oz „Wilcza Góra” generalnie równie¿ posiada pokrywê gliniast¹ o mi¹¿szoœci dochodz¹cej do 1,5–2 m, ale np. w punkcie dokumentacyjnym 65 utwory piaszczysto-¿wirowe wystêpuj¹ miejscami na powierzchni, bez pokrycia seri¹ glin. Utwory fluwioglacjalne buduj¹ce j¹dro piaszczysto-¿wirowe ozu wykszta³cone s¹ jako piaski œrednio- i gruboziarniste szare, ¿ó³toszare i ¿ó³te, z wk³adkami ¿wirów, a tak¿e ¿wiry piaszczyste. Zazwyczaj s¹ one warstwowane przek¹tnie, ale wystêpuj¹ te¿ warstwowania horyzontalne, a tak¿e piaski i ¿wiry masywne. Profile piasków i ¿wirów ods³oniêtych w punktach 65 i 71 dochodz¹ do 6–7 m, jednak ³¹cznie osady ozów mog¹ mieæ znacznie wiêksze mi¹¿szoœci. Ogólnie utwory buduj¹ce ozy (serie fluwioglacjalne wraz z pokryw¹ gliniast¹) mog¹ mieæ mi¹¿szoœci dochodz¹ce do 20 m, œrednio jednak do kilkunastu metrów. Generalnie wiêkszymi mi¹¿szoœciami charakteryzuj¹ siê ozy zakorzenione w rynnach subglacjalnych, ni¿ te przebiegaj¹ce przez wysoczyzny morenowe. W przypadku ozów wystêpuj¹cych na wysoczyznach gliniasta okrywa otulaj¹ca j¹dro piaszczysto-¿wirowe, to zapewne pokrywa ablacyjna zbudowana z glin sp³ywowych. Powstanie wszystkich ozów po³o¿onych konsekwentnie w rynnach subglacjalnych nale¿y wi¹zaæ z g³ównym nasuniêciem siê ostatniego l¹dolodu zlodowacenia Wis³y. Wyj¹tkiem natomiast s¹ ozy „Wil- cza Góra” i „Dziedzinek–M¹kowarsko” ³¹czone przez Pasierbskiego (2003) z lokaln¹ szar¿¹ i szybkim zanikiem lobu odpowiedzialnego za drumlinizacjê „wiêcborskiej strefy marginalnej” podczas schy³ku subfazy krajeñskiej zlodowacenia Wis³y. Wspomniane ozy s¹ wiêc genetycznie m³odsze od tych po³o¿onych w rynnach subglacjalnych. Gliny zwa³owe moren martwego lodu wystêpuj¹ w zachodniej czêœci obszaru arkusza w okolicach M¹kowarska i Pruszcza. W rzeŸbie zaznaczaj¹ siê jako pagórki o niewielkich wysoko- œciach wzglêdnych, niekiedy przybieraj¹ce formê wa³ów i zazwyczaj s¹siaduj¹ z obni¿eniami po martwym lodzie. Zbudowane s¹ z ablacyjnych glin sp³ywowych br¹zowych i oliwkowych, niekiedy z rdzawymi i pstrymi plamami. Wœród glin czêste s¹ wk³adki piasków gliniastych ze ¿wirami i rzadziej mu³ków. Mi¹¿szoœæ tych osadów przekracza5mwpunkcie dokumentacyjnym 31. Piaski i mu³ki, miejscami ¿wiry i gliny zwa³owe kemów. Pagóry kemowe rozpoznano na obszarze arkusza w okolicach Gostycyna, Pruszcza, Bagienicy (na krawêdzi z dolin¹ rze-

49 ki Sêpolenki), Dziedzinka, Wilcza, Lucimia, £¹ska Wielkiego, Cierplewa i Klonowa. Mniejsze formy typu kemów rozpoznano tak¿e w okolicach rynny subglacjalnej jeziora Lipkusz oraz na wschód od M¹kowarska, przy granicy wysoczyzny i sandru. Niewielkie pagórki kemowe mo¿na obserwowaæ równie¿ na wysoczy- Ÿnie w rejonie Buszkowa. Ponadto szereg tego typu form wystêpuje w obrêbie rynien subglacjalnych — rejon Jeziora Œrodkowego, Jeziora Krzywego (rynna byszewska), Minikowa i Bys³awka. S¹ to pagórki przewa¿nie o kolistych, miejscami lekko wyd³u¿onych kszta³tach tworz¹ce wyraŸne progi we wspomnianych obni¿eniach rynnowych. Ze wzglêdu na swe po³o¿enie w rynnach nie mo¿na wykluczyæ, i¿ po czêœci maj¹ one za³o¿enia ozowe. Niektóre pagóry interpretowane jako kemy w obrêbie rynien subglacjalnych mog¹ byæ ostañcami erozyjny- mi powsta³ymi po rozciêciu poziomu osadów wodnolodowcowych. Z rozpoznania terenowego (obserwacje nielicznych i niewielkich odkrywek) oraz danych geologicznych pochodz¹cych z profili otworów wiertniczych, mo¿na stwierdziæ, i¿ w wiêkszoœci s¹ to formy zbudowane z osadów pochodzenia fluwioglacjalnego. Jedynie w przypadku kemu z Dziedzinka i Wilcza gdzie wystêpuj¹ te¿ utwory mu³kowe lub ilaste, mo¿na wnioskowaæ, i¿ lokalnie dominowa³a tu akumulacja limnoglacjalna. W obrêbie czêœci form obserwowano tak¿e wk³adki glin zwa³owych, z czego mo¿na wnosiæ o s¹siedztwie bry³ martwego lodu. Mi¹¿szoœæ osadów piaszczystych, piaszczysto-mu³kowych, piaszczysto-¿wirowych jest zró¿nicowana. W Dziedzinku, w otworze 32 wynosi 12 m, a w okolicach Klonowa (punkt dok. 12), Cierplewa, Suchej (punkt dok. 48) i Wielonka (punkt dok. 51) wynosi conajmniej kilka metrów (tabl. III). Mi¹¿sze piaski miejscami ze ¿wirami do 10 m, kemowe stwierdzono równie¿ w okolicach Lucimia (punkt dok. 70). Kem poroœniêty jest tu lasami o lokalnej nazwie „Grupka”. Dotychczas kem ten rozpatrywany by³ jako niewielki U-kszta³tny oz (Butrymowicz i in., 1978). Najwiêksza forma tego typu jest po³o¿ona w rejonie Wilcza (fig. 1). Kem ten ma kszta³t wa³u o d³ugoœci 1500 m z wyraŸnymi obni¿eniami w centrum. Inn¹ cech¹ charakterystyczn¹ tej formy jest to, ¿e wykazuje ona zmienn¹ szerokoœæ, od 550–600 m w czêœci pó³nocnej, 250 m w czêœci œrodkowej, do 350–400 m w czêœci po³udniowej. Powierzchnia grzbietu nachylona jest z pó³nocy na po³udnie. Kem ten wznosi siê 15 m nad poziom wysoczyzny morenowej w czêœci pó³nocnej i 5–10 m w czêœci po³udniowej. Obserwacje terenowe, analiza przekroju geologicznego A–B, topografii formy i jej otoczenia, jak i dane archiwalne (Pasierbski, 1995c; Molewski i Wysota, 2000; Pasierbski, 2003) mog¹ wskazywaæ, i¿ mog³a ona zostaæ poddana procesowi drumlinizacji w czasie ruchu czo³a jednego z lobów l¹dolodu w typie „surge” w czasie subfazy krajeñskiej zlodowacenia Wis³y. Ze wzglêdu na brak odkrywek w tej formie, które mog³yby lepiej udokumentowaæ jej budowê wewnêtrzn¹, zadecydowano o pozostawieniu jej w grupie kemów. WyraŸnie w krajobrazie zaznacza siê kem w rejonie Lucimia. W najwy¿ej po³o¿onej czêœci wznosi siê on 15 m ponad wysoczyznê i powierzchniê sandru. W odkrywce zlokalizowanej w œrodkowej partii

50 tego kemu obserwowano piaski œrednio- i drobnoziarniste, miejscami z domieszk¹ piasków gruboziarnistych i ¿wirów a tak¿e mu³ków (punkt dok. 70). Utwory te s¹ ró¿nie warstwowane, w zale¿noœci od ich po³o¿enia wzglêdem granic formy. W partii centralnej jest to warstwowanie prawie horyzontalne lub przek¹tne o niewielkim nachyleniu, ma³oskalowe, miejscami riplemarkowe, a w partiach górnych tak¿e rynnowe. W partii brze¿nej obserwowano znaczne nachylenie warstw piasków, zgodnie z nachyleniem œciany tej formy. Rejestrowano tu tak¿e niewielkie zaburzenia w piaskach oraz uskoki normalne o niewielkim zrzucie (zwi¹zane z wytapianiem bry³ martwego lodu pierwotnie ograniczaj¹cego tê formê). Podobne obserwacje, choæ w mniejszym wymiarze (ze wzglêdu na stan zachowania œciany) pochodz¹ z odkrywki zlokalizowanej w Dziedzinku (punkt dok. 55). Tu formê kemow¹ buduj¹ piaski drobnoziarniste i py³owate, z przewarstwieniami mu³ków. Dominuje warstwowanie horyzontalne, ma³oskalowe, a jedynie w czêœci brze¿nej przek¹tne o niewielkim nachyleniu. Wysokoœæ wzglêdna kemu w Dziedzinku dochodzi do 10 m. Przyk³ad wystêpowania kemu w rynnie subglacjalnej obrazuje figura 2. Ciekawym przypadkiem s¹ osady akumulacji najprawdopodobniej wodnolodowcowej i limno- glacjalnej stwierdzone w otworze kartograficznym 66. Ich po³o¿enie zinterpretowano jak korzeniow¹ partiê kemu, który musia³ tu tworzyæ bardziej wyraŸn¹ formê. Obecnie w³aœciwie strop tych osadów jest na równi z powierzchni¹ wysoczyzny. Wyjaœnieniem tej sytuacji mo¿e byæ przyjêcie koncepcji Pasierbskiego (2003), ¿e m. in. w rejonie £¹ska Wielkiego mia³ miejsce awans l¹dolodu w czasie subfazy krajeñskiej zlodowacenia Wis³y, którego skutkiem mog³o byæ zniszczenie tej czêœci kemu, która wznosi³a siê ponad wysoczyznê. Piaski i mu³ki, miejscami gliny zwa³owe tarasów kemowych.Tarasy kemowe, lepiej lub s³abiej zachowane, rozpoznano w okolicach Minikowa–Bys³awka (w rynnie subglacjalnej — punkt dok. 5), na po³udnie od Bagienicy na granicy wysoczyzny i doliny rzeki Sêpolenki oraz na po³udnie od Cierplewa, na granicy sandru z wysoczyzn¹. Najlepiej zachowany jest taras z rejonu Minikowa–Bys³awia. Jest to listwa o szerokoœci 200–400 m i d³ugoœci 1300 m, „przyklejona” do krawêdzi rynny. Taras buduj¹ tu piaski œrednio- i drobnoziarniste, piaski py³owate, ¿ó³to-br¹zowe, w g³êbszych partiach tak¿e piaski z domieszk¹ ¿wirów, o stwierdzonej mi¹¿szoœci do 8,0 m (choæ zapewne osadów tych jest wiêcej, co wynika z wysokoœci tarasu ponad obecnie obserwowane dno rynny). W czêœci zbli¿onej do wysoczyzny piaski pokrywaj¹ gliny zwa³owe. Taras kemowy z okolic Bagienicy po³o¿ony jest u podnó¿a kemu. Jego szerokoœæ wynosi 250 m, a d³ugoœæ 600 m. Buduj¹ go piaski drobnoziarniste, miejscami piaski py³owate, lokalnie z domieszk¹ ¿wirów, ¿ó³to-jasnoszare. Rozpoznana mi¹¿szoœæ tych piasków w tym tarasie to oko³o 5,5 m. Taras kemowy po³o¿ony na po³udnie od Cierplewa zosta³ zapewne czêœciowo zniszczony przez erozyjn¹ dzia³alnoœæ wód lodowcowych, p³yn¹cych w czasie fazy pomorskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Forma ta nie wyró¿nia siê w terenie. O jej zasiêgu i istnieniu mog¹ œwiadczyæ jedynie

51 osady (piaski py³owate, piaski drobnoziarniste, ¿ó³to-jasnobr¹zowe, miejscami z pojedynczymi ¿wirami ró¿ni¹ce siê od piasków sandrowych jak i piasków wodnolodowcowych, wysoczyznowych). Miejscami pod piaskami ods³aniaj¹ siê gliny zwa³owe. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne) wyró¿niono dla odró¿nienia lokalnie wy- stêpuj¹cych, piaszczystych, niezbyt mi¹¿szych pokryw utworów wodnolodowcowych na powierzchni wysoczyzn, od du¿ej powierzchni sandru Brdy, zwi¹zanej z odp³ywem wód fluwioglacjalnych z rejonu moren fazy pomorskiej. Osady wodnolodowcowe na wysoczyznach s¹ wiêc starsze od osadów sandru Brdy, powsta³ego w czasie fazy pomorskiej górnego vistulianu. Najwiêksze wyst¹pienia wysoczyznowych pokryw wodnolodowcowych wystêpuj¹ we wschodniej i pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza — rejon Bys³awka, Klonowa i Cierplewa. Poza tym stwierdzono je tak¿e w po³udniowo-zachodniej czêœci terenu arkusza pomiêdzy Dziedzinkiem a £¹skiem Ma³ym. Wykszta³cone s¹ jako piaski œrednio- i drobnoziarniste, z wk³adkami mu³ków, niekiedy zaglinione, ¿ó³te, szaro-¿ó³te i ¿ó³tobr¹zowe. Wszystkie osady nosz¹ cechy krótkiego transportu wodnolodowcowego i mo¿na niekiedy kwalifikowaæ je jako poœrednie miêdzy piaskami wodnolodowcowymi a lodowcowymi. Ich mi¹¿szoœæ najczêœciej nie przekracza 2 m, miejscami dochodz¹ jedynie do 3 m. Osady wodnolodowcowe zdeponowane na równinie wzd³u¿ depresji koñcowej „Bagno G³usza” przy po³udniowej granicy obszaru arkusza nosz¹ ju¿ cechy przejœciowe do utworów zastoiskowych (wykszta³cone s¹ jako piaski drobnoziarniste mu³kowate i mu³ki piaszczyste). Obni¿enie to by³o bowiem zbiornikiem do którego sp³ywa³y wody roztopowe z bliskiego wówczas czo³a l¹dolodu (krótki transport, maksymalnie z okolic „Wzgórza Grzywa” i od Dziedzinka) osadzaj¹c materia³ pomiêdzy niewytopionymi jeszcze bry³ami martwego lodu. Ich mi¹¿szoœæ wynosi tutaj od 0,5 m (punkt dok. 72) do 2,0 m (punkt dok. 85). Piaski, piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (sandrowe) powsta³y w czasie postoju l¹dolodu zlodowacenia Wis³y w fazie pomorskiej, na ³uku moren bytowskich (Galon, 1953, 1958). Utwory sandrowe zajmuj¹ znaczny obszar w centralnej i wschodniej czêœci terenu badañ. Ponadto w trakcie badañ terenowych rozpoznano tak¿e serie sandrowe w dolinach rzek: Kamionki i Sêpolenki oraz pomiêdzy Klonowem i Such¹ w obni¿eniu rozdzielaj¹cym wysoczyznê. Na powierzchni sandru Brdy liczne s¹ zag³êbienia po martwym lodzie, nadaj¹ce jej miejscami charakter „sandru dziurawego”. Czêsto formy te cechuj¹ du¿e deniwelacje, nawet do 8–10m—na- chylenia zboczy mog¹ dochodziæ wtedy do 20–30º. Du¿a czêœæ zag³êbieñ posiada linijne zarysy, sugeruj¹c sposób powstawania podobny do rynien subglacjalnych. Powierzchniê sandru buduj¹ dwa poziomy sandrowe. Osady buduj¹ce oba poziomy to piaski œrednioziarniste ¿ó³te, ¿ó³to-jasnoszare, miejscami te¿ drobno- lub gruboziarniste, z wk³adkami lub skupieniami ¿wirów. W przewa¿aj¹cej czêœci sandr to powierzchnia piaszczysta, jednak s¹ te¿ takie miejsca gdzie dominuj¹ ¿wiry. Osady te generalnie s¹ przek¹tnie warstwowane.

52 Mi¹¿szoœæ poziomu piasków sandrowych mo¿e dochodziæ lokalnie do 20 m, œrednio zaœ bêdzie to oko³o 10–12 m (punkty dok.: 41, 42 i 43). Wed³ug Churskiej (1958) prawie w ca³ej dolinie Brdy mamy do czynienia z sandrem o powierzchni akumulacyjnej, powsta³ej na skutek rozwoju dzia³alnoœci erozyjno-akumulacyjnej wód roztopowych. Czêœæ powierzchni ma jednak charakter typowo erozyjny. S¹ te¿ miejsca gdzie pod niewielkim przykryciem tych piasków wystêpuj¹ utwory wodnolodowcowe dolne zlodowacenia Wis³y (punkty dok.: 46 i 47) lub gliny zwa³owe stadia³u œrodkowego zlodowacenia Warty (Sokole-KuŸnica, Ró¿anna, Wymys³owo, Romanowo i Pieczyska). W tych miejscach na sandrze Brdy spotykano g³azy narzutowe, niekiedy w znacznej iloœci. Pochodz¹ one w³aœnie z rozmywania (przez wody roztopowe) zalegaj¹cych tu osadów glacjalnych (zlodowacenia Warty), a tak¿e zwi¹zane s¹ z zalegaj¹cymi miejscami blisko powierzchni terenu, starszymi osadami wodnolodowcowymi. Na powierzchniê sandru zosta³y one wywleczone przez ludzi podczas wykonywania prac ziemnych. Piaski sandrowe towarzysz¹ce dolinom rzek: Kamionki i Sêpolenki buduj¹ powierzchnie, które zajmuj¹ niewielki obszar. Szlak sandrowy wzd³u¿ doliny (przekszta³conej rynny) Sêpolenki charakteryzuje zmienna mi¹¿szoœæ osadów (piasków i piasków ¿e ¿wirami) od 2,5 do 10,0 m (okolice punktu dok. 22). Ten szlak sandrowy wykazuje, wed³ug Niewiarowskiego i Pasierbskiego (2003a) nierówn¹ powierzchniê sp¹gow¹. Na obszarze arkusza Sêpólno Krajeñskie jest nieznacznie wciêty w wysoczyznê morenow¹ (1–3 m) i taki charakter zachowuje on te¿ na obszarze badañ. Sandr w dolinie Kamionki wykazuje równie zró¿nicowan¹ mi¹¿szoœæ od 1 do 8 m (Niewiarowski i Pasierbski, 2003a). W punkcie dokumentacyjnym 1 mi¹¿szoœæ wynosi 3,4 m. Sandr ten buduj¹ g³ównie piaski ró¿noziarniste z licznymi wk³adkami ¿wirów. Powierzchnie obu szlaków sandrowych z tych dolin przechodz¹ w powierzchniê sandru Brdy. Wed³ug Pasierbskiego (2003) s¹ to kopalne powierzchnie sandrowe. Mia³y one byæ przykryte przez l¹dolód zlodowacenia Wis³y w czasie jego lokalnego awansu w subfazie krajeñskiej. W obni¿eniu rozdzielaj¹cym wysoczyznê pomiêdzy Klonowem i Such¹ zidentyfikowano utwory piaszczyste, wodnolodowcowe, zwi¹zane z sandrem Brdy. Mog¹ one byæ œladem odp³ywu wód z kierunku wschodniego. Utwory te znajduj¹ swoj¹ kontynuacjê na s¹siednim obszarze (Heliasz i Ostafi- czuk, 2005b). Rozpoznana mi¹¿szoœæ piasków sandrowych w tej czêœci rejonu badañ to6mwpunkcie dokumentacyjnym 26. W okolicach Nowego Dworu powierzchnia sandru Brdy podcina wysoczyznê morenow¹, co zaznacza siê wyraŸn¹ krawêdzi¹. W jej pobli¿u, w punkcie dokumentacyjnym 83, stwierdzono, w brze¿nej czêœci sandru, co najmniej 6 m piasków. Piaski i ¿wiry rynien subglacjalnych wyró¿niono w sposób umowny, dla podkreœle- nia powszechnoœci wystêpowania tych form, w szczególnoœci tych s³abo zaznaczaj¹cych siê w rzeŸbie, pogrzebanych i „bezjeziornych” lub przekszta³conych. W nawi¹zaniu do interpretacji Morawskiego (2004) s¹ to osady wodnolodowcowe, którymi wype³nione zosta³y rynny jeszcze w warunkach subglacjalnych,

53 jak i osady sandrowe osadzone na lodzie konserwuj¹cym rynny, a po jego wytopieniu odtwarzaj¹ce ich kszta³t i przebieg. Tak wiêc jest to wydzielenie w którym po³¹czone zosta³y osady ró¿nowiekowe, pochodz¹ce z glacjacji, jak i deglacjacji obszaru. Jak zaznaczono wczeœniej ma to jednak swe uzasadnienie geomorfologiczne. Osady rynnowe wystêpuj¹ powszechnie na obszarze arkusza, skupiaj¹c siê w centralnej czêœci, w miejscu po³¹czenia rynny byszewskiej z rynn¹ strzy¿yñsk¹ i zarazem przeciêcia ich z rynnami wykorzy- stywanymi przez rzekê Brdê. Poza tym utwory te powszechne s¹ na obszarze sandru Brdy, podkreœlaj¹c pogrzebany, s³abo widoczny system rynien o kierunku NW–SE oraz system w¹skich, krótkich rynien zo- rientowanych równole¿nikowo. Opisywane osady wykszta³cone s¹ generalnie jako piaski drobno- i œred- nioziarniste oraz ró¿noziarniste z wk³adkami mu³ków i ¿wirów . Mi¹¿szoœci utworów zdeponowanych w rynnach s¹ zmienne (punkt dok. 82 — 3,1 m), jednak zazwyczaj przekraczaj¹ kilkanaœcie metrów (punkt dok. 7 — powy¿ej 10, 5 m). W osi rynny byszewskiej (otw. 58) ich mi¹¿szoœæ przekracza 36 m. Kontakt utworów wodnolodowcowych zalegaj¹cych na powierzchni wysoczyzny oraz w rynnach subglacjalnych dokumentuj¹ odkrywki w Suchej (punkty dok.: 50 i 52). S¹ tam ods³oniête piaski drobno- i œred- nioziarniste ze ¿wirami, niekiedy lekko gliniaste, ¿ó³te i jasnobr¹zowe. Dominuj¹ warstwowania rynnowe i horyzontalne, dosyæ czêsto wystêpuj¹ równie¿ piaski masywne. Stwierdzona mi¹¿szoœæ to 4,5–8,0 m. Gliny piaszczyste, gliny py³owate i piaski py³owate wodnomorenowe i wytopiskowe s¹toosady wytopione z lodów konserwuj¹cych obni¿enia ró¿nej genezy oraz zakumulowane na martwym lodzie podczas szar¿y (patrz rozdzia³: „Rozwój budowy geologicznej”) i nastêpnie zdeponowane w obni¿eniach razem z materia³em wytopionym z martwego lodu. Jest to wiêc sytuacja podobna do opisanej wy¿ej dla rynien subglacjalnych, jednak osady te scharakteryzowane zo- stan¹ osobno ze wzglêdu na ró¿nice w litologii. Przewa¿aj¹ w nich bowiem gliny piaszczyste i gliny py³owate, br¹zowe i szare, z du¿¹ iloœci¹ ¿wirków. Miejscami gliny piaszczyste przechodz¹ w piaski mu³kowate. Dosyæ czêste s¹ te¿ wk³adki piasków drobno- i œrednioziarnistych, niekiedy mu³kowatych. £¹cznie osady wype³niaj¹ce obni¿enie o charakterze przemodelowanej egzaracyjnie rynny subglacjalnej na przedpolu moreny czo³owej w okolicy £¹ska Wielkiego maj¹ mi¹¿szoœæ przekraczaj¹c¹ 15 m (przekrój geologiczny A–B), ale podobne osady wype³niaj¹ce depresjê koñcow¹ „Bagno G³usza” osi¹gaj¹ jedynie do 3 m mi¹¿szoœci. W wy¿ej podanych zakresach zmieniaj¹ siê mi¹¿szoœci osadów zdeponowanych w pozosta³ych obni¿eniach, do których zaliczono: zag³êbienia po martwym lodzie w okolicach: Pruszcza, M¹kowarska i Gostycyna, depresje glacjalne pomiêdzy Dziedzinkiem a M¹kowarskiem, pogrzeban¹ rynnê subglacjaln¹ w okolicach Bys³awka i Lucimia oraz szereg mniejszych obni¿eñ. Piaski i ¿wiry rzeczne tarasów nadzalewowych 3,0–5,0 m n.p. rzeki wyró¿niono w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza w dolinach rzek: Kamionki i Brdy. W dolinie Kamionki tarasy nadzalewowe wystêpuj¹ w czêœci gdzie przep³ywa ona przez obszar sandru Brdy, a tak¿e wy¿ej

54 w okolicy Gostycyna. W dolinie Brdy wyró¿niono takie powierzchnie, tu¿ powy¿ej ujœcia Kamionki do Brdy. Mo¿liwym jest i¿ tarasy nadzalewowe wystêpuj¹ tak¿e poni¿ej w ci¹gu doliny Brdy i s¹ obecnie zalane wodami Zalewu Koronowskiego. Generalnie s¹ to niewielkiej powierzchni, fragmentarycznie zachowane tarasy, wzniesione oko³o 3,0–5,0 m n.p. rzeki. Pozosta³e fragmenty zniszczone zosta³y przez erozjê boczn¹ rzek: Kamionki i Brdy, które cechuj¹ siê na tych odcinkach zakolowym i meandrowym uk³adem koryta. Osady buduj¹ce tarasy nadzalewowe s¹ to: piaski œrednio- i gruboziarniste, bia³awe, jasnoszare i szare, ze ¿wirami. Mi¹¿szoœæ opisywanych osadów nie jest znana, nie przekracza jednak kilku metrów. Tarasy nadzalewowe w dolinie Brdy po³o¿one s¹ na wysokoœci 85,0–88,0 m n.p.m., a w dolinie Kamionki 86,0–92,0 m n.p.m. w czêœci po³o¿onej na sandrze i 97,0–101,0 m n.p.m. w rejonie Gosty- cyna. Tarasy z doliny Brdy mo¿na czêœciowo ³¹czyæ z tarasem II i III wyró¿nionym przez Galona (1953), ale trzeba te¿ zaznaczyæ, i¿ autor ten przypisywa³ im m³odszy, holoceñski wiek (Galon, 1968).

b. Czwartorzêd nierozdzielny

Gytie wystêpuj¹ w wielu miejscach na obszarze arkusza Gostycyn jak np. w rynnie strzy- ¿yñskiej (Noryœkiewicz, 1982), rynnie byszewskiej, wytopiskach (zachowanych fragmentach rynien) w rejonie Dziedzinka, M¹kowarska i £¹ska Wielkiego. Rozpoznano je tak¿e w dolinie rzeki Sêpolenki (Pasierbski, 1994). Przykrywaj¹ je torfy o mi¹¿szoœci œrednio 2–3 m, miejscami 4–5 m. S¹ to gytie organiczne, wêglanowo-organiczne, wêglanowe, ilaste, szare, ciemnoszare, miejscami czarne. W gy- tiach czêsto spotyka siê skorupki œlimaków. W brze¿nych partiach osady te czêsto s¹ prze³awicone cienkimi laminami piasków, piasków pylastych, a w partiach dolnych torfów. Mi¹¿szoœæ samych gytii wynosi najczêœciej do 3–4 m, choæ s¹ miejsca gdzie jest ich wiêcej. S¹ to osady jeziorne. We wczeœniejszych pracach (Butrymowicz, 1978b; Uniejewska i in., 1979) gytie zaliczano do holocenu. Pojedyncze opracowania (Kêpczyñski, 1958) wskazywa³y jednak¿e, i¿ akumulacja gytii zachodzi³a tak¿e przed holocenem. Nowsze wyniki badañ i prac dokumentacyjnych (Noryœkiewicz, 1982; Nowaczyk, 1994; Niewiarowski i Pasierbski, 2003a, b oraz Winter, 2006) wykaza³y, ¿e pochodz¹ one zarówno z póŸnego glacja³u (w czêœci dolnej), jak i holocenu w partiach górnych. Przewa¿nie przykryte s¹ holoceñskimi torfami. Badania palinologiczne gytii w rejonie Zamrzenicy pozwoli³y okreœliæ pocz¹tek ich sedymentacji na alleröd (Noryœkiewicz, 1982). Wiek próbki gytii ilastych pobranych z ich sp¹gu (10,4–10,5 m) na podstawie datowania 14C okreœlony zosta³ na 12020±350 lat BP. Po uwzglêdnieniu wszystkich danych Noryœkiewicz podaje, i¿ sp¹gowa czêœæ profilu powsta³a ju¿ w starszym dryasie. PóŸnoglacjalny (póŸnovistuliañski) wiek pocz¹tku sedymentacji gytii potwierdzaj¹ tak¿e datowania radiowêglowe dwóch próbek pobranych w rejonie Bys³awka z punktu dokumentacyjnego 8 (fig. 2). Próbki pobrane ze sp¹gowej partii tych osadów (7,95–7,98 i 8,12–8,15 m) da³y wynik: 12110±60 i 13340 ±70 lat BP

55 (Goslar, 2005). Wskazywa³oby to na pocz¹tek rozwoju sedymentacji jeziornej, a poœrednio te¿ na wytopienie bry³ martwego lodu w rynnach, w tym rejonie, w najstarszym dryasie i böllingu, a lokalnie w starszym dryasie. Jednak¿e badania palinologiczne (Winter, 2006) tych utworów wskazuj¹ raczej na alleröd–m³odszy dry- as, a wiêc daty radiowêglowe by³yby postarzone. W punkcie dokumentacyjnym 8 w sp¹gowej czêœci gytii zaobserwowano cienk¹, kilkucentyme- trow¹ wk³adkê torfów i detrytusu roœlinnego (korzonki, ³odygi roœlin). Jest to zgodne z obserwacjami innych autorów (Nowaczyk, 1994) i zdaje siê wskazywaæ, ¿e w pierwszej fazie wytapiania bry³ martwego lodu, w³aœnie na jego powierzchni tworzy³y siê p³ytkie zbiorniki wodne, w których pocz¹tkowo nastêpowa³a akumulacja torfów. Po ca³kowitym wytopieniu lodu zbiorniki uleg³y wzglêdnie szybkie- mu pog³êbieniu i mo¿liwa by³a akumulacja jeziorna gytii. Œrodkowe i górne partie gytii (w punkcie dokumentacyjnym 8) osadza³y siê ju¿ w holocenie (Winter, 2006). Piaski py³owate i piaski zwietrzelinowe (eluwialne) powsta³y w wyniku wietrzenia przede wszystkim glin zwa³owych. Na wysoczyznach tworz¹ niewielkie p³aty bezstruktu- ralnych utworów o mi¹¿szoœci do2mzlokalnymi skupieniami bruku i ¿wirów. P³aty osadów eluwial- nych rozpoznano na po³udnie od Cierplewa i Lucimia. Gliny piaszczyste i piaski deluwialne. Osady zboczowe tego typu wystêpuj¹ g³ównie w suchych dolinkach denudacyjnych rozcinaj¹cych krawêdzie i sk³ony wysoczyzn lodowcowych. Rozpoznano je tak¿e w ró¿nego rodzaju zag³êbieniach na powierzchni wysoczyzn. S¹ to osady powsta³e od koñca póŸnego glacja³u, w czasie morfogenezy peryglacjalnej, a¿ do czasów wspó³cze- snych, g³ównie na skutek przyspieszonej denudacji po wyciêciu lasów oraz przemieszczeniu gleby w dó³ stoków w zwi¹zku z uprawami rolnymi. Litologia tych osadów zale¿y od budowy geologicznej otoczenia. Najczêœciej s¹ to gliny piaszczyste i piaski, czêsto bezstrukturalne, ale te¿ i laminowane, miejscami z wk³adkami mu³ków, piasków pylastych i domieszk¹ czêœci humusowych. Mi¹¿szoœæ ich jest ró¿na, zale¿na od morfologii terenu — na zboczach mniejsza, u podnó¿a stromych zboczy wiêk- sza. Najczêœciej mi¹¿szoœæ deluwiów nie przekracza 2 m. Piaski deluwialne wyró¿niono na powierzchni sandrowej. Wype³niaj¹ one liczne, choæ niekiedy ma³e formy wytopiskowe, tam gdzie zaznaczaj¹ siê du¿e deniwelacje miêdzy powierzchni¹ sandru a ich dnem, niekiedy do 8–10 m. Obecnie osady te s¹ tak¿e akumulowane, czemu sprzyjaj¹ wspomniane deniwelacje. W piaskach tych spotyka siê miejscami znaczn¹ domieszkê humusu i detrytusu roœlinnego. Piaski i mu³ki sto¿ków nap³ywowych zwi¹zane s¹ z dzia³alnoœci¹ wód okresowych, sporadycznie p³yn¹cych dolinkami denudacyjnymi. Sto¿ki nap³ywowe powstaj¹ u wylotu dolinek, w miejscach zmiany spadku ich profilu pod³u¿nego. Pod wzglêdem litologicznym dominuj¹ w tych osadach piaski i mu³ki, miejscami z przewarstwieniami py³owatymi. Ich mi¹¿szoœæ, wynosz¹ca zwykle

56 do 1,5–2 m, mo¿e niekiedy wzrastaæ. Niektóre z tych form s¹ doœæ czytelne na podk³adach topograficz- nych. Wiêksze partie i skupienia osadów tego typu zarejestrowano w rejonie: doliny rzeki Kamionki, No- wego Dworu (na sandrze Brdy) oraz w rynnie byszewskiej w okolicach Buszkowa. Mniejsze sto¿ki nap³ywowe rozpoznano na po³udnie od Klonowa, w okolicach Cierplewa, Luciamia i Pruszcza.

c. Holocen

Na obszarze arkusza Gostycyn wœród osadów holoceñskich dominuj¹ utwory bagienno-jeziorne, które powsta³y w wyniku zanikania zbiorników wodnych. Mniejsze znaczenie maj¹ osady wype³niaj¹ce ró¿norodne obni¿enia i utwory rzeczne. Piaski rzeczne den dolinnych wystêpuj¹ odcinkowo jedynie wzd³u¿ wiêkszych rzek, takich jak: Kamionka, Sêpolenka i Brda, buduj¹c ich najni¿szy taras. Na obszarze arkusza Go- stycyn w dolinach tych rzek jest tylko jeden poziom akumulacyjny po³o¿ony 1,0–3,0 m nad poziom wody w korycie. Na s¹siaduj¹cym od po³udnia obszarze arkusza Koronowo, Listkowska (1988) wy- ró¿ni³a trzy tarasy holoceñskie (1 — wy¿szy, nadzalewowy; 2 — œredni; 3 — ni¿szy, zalewowy). Na obszarze arkusza w Dolinie Brdy tarasy holoceñskie s¹ prawie w ca³oœci zalane przez cofkê Zalewu Koronowskiego i st¹d wiele terenów jest w tej chwili niedostêpna do obserwacji. Holoceñskie osady rzeczne to przewa¿nie piaski œrednio- i ró¿noziarniste, miejscami z przewarstwieniami ¿wirów, warstwowane, wysegregowane i przemyte, szare, ¿ó³toszare i br¹zowo-szare. Miejscami w osadach tych spotyka siê cienkie wk³adki mu³ków, a w mniejszych dolinkach w obrêbie wysoczyzny (zw³aszcza w brze¿nych ich partiach) znaczne domieszki czêœci humusowych i osadów deluwialnych. Mi¹¿szoœæ tych utworów wynosi zazwyczaj kilka, a najczêœciej 3–4 m. Galon (1968) pocz¹tek procesów holoceñskiej akumulacji osadów rzecznych odnosi³ do okresu preborealnego. W dolnym odcinku Doliny Brdy Galon (1968) wyró¿nia³ cztery poziomy tarasów ho- loceñskich, erozyjno-akumulacyjnych, nawi¹zuj¹cych do poziomów w dolinie dolnej Wis³y. Namu³y piaszczyste den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych s¹ to piaski o zró¿nicowanej frakcji z wk³adkami mu³ków i domieszk¹ detrytusu roœlinnego, o szarej barwie. Mi¹¿szoœæ ich jest niewielka — do 2–2,5 m. Piaski humusowe najczêœciej s¹ to piaski drobnoziarniste, czêsto pylaste lub mu³kowate z du¿¹ domieszk¹ czêœci organicznych (materia³ fitogeniczny czêœciowo roz³o¿ony) lub nawet cienkimi wk³adkami torfów szarych i ciemnoszarych. Wype³niaj¹ one zag³êbienia bezodp³ywowe na wysoczy- Ÿnie polodowcowej i sandrze Brdy. Miejscami osady te akumulowane s¹ tak¿e w dnach dolin rzecznych lub rynnach lodowcowych, jednak ze wzglêdu na czytelnoœæ mapy tych utworów w sytuacjach takich nie zaznaczano. Mi¹¿szoœæ piasków humusowych jest niewielka, na ogó³ siêga do 1–1,5 m, miejscami 2 m. Osady te spotykane s¹ czêsto na obszarze arkusza Gostycyn. Po³o¿one s¹ one na ró¿nych

57 osadach i ró¿nych wysokoœciach m.in. w okolicach: Wilcza, zag³êbienia koñcowego „Bagno G³usza”, Gostycyna, Bagienicy, Klonowa, M¹kowarska, Lucimia, Sokoli-KuŸnicy i Bys³awka. Namu³y torfiaste den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych s¹to utwory organiczne (torfy) i mineralne (mu³ki, i³y i piaski py³owate) o ciemnoszaro-brunatnej barwie. Po- wsta³y one w wyniku jednoczesnego oddzia³ywania dwóch procesów, tj. namywania przez okresowe p³yn¹ce wody czêœci mineralnych oraz akumulacji bagiennej. Mi¹¿szoœæ ich jest niewielka (do 2–2,5 m). Torfy wystêpuj¹ doœæ powszechnie na wysoczyŸnie i sandrze Brdy, w zag³êbieniach bezodp³ywowych, obni¿eniach mis jeziornych, dnach rynien subglacjalnych, a tak¿e dawnych odcinkach dolin rzecznych. W brze¿nych partiach tych zag³êbieñ w torfach pojawiaj¹ siê wk³adki: piasków drobnoziarnistych i py³owatych oraz mu³ków. Na obszarze badañ wystêpuj¹: torfy trzcinowe, turzycowo-trzcinowe, drzewno-trzcinowe i sfagnowe, czarne i brunatnoczarne, o zmiennej mi¹¿szoœci, najczêœciej 2–3 m, miejscami tylko dochodz¹cej do 4–5 m. Pocz¹tek tworzenia siê torfów na wysoczyŸnie i sandrze mo¿e lokalnie przypadaæ na schy³ek plejstocenu (póŸny vistulian) lub pocz¹tek holocenu. Wskazuj¹ na to prace z obszarów przyleg³ych (Kêpczyñski, 1958; Nowaczyk, 1994; Lamentowicz i in., 2006). Akumulacja torfów buduj¹cych wspó³czesne torfowiska w pradolinie Noteci-Warty rozpoczê³a siê w m³odszym dryasie (Uniejewska i in., 1979). Torfy pochodz¹ce z punktu dokumentacyjnego 8 zosta³y okreœlone jako holoceñskie (Winter, 2006). S¹ to osady bagienne dokumentuj¹ce istnienie zarastaj¹cych jezior lub trzêsawisk.

B. TEKTONIKA I RZEBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU

j kredy i paleogenu (w czG³ównymi elementami strukturalnymi podkenozoicznego, tzw. „sztywnego pod³o¿a”, s¹: antyklinorium pomorskie i synklinorium pomorskie (Dadlez, 1987, 1998, 2001; Raczy- ñska, 1987). Obie te jednostki maj¹ rozci¹g³oœæ NW–SE. Obszar badañ po³o¿ony jest na wschodnim skrzydle antyklinorium i zachodnim skrzydle synklinorium (fig. 4). Antyklinorium pomorskie stanowi pó³nocno-zachodni fragment antyklinorium œrodkowopolskiego, zaœ synklinorium pomorskie stanowi pó³nocno-zachodni¹ czêœæ synklinorium brze¿nego. Powstanie antyklinorium i synklinorium nast¹pi³o na prze³omie górneasie fazy laramijskiej) i stanowi³o koñcowy akcent w rozwoju szeregu basenów sedymentacyjnych bruzdy duñsko-polskiej (Jaskowiak-Schoeneichowa, 1987; Raczyñska, 1987). PóŸniejsze obni¿- aj¹ce i wypiêtrzaj¹ce ruchy tektoniczne zachodzi³y w paleogenie i neogenie (£yczewska, 1964; Piwocki, 2004; Piwocki i in., 2004). Niektórzy autorzy wi¹¿¹ te póŸniejsze ruchy z tektonik¹ soln¹, zw³aszcza w obrêbie wa³u pomorskiego (Marek i Dadlez, 1974). W granicach antyklinorium i jego bliskim s¹siedztwie wyró¿nione zosta³y tzw. lokalne elementy strukturalne, zwi¹zane z istniej¹cymi w g³êbszym pod³o¿u poduszkami i wa³ami solnymi — struktury tzw. ³agodnej tektoniki solnej (Dadlez, 1987). Takie struktury solne wyró¿niono równie¿ w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza Gostycyn (fig. 4). Pocz¹tek kszta³towania siê struktur

58 solnych przypada na póŸny trias (Dadlez, 1987). Jest doœæ prawdopodobne, ¿e elewacje pod³o¿a pod- czwartorzêdowego po³o¿one nad strukturami solnymi podlega³y powolnemu podnoszeniu tak¿e w czwar- torzêdzie. Dotyczyæ to mo¿e tak¿e elewacji wiêcborskiej (Niewiarowski i Pasierbski, 2003a). Listkowska (1988) przypuszcza, ¿e odnosi siê to równie¿ do wypiêtrzenia utworów neogenu w okolicach Koronowa. W przypadku synklinorium pomorskiego tektonika solna nie odgrywa³a wa¿nej roli. Wa³ pomorski i nieckê pomorsk¹ buduj¹ utwory permu, triasu, jury i kredy (Raczyñska, 1987). Tworz¹ one tzw. pokrywowy kompleks strukturalny. Pod permo-mezozoikiem wystêpuj¹ dwa starsze, paleozoiczne kompleksy, które zosta³y uformowane strukturalnie w orogenezach: kaledoñskiej i wa- ryscyjskiej. Silnie zaburzone kaledoñskie piêtro strukturalne obejmuje utwory ordowiku i syluru dolnego. W czasie waryscyjskich ruchów orogenicznych zosta³o uformowane, w formie pokrywy, piêtro m³odsze obejmuj¹ce utwory: górnosylurskie, dewoñskie i karboñskie. Cech¹ wg³êbnego pod³o¿a jest jego rozbicie na bloki wyd³u¿one w kierunku NW–SE (Po¿aryski i in., 1982). Utwory cechsztynu deponowane by³y pocz¹tkowo na pod³o¿u powaryscyjskim. Powierzchnia tego pod³o¿a by³a speneplenizowana. W dalszym etapie rozwin¹³ siê tu basen sedymentacyjny (bruzda duñsko-polska), który przetrwa³ praktycznie do koñca kredy. Obszar niecki pomorskiej le¿a³ g³ównie w brze¿nych partiach kolejnych basenów sedymentacyjnych w okresie permu i mezozoiku. Te partie basenu odznacza³y siê du¿¹ ruchliwoœci¹ dna a co za tym idzie zmiennoœci¹ procesów sedymentacyjnych. Synsedymentacyjne dzia³anie niektórych uskoków, powodowa³o znaczny wzrost mi¹¿szoœci niektórych piêter (Dadlez, 1976). Z kolei obszar wa³u pomorskiego zbli¿ony by³ do osi basenów sedymentacyjnych. Jednak i tu dochodzi³o do zmian warunków sedymentacji osadów na skutek ruchów dna basenów (Raczyñska, 1987). Tektonika niecki pomorskiej i wa³u pomorskiego jest poligeniczna, w du¿ej mierze synsedymen- tacyjna (Dadlez, 1976, 1987). Ma charakter potomny wobec planu strukturalnego starszego pod³o¿a. Zaanga¿owanie tektoniczne kompleksu permo-mezozoicznego w tych jednostkach strukturalnych jest zró¿nicowane. W g³êbszych partiach obejmuj¹cych perm i trias istnieje szereg uskoków o rozci¹g³oœciach nawi¹zuj¹cych do rozci¹g³oœci antyklinorium i synklinorium pomorskiego, tj. NW–SE lub niewiele od niej odbiegaj¹cych (Dadlez, 1987). Istniej¹ te¿ pojedyncze uskoki dochodz¹ce do utworów jury dolnej (Ja- kubiak i Wojas, 1983). Znacznie mniej jest uskoków, które przecinaj¹ ca³y kompleks permo-mezozoiczny. Jeden z nich po³o¿ony jest nieco na pó³noc od terenu badañ i przebiega od Chojnic w kierunku Tucholi. W rejonie Tucholi towarzyszy mu tak¿e uskok poprzeczny (fig. 4). Obraz ten jest czêœciowo po- twierdzony w rejonie Bagienica–Pruszcz–M¹kowarsko–Kadzionka. Przeprowadzona reinterpretacja danych geofizyki sejsmicznej dla tematu realizowanego przez Kasiñskiego (1989) da³a nastêpuj¹ce wyniki: w sp¹gu utworów cechsztynu mo¿na przeœledziæ dwie dyslokacje o charakterze regionalnym i orientacji NW–SE, które jednak nie daj¹ efektów sejsmicznych w utworach mezozoicznych. Ponadto

59 stwierdzono, i¿ strop utworów mezozoiku doœæ stromo zapada w kierunku pó³nocno-wschodnim, tj. w kierunku centrum synklinorium pomorskiego. Uk³ad dyslokacji potwierdzaj¹ dane geofizyczne. Na powsta³ych w oparciu o interpretacjê grawimetryczno-magnetyczn¹ (Cieœla i Wybraniec, 1995) „Mapach geofizycznych elementów strukturalnych 1:200 000”, w obrêbie granic arkusza Gostycyn mo¿emy przeœledziæ przebieg linii Szczecin–Byd- goszcz–Inowroc³aw pokrywaj¹cej siê z konwencjonaln¹ granic¹ wa³–niecka pomorska (Raczyñska, 1987) w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arkusza. Dalej widaæ tu trzy linie oznaczaj¹ce nieci¹g³oœci (kontakty i/lub dyslokacje) o kierunku NW–SE. Pierwsza biegn¹ca od Gostycyna do Cierplewa pokrywa siê z lini¹ oznaczaj¹c¹ uskok w utworach permu i triasu (Dadlez, 1987; Raczyñska, 1987). Dwie kolejne po³o¿one s¹ bardziej w kierunku pó³nocnym i pó³nocno-wschodnim — w rejonie Minikowa i Bys³awka. Linie o takiej lokalizacji nie by³y znaczone w opracowaniu Raczyñskiej (1987). Nale¿y s¹dziæ, i¿ s¹ to, podobnie jak linia poprzednia, lokalizacje uskoków w sp¹gu pokrywy permo-mezozo- icznej. Od pó³nocy z okolic Tucholi wkraczaj¹ dwa uskoki poprzeczne o rozci¹g³oœci SW–NE, znane wczeœniej (Dadlez, 1987; Raczyñska, 1987), lecz nale¿y zaznaczyæ, i¿ obecnie przypisuje siê im wiêkszy zasiêg. Przecinaj¹ one tak¿e utwory kredowe. W rejonie Buszkowa–Wilcza–Dziedzinka zarejestrowano osie lokalnych, ujemnych anomalii grawimetrycznych (Twarogowski i Petecki, 2005). Lamparski (1983) we wschodniej czêœci obszaru badañ, w obrêbie serii paleogenu i neogenu, widzia³ mo¿liwoœæ wystêpowania struktur o charakterze blokowym. Mia³y one tworzyæ siê na prze³omie oligocenu i miocenu oraz miocenu i pliocenu a nawet w pliocenie. Struktury te, wed³ug Lamparskiego (1983) maj¹ byæ ograniczone uskokami wychodz¹cymi z utworów kredowych. Wed³ug Heliasza i Ostafi- czuka (2005a) na powierzchni podczwartorzêdowej s¹siaduj¹cego od wschodu obszaru arkusza Lubiewo manifestuj¹ siê one, miêdzy innymi wystêpowaniem krawêdzi o wysokoœci kilkunastu czy kilkudziesiêciu metrów i maj¹ naœladowaæ przebieg struktur uskokowych stwierdzonych w osadach mezozoiku. Na obszarze arkusza Gostycyn brak jest danych potwierdzaj¹cych pogl¹dy Lamparskiego (1983). Jednak nie mo¿na te¿ ca³kowicie takiej koncepcji odrzuciæ. Deniwelacje w po³o¿eniu stropu utworów kredowych na terenie badañ, stwierdzone otworami wiertniczymi, dochodz¹ do 80 m na przestrzeni 14,5 km (pomiêdzy otw. 8 a otw. 61). Ukszta³towanie stropu kredy mo¿na jednak tu wyt³umaczyæ erozj¹ lub ogól- niej denudacj¹. Podobnych danych dostarczaj¹ wyniki badañ geofizycznych z zachodniej czêœci obszaru arkusza (wzd³u¿ kierunku Dziedno–Pruszcz) prowadzone przy okazji poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego, które wskazuj¹ na raczej ³agodne ukszta³towanie stropu utworów kredowych, bez stref uskokowych (Jaku- biak i Wojas, 1983). Inn¹ kwesti¹ do wyjaœnienia pozostaje sprawa jak ukszta³towanie pod³o¿a podkenozoicznego wp³ywa³o na powstawanie zaburzeñ glacitektonicznych w obrêbie utworów paleogenu i neogenu. Na podstawie analizy przekroju geologicznego A–B i tablicy III, zw³aszcza w rejonie otworów wiertni-

60 czych dochodz¹cych do utworów kredy, widaæ, i¿ glacitektonicznie mo¿e tu byæ zaanga¿owany ca³y neogen i du¿a czêœæ paleogenu. Mo¿na wiêc za³o¿yæ, i¿ powierzchnia stropowa utworów kredowych stanowi³a pewn¹ „bazê oporow¹” i przyczyni³a siê do rozwoju zaburzeñ w utworach podczwartorzêdo- wych. Na ile to za³o¿enie jest trafne, trudno w tej chwili daæ odpowiedŸ. Jasnej odpowiedzi na t¹ kwestiê nie przedstawi³ równie¿ Lamparski (1983). Do opracowania szkicu ukszta³towania stropu utworów bezpoœredniego pod³o¿a czwartorzêdu (tabl. II)i zasiêgu wydzieleñ geologicznych wykorzystano dane archiwalne, dane geofizyki elektrooporowej (M¿yk, 2004), fragmenty szkiców zamieszczonych w opracowaniach: Listkowskiej (1988), Kasiñskiego (1989), Maciejewskiej i innych (1990), Niewiarowskiego i Pasierbskiego (2003a), Heliasza i Ostaficzuka (2005a) oraz dane z Mapy geologicznej Polski 1:200 000, arkusz Chojnice (Butrymowicz, 1978a). Powierzchnia podczwartorzêdowa, pierwotnie denudacyjna, zosta³a znacznie przekszta³cona w wyniku erozji wód lodowcowych, subglacjalnych, rzecznych, egzaracji lodowcowej i procesów glacitektoniki. Obecnie powierzchnia ta wznosi siê w granicach 10–110 m n.p.m. W zachodniej czêœci obszaru arkusza powierzchnia stropowa utworów podczwartorzêdowych wyniesiona jest miejscami do 90–100, a nawet 110 m n. p. m. Strop utworów neogenu w tej czêœci terenu badañ buduj¹ ilaste utwory formacji poznañskiej, mu³kowo–ilaste z wêglem brunatnym utwory formacji krajeñskiej oraz piaszczysto–mu³kowe formacji gorzowskiej. Znaczne wyniesienie stropu utworów neogenu mo¿na obserwowaæ na zachód i na po³udnie od Gostycyna, na zachód od Pruszcza, w okolicach M¹kowarska, Lucimia i Dziedzinka. Wysokoœci te dobrze nawi¹zuj¹ do poziomu po³o¿enia stropu utworów neogenu na obszarze po³o¿onym na zachód, bardziej w centralnej czêœci Pojezierza Krajeñskiego, a tworz¹cych tam tzw. elewacjê wiêcborsk¹ (Niewiarowski i Pasierbski, 1999; Pasierbski, 2003). Powierzchnia tej elewacji (stropu utworów neogeñskich) po³o¿ona jest œrednio na wysokoœci 70–80 a lokalnie 90 m n.p.m. Jest ona ma³o zró¿nicowana, w zasadzie rozciêta jest tylko jednym obni¿eniem o po³udnikowym przebiegu (obni¿enie sêpoleñskie). Rozciêcie to ma g³êbokoœæ 40–50 m. Zachodnia czêœæ pod³o¿a podczwar- torzêdowego na obszarze arkusza Gostycyn by³aby wiêc czêœci¹ tej elewacji. Niewiarowski i Pasierbski (2003a) uwa¿aj¹, i¿ w centralnej czêœci Pojezierza Krajeñskiego pod³o¿e poczwartorzêdowe buduj¹ osady pliocenu. Z kolei w obni¿eniu sêpoleñskim ods³aniaj¹ siê utwory miocenu. Utwory pliocenu wystêpuj¹ te¿ w formie porwaków w rejonie Sêpólna Krajeñskiego i Komierówka. Utwory te s¹ w znacznej czêœci zaburzone glacitektonicznie. Takie ukszta³towanie pod³o¿a czwartorzêdu wed³ug tych autorów rzutowa³o na sposób wykszta³cenia osadów plejstoce- ñskich. Wed³ug Pasierbskiego (2003) wysokie zaleganie stropu utworów neogeñskich w obrêbie tej elewacji mo¿e byæ zwi¹zane z tektonik¹ soln¹ lub z glacitektonik¹.

61 Œledz¹c budowê wewnêtrzn¹ utworów podczwartorzêdowych (przekrój geologiczny A–B) widaæ wyraŸnie, i¿ ca³y kompleks utworów neogeñskich i znaczna czêœæ kompleksu utworów paleogeñskich jest zaburzona glacitektonicznie. Nowych danych na ten temat dostarczy³y badania geofizyki elektrooporowej (M¿yk, 2004) oraz analiza pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego (Twarogowski i Pe- tecki, 2005). W okolicach Gostycyna zwraca uwagê „wt³oczenie” serii formacji gorzowskiej w seriê formacji krajeñskiej. W rejonie doliny rzeki Sêpolenki i M¹kowarska pakiety utworów formacji gorzowskiej i krajeñskiej u³o¿one s¹ na kszta³t przylegaj¹cych do siebie ³usek (?), rozdzielonych po- wierzchniami odk³uæ (?) lub nasuniêæ(?). Ca³oœæ nachylona jest w kierunku po³udniowym, a wiêc zgodnie z zak³adanym najczêœciej, kierunkiem nasuwania siê l¹dolodów, tj. od pó³nocy. Mo¿na obser- wowaæ tu tak¿e pakiety utworów o nachyleniu przeciwnym. Przyjmuje siê, i¿ to w³aœnie pochylenie w kierunku pó³nocnym powierzchni odk³uæ ³usek jest typowym, najczêœciej spotykanym obrazem zabu- rzeñ glacitektonicznych na Ni¿u Polskim. Obraz rzeŸby pod³o¿a podczwartorzêdowego dope³nia tu pakiet piaszczysto–mu³kowy utworów oligocenu dolnego (formacji czempiñskiej) nasuniêtych na utwory neogenu i najprawdopodobniej miejscami przez nie przykrytego. Seria piaszczysta oligocenu zosta³a jak siê wydaje przesuniêta w kierunku pó³nocnym. Mog³o to byæ spowodowane powstaniem na zapleczu czo³a l¹dolodu skandynawskiego rodzaju kawerny podlodowej, dziêki czemu mog³o dojœæ do kompen- sacji naprê¿eñ pod³o¿a w³aœnie w tym kierunku. Podobne struktury glacitektoniczne by³y przedmiotem badañ na Mazurach w rejonie Or³owa (Morawski, 2004). Tam tak¿e stwierdzono wystêpowanie pakie- tów utworów paleogenu i neogenu o wergencji normalnej i wstecznej do najczêœciej zak³adanego kierunku ruchu l¹dolodu, tj. z pó³nocy. Dziêki badaniom geofizycznym rozpoznano nasuniêcia utworów oligocenu na utwory miocenu. Tego typu struktury nie s¹ wiêc przypadkami jednostkowymi. W ukszta³towaniu stropu utworów paleogenu i neogenu w zachodniej czêœci obszaru arkusza widoczne s¹ trzy obni¿enia. Jedno z nich o przebiegu i ukszta³towaniu wskazuj¹cym na genezê rzeczn¹ — kopalna dolina, znajduje siê w okolicach Gostycyna (przekrój geologiczny A–B). Drugie z nich przypomi- na raczej typ kotliny (po³o¿onej na po³udniowy zachód od Pruszcza i pó³nocny zachód od M¹kowarska). Trzecie rozleglejsze obni¿enie stropu utworów paleogenu i neogenu znajduje siê w okolicach Wilcza i na zachód od £¹ska Wielkiego. Trudno stwierdziæ jaka jest geneza tych obni¿eñ, mo¿e poza tym na zachód od Gostycyna. Tu mamy prawdopodobnie do czynienia z przemodelowan¹ przez wody lodowcowe dolin¹ rzeczn¹ lub odwrotnie z rynn¹ subglacjaln¹ lub dolin¹ wód roztopowych przemodelowan¹ przez rzekê. W pozosta³ych dwóch przypadkach nale¿y zak³adaæ, ¿e obni¿enia te s¹ równie¿ poligenetyczne. Udzia³ w ich powstaniu mog³y mieæ: egzaracja lodowcowa, erozja wód subglacjalnych, glacitektonika oraz erozja wód roztopowych. Wzd³u¿ kierunku Gostycyn–Pruszcz–Buszkowo, na wschodnim krañcu paleogeñskiego i neoge- ñskiego wyniesienia znajduj¹ siê bardziej lub mniej rozleg³e obni¿enia. Pó³nocne z nich po³o¿one na

62 wschód od Gostycyna i na pó³nocny wschód od Pruszcza ma kszta³t niecki szerokiej na 2,5–3 km, otwartej ku po³udniowi. Na wschód od M¹kowarska i Lucimia, g³ównie dziêki badaniom geofizyki elektrooporowej (M¿yk, 2004) rozpoznano kopaln¹ rynnê subglacjaln¹ prawie o po³udnikowym przebiegu. Szerokoœæ tej rynny wynosi 400–500 m, a d³ugoœæ 7–8 km. Rynna ta wciêta jest w powierzchniê utworów paleogenu i neogenu miejscami nawet na 70 m. Dwie kolejne kopalne rynny subglacjalne po³o¿one s¹ w kierunku wschodnim w odleg³oœci 2,5 i 3,5 km (tabl. III). Je równie¿ rozpoznano na podstawie badañ geofizyki elektrooporowej (M¿yk, 2004). W okolicach Buszkowa wystêpuje kolejne obni¿enie w stropie utworów paleogenu i neogenu. Znajduj¹ do niego ujœcie trzy, wy¿ej wymienione, kopalne rynny. Jest ono te¿ po³¹czone z podobnym obni¿eniem z okolic Wilcza. Obni¿enie z rejonu Buszkowa kontynuuje siê w kierunku po³udniowo-wschodnim i przechodzi na obszar s¹siaduj¹cego arkusza Koronowo. Tam jest ono czytelne jeszcze na przestrzeni 7–8 km (Listkowska, 1988). Analizuj¹c budowê geologiczn¹ utworów paleogenu i neogenu w rejonie wymienionych kopalnych rynien subglacjalnych (tabl. III) widaæ, i¿ s¹ one m³odsze od zaburzeñ glacitektonicznych w nich obserwo- wanych. Ich czas powstania mo¿na odnieœæ do pocz¹tku okresu zlodowaceñ œrodkowopolskich. Nie mo- ¿na jednak¿e wykluczyæ, i¿ czêœciowo (w górnych partiach) by³y wykorzystywane póŸniej jako interglacjalne doliny rzeczne. Miejscami w œcianach tych rynien (a niekiedy obserwowane te¿ dalej na stokach wyniesieñ powierzchni podczwartorzêdowej) pokazuj¹ siê wœród utworów œrodkowomioceñskich utwory dolnomioceñskie, co nale¿y wi¹zaæ z zaburzeniami glacitektonicznymi. Pomiêdzy wy¿ej opisanymi rynnami rozci¹gaj¹ siê dwa wyd³u¿one wa³y (tabl. III). Ich powierzchnia, po³o¿ona w najwy¿szych punktach na oko³o 70 i 90 m n.p.m. czêœciowo nawi¹zuje do poziomu stropu utworów paleogenu i neogenu w zachodniej czêœci obszaru arkusza. W przypadku wa³u znajduj¹cego siê w okolicach punktu dokumentacyjnego 39 (tabl. III) widaæ, i¿ jest to odciêty przez ryn- nê fragment wyniesienia powierzchni podczwartorzêdowej. W pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, w rejonie Bys³awka powierzchnia stropu utworów neogenu po³o¿ona jest na wysokoœci 30–70 m n.p.m. Jest ona nachylona generalnie w kierunku po³udniowym. W pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru badañ zaznacza siê obni¿enie o charakterze szerokiej doliny. Obni¿enie to przechodzi czêœciowo z obszaru objêtego granicami arkusza Lubiewo (Heliasz i Ostafi- czuk, 2005a), choæ tam nie jest ono tak czytelne. Bardziej czytelne jest natomiast obni¿enie biegn¹ce z pó³nocy z obszaru arkusza Tuchola (Pikies, 2007a). W okolicach Klonowa obserwuje siê niewielkie wyniesienie powierzchni podczwartorzêdowej. Ma ono wyraŸn¹ kontynuacjê na obszarze arkusza Lu- biewo (Heliasz i Ostaficzuk, 2005a). Na po³udnie od Sokoli-KuŸnicy i na zachód od Cierplewa powierzchnia utworów neogeñskich jest doœæ wyrównana i zalega na wysokoœci 40–50 m n.p.m. Doœæ ciekawie przedstawia siê ukszta³towanie powierzchni utworów podczwartorzêdowych w okolicach Pie- czysk. Od strony zachodniej zarysowuje siê tu wyraŸnie wyniesienie do 70–80 m n.p.m. (np. w punkcie

63 dok. 84 strop neogenu na 79,8 m n.p.m.) Od strony wschodniej zaœ mamy obni¿enie, które na badany teren przechodzi z obszaru arkusza Lubiewo. Tam ma ono kszta³t doœæ szerokiej, wyrównanej doliny (?), po³o¿onej nieco na pó³noc, ale w s¹siedztwie uskoku przecinaj¹cego strop kredy i seriê paleogenu i neogenu (Heliasz, Ostaficzuk, 2005a). Brak szczegó³owej dokumentacji uniemo¿liwia okreœlenie genezy i wieku tych obni¿eñ. Najprawdopodobniej s¹ to formy poligenetyczne — erozyjne, egzaracyjne i prze- modelowane glacitektonicznie. Ogólnie nale¿y stwierdziæ, i¿ w wielu czêœciach obszaru arkusza Gostycyn ukszta³towanie powierzchni stropu utworów paleogenu i neogenu zwi¹zane jest z glacitektonik¹ i egzaracyjn¹ dzia³alno- œci¹ nasuwaj¹cych siê l¹dolodów. Na obszarach s¹siednich sygnalizowali to wczeœniej: Butrymowicz (1978a) i Lamparski (1983). Powierzchnia ta miejscami by³a równie¿ przemodelowywana w wyniku erozji wód lodowcowych i roztopowych, a prawdopodobnie tak¿e rzecznych. Warto te¿ zaznaczyæ, i¿ wprawdzie Listkowska (1986, 1988), Niewiarowski i Pasierbski (2003a) oraz Heliasz i Ostaficzuk (2005a) zwracaj¹ uwagê na wystêpowanie zaburzeñ glacitektonicznych w osadach paleogenu i neogenu na obszarach przez nich badanych, jednak interpretacja geologiczna budowy wg³êbnej przedstawiona przez tych autorów nie wskazuje na tak znaczne zaanga¿owanie tych utworów jak na obszarze arkusza Gostycyn. W utworach czwartorzêdowych równie¿ stwierdzono deformacje spowodowane ruchem i naci- skiem l¹dolodu. Czêœciowo s¹ one „sprzê¿one” z deformacjami utworów paleogeñskich i neogeñskich (dotyczy to starszych formacji glacjalnych), czêœciowo zaœ reprezentuj¹ m³odsze i znacznie ju¿ mniej in- tensywne zaburzenia, zwi¹zane z nasuwaniem siê l¹dolodów kolejnych zlodowaceñ. Generalnie jednak utwory czwartorzêdowe wykazuj¹ znacznie mniejsze zaanga¿owanie glacitektoniczne ni¿ kompleks paleogenu i neogenu. Pozornie pozostaje to w sprzecznoœci z sam¹ ide¹ zaburzeñ glacitektonicznych, któ- rych nasilenie powinno maleæ wraz ze wzrostem g³êbokoœci (si³a zaburzaj¹ca pochodzi z powierzchni, a nie z g³êbi). Utwory paleogenu i neogenu najsilniej zaburzone zosta³y w czasie zlodowaceñ po³udniowopolskich (zlodowaceñ o najwiêkszym zasiêgu, mi¹¿szoœciach l¹dolodu i czasie trwania), a serie glacjalne pochodz¹ce z tego okresu (zapewne równie¿ zaburzone glacitektonicznie) zosta³y zniszczone w okresie interglacja³u wielkiego i podczas nasuwania siê l¹dolodów zlodowaceñ œrodkowopolskich. Poza tym rozwój struktur glacitektonicznych w osadach paleogenu i neogenu „stymulowany” i zarazem ograniczony by³ przez sztywne pod³o¿e mezozoiczne, nie poddaj¹ce siê ju¿ zaburzeniom. M³odsze na- suniêcia l¹dolodów (ze zlodowaceñ œrodkowo- i pó³nocnopolskich) przemodelowywa³y istniej¹ce ju¿ struktury, a pod³o¿e paleogenu i neogenu stanowi³o tutaj „strefê buforow¹” do sztywnego pod³o¿a. Przyj¹æ nale¿y i¿ w najm³odszych seriach glacjalnych (zlodowaceñ: Warty i Wis³y) struktury glacitektoniczne ograniczone s¹ do typowych deformacji w glinach zwa³owych (zawartych w tzw. sp¹gowych warstwach deformacyjnych) i stropowych czêœciach podœcielaj¹cych je utworów wodnolodowcowych.

64 Do tego dodaæ nale¿y zaburzenia glacitektoniczne, krawêdziowe mog¹ce wystêpowaæ na kontakcie sp¹gu glin zwa³owych stadia³u dolnego zlodowacenia Warty z pod³o¿em (tabl. III), spowodowane wkroczeniem l¹dolodu zlodowacenia Warty na obszar o du¿ych deniwelacjach, co mog³o byæ przyczyn¹ (jeszcze przed ca³kowitym pokryciem obszaru przez l¹dolód) rozdzielenia jego czo³a na poszczególne loby o za- siêgu lokalnym. Formami o za³o¿eniach glacitektonicznych s¹ równie¿ moreny czo³owe wystêpuj¹ce w okolicach £¹ska Wielkiego i £¹ska Ma³ego (przekrój geologiczny A–B i tabl. IV). Ich po³o¿enie i budowa wewnêtrzna (na³o¿one na siebie pakiety glin zwa³owych a miejscami piasków) pozwalaj¹ sklasy- fikowaæ je jako moreny czo³owe powsta³e przewa¿nie ze spiêtrzenia. Przejawem „aktywnoœci glacitektonicznej” l¹dolodów s¹ tak¿e kry utworów paleogenu i neogenu wystêpuj¹ce wœród glin zwa³owych praktycznie wszystkich serii glacjalnych. W czêœci tych kier utwory zachowa³y zapewne pierwotn¹ strukturê, ale w czêœci zosta³a ona zaburzona.

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Praktycznie w ca³ym okresie dolnokredowym obszar wa³u pomorskiego by³ basenem o wzmo¿onej subsydencji, w którym gromadzi³y siê osady o du¿ej mi¹¿szoœci (Raczyñska, 1987). W kierunku brzegów basenu (dziœ bêd¹cych nieckami otaczaj¹cymi wa³) mi¹¿szoœæ osadów zbiornika mala³a. W rozwoju fa- cjalnym osadów kredy dolnej obserwuje siê zwiêkszenie zapiaszczenia osadów w kierunku stref brzego- wych. Dopiero w albie dosz³o do wyrównania (ujednolicenia) sedymentacji na obszarze wa³u pomorskiego i niecki pomorskiej. Miejscami dochodzi³o wtedy do sp³ycania zbiornika. Na wale pomorskim otwartym pozostaje problem formowania siê struktur solnych w tym okresie (Raczyñska, 1987). Pod koniec kredy dolnej i w kredzie górnej jak podaje Jaskowiak-Schoeneichowa (1987), obecny wa³ pomorski by³ pokryty wodami morza (tab. 7), które wkroczy³o w albie górnym i wycofa³o siê z ko- ñcem mastrychtu. W albie, cenomanie i starszym turonie wa³ pomorski nie istnia³. Na jego obszarze znajdowa³a siê najg³êbsza czêœæ zbiornika morskiego, jednolitej jeszcze bruzdy duñsko-polskiej. W turonie m³odszym rozpoczê³o siê ró¿nicowanie bruzdy na wa³ i przylegaj¹ce po obu stronach niecki (obecnie wa³ pomorski oraz niecki: szczeciñska i pomorska), trwaj¹ce a¿ do mastrychtu górnego (nasilenie w fazie laramijskiej) i póŸniej. Równoczeœnie z regionalnym procesem wyodrêbniania siê wa³u z bruzdy, dno bruzdy fa³dowa³o siê lokalnie w postaci w¹skich antyklin i p³askich, szerokich synklin. Fa³dowanie to rozpoczê³o siê przed transgresj¹ morsk¹ w albie górnym i trwa³o po jej ust¹pieniu w mastrychcie. Proces ten by³ bardziej intensywny w niecce pomorskiej a s³abszy na wale pomorskim. Obszar wypiêtrzaj¹cego siê wa³u pomorskiego by³ pocz¹wszy od koniaku, a mo¿liwe, ¿e od póŸnego turo- nu po mastrycht górny w³¹cznie, obszarem niezbyt intensywnej denudacji. Denudacja dostarcza³a materia³u klastycznego do przyleg³ych niecek. Pod koniec mastrychtu i po mastrychcie nastêpuje denudacja

65 Tabela 7 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Utwory Procesy geologiczne Piêtro (opis litologiczny) System Oddzia³ Podpiêtro Torfy — Q Akumulacja bagienna w zag³êbieniach ró¿nej th genezy Namu³y torfiaste den dolinnych i zag³êbieñ bez- Akumulacja organiczno-mineralna odp³ywowych — f Q nt h Piaski humusowe — Q Akumulacja mineralno-organiczna phh Holocen Namu³y piaszczyste den dolinnych i zag³êbieñ bez- Akumulacja organiczno-mineralna odp³ywowych — f Q np h Piaski rzeczne den dolinnych — f Q Erozja, akumulacja rzeczna osadów mineral- p h nych, czêœciowo akumulacja organiczna Piaski i mu³ki sto¿ków nap³ywowych — s Q pm Piaski deluwialne — d p Q Akumulacja osadów ze zmywania/sp³ukiwania Gliny piaszczyste i piaski deluwialne — d gp Q Piaski py³owate i piaski zwietrzelinowe (eluwialne) Wietrzenie ska³ w warunkach klimatu perygla- — z cjalnego ppy Q Gytie — Q Akumulacja jeziorna gy Koniec wytapiania bry³ martwego lodu Piaski i ¿wiry rzeczne tarasów nadzalewowych 3,0–5,0 m n.p. rzeki — f QB3 t Erozja i akumulacja rzeczna p¿ p4 Gliny piaszczyste, gliny py³owate i piaski py³owate Wytapianie osadów z bry³ martwego lodu wodnomorenowe i wytopiskowe — fgg Q B3 gp p4 Piaski i ¿wiry rynien subglacjalnych — rs QB3 Akumulacja osadów przez wody roztopowe p¿ p4 w rynnach subglacjalnych Pocz¹tek wytapiania bry³ martwego lodu Piaski, piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (sandrowe) Akumulacja wodnolodowcowa na dalekim — fg QB3 przedpolu l¹dolodu — powstawanie pokryw pp¿ p4 sandrowych Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (górne) — fg QB3 Akumulacja wodnolodowcowa, g³ównie krótkiego p¿2 p4 transportu, miejscami wœród bry³ martwego lodu Kolejne etapy recesji l¹dolodu Piaski i mu³ki, miejscami gliny zwa³owe tarasów Akumulacja wodnolodowcowa (g³ównie) przy kemowych — tk Q B3 bry³ach martego lodu pm p4 Piaski i mu³ki, miejscami ¿wiry i gliny zwa³owe Akumulacja wodnolodowcowa i miejscami kemów — k QB3 lodowcowa wœród i przy bry³ach martego lodu pm p4 Gliny zwa³owe moren martwego lodu — gm Q B3 Akumulacja lodowcowa wœród bry³ martego lodu gzw p4 Pocz¹tek recesji l¹dolodu Gliny zwa³owe, piaski i ¿wiry ozów — o Q B3 Akumulacja lodowcowa i wodnolodowcowa w gzw p4 tunelach sub- i inglacjalnych Gliny zwa³owe drumlinów — d Q B3 Akumulacja lodowcowa podczas ponownego gzw p4 nasuniêcia siê l¹dolodu na skalê lokaln¹ Gliny zwa³owe, miejscami piaski i ¿wiry moren Akumulacja lodowcowa, zaburzenia glacitekto- Stadia³ górny spiêtrzonych — gw Q B3 niczne gzw p4 Postój, wyciskanie osadów glacjalnych spod stopy l¹dolodu Piaski i ¿wiry lodowcowe, miejscami wodnomoreno- Akumulacja lodowcowa, miejscami akumula- we — g Q B3 cja wód roztopowych p¿ p4

Zlodowacenie Wis³y Gliny zwa³owe — g Q B3 Akumulacja lodowcowa, zaburzenia glacitekto- gzw p4 niczne, nasuwanie siê l¹dolodu Czwartorzêd I³y i piaski py³owate, zastoiskowe — b Q B3 Akumulacja zastoiskowa przed czo³em i p4 nasuwaj¹cego siê l¹dolodu fg B3 Zlodowacenia pó³nocnopolskie Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) — Q Erozja i akumulacja wodnolodowcowa przed p¿1 p4 czo³em nasuwaj¹cego siê l¹dolodu

Plejstocen Erozja i akumulacja rzeczna, na wysoczyznach denudacja osadów lodowcowych i

i œrodkowy wodnolodowcowych Stadia³ dolny Erozja i akumulacja w dolinach rzecznych Interglacja³ Wietrzenie, niszczenie utworów w warunkach eemski klimatu umiarkowanego

66 cd. tabeli 7 Gliny zwa³owe — g Q W2 Akumulacja lodowcowa, lokalnie erozja gla- gzw p3 cjalna osadów pod³o¿a Piaski, miejscami ¿wiry i piaski py³owate, wodnolo- Akumulacja wodnolodowcowa i lokalnie wod- fg W2 nolodowcowo-zastoiskowa przed czo³em nasu- Stadia³ dowcowe — Q 3 œrodkowy p p waj¹cego siê l¹dolodu Gliny zwa³owe — g Q W1 Akumulacja glacjalna, w tym tak¿e osadzanie gzw p3 kier utworów paleogenu i neogenu, powstanie zaburzeñ glacitektonicznych Mu³ki i i³y zastoiskowe — b Q W1 Akumulacja w zbiornikach zastoiskowych, mi p3 podpartych czo³em l¹dolodu

fg W1 Stadia³ dolny Erozja utworów paleogenu ineogenu, akumula- Zlodowacenie Warty Piaski wodnolodowcowe — Q p p3 cja wodnolodowcowa przed czo³em nasuwaj¹cego siê l¹dolodu L Erozja i akumulacja rzeczna i nastêpuj¹ca po Interglacja³ Piaski, mu³ki i i³y, rzeczno-jeziorne — f-li Q pm p3 niej akumulacja jeziorna; przez ca³y okres de- lubawski nudacja wysoczyzn Zlodowacenia œrodkowopolskie Zlodowacenie g O Gliny zwa³owe — Q 3 Akumulacja lodowcowa Odry gzw p Interglacja³ Erozja i akumulacja w dolinach rzecznych, wie- wielki trzenie w warunkach klimatu umiarkowanego i peryglacjalnego

Akumulacja wodnolodowcowa i zastoiskowa, pokrycie ca³ego obszaru przez l¹dolód , powstanie g³ównych zaburzeñ glacitektonicznych, akumulacja glacjalna, w czasie recesji ponowna akumulacja zastoiskowa i wodnolodowcowa W okresach cieplejszych erozja i akumulacja w Zlodowacenia dolinach rzecznych po³udniowopolskie Interglacja³ Erozja i akumulacja w dolinach rzecznych augustowski Akumulacja lodowcowa i wodnolodowcowa Zlodowacenia Zlodowacenie Wietrzenie osadów w warunkach peryglacjalnych najstarsze Narwi Erozja i akumulacja w dolinach rzecznych Plejstocen Denudacja — wietrzenie i erozja w warunkach Plejstocen zmieniaj¹cego siê klimatu (co najmniej dwa dolny okresy ciep³e i dwa okresy ch³odne) Czwartorzêd Mu³ki, i³y i piaski py³owate, miejscami z wêglem brunatnym paleogenu i neogenu jako kry w utworach plejsto- Egzaracja we wszystkich okresach glacjalnych, ceñskich — Q odspajanie i transport kier, nastêpnie depozycja Pg + Ng p Pliocen górny Denudacja — (erozja, wietrzenie) w warun- Pliocen œrodkowy kach klimatu c³odnego i suchego Lolalnie akumulacja rzeczna lub zbiornikowa

Pliocen Pliocen dolny (jeziorna) Akumulacja osadów w warunkach l¹dowych (w okresowych bagniskach, jeziorach meandro- Miocen œrodkowy – górny I³y i mu³ki, miejscami piaski — formacja poznañska wych i odciêtych korytach rzecznych) + pliocen dolny — M + Pl im 2-3 1 Subsydencje czêœci obszarów wskutek ruchów Miocen + + pliocen tektonicznych Piaski i piaski z wk³adkami mu³ków, miejscami wêgla Akumulacja rzeczna (na równinach aluwialnych) Miocen œrodkowy brunatnego — formacja adamowska — p M2 Erozja Miocen dolny – miocen Mu³ki, i³y i wêgiel brunatny, miejscami piaski — for- Akumulacja w warunkach l¹dowych (rzeczna, deltowa i bagienna) i brakicznych œrodkowy macja krajeñska — m M1–2

Neogen Piaski i mu³ki miejscami z wk³adkami wêgla brunat- Akumulacja w warunkach l¹dowych (rzeczna, Miocen Miocen dolny nego — formacja gorzowska — M deltowa i bagienna) i brakicznych pm 1 Denudacja Denudacja w warunkach klimatu umiarkowa- Oligocen górny nego i wilgotnego Transgresja, a póŸniej regresja morska Pod koniec okresu lokalnie mo¿liwa tak¿e akumulacja morska Mu³ki piaszczyste i mu³ki, miejscami piaski kwarcowe G³ównie akumulacja brakiczna (lagunowa, es- Oligocen dolny — formacja czempiñska — mp Ol1 tariowa i p³ywowa) oraz l¹dowa (jeziorno-ba- Oligocen gienna i aluwialna) Transgresje i regresje morskie

Eocen górny – oligocen Mu³ki piaszczyste i piaski kwarcowe — formacja mo- Akumulacja osadów w p³ytkich zbiornikach dolny siñska dolna — mp E3 – Ol1 Transgresja morska Eocen– Paleogen – oligocen

Eocen œrodkowy Denudacja w warunkach klimatu wilgotnego i subtropikalnego

Eocen Eocen dolny

67 cd. tabeli 7 Denudacja Paleocen górny Regresja zbiornika morskiego Akumulacja morska w szcz¹tkowych zbiornikach Paleocen dolny + Gezy, miejscami margle piaszczyste — formacja Denudacja (wietrzenie i erozja) w warunkach Paleocen + paleocen œrodkowy pu³awska — Pc Paleogen ge 1+2 klimatu ciep³ego i wilgotnego Denudacja Margle i margle piaszczyste — Cr Pocz¹tek inwersji bruzdy duñsko-polskiej me 3 Akumulacja morska, w tym tak¿e w zbiorni- Kreda górna kach o zmieniaj¹cej siê g³êbokoœci Margle i i³owce margliste oraz piaski i ¿wiry Akumulacja morska, w tym równie¿ w p³yt-

Kreda kowodnych zbiornikach o zmieniaj¹cym siê kwarcowe — me Cr Kreda dolna 1 zasoleniu znacznej czêœci utworów kredowych z wa³u pomorskiego (Jaskowiak-Schoeneichowa, 1987). Dochodzi wtedy do ods³oniêcia utworów jurajskich, choæ nie na obszarze objêtym granicami arkusza (fig. 4). Na pocz¹tku paleogenu, w dolnym i œrodkowym paleocenie trwa³a denudacja, przy dominacji wietrzenia i erozji w warunkach klimatu ciep³ego i wilgotnego. Zachodzi³a tu tak¿e akumulacja morska w szcz¹tkowych zbiornikach pozosta³ych z okresu kredy. Ni¿owy zbiornik morski dolnego paleocenu mia³ po³¹czenie z basenem duñskim i wschodnioeuropejskim (Piwocki, 2004). By³ to zbiornik p³ytki, litoralny, o g³êbokoœci do 100 m i normalnym zasoleniu. Na obszarze arkusza powsta³y wtedy gezy a miejscami margle piaszczyste formacji pu³awskiej. W paleocenie górnym morze wycofuje siê. W górnym paleocenie oraz dolnym i œrodkowym eocenie w dalszym ci¹gu trwa³a denudacja powierzchni wyniesionego wa³u pomorskiego i terenów przyleg³ych. Panowa³ wtedy klimat wilgotny i subtropikalny (Piwocki, 2004). Na prze³omie eocenu œrodkowego i górnego nast¹pi³a transgresja morska, lecz swym zasiêgiem nie objê³a ona terenów wa³u pomorskiego. Zbiornik morski mia³ charakter litoralny, o g³êbokoœci 20–60 m, ale jego wody mia³y nieco zredukowane zasolenie. Pod koniec eocenu górnego w zbiorniku tym nast¹pi³a akumulacja mu³ków piaszczystych i piasków kwarcowych, wapnistych formacji mosiñskiej dolnej. Na prze³omie eocenu i oligocenu nast¹pi³o gwa³towne och³odzenie klimatu. Pocz¹tkowo w oligocenie dolnym nadal trwa³a akumulacja morska, choæ zapewne zbiornik ten nie obejmowa³ ca³ego obszaru arkusza Gostycyn. Na obszarach l¹dowych nasili³ siê rozwój procesów erozyjnych. Po trwaj¹cej jakiœ czas regresji, kolejny zalew morski obj¹³ znaczne obszary Ni¿u Polskiego, ale dotychczasowe po³¹czenie z oceanem Tetydy zosta³o przerwane (Piwocki, 2004). Byæ mo¿e nowy zbiornik morski obj¹³ w jakimœ stopniu tak¿e czêœæ obszaru pozostaj¹cego w granicach arkusza. Rozwój transgresji wczesnego oligocenu nast¹pi³ w kilku fazach. Transgresja ta posuwa³a siê wolno od zachodu. Jednak bardziej prawdopodobne jest, i¿ w œrodkowej czêœci oligocenu dolnego panowa³y tu warunki l¹dowe. W tym czasie powsta³y osady formacji czempiñskiej. S¹ to mu³ki piaszczyste i mu³ki, miejscami piaski kwarcowe, genetycznie utwory jeziorno-bagenne i aluwialne oraz lagunowe, barierowe i p³ywowe (Piwocki, 2004). W ich obrêbie wy- stêpuje miejscami wêgiel brunatny powsta³y w zag³êbieniach paralicznych. W górnej czêœci oligocenu

68 dolnego lokalnie mog³a te¿ mieæ miejsce akumulacja morska. Pod koniec oligocenu dolnego nast¹pi³a regresja morska. W ni¿szym oligocenie górnym od zachodu nast¹pi³a krótkotrwa³a, epizodyczna transgresja morska. Poza tym przez ca³y oligocen górny na obszarze arkusza panowa³y warunki l¹dowe. Tereny l¹dowe by³y denudowane w warunkach klimatu umiarkowanego i wilgotnego. W póŸnym oligocenie tempera- tura nieco wzros³a i zwiêkszy³y siê opady. Pomiêdzy oligocenem a miocenem istnieje doœæ wyraŸna luka erozyjna, która mo¿e obejmowaæ znaczne odcinki czasowe (Piwocki i in., 2004). Na pocz¹tku miocenu trwa³a denudacja (g³ównie erozja). Nastêpnie dosz³o do akumulacji utworów l¹dowych — rzecznych, deltowych i bagiennych (Kasiñski, 1989) oraz brakicznych, a czasami byæ mo¿e tak¿e p³ytkomorskich (Piwocki i Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995; Piwocki i in., 2004), stanowi¹ca prawdopodobnie dalszy ci¹g akumulacji rozpoczêtej pod koniec oligocenu. W klimacie ciep³ym i wilgotnym dominowa³y tu wtedy lasy bagienne i czêœciowo torfowiska zaroœlowe oraz lasy liœciaste. Sp¹gowe utwory miocenu reprezentowane s¹ przez ró¿ne jednostki litostratygraficzne nale¿¹ce do miocenu dolnego i œrodkowego (Piwocki i in., 2004). W miocenie dolnym powsta³y piaszczysto–mu³kowe osady formacji gorzowskiej. Miejscami w osadach tych wystêpuj¹ wk³adki wêgla brunatnego. W miocenie dolnym klimat by³ ciep³y i wilgotny o charakterze subtropikalnym, choæ pod koniec tego okresu notuje siê och³odzenie, wyra¿one m.in. zubo¿eniem zbiorowisk roœlinnych w elementy ciep³olubne (Wa¿yñska, 1998). Na prze³omie miocenu dolnego i œrodkowego nast¹pi³a akumulacja osa- dów mu³kowych i ilastych z wêglem brunatnym formacji krajeñskiej. W œrodkowej czêœci miocenu œrodkowego po okresie silnej erozji nast¹pi³a akumulacja rzeczna kolejnej serii piaszczystej. S¹ to osady formacji adamowskiej. W miocenie œrodkowym panuje klimat ciep³y i wilgotny, choæ pojawiaj¹ siê ta- k¿e okresy bardziej suche. W okresie od œrodkowego po póŸny miocen i wczesny pliocen osadzaj¹ siê i³y i mu³ki a miejscami piaski formacji poznañskiej (Piwocki i in., 2004). S¹ to utwory terygeniczne, akumulowane w okresowych bagniskach, jeziorach meandrowych i odciêtych korytach rzecznych. Lokalnie mog¹ to byæ osady jeziorne lub nawet brakiczne. Pakiety ilaste serii poznañskiej by³y deponowane na równinach aluwialnych lub by³y to sto¿ki nap³ywowe dop³ywów bocznych. Wzmo¿ona akumulacja rzeczna zachodzi³a w czasie ruchów tektonicznych — subsydencja czêœci obszarów. W górnym miocenie klimat ulega och³odzeniu. Pogarszanie warunków klimatycznych spowodowa³o zanikanie zbiorowisk roœlinnych torfotwórczych (Wa¿yñska, 1998). Na rozleg³ych obszarach Ni¿u Polskiego powstawa³y jedynie nieliczne, p³ytkie zbiorniki z zarastaj¹cymi je zbiorowiskami turzycowo–mszystymi, szuwarowymi i olesowymi. Tereny bardziej suche za- jête by³y przez lasy mieszane z du¿ym udzia³em drzew szpilkowych, zw³aszcza sosny. W pliocenie nast¹pi³o dalsze stopniowe och³odzenie i wzrost suchoœci klimatu. Wahania klimatyczne spowodowa³y dalsze zubo¿enie zbiorowisk leœnych a wzrost znaczenia roœlinnoœci zielnej — rozwój lu-

69 Ÿnych lasów mieszanych, lasostepów i stepów (Wa¿yñska, 1998). W okresie tym obszar ni¿owy by³ równin¹ z niewielkimi i p³ytkimi zbiornikami wodnymi (jeziorami). Pocz¹tkowo by³y tu akumulowane ilaste osady serii poznañskiej, przynoszone przez rzeki z wy¿yn (Piwocki i in., 2004). W pliocenie na Ni¿u Polskim nie by³o ju¿ sedymentacji wêglowej (Wa¿yñska, 1998). Od górnej czêœci pliocenu dolnego oraz w pliocenie œrodkowym i górnym na omawianym obszarze mog³a zachodziæ akumulacja rzeczna (osady korytowe, starorzeczy i okresowych rozlewisk) ¿wirów, piasków i mu³ków formacji gozdnickiej (Piwocki i in., 2004). Jednak do dzisiaj osady te najprawdopodobniej nie zachowa³y siê. U schy³ku pliocenu obszar ni¿owy w rejonie badañ przedstawia³ wzglêdnie p³ask¹ równinê, na której istnia³ dobrze rozwiniêty system rzeczny (Mojski, 2005). W rzeŸbie nie zaznacza³ siê aktywny tektonicznie wa³ kujawsko-pomorski, ale odgrywa³ on wa¿n¹ rolê w kszta³towaniu procesów i rzeŸby. Jego podnoszenie zmniejsza³o mi¹¿szoœæ osa- dów nadleg³ych w wyniku ich sta³ej denudacji. W plejstocenie dolnym, który trwa³ oko³o miliona lat, zanotowano najprawdopodobniej cztery cykle zdarzeñ klimatycznych — dwa okresy ciep³e i dwa ch³odne (Mojski, 2005). Nie jest wykluczone, i¿ okre- sów tych by³o wiêcej. Na obszarze arkusza Gostycyn powierzchnia terenu by³a po³o¿ona wy¿ej ni¿ na obszarach przyleg³ych. Przebiega³ têdy najprawdopodobniej dzia³ wodny oddzielaj¹cy od siebie dorzecza rzek z Polski zachodniej i wschodniej (Mojski, 2005). Na tej podstawie mo¿na wnioskowaæ, i¿ praktycznie przez ca³y ten okres najprawdopodobniej zachodzi³a tu erozja, powoduj¹ca niszczenie pokrywy utworów neogeñskich. Zasiêg l¹dolodu zlodowacenia Narwi nie jest dok³adnie znany. Wed³ug Mojskiego (2005) jego maksy- malna granica przebiega wzd³u¿ kierunku Zamoœæ–Lublin–Skierniewice–W³oc³awek–Toruñ–Œwiecie. L¹dolód ten nasuwa³ siê z pó³nocnego wschodu. Prawdopodobnie nie obj¹³ on wiêc swym zasiêgiem badanego obszaru. Jednak na pewno obszar ten pozostawa³ w zasiêgu strefy peryglacjalnej. W tym czasie mia³ o miejsce wietrzenie osadów zalegaj¹cych na wyniesieniach oraz erozja i akumulacja w dolinach rzecznych. Interglacja³ augustowski by³ okresem dominacji procesów erozyjnych, wcinania i pog³êbiania dolin rzecznych, a tak¿e przekszta³cania powsta³ego w okresie zlodowacenia Narwi systemu pradolin (Mojski, 2005). Erozji towarzyszy³a tak¿e akumulacja. Czas trwania tego okresu móg³ wynieœæ nawet 70 000 lat. Po interglacjale augustowskim nast¹pi³ d³ugi okres zlodowaceñ po³udniowopolskich. W tym okresie notuje siê trzy okresy zimne (zlodowacenia: Nidy, Sanu 1 i Sanu 2) i dwa okresy ciep³e (interglacja³: ma³opolski i ferdynandowski). Lindner (2001) nasuniêcie l¹dolodu zlodowacenia Sanu 1 uwa¿a za maksy- malne na ziemiach polskich. Innego zdania jest Mojski (2005), który za takowy uwa¿a l¹dolód Sanu 2. Zasiêg l¹dolodu zlodowacenia Nidy by³ najprawdopodobniej wiêkszy ni¿ zlodowacenia Narwi. Prawdopodobnie obj¹³ on tak¿e obszar arkusza Gostycyn. Z okresu tego mog¹ pochodziæ za³o¿enia struktur lub nawet pierwsze struktury glacitektoniczne w utworach paleogenu i neogenu. Nast¹pi³a zapewne wtedy tak¿e akumulacja osadów glacjalnych i fluwioglacjalnych. Jednak póŸniejsze procesy

70 doprowadzi³y do ich zupe³nego usuniêcia. Po tym okresie nasta³ interglacja³ ma³opolski. Zachodzi³a wtedy erozja i akumulacja w dolinach rzecznych oraz wietrzenie i niszczenie utworów na wierzchowi- nach, w warunkach klimatu umiarkowanego. L¹dolód zlodowacenia Sanu 1 obj¹³ swym zasiêgiem obszar arkusza Gostycyn. Nast¹pi³o przemodelowanie (i rozwój nowych) struktur glacitektonicznych w utworach paleogenu i neogenu oraz zlodowacenia Nidy. Nast¹pi³a tak¿e akumulacja osadów glacjalnych i fluwioglacjalnych — póŸniej zupe³nie usuniêtych. W interglacjale ferdynandowskim zachodzi³y podobne zjawiska i procesy jak w czasie interglacja³u ma³opolskiego. W okresie zlodowacenia Sanu 2 zachodzi³y podobne zjawiska i procesy jak w czasie zlodowacenia Sanu 1. Z okresem zlodowacenia Sanu 2 Mojski (2005) wi¹¿e powstanie g³ównych zaburzeñ glacitektonicznych na Ni¿u Polskim. Trudno jest jednoznacznie okreœliæ, w którym piêtrze glacjalnym zlodowaceñ po³udniowopolskich, powsta³y na obszarze arkusza Gostycyn g³ówne zaburzenia glacitektoniczne. W ogólnym ujê- ciu na pewno nale¿y wi¹zaæ je z ca³ym tym okresem. W czasie m³odszych zlodowaceñ struktury te by³y jedynie przemodelowywane (w niewielkim stopniu, w górnych czêœciach). W pierwszej czêœci interglacja³u wielkiego, w tzw. optimum klimatycznym, na ziemiach polskich panowa³ klimat umiarkowany, wilgotny, ale ze stosunkowo suchymi latami (Mojski, 2005). PóŸniej warunki klimatyczne zmieni³y siê, nast¹pi³o och³odzenie. W kolejnym etapie nast¹pi³o ponowne ocieplenie. Wed³ug ró¿nych szacunków czas trwania tego okresu móg³ wynosiæ nawet 100 000 lat. Mo¿na s¹dziæ, i¿ na pocz¹tku tego okresu istnia³a ju¿ sieæ rzeczna przypominaj¹ca uk³ad sieci obecnej, przynajmniej dla wiêkszych dolin rzecznych. Wysoczyzny polodowcowe prawdopodobnie z licznymi jeziorami na powierzchni, w du¿ej czêœci by³y zbudowane ze zdeformowanych osadów starszego plejstocenu, neogenu i prawdopodobnie paleogenu. Zachodzi³a wtedy erozja i akumulacja w dolinach rzecznych oraz wietrzenie i niszczenie utworów na wyso- czyŸnie. Prawdopodobnie, w³aœnie w okresie interglacja³u wielkiego nast¹pi³o usuniêcie z obszaru badañ znacznej czêœci osadów powsta³ych w starszej czêœci plejstocenu. Po okresie interglacja³u wielkiego nast¹pi³ kolejny okres ch³odny, zlodowaceñ œrodkowopol- skich, wed³ug Mojskiego (2005) trwaj¹cy oko³o 230 000 lat. Okres transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry poprzedzony by³ zapewne akumulacj¹ osadów zastoiskowych i wodnolodowcowych, po czym nast¹pi³o ca³kowite przykrycie badanego obszaru przez l¹dolód. Deponowane by³y wówczas gliny zwa³owe. Byæ mo¿e nastêpuje równie¿ wtedy glacitektoniczne przemodelowanie wczeœniej powsta³ych struktur. Podczas deglacjacji nastêpuje zapewne osadzanie utworów wodnolodowcowych, poprzedzone erozj¹ utworów zlodowacenia Odry i starszych przez wody roztopowe. W chwili obecnej z obszaru arkusza znane s¹ gliny zwa³owe tego¿ zlodowaceniai to zachowane w formie szcz¹tkowej. Nastêpuj¹cy po zlodowaceniu Odry ciep³y okres interglacja³u lubawskiego zaznacza siê wzmo¿on¹ denudacj¹ wysoczyzn glacjalnych i erozj¹ rzeczn¹, która doprowadzi³a miejscami do usuniêcia osa- dów czwartorzêdowych i ods³oniêcia pod³o¿a zbudowanego z osadów neogeñskich. Sytuacja taka ma

71 miejsce we wschodniej czêœci obszaru arkusza w okolicy Suchej, gdzie rzeczne i jeziorne osady z tego okresu le¿¹ bezpoœrednio na pod³o¿u neogeñskim. Transgresja l¹dolodu zlodowacenia Warty poprzedzona by³a intensywn¹ erozj¹ wód lodowcowych, która doprowadzi³a na obszarze arkusza Gostycyn do usuniêcia praktycznie wszystkich starszych osadów (w tym tych nie zniszczonych w interglacjale wielkim). Nastêpnie deponowane by³y piaszczyste osady wodnolodowcowe o znacznej mi¹¿szoœci. Nale¿y jednak pamiêtaæ, i¿ jakaœ czêœæ piaszczystej serii w dolnych partiach to tak¿e utwory zlodowacenia Odry i interglacjalne osady rzeczne, niemo¿liwe jednak obecnie do zidentyfikowania (wydzielenia) na podstawie dostêpnych materia³ów. Procesy erozji rozwija³y siê tak¿e w warunkach subglacjalnych, ju¿ po pokryciu obszaru przez l¹dolód zlodowacenia Warty, doprowadzaj¹c do powstania g³êbokich, w¹skich obni¿eñ pod³o¿a pod- czwartorzêdowego, które interpretowane mog¹ byæ jako kopalne rynny subglacjalne (tabl. II i III). Wype³nione s¹ one znacznej mi¹¿szoœci, piaszczystymi osadami wodnolodowcowymi. L¹dolód stadia³u dolnego zlodowacenia Warty wkroczyæ musia³ na obszar o urozmaiconej rzeŸbie, charakterystyczne s¹ bowiem obecnie du¿e deniwelacje sp¹gu glin zwa³owych z tego okresu. Powodem takiego stanu rzeczy mog¹ byæ tak¿e rozwiniête na du¿¹ skalê procesy erozji glacjalnej. Gliny zwa³owe z tego okresu zawieraj¹ sporo porwaków ska³ pod³o¿a paleogenu i neogenu, co mo¿e œwiadczyæ o du¿ej sile detrakcji poruszaj¹cego siê l¹dolodu. Gliny zwa³owe stadia³u dolnego zlodowacenia Warty to obecnie najczêœciej reprezentowane serie glacjalne w dolnych partiach profili czwartorzêdowych na omawianym obszarze. Podobne procesy (erozja i akumulacja osadów wodnolodowcowych, depozycja glin zwa³owych), aczkolwiek na mniejsz¹ skalê (s¹dz¹c po mi¹¿szoœciach osadów), mia³y miejsce podczas stadia³u œrod- kowego zlodowacenia Warty. Nie zosta³y rozpoznane natomiast osady ze stadia³u górnego zlodowacenia Warty. Przypuszczalnie w tym stadiale l¹dolód nie obj¹³ ju¿ opisywanego obszaru, chocia¿ osady tego wieku znane s¹ z terenu s¹siedniego, z obszaru arkusza Sêpólno Krajeñskie (Niewiarowski i Pa- sierbski, 1999, 2003a, b). Na obszarze arkusza Gostycyn nie rozpoznano osadów, które mo¿na by wprost wi¹zaæ z interglacja³em eemskim. Prawdopodobnie osady z tego okresu zosta³y zniszczone przez erozjê wód lodowcowych na przedpolu nasuwaj¹cego siê l¹dolodu zlodowacenia Wis³y, b¹dŸ te¿ uleg³y w³¹czeniu w osady lodowcowe (w wyniku egzaracji). Jedno i drugie przemawia wiêc za tym, i¿ osady te nie mog³y byæ zbyt mi¹¿sze. W pobli¿u terenu badañ za eemskie (piaski z wk³adkami mu³ków, miejscami z faun¹ miêcza- ków s³odkowodnych) Ba³uk (1961) uzna³ utwory wystêpuj¹ce w rejonie Jeziora Szpitalnego oraz ods³aniaj¹ce siê w krawêdzi tarasu sandrowego w okolicach leœniczówki Œwit, po³o¿one nad lustrem wody w korycie Brdy (oba stanowiska na arkuszu Tuchola — Pikies, 2007b). Wczeœniej utwory te bada³ tak¿e Maas (1899). Ostatecznie Butrymowicz (1978b) piaski te powi¹za³ z interglacja³em sprzed transgresji l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia Wis³y. Nale¿y zak³adaæ, i¿ tak jak w poprzednich

72 ciep³ych okresach tak i w tym dominowa³a erozja i akumulacja w dolinach rzecznych oraz wietrzenie i niszczenie utworów. Wed³ug ró¿nych szacunków czas trwania tego okresu móg³ wynieœæ oko³o 15 000 lat (Mojski, 2005). Oko³o 110 000 lat temu rozpocz¹³ siê ostatni okres zimny, zlodowaceñ pó³nocnopolskich, a w zasadzie zlodowacenia Wis³y. Dwa starsze stadia³y i dwa interstadia³y nie zapisa³y siê na terenie badañ ¿adnymi osadami, a przynajmniej na takie nie wskazuje dostêpny materia³ geologiczny. L¹dolód stadia³u œrodkowego nie siêgn¹³ obszaru arkusza Gostycyn (Wysota, 2002; Mojski, 2005). Nale¿y zak³adaæ, i¿ w tym czasie dominowa³a tu erozja w dolinach rzecznych, miejscami zaznacza³a siê te¿ akumulacja. Na wysoczyznach zachodzi³o wietrzenie i niszczenie osadów w warunkach klimatu zimnego. Powsta³e wtedy osady zosta³y zapewne zniszczone podczas nasuwania l¹dolodu ostatniego stadia³u zlodowacenia Wis³y. W stadiale górnym nast¹pi³ rozwój i zanik ostatniego l¹dolodu w Polsce. L¹dolód ten najwiêkszy za- siêg (po Leszno–Konin) osi¹gn¹³ oko³o 20 000 lat temu (pokry³ wówczas ca³y badany obszar), a wycofywaæ z niego zacz¹³ siê oko³o 17 000 lat temu (Mojski, 2005). Z tego okresu na obszarze arkusza pochodzi szereg osadów oraz form glacjalnych oraz± fluwioglacjalnych. Wed³ug Pasierbskiego (2003) na badanym obszarze mia³ miejsce postój czo³a l¹dolodu (subfaza krajeñska), czego efektem by³o utworzenie moren wiêcborskich. Obecnym zapisem fazy g³ównej (leszczyñsko-poznañskiej) i subfazy krajeñskiej jest dwudzielnoœæ glin zwa³owych na opisywanym obszarze. G³ówny ³uk morenowy znajduje siê co prawda na zachód od opisywanego obszaru, w rejonie Wiêcborka i Suchor¹czka (arkusz Sêpólno Krajeñskie — Niewiarowski i Pa- sierbski, 2003a), ale wzgórza morenowe znajduj¹ siê tak¿e na omawianym arkuszu w okolicach £¹ska Wielkiego i £¹ska Ma³ego, stanowi¹c wschodnie zakoñczenie „wiêcborskiej strefy marginalnej”. Czo³o l¹dolodu zlodowacenia Wis³y znajdowa³o siê wówczas w stanie równowagi dynamicznej, gdzie oprócz odcinków stagnuj¹cych wystêpuj¹ tak¿e fragmenty „lobów o charakterze wypustowym”, bêd¹cych œwiadectwem istnienia strumieni lodowych poruszaj¹cych siê z wiêksz¹ prêdkoœci¹ ni¿ pozosta³a, g³ówna masa lodu. Sytuacjê tak¹ opisuje Pasierbski (2003) na zachód od granicy obszaru arkusza — w tzw. lobie Wiskitna (w okolicach „Bagna G³uszy”). Po odsuniêciu siê krawêdzi l¹dolodu na odleg³oœæ, jak podaje Pasierbski (2003) oko³o 40 km na pó³noc (do okolic Tucholi) nast¹pi³ ponowny awans czo³a l¹dolodu, powoduj¹cy powstanie rzeŸby egzaracyjnej i drumlinizacjê powierzchni wysoczyzny. Najwiêksze pole drumlinowe na obszarze arkusza Gostycyn po³o¿one jest pomiêdzy Dzie- dzinkiem, M¹kowarskiem, Lucimiem i Wilczem. Skala, szybkoœæ awansu oraz rzeŸba jak¹ pozostawi³ po sobie l¹dolód pozwala przypuszczaæ i¿ by³o to nasuniêcie typu „szar¿y”, spowodowane czynnika- mi lokalnymi, bez wiêkszego udzia³u czynnika klimatycznego. Moreny wiêcborskie oraz pagóry morenowe zlokalizowane na obszarze badañ w okolicach £¹ska Ma³ego i £¹ska Wielkiego nosz¹ œlady drumlinizacji (Pasierbski, 2003). Nale¿y przypuszczaæ, i¿ zosta³y one wówczas przekroczone, choæ zasiêg nasuniêcia na po³udnie od nich nie jest znany. Pasierbski (2003) podaje i¿ l¹dolód nasuwaj¹c

73 siê na omawiany obszar, miejscami napotyka³ na niewytopione jeszcze bry³y martwego lodu w rynnach i depresjach koñcowych, pokrywaj¹c je osadami glacjalnymi. Z t¹ transgresj¹ nale¿y te¿ wi¹zaæ, wed³ug tego autora, powstanie egzaracyjnej rynny glacjalnej, powielaj¹cej w po³udniowej czêœci obszaru arkusza uk³ad subglacjalnej rynny byszewskiej. Oddzielnym zagadnieniem jest pierwotna geneza moren wiêcborskich i odpowiadaj¹cych im moren rejonu £¹ska Wielkiego i £¹ska Ma³ego. Pasierbski (2003) oraz Niewiarowski i Pasierbski (2003a) okreœlaj¹ je jako moreny spiêtrzone, powsta³e w czasie subfazy krajeñskiej zlodowacenia Wis³y. Dane z obszaru arkusza Gostycyn (wobec braku naturalnych ods³oniêæ — g³ównie otwory wiertnicze i geofizyczne) w zasadzie potwierdzaj¹ ten pogl¹d. Fakt ich póŸniejszego zdrumlinizowania podczas szar¿y lodowej nie pozostaje tu w sprzecz- noœci z ich pierwotn¹ genez¹. Szybkie nasuniêcie spowodowa³o, i¿ uczestnicz¹ca w nim masa lodu uleg³a intensywnemu „potrzaskaniu” i zaczê³a podlegaæ wzmo¿onej ablacji, co da³o efekt depozycji du¿ej iloœci form okreœlanych ogólnie jako szczelinowe. St¹d mamy na obszarze arkusza przyk³ady „krêtych”, rozga³êziaj¹cych siê ozów przekraczaj¹cych obni¿enia glacjalne, a na terenie arkusza Sê- pólno Krajeñskie (Niewiarowski i Pasierbski, 2003a) kemów s¹siaduj¹cych niemal¿e z morenami czo³owymi. Opisane wy¿ej procesy mia³y miejsce i kszta³towa³y zachodni¹ czêœæ obszaru arkusza, a byæ mo¿e tak¿e centraln¹ (?), gdzie obecnie znajduje siê sandr Brdy. Po³o¿ona na wschodzie Wysoczyzna Œwiecia cechuje siê ju¿ bardzo wyrównan¹ rzeŸb¹ i nie posiada œladów „szar¿y” lodowej. Wed³ug Pasierbskiego (2003) jest prawdopodobne, ¿e w osi obecnego sandru Brdy powsta³o obni¿enie egzaracyjne wykorzystane póŸniej przez wody roztopowe dla ukszta³towania siê szlaku sandrowego wykorzystywanego podczas postoju l¹dolodu zlodowacenia Wis³y wzd³u¿ moren pomorskich. Po odsuniêciu siê krawêdzi l¹dolodu na liniê moren pomorskich, przez centraln¹ czêœæ terenu arkusza przebiega³ (oko³o 16 000 lat temu) szlak wód roztopowych, który doprowadzi³ do usuniêcia serii glacjalnych zlodowacenia Wis³y, a nastêpnie do osa- dzenia serii piaszczystych utworów wodnolodowcowych (sandrowych o mi¹¿szoœci œrednio 10–12 m). Przy zanikaj¹cym przep³ywie wód roztopowych powsta³ ni¿szy (erozyjny) poziom sandrowy (tabl. I). W dalszej kolejnoœci utworzy³a siê sieæ rzeczna daj¹c pocz¹tek obecnej Brdzie. W póŸnym glacjale (póŸny vistulian) nastêpuje wytopienie bry³ martwego lody w rynnach subglacjalnych i innych zag³êbieniach na wysoczyŸnie i sandrze. Powstaje wtedy szereg mniejszych lub wiêkszych jezior (w tym te¿ czasie nastêpuje przeci¹gniêcie czêœci cieków wodnych do rynien subglacjalnych). Czêœæ z nich, choæ niewielka, dotrwa³a do dzisiaj (Pasierbski, 1994). W tym czasie rozpoczy- na siê te¿ akumulacja gytii (Kêpczyñski, 1958; Noryœkiewicz, 1982; Nowaczyk, 1994). Na wysoczyznach powstaj¹ osady eluwialne i deluwialne gliniaste, na sandrze osady deluwialne piaszczyste. Krawêdzie wysoczyzny podlegaj¹ rozcinaniu przez dolinki denudacyjne. Z koñcem zlodowacenia Wis³y zwi¹zane jest te¿ powstanie szeregu tarasów rzecznych w dolinie Brdy (Galon, 1953, 1968). Jednak obserwacje wykonane w ramach realizacji niniejszego tematu

74 stawiaj¹ w innym, nowym œwietle dotychczasowe dane. Œlady odp³ywów interpretowane przez Galo- na (1953, 1958) jako kolejne m³odsze tarasy nale¿y wi¹zaæ raczej ze skupianiem przep³ywu wód w ob- rêbie powierzchni sandrowej, jeszcze w okresie fazy pomorskiej zlodowacenia Wis³y. W trakcie wytapiania i po wytopieniu lodów konserwuj¹cych rynny subglacjalne, na sandrze powsta³o koryto rzeki Brdy w obrêbie tych rynien (po³¹czonych tak¿e odcinkami prze³omowymi). Prowadz¹c obecnie obserwacje geomorfologiczne na terenie badañ ciê¿ko jest wnioskowaæ o pozio- mach tarasowych z uwagi na zalanie znacznej czêœci doliny przez wody Zalewu Koronowskiego. Wyda- je siê jednak, i¿ iloœæ szeœciu tarasów (odnoszonych wiekowo do póŸnego glacja³u) wyró¿niona przez Galona (1953, 1958) jest zbyt du¿a. Obecnie na mapie geologicznej zaznaczono tylko jeden taras rzeczny nadzalewowy stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Prawdopodobnie pod koniec zlodowacenia Wis³y, a czêœciowo tak¿e w holocenie (Nowicka, 1958), miejscami na sandrze Brdy zachodzi³a akumulacja osadów eolicznych. Na obszarze arkusza Gostycyn takich osadów nie zarejestrowano, poza jednym, niewielkim powierzchniowo miejscem (na po³udniowy wschód od Jeziora Œrodkowego), którego nie zaznaczono na mapie geologicznej z uwagi na zbyt ma³e rozmiary. Brak wydm na sandrze Brdy na odcinku Tuchola–Bys³aw–Koronowo potwierdzaj¹ obserwacje Nowickiej (1958), co mo¿e byæ zwi¹zane z po³udnikow¹ rozci¹g³oœci¹ doliny rzeki Brdy, poprzeczn¹ do g³ównych kierunków wiatrów wydmotwórczych. Na pocz¹tku holocenu, oko³o 10 250 lat temu, nast¹pi³a zmiana warunków klimatycznych. Pocz¹tkowo dosz³o do szybkiego ocieplenia, które póŸniej zosta³o zast¹pione przez postêpuj¹ce och³odzenie. Najwa¿niejsz¹ ze zmian by³ zanik zmarzliny, co doprowadzi³o do uwolnienia du¿ych iloœci wody i zwiê- kszy³o ich kr¹¿enie w przyrodzie (Mojski, 2005). Na pocz¹tku holocenu szybko rozwija³y siê zbiorowi- ska leœne — lasy brzozowo–sosnowe. PóŸniej zast¹pi³y lasy sosnowo–leszczynowe i liœciaste. Na obszarze arkusza Gostycyn wœród osadów holoceñskich dominuj¹ utwory bagienne i jeziorne (torfy i namu³y torfiaste), które powsta³y w wyniku zanikania zbiorników wodnych. Mniejsze znaczenie maj¹ osady wype³niaj¹ce ró¿norodne obni¿enia i utwory rzeczne. W XIX i XX wieku obserwuje siê nasilenie dzia³alnoœci gospodarczej cz³owieka. W tym czasie powstaj¹ liczne formy antropogeniczne: nasypy, przekopy drogowe i kolejowe, wyrobiska eksploata- cyjne, kana³y, wysypiska (sk³adowiska odpadów). W Gostycynie z okresu œredniowiecznego znane jest grodzisko nizinno-wy¿ynne, sto¿kowate (tzw. Burghardt), które jest zlokalizowane na szerokim cyplowatym wzniesieniu wcinaj¹cym siê w ³¹ki w dolinie rzeki Kamionki. Okres jego funkcjonowania datowany jest na XIII–XIV wiek.

75 IV. PODSUMOWANIE

Reasumuj¹c przedstawione powy¿ej rozpoznanie geologiczne obszaru arkusza Gostycyn, jako najwa¿niejsze mo¿na sformu³owaæ nastêpuj¹ce wnioski: – prace i badania geologiczne, prowadzone w celu opracowania arkusza Gostycyn (241) Szcze- gó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, przedstawi³y szereg nowych danych, które pozwoli³y okreœliæ litologiê, genezê i stratygrafiê osadów czwartorzêdowych, – w wyniku analizy profili otworów wiertniczych, opracowañ geofizycznych i prac archiwalnych przedstawiono obraz rzeŸby stropu pod³o¿a podczwartorzêdowego, – na obszarze arkusza stwierdzono wystêpowanie czterech serii osadów lodowcowych (glin zwa³owych). Trzy poziomy glin powi¹zano z okresem zlodowaceñ œrodkowopolskich (Odry i Warty) a jeden z okresem zlodowaceñ pó³nocnopolskich (zlodowacenie Wis³y), – w stadiale górnym zlodowacenia Wis³y postój l¹dolodu na obszarze arkusza manifestuje siê obecnoœci¹ z³o¿onego zespo³u form: moren spiêtrzonych, moren martwego lodu, ozów i kemów. Na obszarze arkusza wystêpuj¹ tak¿e piaski wodnolodowcowe, krótkiego transportu z subfazy krajeñskiej, a w centralnej czêœci piaski wodnolodowcowe dalekiego transportu z fazy pomorskiej (sandr Brdy), – zak³adane wczeœniej wystêpowanie na badanym obszarze mi¹¿szych serii zastoiskowych nie znalaz³o potwierdzenia. W badanych profilach otworów kartograficznych stwierdzono niezbyt czêste wystêpowanie utworów zastoiskowych i ich niewielkie mi¹¿szoœci. Wiêksze mi¹¿szoœci maj¹ tu porwaki ska³ paleogenu i/lub neogenu, – w dolinie Brdy stwierdzono dwa poziomy sandrowe; w dolinach rzecznych rozpoznano jeden poziom rzeczny z póŸnego glacja³u i jeden poziom rzeczny z holocenu, – w profilach licznych otworów wiertniczych stwierdzono w plejstocenie kry utworów paleogenu i neogenu. Znaczna iloœæ porwaków w czwartorzêdzie œwiadczy o du¿ym zaanga¿owaniu glacitektonicznym tych osadów. Dalszych badañ na obszarze omawianego arkusza, jak i szerzej, we wschodniej czêœci Pojezie- rza Krajeñskiego i zachodniej czêœci Wysoczyzny Œwieckiej, wymaga: – okreœlenie szczegó³owej przynale¿noœci wiekowej mi¹¿szych serii piaszczystych zalegaj¹cych na utworach paleogenu i neogenu, – zagadnienie dok³adniejszego rozdzielenia osadów z okresu zlodowaceñ œrodkowopolskich, – centralna i wschodnia czêœæ obszaru arkusza (s³abe rozpoznanie budowy geologicznej powoduje, i¿ o osadach tam zalegaj¹cych mo¿na w zasadzie mówiæ jedynie ogólnie), – ukszta³towanie i geneza powierzchni podczwartorzêdowej (rola erozji, procesów egzaracyj- nych i glacitektonicznych),

76 Poza tym wiêksz¹ uwagê i rolê w badaniach utworów czwartorzêdu na tym obszarze nale¿y skierowaæ na prace geofizyczne (geofizyka elektrooporowa, miejscami p³ytka sejsmika refleksyjna o wysokiej rozdzielczoœci). Istotn¹ rolê ten kierunek badañ mo¿e odgrywaæ w obszarach trudniej do- stêpnych dla wierceñ.

Opracowano Zak³ad Kartografii Geologicznej w Geoconsult Sp. z o.o. Struktur P³ytkich w Kielcach Pañstwowego Instytutu Geologicznego Pañstwowego Instytutu Badawczego w Warszawie Kielce, 2008 r.

LITERATURA

Adamiec D., 1954 — Przegl¹dowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Bydgoszcz. wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Adamiec-Chodkiewiczowa D., 1961 — Materia³y Archiwum Wierceñ, 12, 1, 2, ark. Bydgoszcz. Inst. Geol., Warszawa. Ba³uk W., 1961 — Budowa geologiczna doliny Brdy w rejonie Tucholi. Biul. Geol. Wydz. Geol. UW, 1, 1: 68–77. Bugajska J., 2006 — Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych. Szczegó³owa mapy geologiczna Polski 1:50 000, ark. Gostycyn (241). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. 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 l:200 000, ark. Choj- nice, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Churska C., 1958 — Stosunek sandru Brdy do wysp moreny dennej. Zesz. Nauk. UMK, 4. Cieœla E., Wybraniec S., 1995 — Kompleksowa interpretacja grawimetryczno-magnetyczna Polski Zachodniej. Mapy geofizyczne elementów strukturalnych 1:200 000, ark. Szczecinek i Chojnice. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Ciuk E., 1955 — O zjawiskach glacitektonicznych w utworach plejstoceñskich i trzeciorzêdowych na obszarze zachodniej i pó³nocnej Polski. Biul. Inst. Geol., 70: 107–131. Ciuk E., 1970 — Schematy litostratygraficzne trzeciorzêdu Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 14, 4: 754–765. Ciuk E., 1974 — Schematy litostratygraficzne paleogenu Polski poza Karpatami i zapadliskiem przedkarpackim. Biul. Inst. Geol., 281: 754–779. Ciuk E., 1986 — Komentarz do sprawozdania z prac wiertniczych za wêglem brunatnym, wykonanych w 1944 r. w pobli¿u Pi³a–M³yn (d. M³yñski–Mühlbrück), gm. Gostycyn. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Ciuk E., Piwocki M., 1990 — Mapa z³ó¿ wêgli brunatnych i perspektyw ich wystêpowania w Polsce 1:500 000, Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Dadlez R. (red.), 1976 — Perm i mezozoik niecki pomorskiej. Pr. Inst. Geol., 29.

77 Dadlez R. (red.), 1998 — Mapa tektoniczna kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego na Ni¿u Polskim 1:500 000, Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Dadlez R., 1987 — Kompleks cechsztyñsko-mezozoiczny. W: Raczyñska (red.) — Budowa geologiczna wa³u pomorskiego i jego pod³o¿a. Pr. Inst. Geol., 119. Dadlez R., 2001 — Przekroje geologiczne przez bruzdê œródpolsk¹ w skali 1:200 000, Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Degórska J., 1938 — Morfologia zandru tucholskiego. Spraw. Pozn. Tow. Przyj. Nauk., 2: 128–131. Dyjor S., 1975 — Zaburzenia glacitektoniczne w Polsce Zachodniej. Mat. I Krajowego Symp.: „Wspó³czesne i neo- tektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce”: 219–229. Wyd. Geol., Warszawa. Galon R., 1949 — Przegl¹dowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Bydgoszcz, wyd. A. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Galon R., 1952a — Formy polodowcowe okolic Wiêcborka. Stud. Soc. Sc. Torunensis, Sec. C, 1,5. Galon R., 1952b — O fazach postoju l¹dolodu na obszarze Pomorza. W: Ksiêga pami¹tkowa 75-lecia Tow. Nauk. w Toruniu 1952: 49–59. Galon R., 1953 — Morfologia doliny i zandru Brdy. Stud. Soc. Sc. Torunensis, Sec. C, 1,6. Galon R., 1958 — Nowe badania geomorfologiczne na sandrze Brdy. Zesz. Nauk. UMK, 4. Geografia 1. Galon R., 1964 — Z zagadnieñ geografii fizycznej stosowanej na przyk³adzie regionu Brdy. Zesz. Nauk. UMK, 10. Geografia 3. Galon R., 1968 — Nowe fakty i zagadnienia dotycz¹ce genezy Pradoliny Noteci–Warty i dolin z ni¹ zwi¹zanych. Prz. Geogr., 40, 2: 307–315. Galon R., 1969 — O typach deglacjacji l¹dolodu skandynawskiego (w obrêbie ostatniego zlodowacenia). Folia Quatern., 30: 9–12. Galon R., 1981 — Wybrane zagadnienia stratygrafii i chronologii Vistulianu w Polsce. Prz. Geol., 29, 9: 445–452. Galon R., 1982a — Zagadnienia genezy i wieku rynien polodowcowych na Ni¿u Polskim na przyk³adzie rynny strzy- ¿yñskiej w Borach Tucholskich (w okolicy Zamrzenicy). Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 17: 3–9. Galon R., 1982b — Niektóre wnioski dotycz¹ce genezy i ewolucji rynny strzy¿yñskiej. Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 17: 36–38. Goslar T., 2005 – Wyniki datowañ radiowêglowych na ark. Gostycyn (241) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000 dla próbek: Bys³awek 1 i Bys³awek 2. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Grabowska I., 1965 — O œrodkowooligoceñskim wieku i³ów toruñskich na podstawie analizy sporowo-py³kowej. Kwart. Geol. 9, 4: 815–833. Grabowska I., Piwocki M., 1975 — Wiek i geneza i³ów toruñskich w okolicy Torunia na podstawie obserwacji palinologicznych i litologicznych. Biul. Inst. Geol., 284: 41–66. Graniczny M., Doktór S., Kucharski R., 1995 — Mapy liniowych elementów strukturalnych Polski 1:200 000 i 1:500 000 na podstawie kompleksowej analizy komputerowej zdjêæ geofizycznych i teledetekcyjnych. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Halicki B., 1933 — Sprawozdanie z badañ przeprowadzonych w okolicy Koronowa w zwi¹zku z projektem budowy tamy na Brdzie. Posiedz. nauk. Pañstw. Inst. Geol., 36. Heliasz Z., Ostaficzuk S., 2005a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lu- biewo (242). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

78 Heliasz Z., Ostaficzuk S., 2005b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lubiewo (242). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Jakubiak H., Wojas A., 1985 — Dokumentacja badañ geofizycznych. Temat — Poszukiwania z³ó¿ wêgla brunatnego w obrêbie anomalii grawimetrycznych (obszary: Rokitki, Cierplewo, Kowalskie B³oto). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Janczyk Z., 1957 — Badania paleobotaniczne interglacja³u Gostycyna ko³o Tucholi. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Jaskowiak-Schoeneichowa M., 1987 — Stratygrafia i rozwój sedymentacji. Kreda górna. W: Raczyñska (red.) — Budowa geologiczna wa³u pomorskiego i jego pod³o¿a. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 119: 140–152. Jentzsch A., 1883 — Das Profil der Eisenbahn Konitz–Tuchel–Laskowitz. Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 17: 550–593. Jentzsch A., 1896 — Neue Gesteins-Aufschlüsse in Ost- und Westpreussen. Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 17: 1–125. Jewtuchowicz S., 1955 — Struktura sandru. Pr. Wydz. 3 £ódz. Tow. Nauk, 40. Acta Geogr. Univ. Lodziensis, 5. Kasiñski J. R., 1989 — Dokumentacja geologiczna poszukiwañ z³ó¿ wêgla brunatnego w rejonie Cierplewo. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Kepczyñski K., 1958 — Roœlinnoœæ i historia torfowiska Siwe Bagno w Borach Tucholskich. Zesz. Nauk. UMK, 2. Biologia 2. Klima L., 1937 — Geneza krajobrazu okolic Chojnic. Ziemia, 27: 38–41. Kondracki J., 2002 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Kozarski S., 1991 — Litostratygrafia górnego plenivistulianu Niziny Wielkopolskiej w granicach ostatniego zlodowacenia: nowe dane i interpretacja. W: Kostrzewski A. (red.) — Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzê- dowych. Zesz. Nauk. UAM Ser. Geogr., 50: 471–496. Kra¿ewski S. R., 1961 — Geological profile of the brick-kiln of Koronowo. Guide-Book of excursion. From the Baltic to the Tatras. Part 1. North Poland. VIth INQUA Congr., Warszawa. Kurzawa M., 1999 — O zró¿nicowaniu pokrywy plejstoceñskiej nad wybranymi formami tektoniki salinarnej pó³nocno-zachodniej Polski. Prz. Geol., 47, 5: 489–498. Kurzawa M., 2000 — Przestrzenny model budowy kenozoiku Polski pó³nocno-zachodniej na cyfrowych geologicznych mapach œciêcia poziomego. Prz. Geol., 48, 4: 306–312. Lamentowicz M., Obremska M., Mitchell E. A., 2006 — Historia rozwoju dwóch torfowisk mszarnych w Borach Tucholskich. Prz. Geol., 54, 1: 76–80. Lamparski Z., 1983 — Plejstocen i jego pod³o¿e w pó³nocnej czêœci œrodkowego Powiœla. Stud. Geol. Pol., 76. Lankauf K. R., 1982 — Budowa geologiczna rynny (podwójnej) strzy¿yñskiej wraz z jej najbli¿szym otoczeniem w Borach Tucholskich oraz charakterystyka sedymentologiczna osadów profilu Zamrzenica. Acta Univ. Nicol. Co- pern. Geogr., 17 : 10–26. Liberacka M., 1959 — Morfologia doliny Bielskiej Strugi (Dop³yw Brdy). Zesz. Nauk. UMK, 4. Geografia 1. Liberacki M., 1958 — Formy wytopiskowe na obszarze sandru i doliny Brdy. Zesz. Nauk. UMK, 4. Geografia 1. Lindner L., 2001 — Problem wieku i zasiêgu l¹dolodów skandynawskich u brzegu polskich Karpat. Prz. Geol., 9: 819–821. Lisicki S., 2003 — Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis³y. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 177.

79 Listkowska H., 1986 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Koronowo (279). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Listkowska H., 1988 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Koronowo (279). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. £yczewska J., 1964 — Deformacje utworów neogenu i plejstocenu Polski œrodkowej i zachodniej. Rocz. Pol. Tow. Geol., 34, 1–2: 115–148. Maas G., 1898 — Über einige Ergebnisse der Aufnahmen in der Legend von Tuchel. Jb. Preuss. Geol. Landesanst., 19: 202–218. Maas G., 1899 — Geologische Skizzen aus der Tucheler Heide. Schr. Naturforsch. Ges. Danzig., 10: 1–15. Maas G., 1900 — Über Endmoränen in Westpreussen und angrenzenden Gebieten. Jb. Preuss. Geol. Landesanst. 21: 93–147. Maciejewska J., Nowak B.J., Uœcinowicz S., 1990 — Dokumentacja hydrogeologiczna zasobów wód pod- ziemnych z utworów czwartorzêdowych na obszarze Zlewni Dolnej Brdy. Arch. Urzêdu Wojewódzkiego, Bydgoszcz. Makowska A., 1974a — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Grudzi¹dz, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Makowska A., 1974b — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Grudzi¹dz, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Makowska A., 1975 — Objaœnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark. Grudzi¹dz. Inst. Geol., Warszawa. Makowski A. S. i in., 1937 — Wêgle brunatne w Polsce. Obszar pó³nocno-zachodni. Arkusz V a-c (Koronowo, Goœcieradz, Bydgoszcz m., Rosko, Ciszkowo, Sieraków, W³oc³awek). Polski Komitet Energetyczny,. Warszawa. Marek S., Dadlez R., 1974 — Struktury epoki tektonicznej alpejskiej. Polska pó³nocno-zachodnia i œrodkowa. W: Po¿aryski W. (red.) — Budowa geologiczna Polski. 4. Tektonika. 1. Ni¿ Polski. Wyd. Geol., Warszawa. Matuszak K., 1952 — Morfologia doliny Czerskiej Strugi. Arch. Inst. Geogr. UMK, Toruñ. Miko³ajski J., 1929 — Morfologia Pomorza. W: Pam. Inst. Ba³t. Ser. Balticum. Pol. Pomorze, 1. Ziemia i morze, Toruñ. Mojski J. E., 2005 — Ziemie polskie w czwartorzêdzie. Zarys morfogenezy. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Molewski P., Wysota W. (red.), 2000 — Dawne i wspó³czesne systemy morfogenetyczne œrodkowej czêœci Polski pó³nocnej. Przewodnik wycieczek terenowych. V Zjazd Geomorf. Pol. Wyd. UMK, Toruñ. Morawski W. (red.), 2004 — Zastosowanie metod geofizycznych do badañ osadów kenozoicznych i zaburzeñ glacitektonicznych na przyk³adzie po³udniowej Warmii. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 181. Murawski T., 1961a — Esker and kames near Wielowiczek (E of Wiêcbork). W: Guide-book of excursion. From the Baltic to the Tatras. Part 1. North Poland. VI INQUA Congr., Warszawa. Murawski T., 1961b — Kames in the neighbourhood of Œmi³owo (near Wiêcbork). W: Guide-book of excursion. From the Baltic to the Tatras. Part 1. North Poland. VI INQUA Congr., Warszawa. Murawski T., 1961 — Esker west of Przepa³kowo (near Wiêcbork). Guide-Book of excursion. From the Baltic to the Tatras. Part 1. North Poland. VIth INQUA Congr., Warszawa. Murawski T.,1963 — Zagadnienie zmian biegu górnej Brdy. Zesz. Nauk. UMK, 5. Geografia 2. Murawski T., 1969 — Mapa morfogenetyczna Wysoczyzny Krajeñskiej 1:100 000,Wyd. IGiPZ PAN. Murawski T., 1973 —Ozy Wysoczyzny Krajeñskiej i ich rola w krajobrazie polodowcowym (praca doktorska). Arch. Inst. Geogr. UMK, Toruñ. M¿yk S., 2004 — Dokumentacja badañ geoelektrycznych. Temat: Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Gostycyn (241). Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Oddz. Dolnoœl., Wroc³aw.

80 Niewiarowski W., Pasierbski M., 1999 — Influence of bedrock on the Quaternary deposits in the central Krajna Lakeland. Kwart. Geol., 43, 1: 49–60. Niewiarowski W., Pasierbski M., 2003a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Sêpólno Krajeñskie (240). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Niewiarowski W., Pasierbski M., 2003b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Sêpólno Krajeñskie (240). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Noryœkiewicz B., 1982 — Roœlinnoœæ i historia torfowiska w okolicy Zamrzenicy w Borach Tucholskich. Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 17: 27–35. Nowaczyk B., 1994 — Wiek jezior i problemy zaniku bry³ pogrzebanego lodu na przyk³adzie sandru Brdy w okolicy Charzykowy. Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 27: 97–110. Nowicka I., 1958 — Wydmy na sandrze Brdy. Zesz. Nauk. UMK, 4. Odrzywolska-Bieñkowa E., Kosmowska-Ceranowicz B., Ciuk E., Giel M. D., Grabowska I., Piwocki M., Po¿aryska K., Wa¿yñska H., Ziembiñska-Tworzyd³o M., 1979 — Syntetycz- ny profil stratygraficzny trzeciorzêdu polskiej czêœci NW basenu trzeciorzêdowego Europy. Prz. Geol., 27, 9: 481–489. Pasierbski M., 1973 — Przebieg deglacjacji i formy terenu pó³nocnej czêœci Wysoczyzny Krajeñskiej. Studia Soc. Sc. Torunensis Sec. C, 8,1. Pasierbski M., 1975 — Uwagi o genezie niecki jeziora Charzykowskiego. Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 15: 101–113. Pasierbski M., 1994 — Stopieñ zaniku jezior w zale¿noœci od kszta³tu i genezy niecki jeziornej na przyk³adzie œrod- kowej czêœci Pojezierza Krajeñskiego. Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 27: 111–119. Pasierbski M., 1995a — Wysoka — krajobraz pola drumlinowego. W: Krajobrazy Krajny. Przew. Wyc., 2. 44 Zjazd Pol. Tow. Geol. Toruñ: 27–29. Pasierbski M., 1995b — Zakrzewek — krajobraz form martwego lodu. W: Krajobrazy Krajny. Przew. Wyc., 2. 44 Zjazd Pol. Tow. Geol. Toruñ: 33–35. Pasierbski M., 1995c — Œmi³owo — krajobraz form martwego lodu. W: Krajobrazy Krajny. Przew. Wyc., 2. 44 Zjazd Pol. Tow. Geol. Toruñ: 45–48. Pasierbski M., 1995d – Morfologia i struktura moren czo³owych lobu jez. Juchacz. W: Krajobrazy Krajny. Przew. Wyc., 2. 44 Zjazd Pol. Tow. Geol. Toruñ: 21–25. Pasierbski M., 1996 — Wiêcborskie moreny czo³owe w œwietle nowych badañ. Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 28: 27–38. Pasierbski M., 2003 — RzeŸba, budowa wewnêtrzna i mechanizm przekszta³ceñ wiêcborskiej strefy marginalnej. Wyd. Top Kurier. Toruñ. Paw³owski S., 1931 — Rzut oka na ukszta³towanie Pomorza. Czas. Geogr., 9: 257–268. Paw³owski S., 1934 — La Poméranie et le littoral de la mer Baltique. Excursions B-2. Congr. Intern. de Geogr., Warszawa. Paw³owski S., 1937 — Budowa geologiczna i krajobrazy morfologiczne Pomorza. W: S³ownik geogr. Pañstwa Pol- skiego, 1,1. Petecki Z., 1988 — Mapa grawimetryczno-sejsmicznych elementów strukturalnych kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego na obszarze wa³u pomorsko-kujawskiego i obszarów przyleg³ych, ark Nak³o. Centr. Arch. Geol Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

81 Pi¹tkowska A., Doktór S., Graniczny M., Toczyski M., 1998 — Opracowanie bazy danych liniowych elementów strukturalnych Polski wykonanych na podstawie analizy teledetekcyjno–geofizycznej 1: 200 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Pikies R., 2007a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Tuchola (203). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Pikies R., 2007b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Tuchola (203). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Piwocki M., 1967 — Sprawozdanie z prac geologiczno-poszukiwawczych wêgla brunatnego wykonanych w 1966 r. w rejonie Koronowo–Toruñ, pow. Bydgoszcz, Che³mno i Toruñ. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Piwocki M., 1971 — Trzeciorzêd okolic Torunia. Kwart. Geol. 15, 4: 987–988. Piwocki M., 1978 — Warunki geologiczne i perspektywy wykorzystania wêgla brunatnego w Nakle nad Noteci¹. Prz. Geol., 26, 10: 584–588. Piwocki M., 2004 — Paleogen. W: Peryt T.M., Piwocki M. (red.) — Budowa geologiczna Polski. 1, 3A. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Piwocki M., Badura J., Przybylski B., 2004—Ni¿Polski i jego po³udniowe obrze¿enie. Neogen. W: Peryt T. M., Piwocki M. (red.) — Budowa geologiczna Polski 1. 3A. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Piwocki M., Kramarska R., 2004 — Podstawy stratygrafii. W: Peryt T. M., Piwocki M. (red.) — Budowa geologiczna Polski. 1, 3A. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa Piwocki M., Ziembiñska-Tworzyd³o M., 1995 — Litostratygrafia i poziomy sporowo-py³kowe neogenu na Ni¿u Polskim. Prz. Geol., 43, 11: 916–927. Piwocki M., Ziembiñska-Tworzyd³o M., 1997 — Neogene of the Polish Lowland Lithostratigraphy and pollen-spores zones. Kwart. Geol. 41, 1: 21–40. Po¿aryski W., Tomczyk H., Brochwicz-Lewiñski W., 1982—Tektonika i ewolucja paleotektoniczna paleozoiku podpermskiego miêdzy Koszalinem i Toruniem (Pomorze). Prz. Geol. 30, 12: 658–666. Raczyñska A. (red.), 1987 — Budowa geologiczna wa³u pomorskiego i jego pod³o¿a. Pr. Inst. Geol., 119. Roszko L., 1968 — Recesja ostatniego l¹dolodu z terenu Polski. W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74. S³odkowska B., 2004 — Palynological studies of the Paleogene and Neogene deposits from the Pomeranian Lake- land area (NW Poland). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. S³odkowska B., 2005 — Wyniki badañ palinologicznych próbek osadów paleogenu i neogenu z ark. Gostycyn (241) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1: 50 000, profile otworów kartograficznych: Kamienica (Gos-1), M¹kowarsko (Gos-2), £¹sko Wielkie (Gos-3), Sucha (Gos-4). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Sonntag P., 1919 — Geologie von Westpreussen. Gebr. Berntraeger. Berlin. Szupryczyñski J., 1958 — Relief and geological structure of Dêbowa Góra. Bull. Acad. Pol. Sc. Ser. Sc. Chim, 6,6. Twarogowski J., Petecki Z., 2005 — Analiza pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego dla tematu Szcze- gó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Gostycyn (241). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Uberna T., 1974 — Sytuacja utworów paleogeñskich w pó³nocnej czêœci Ni¿u Polskiego na tle ukszta³towania powierzchni pod³o¿a utworów kenozoicznych. Biul. Inst. Geol., 281: 93–103. Uniejewska M., Nosek M., 1976 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Nak³o, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa.

82 Uniejewska M., Nosek M., W³odek M.,1979 — Objaœnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark. Nak³o. Inst. Geol., Warszawa Uniejewska M., W³odek M., 1976 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Nak³o, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Wa¿yñska H. (red.), 1998 — Palynology and paleogeography of the Neogene in the Polish Lowlands. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 160. Wieczorek D., 2002 — Projekt prac geologicznych dla arkusza Gostycyn (241) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Winter H., 2005 — Opracowanie dotycz¹ce analizy py³kowej próbek z profili otworów kartograficznych: GOS-1 (Ka- mienica), GOS-2 (M¹kowarsko), GOS-3 (£¹sko Wielkie), GOS-4 (Sucha), ark. Gostycyn (241) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Winter H., 2006 — Orzeczenie dotycz¹ce wyników analizy py³kowej próbek z profilu Bys³awek-2, ark. Gostycyn (241) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Wysota W., 2002 — Stratygrafia i œrodowiska sedymentacji zlodowacenia Wis³y w po³udniowej czêœci Dolnego Powiœla. Wyd. UMK, Toruñ.

83 17o 45’ 18o 00’ Tablica I o 53 53o Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 30’ w 30’ Ark. Gostycyn (241) Bysławek GOSTYCYN Brda Minikowo s w SZKIC GEOMORFOLOGICZNY Wielka Kamionka P s Klonia w Skala 1:100 000 s

P w Formy lodowcowe Formy rzeczne

w w Wysoczyzna morenowa płaska Dna dolin rzecznych

w Tarasy akumulacyjne nadzalewowe Bagienica Wysoczyzna morenowa falista Pruszcz Klonowo 3,0–5,0 m n.p. rzeki Moreny czołowe przeważnie spiętrzone Formy denudacyjne

Drumliny Dolinki denudacyjne

PŻ Zalew Motyl Sępolenka Koronowski Zagłębienia końcowe Stożki napływowe

P Łakomowo Formy utworzone w strefie martwego lodu Długie stoki

Moreny martwego lodu Formy utworzone przez roślinność PŻ Sokole-Kuźnica Formy wodnolodowcowe Równiny torfowe w w Mąkowarsko J. Stoczek I II Poziomy sandrowe: I — starsze, II — młodsze Formy antropogeniczne

Cierplewo w Równiny wodnolodowcowe PŻ Piaskownie-żwirownie (PŻ), piaskownie (P)

P J. Piaseczno Różanna Wielonek Ozy s Dna stawów Dziedzinek Lucim Kemy Wcięcia kolejowe w

Tarasy kemowe Wysypiska odpadów komunalnych w Rynny subglacjalne Grodziska w Wilcze KoronowskiZalew Rynny wykorzystane przez rzeki i częściowo przez nie przekształcone w Nowy Dwór Wyniosłości i progi w dnach rynien Opracował: A. STOIŃSKI Romanowo Łąsko Wielkie Buszkowo Pieczyska Równiny erozyjne wód roztopowych

Janowo o Łąsko Małe Zagłębienia powstałe po martwym lodzie 53 53o 20’ 20’ 17o 45’ 18o 00’

012345km Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 o o Tablica II 17 45’ A 18 00’ 53o 2 9 53o Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 30’ Bysławek 30’ Ark. Gostycyn (241)

M1–2 ,5 SZKIC GEOLOGICZNY ODKRYTY 4 GOSTYCYN M2–3 +Pl 1 M 1–2 Skala 1:100 000

M2–3 +Pl 1

Iły i mułki miejscami piaski MIOCEN M +Pl MIOCEN ŚRODKOWY–GÓRNY +PLIOCEN 2–3 1 — formacja poznańska +PLIOCEN DOLNY M2–3 +Pl 1 Piaski i piaski z wkładkami mułków, miejscami węgla brunatnego M MIOCEN 2 — formacja adamowska ŚRODKOWY

Mułki, iły i węgiel brunatny, miejscami piaski MIOCEN DOLNY– M1–2 Pruszcz Klonowo NEOGEN — formacja krajeńska MIOCEN ŚRODKOWY

MIOCEN Piaski i mułki, miejscami z wkładkami węgla brunatnego MIOCEN M1 M1 — formacja gorzowska DOLNY M2–3 +Pl 1 Mułki piaszczyste i mułki, miejscami piaski kwarcowe M +Pl Ol OLIGOCEN 2–3 1 PALEOGEN OLIGOCEN 1 — formacja czempińska DOLNY M1 M1 M 1 M1–2 Granice geologiczne M 1–2 M1 M 1 Izohipsy stropu utworów podczwartorzędowych w m n.p.m. 40 M2–3 +Pl 1 M Sokole Kuźnica a 1 b a. pewne, b. przypuszczalne M1 M1 43 D Krawędzie Mąkowarsko 43 M2 Wybrane otwory wiertnicze z numeracją według mapy geologicznej M2–3 +Pl 1 Q 61,4 (symbol oznacza wiek: Q — czwartorzęd, Pl — pliocen, M+Pl —miocen+pliocen, M — miocen, Pg — paleogen, Ng — neogen, Pg+Ng — paleogen+neogen; M 2 liczba — wysokość stropu utworów starszych od czwartorzędu lub rzędną C M1–2 zakończenia otworu w osadach czwartorzędowych, w m n.p.m.)

Dziedzinek M1–2 Obszary występowania kier skał starszych od czwartorzędu Lucim M1 B A Linia przekroju geologicznego na mapie geologicznej M2–3 +Pl 1 Ol1 D C Linia przekroju geologicznego załączonego w tekście

Wilcze

Opracował: D. WIECZOREK Ol 1 M2–3 +Pl 1 Ol1? Łąsko Wielkie Buszkowo Pieczyska M1–2 M2–3 +Pl 1 o M2 ? o 53 M1 53 20’ B 20’ 17o 45’ M1–2 18o 00’

012345km Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Tablica III Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Gostycyn (241)

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY C–D

C D SW E

Dziedzinek Mąkowarsko Sokole-Kuźnica

Otw. 32 Otw. 35 Otw. 39 Otw. 42 Otw. 30 Otw. 43 Otw. 44 Otw. 46 54 27 28 29 30 Otw. 34 32 33 35 37 38 39 40 41 42 43 44 25 Otw. 31 45 46 47 49 53 m n.p.m. m n.p.m.

150 17 150 22 20 20 140 1 1 8 1 140 3 8 20 23 10 3 12 20 130 33 12 1 130 23 1 25 25 22 120 33 120 26 22

110 28 27 26 Zalew Koronowski Zalew Koronowski 110 27 28 7 7 100 33 25 26 25? 15 100 17 28 28 28 14 14 14 23 28 27 14 2526 90 30 13 13 7 90 30 33 33 25 26 25 25 24 24 80 34 27 26 80 28 27 27 27 27 30 70 28 28 28 70 37 36 28 5 28 30 60 30 60 32 50 30 30 50 36 35 35 31 37 40 36 40 36 36 35 30 36 36 30 20 36 20 37 10 10 37 0 37 0 -10 -10

-20 -20 0 1000 2000 m 38 38 -30 -30

-40 41 -40 -50 -50

-60 -60

-70 -70

fg B3 b B3 1— t Qh 14 — ppżQp4 24 — i Qp4 33 — Pg+NgQp Żwiry Iły Gytie fg B3 fg B3 3— phQh 15 — pż2Qp4 25 — pż1Qp4 34 — imM2–3+Pl1 Żwiry i piaski Iły i piaski Węgiel brunatny

f k B3 g W2 Piaski, iły i mułki z soczewkami 5— pQh 17 — pmQp4 26 — gzwQp3 35 — pM2 Gliny zwałowe Piaski węgla brunatnego d o B3 fg W2 Piaski pyłowate, 7— pQ 19 — gzwQp4 27 — pQp3 36 — miM1–2 Margle Iły z węglem brunatnym piaski i mułki d d B3 g W1 8— gpQ 20 — gzwQp4 28 — gzwQp3 37 — pmM1 Piaski i gliny Margle piaszczyste

gw B3 fg W1 10 — gyQ 21 — gzwQp4 30 — pQp3 38 — mpOl1 Mułki i piaski Torfy fgg B3 g B3 f-li L 12 — gpQp4 22 — pżQp4 31 — pmQp3 41 — meCr3 Uwaga:pozostałe objaśnienia jak na mapie geologicznej rs B3 g B3 g O 13 — Q 4 23 — zwQ 4 32 — zwQ 3 pż p g p g p Opracowali: D. WIECZOREK, A. STOIŃSKI

Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Tablica IV Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Gostycyn (241)

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY E–F wzdłuż linii Wilcze–Łąsko Wielkie–Buszkowo–Janowo

E F

W E Wilcze Łąsko Wielkie Buszkowo Janowo Otw. 52 (73) Otw. 63 Otw. 67 79 Otw. 69 Otw. 70 m n.p.m. Otw. 68 m n.p.m.

15 19 8 25 23 8 22 23 8 19 8 1 10 1 21 33 25 25 23 12 23 19 26 23 12 5 8 25 27 26 33 27 33 25 33 26

26 ? 33 28 27 28 33 30

Uwaga:objaśnienia jak na tablicy III

Opracował: D. WIECZOREK Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Tablica V Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Gostycyn (241)

ZESTAWIENIE PROFILI OTWORÓW BADAWCZYCH DLA SMGP (KARTOGRAFICZNYCH) m n.p.m.

Otw. 38 GOS-2 Otw. 66 GOS-3 Otw. 13 Mąkowarsko Łąsko Wielkie GOS-1 131,3 m n.p.m. 128,1 m n.p.m. Kamienica

126,9 m n.p.m. 2 1

2 1 B3 2 2 1 1

2 2 1 2 1 1 B3 W2 wisły 2

2 stadiał górny 1 zlodowacenie 1 2 1

2 Otw. 46 1

2 GOS-4 ęd 1 W1 Sucha 2 98,4 m n.p.m. 1 2 1 stadiał Q W2 środkowy Q 2 Ng 1 2 1 2

warty FP 1

Plejstocen Ng 2 stadiał zlodowacenie 1 Pg Pg + W1 dolny FP Porwak Ng 2 1

2 1 interglacjał 2 lubawski 1

Czwartorz

2 1 FK zlodowacenie odry FCz

60,0 m formacja poznańska FP

formacja 75,3 m FA adamowska

Neogen

Żwiry formacja krajeńska Q FK Piaski Ng Piaski i gliny

Mułki FA formacja Iły czempińska FCz Gliny zwałowe Q

Paleogen Węgiel brunatny FCz Pg 76,2 m Drewno FK Ng

Miejsca pobrania próbek do badań 111,6 m litologiczno-petrograficznych: próbki punktowe próbki duże

Miejsca pobrania próbek do badań palinologicznych

2 Współczynniki petrograficzne (O/K–K/W–A/B) 1 obliczone dla żwirów o średnicy 5–10 mm, uzyskanych z glin zwałowych (wartości średnie) (5) — liczba próbek Opracował: D. WIECZOREK