Objaœnienia Do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski

PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY PAÑSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY

WOJCIECH MORAWSKI

G³ówny koordynator Szczegó³owej mapy geologicznej Polski — A. BER

OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

1:50000

Arkusz DŸwierzuty (177) (z 2 tab. i 5 tabl.)

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

WARSZAWA 2009 Autor: Wojciech MORAWSKI Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy ul. Rakowiecka 4, 00–975 Warszawa

Redakcja merytoryczna: Agnieszka PRZYGODA

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

ISBN 978-83-7538-603-5

Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Jacek STR¥K

2 SPIS TREŒCI

I. Wstêp ...... 5

II. Ukszta³towanie powierzchni terenu...... 10

III. Budowa geologiczna ...... 17

A. Stratygrafia...... 17

1. Paleogen ...... 18

2. Neogen ...... 18

a. Mio-pliocen ...... 18

3. Czwartorzêd ...... 18

a. Plejstocen ...... 19

Zlodowacenia najstarsze ...... 20

Zlodowacenie Narwi ...... 21

Stadia³ dolny ...... 21

Stadia³ górny ...... 22

Zlodowacenia po³udniowopolskie ...... 22

Zlodowacenie Nidy ...... 23

Stadia³ dolny ...... 23

Stadia³ górny ...... 23

Zlodowacenie Sanu 1 ...... 24

Zlodowacenie Sanu 2 ...... 25

Interglacja³ wielki (?) ...... 26

Zlodowacenia œrodkowopolskie ...... 26

Zlodowacenie Odry ...... 27

Stadia³ dolny ...... 27

Stadia³ górny ...... 30

Zlodowacenie Warty ...... 31

Interglacja³ eemski ...... 32

3 Zlodowacenia pó³nocnopolskie ...... 32

Zlodowacenie Wis³y ...... 32

Stadia³ œrodkowy ...... 32

Stadia³ górny ...... 33

b. Czwartorzêd nierozdzielony ...... 41

c. Holocen ...... 42

B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu ...... 43

C. Rozwój budowy geologicznej ...... 45

IV. Podsumowanie ...... 50

Literatura ...... 52

SPIS TABLIC

Tablica I — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000

Tablica II — Przekrój geologiczny C–D

Tablica III — Przekrój geologiczny E–F

Tablica IV — Zestawienie profili otworów wiertniczych

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

4 I. WSTÊP

Obszar objêty arkuszem DŸwierzuty po³o¿ony jest w zachodniej czêœci Mazur, na Pojezierzu Olsztyñskim, na wschód od Olsztyna. Jego granice wyznaczaj¹ nastêpuj¹ce wspó³rzêdne geograficz- ne: 20°45’–21°00’ d³ugoœci geograficznej wschodniej i 53°40’–53°50’ szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Badany teren obejmuje powierzchniê oko³o 306 km2, z tego oko³o 14 km2 stanowi¹ jeziora. Obszar arkusza znajduje siê w obrêbie województwa warmiñsko-mazurskiego, na terenie powiatu olsztyñskiego (gmin: Barczewo, Biskupiec i Purda) i szczycieñskiego (gminy DŸwierzuty i Pasym). Poni¿sze opracowanie zosta³o wykonane w Zak³adzie Kartografii Geologicznej Pañstwowego Instytutu Geologicznego w Warszawie, na podstawie projektu badañ geologicznych wykonanego dla arkuszy: DŸwierzuty i Biskupiec w 2001 r., zatwierdzonego decyzj¹ Ministra Œrodowiska numer DG/kok/AO/489-NY-33/2003 z dnia 15.04.2003 r. Na obszarze arkusza DŸwierzuty terenowe prace geologiczno-zdjêciowe i dokumentacyjne by³y prowadzone w latach 2003–2005. W ramach tych prac wykonano zdjêcie geologiczne dla ca³ego badanego terenu. Prace dokumentacyjne objê³y: 2458 punktów dokumentacyjnych, w tym 104 sondy mechaniczne wykonane wiertnic¹ WH o ³¹cznym metra¿u 1352 m, 2292 sondy rêczne o ³¹cznym metra¿u 4896 m oraz 63 ods³oniêcia. Na mapie geologicznej zlokalizowano 126 punktów dokumentacyjnych (tab. 1), które zosta³y wykorzystane miêdzy innymi przy konstruowaniu przekrojów geologicznych. W 2003 roku wzd³u¿ œrodkowej czêœci g³ównego przekroju geologicznego zosta³ wykonany profil sejsmiczny o d³ugoœci oko³o 10 km (Opak, 2003). W 2004 roku zosta³y wykonane trzy otwory badawcze (kartograficzne) o ³¹cznym metra¿u 734,0 m: Klucznik (otw. 28, g³. 303,0 m), Ner- wik (otw. 34, g³. 140,5 m) oraz S¹p³aty (otw. 35, g³. 299,5 m). W 2005 roku wzd³u¿ linii g³ównego przekroju wykonano dodatkowo (nieprzewidziany w projekcie badañ) profil elektrooporowy, o d³ugoœci oko³o 20 km (70 SGE), w ramach realizowanego równolegle tematu finansowanego ze œrodków Ko- mitetu Badañ Naukowych (Okrasa, 2005). Dla obszaru arkusza zosta³a wykonana Mapa anomalii lokalnych (Petecki, Twarogowski, 2006) na podstawie pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego.

5 Tabela 1 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych

Numer punktu Rodzaj Rzêdna G³êbokoœæ Uwagi Lokalizacja punktu* (m n.p.m.) (m) na mapie wed³ug geologicznej notatnika terenowego

1 2 34 56 7 1 30 sm Jezioro Pisz 115 12 przekrój geologiczny A–B 2 28 sm Jezioro Pisz 115 14 przekrój geologiczny A–B 3 27 sm Jezioro Czarne 141 18 przekrój geologiczny A–B 4 1833 od Tumiany 113 7 piaski dolne 5 97 sm Tumiany 151 10 kem 6 1765 od Kolonia Kromerowo 152 6 kem 7 1755 sr Kojtryny 124 5 torfy na kredzie jeziornej 8 1812 od Zazdroœæ 146 5 morena martwego lodu Kolonia Nowe 999sm 165 10 morena martwego lodu Marcinkowo 10 1779 od Nowe Marcinkowo 135 7 gliny zwa³owe moren martwego lodu Kolonia Nowe 11 92 sm 178 8 forma akumulacji szczelinowej Marcinkowo 12 98 sm Nowe Marcinkowo 161 8 oz 13 103 sm Józefowo 156 8 oz 14 104 sm Józefowo 166 8 morena martwego lodu 15 102 sm £ugi 166 10 morena martwego lodu 16 101 sm £ugi 176 6 morena martwego lodu 17 100 sm Rudziska 174 10 forma akumulacji szczelinowej 18 52 sm Botowo-Kolonie 164 10 przekrój geologiczny C–D 19 53 sm Rudziska 156 10 przekrój geologiczny C–D 20 29 sm Kierzliny 127 4 przekrój geologiczny A–B 21 33 sm Studzianek 126 12 przekrój geologiczny A–B 22 31 sm Studzianek 119 12 przekrój geologiczny A–B 23 34 sm Jedzbark 119 22 przekrój geologiczny A–B 24 32 sm Jedzbark 148 12 przekrój geologiczny A–B 25 37 sm Odryty 146 4 i³y zastoiskowe 26 96 sm Klimkowo 140 5 morena martwego lodu 27 94 sm Kierzbuñ 163 4 oz 28 41 sm Leszno 180 10 morena martwego lodu 29 93 sm Barto³ty Ma³e 165 12 przekrój geologiczny C–D 30 43 sm Rasz¹g 170 12 przekrój geologiczny C–D 31 1636 Rasz¹g 180 – g³azy (forma akumulacji szczelinowej) 32 44 sm Rasz¹g 186 12 przekrój geologiczny C–D 33 45 sm Rasz¹g 161 5 przekrój geologiczny C–D 34 90 sm Rasz¹g 168 10 oz 35 91 sm Rasz¹g 174 6 morena martwego lodu 36 1915 od, sr Józefowo 148 10 kem 37 1542 od Rasz¹g 165 4 morena czo³owa 38 46 sm Rasz¹g 173 8 przekrój geologiczny C–D 39 47 sm Botowo 198 12 przekrój geologiczny C–D

6 cd. tabeli 1

123 4 56 7 40 48 sm Botowo 179 10 przekrój geologiczny C–D 41 49 sm Botowo 192 10 przekrój geologiczny C–D 42 50 sm Botowo 197 10 przekrój geologiczny C–D 43 51 sm Botowo 173 7 przekrój geologiczny C–D 44 1228 sr Klucznik 134 2 kopalnia torfów 45 35 sm Odryty 138 4 przekrój geologiczny C–D 46 1256 sr, od Odryty 135 4 kopalnia i³ów 47 26 sm Odryty 135 10 przekrój geologiczny A–B 48 25 sm Odryty 143 10 przekrój geologiczny A–B 49 36 sm Odryty 136 10 przekrój geologiczny A–B 50 24 sm Klucznik 146 7 przekrój geologiczny A–B 51 38 sm Odryty 149 22 przekrój geologiczny C–D 52 23 sm Klucznik 150 23 przekrój geologiczny A–B 53 95 sm Jezioro Po³udniewo 121 22 przekrój geologiczny C–D 54 39 sm Jezioro Po³udniewo 133 6 przekrój geologiczny C–D 55 40 sm Barto³ty Wielkie 119 10 przekrój geologiczny C–D 56 2008 od Kolonia Stawek 185 12 forma akumulacji szczelinowej 57 1513 od Rasz¹g 180 6 forma akumulacji szczelinowej 58 1530 Botowo 180 kamienie z „polew¹” 59 89 sm Rumy 178 6 gliny zwa³owe (wysoczyzna morenowa falista) piaski i ¿wiry wodnomorenowe na piaskach 60 1574 od Dymer 155 3 i ¿wirach wodnolodowcowych 61 22 sm Klucznik 125 30 przekrój geologiczny A–B 62 21 sm Nerwik 140 20 przekrój geologiczny A–B 63 20 sm Nerwik 147 20 przekrój geologiczny A–B 64 65 sm Nerwik 148 18 przekrój geologiczny A–B 65 13 sm Kar 166 20 przekrój geologiczny A–B 66 12 sm Kar 185 20 przekrój geologiczny A–B 67 69, 11 od, sm S¹p³aty 160 6 + 30 przekrój geologiczny A–B 68 62 sm S¹p³aty 160 10 przekrój geologiczny A–B 69 64 sm S¹p³aty 169 12 przekrój geologiczny A–B 70 63 sm S¹p³aty 159 10 przekrój geologiczny A–B 71 60 sm S¹p³aty 155 12 przekrój geologiczny E–F 72 87 sm Rumy 184 10 morena martwego lodu 73 68 sm S¹p³aty 164 22 przekrój geologiczny A–B 74 91 sm S¹p³aty 174 6 kem 75 66 sm Laurentowo 170 10 przekrój geologiczny E–F 76 69 sm Laurentowo 151 30 przekrój geologiczny A–B 77 88 sm Kolonia Rumy 168 6 morena martwego lodu 78 73 sm Kolonia Rumy 163 18 przekrój geologiczny E–F 79 70 sm D¹b 175 10 forma akumulacji szczelinowej 80 71 sm D¹b 166 10 przekrój geologiczny E–F 81 177 sr D¹b 158 2 namu³y zag³êbieñ bezodp³ywowych 82 72 sm D¹b 158 14 przekrój geologiczny E–F 83 174 sr Szczepankowo 166 3 kem

7 cd. tabeli 1

123 4 56 7 84 77 od Gisiel 163 10 przekrój geologiczny E–F 85 75 sm Gisiel 163 24 przekrój geologiczny E–F 86 76 sm Gisiel 160 4 przekrój geologiczny E–F 87 234 od Szczepankowo 160 10 piaski i ¿wiry wodnomorenowe 88 74 sm Gisiel 157 18 przekrój geologiczny E–F 89 56 od Rusek-Góry 174 20 przekrój geologiczny E–F 90 55 sm Rusek-Góry 200 20 przekrój geologiczny E–F 91 57 sm Rusek-Góry 148 28 przekrój geologiczny E–F 92 58 sm Rusek Wielki 172 24 przekrój geologiczny E–F 93 59 sm Rusek Wielki 172 23 przekrój geologiczny E–F 94 782 od Rusek Wielki 165 3 forma akumulacji szczelinowej 95 61 sm Mycó³ka 151 15 przekrój geologiczny E–F 96 84 sm Julianowo 170 10 gliny zwa³owe (wysoczyzna morenowa falista) 97 54 sr Julianowo 141 3 torfy 98 85 + 94 sm, sr Julianowo 176 7 morena martwego lodu 99 89 sr Julianowo 145 3 namu³y torfiaste 100 86 sm Julianowo 160 6 gliny zwa³owe (wysoczyzna morenowa falista) 101 489 sr Kolonia DŸwierzuty 141 3 gytie z przemazami kredy jeziornej 102 116 sr Laurentowo 151 4 kem 103 9 sm Kolonia £upowo 160 6 kem 104 67 sm £upowo 157 20 przekrój geologiczny A–B 105 497 od Kolonia DŸwierzuty 143 4 forma akumulacji szczelinowej 106 10 sm Kolonia £upowo 168 14 przekrój geologiczny A–B 107 8 sm Kolonia £upowo 161 26 przekrój geologiczny A–B gliny zwa³owe na piaskach i ¿wirach 108 156 sm Kolonia DŸwierzuty 160 5 wodnomorenowych 109 164a, b sr Kolonia DŸwierzuty 162 3 kontakt wysoczyzny i sandru 110 1067 od Kolonia Purda 143 16 piaski i ¿wiry wodnomorenowe 111 80 sm Rudziska Pasymskie 143 18 przekrój geologiczny E–F 112 83 sm Rudziska Pasymskie 148 20 przekrój geologiczny E–F 113 81 sm Rudziska Pasymskie 180 20 przekrój geologiczny E–F 114 82 sm Rudziska Pasymskie 185 30 przekrój geologiczny E–F piaski i ¿wiry wodnolodowcowe na glinach 115 726 od, sr Rusek Wielki 160 5 zwa³owych Rusek Wielki piaski i ¿wiry akumulacji szczelinowej na glinach 116 745 od, sr ok. 160 8 (kopalnia kruszywa) zwa³owych gliny zwa³owe na piaskach i ¿wirach 117 467 od Ma³szewko 144 3 wodnomorenowych 118 7 sm DŸwierzuty 153 14 przekrój geologiczny A–B 119 5 sm DŸwierzuty 155 6 przekrój geologiczny A–B 120 4 sm DŸwierzuty 158 2 przekrój geologiczny A–B 121 6 sm Olszewki Mazurskie 155 10 przekrój geologiczny A–B 122 1 sm Olszewki Mazurskie 158 22 przekrój geologiczny A–B 123 78 sm Mi³uki 151 14 przekrój geologiczny E–F 124 79 sm Mi³uki 140 30 przekrój geologiczny E–F 125 581 od Kolonia Elganowo 152 6 morena martwego lodu gliny zwa³owe na piaskach i ¿wirach 126 2A sm Olszewki 155 4 wodnolodowcowych dolnych

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

8 Wyniki cytowanych wy¿ej badañ geofizycznych zosta³y wykorzystane przy konstruowaniu przekro- jów geologicznych oraz szkicu geologicznego odkrytego. W ramach prac prowadzonych na terenie arkusza DŸwierzuty zosta³y wykonane: badania litologiczno-petrograficzne 123 próbek utworów czwartorzêdowych pobranych z otworów kartograficznych (Kenig, 2006) oraz ekspertyzowe badania palinologiczne 19 próbek osadów plejstoceñskich (Winter, 2005) i 3 neogeñskich (S³odkowska, 2006). Zestawiono i wykorzystano profile 125 otworów archiwalnych pochodz¹cych z Centralnego Archi- wum Geologicznego Pañstwowego Instytutu Geologicznego, Materia³ów Archiwum Wierceñ (Zwierz, 1950), Banku Hydro i Archiwum Urzêdu Wojewódzkiego w Olsztynie. S¹ to g³ównie otwory studzienne, spoœród nich na mapie geologicznej zlokalizowano 74. Wykorzystano równie¿ kilka profili otworów wiertniczych znajduj¹cych siê poza granicami terenu arkusza, niektóre z nich przy konstruowaniu przekro- jów geologicznych, oraz archiwalne dokumentacje z³o¿owe, geologiczno-in¿ynierskie i dotycz¹ce torfów. Niniejsze opracowanie jest kompleksowym, szczegó³owym ujêciem budowy geologicznej frag- mentu Pojezierza Olsztyñskiego znajduj¹cego siê w granicach obszaru arkusza DŸwierzuty, ze szcze- gólnym uwzglêdnieniem osadów czwartorzêdowych i ich neogeñskiego pod³o¿a. W ramach tego opracowania wykorzystane zosta³y wszystkie wyniki dotychczasowych badañ geologicznych, zarówno publikowanych, jak i archiwalnych. W okresie przedwojennym wykonana zosta³a przez geologów niemieckich mapa geologiczno- -glebowa w skali 1:25 000, arkusze: Barczewo (Klautzsch, Müller, 1911), Pasym (Gagel, 1902), Trel- kowo (Kaunhowen i in., 1904) oraz mapa w skali 1:100 000 (Gagel, Müller, 1897). Powy¿sze opracowania objê³y pó³nocno-zachodni¹ (ark. Barczewo), po³udniowo-zachodni¹ (ark. Pasym), po- ³udniowo-wschodni¹ (ark. Trelkowo) oraz zachodni¹ i œrodkow¹ (mapa 1:100 000) czêœæ terenu arkusza DŸwierzuty. Pierwszym polskim opracowaniem geologiczno-kartograficznym obejmuj¹cym badany obszar jest Przegl¹dowa mapa geologiczna Polski 1:300 000 (Zwierz, 1948, 1953). Kompleksowym opracowaniem geologiczno-kartograficznym tego obszaru jest Mapa geologiczna Polski 1:200 000, arkusz Olsztyn (Mañkowska, S³owañski, 1978, 1980; S³owañski, 1978). Omawiany teren nie by³ dotychczas przedmiotem szczegó³owych prac geologicznych za wyj¹tkiem ods³oniêæ w ¿wirowni po³o¿onej w rejonie Gi³awy–Rusek Wielki (Gruszka, 2003; Mycielska-Dowgia³³o, 1998), dotyczy go natomiast szereg publikacji regionalnych obejmuj¹cych problematykê: g³êbokiego pod³o¿a (Kotañski, 1977; Motyl-Rakowska, Schoeneich, 1970), ukszta³towania pod³o¿a podczwartorzêdowego (Marks, 1980, 1988), osadów czwartorzêdowych (Kondracki, Pietkiewicz, 1967; Marks, 1991; Morawski, 2005; Pa- chucki, 1961; Roszko, 1968; Roszkówna, 1955; S³owañski, 1970; Zieliñski, 1992, 1993), zagadnieñ geomorfologicznych (Galon, 1967, 1968; Galon, Roszkówna, 1961, 1967; Kondracki, 1972), hy- drogeologicznych (Kolago i in., 1973; Witkowska, 1984, 1985), geologiczno-in¿ynierskich (Wit-

9 kowska, 1970), surowcowych (Koz³owski, 1978; Nowak, 1966). W bezpoœrednim s¹siedztwie arkusza DŸwierzuty wykonane zosta³y dotychczas nastêpuj¹ce arkusze Szczegó³owej mapy geologicznej Pol- ski 1:50 000: Barczewo (Rumiñski, 2003a, b), Jeziorany (Morawski, 2003a, b), Bredynki (Kalinowska-JaŸwiñska i in., 2001), Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b), a na obszarze po³udniowej Warmii równie¿ arkusz Muszaki (Morawski, 2001b, 2002a) i Nidzica (Morawski, 2001a, 2002b).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Obszar arkusza DŸwierzuty po³o¿ony jest zgodnie z podzia³em fizycznogeograficznym Kon- drackiego (2002) g³ównie na Pojezierzu Olsztyñskim, jedynie wschodni skraj terenu znajduje siê na Pojezierzu Mr¹gowskim. Obszar arkusza stanowi zatem zachodni¹ czêœæ Pojezierza Mazurskiego (Kondracki, 2002). Obecna rzeŸba terenu powsta³a w czasie recesji l¹dolodu stadia³u górnego (g³ów- nego) zlodowacenia Wis³y, na pograniczu lobu mazurskiego, obejmuj¹cego czêœæ wschodni¹ obszaru arkusza, i warmiñskiego, obejmuj¹cego czêœæ zachodni¹. Obszary te oddziela strefa miêdzylobowa o przebiegu NNW–SSE. Takie po³o¿enie badanego terenu powoduje, ¿e jest on bardzo zró¿nicowany morfologicznie, a deniwelacje dochodz¹ do 100 m. Najwy¿sze wzniesienia to wzgórza kemów — Rusek-Góry nad Jeziorem Gi³awskim (200,6 m n.p.m.) i £ysa Góra nad Jeziorem Sasek Wielki (191,4 m n.p.m.) oraz wzgórza morenowe w okolicach miejscowoœci Rasz¹g i Botowo (do 199 m n.p.m.). Miejsca najni¿ej po³o¿one to rejon Jeziora Pisz i Tumiañskiego w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza, ich lustro wody znajduje siê na wysokoœci 113 m n.p.m., a g³êbokoœæ jeziora Pisz wynosi miejscami ponad 25 m. Wysokoœæ wzglêdna niektórych form dochodzi do 60 m (np. wspomniane wy- ¿ej wzgórze Rusek-Góry nad Jeziorem Gi³awskim). Zdecydowan¹ wiêkszoœæ powierzchni we wschodniej czêœci badanego obszaru stanowi wysoczyzna morenowa falista, z ró¿norodnymi formami akumulacyjnymi i zag³êbieniami bezodp³ywowymi — wysoczyzna szczytnieñska. Wschodnia granica terenu arkusza przebiega pasem obszaru sandrowego wi¹zanego z recesyjn¹ faz¹ pomorsk¹ ostatniego zlodowacenia (Kondracki, 1972). W œrodkowej czêœci przebiega wy¿ej wspomniana strefa miêdzylobowa — pas falistej wysoczyzny z formami szczelinowymi, okreœlonej w niniejszym opracowaniu jako wysoczyzna wodnolodowcowa.Okreœlenie wysoczyzna glacjofluwialna jest znane w literaturze geologicznej, zosta³o wprowadzone przez Œwierczyñskiego (1967), a omówione i zdefiniowane przez Ruszczyñsk¹-Sze- najch (1991). Zachodnia czêœæ badanego terenu to wschodni fragment wysoczyzny olsztyñskiej bardzo zró¿nicowanej morfologicznie, z rozleg³ym obszarem plateau kemowego, tarasów kemowych i rów- nin¹ zastoiskow¹.

10 Poni¿ej scharakteryzowano poszczególne jednostki i formy geomorfologiczne w uk³adzie gene- tycznym, zgodnie z wydzieleniami na szkicu geomorfologicznym (tabl. I). Wysoczyzna morenowa p³aska rozci¹ga siê w¹skim pasem wzd³u¿ równiny sandrowej w rejonie miejscowoœci DŸwierzuty. Jest ona po³o¿ona na wysokoœci 150–160 m n.p.m. Deni- welacje wzglêdne dochodz¹ do kilku metrów, wystêpuj¹ tu nieliczne, p³ytkie zag³êbienia. Nie jest jasne czy jest to obszar pierwotnej wysoczyzny polodowcowej, czy uleg³ on póŸniejszemu wyrówna- niu w wyniku procesów erozyjno-denudacyjnych. Od wschodu s¹siaduj¹ z nim równiny denudacyjne i równina sandrowa. Wysoczyzna morenowa falista rozci¹ga siê szerokim pasem po wschodniej stronie strefy miêdzylobowej, stanowi fragment wysoczyzny szczytnieñskiej. Znajduje siê ona przewa¿nie na wysokoœci 150–180 m n.p.m. Od okolic jeziora S¹p³aty (Buczek), w œrodkowej czêœci obszaru arkusza, w kierunku NNE przebiega pas wzniesieñ, ich wysokoœæ dochodzi do ponad 195 m n.p.m. Deni- welacje wzglêdne wynosz¹ od kilku do kilkunastu metrów. Sieæ drena¿u powierzchniowego jest s³abo wykszta³cona. W obrêbie wysoczyzny znajduj¹ siê jedynie nieliczne i niewielkie formy akumulacyjne: moreny martwego lodu i formy szczelinowe oraz liczne zag³êbienia bezodp³ywowe. Czêœæ tych zag³êbieñ, nieraz bardzo rozleg³ych, zajmuj¹ p³ytkie torfowiska. Wiêkszoœæ jednak to w¹skie i doœæ g³êbokie formy o linijnym przebiegu. Bardzo charakterystyczna jest orientacja tych form w œrodkowej czêœci omawianego obszaru (porównaj mapa geologiczna), w postaci ³uków zwróconych wypuk³oœci¹ ku pó³nocy. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e formy te s¹ odziedziczone po pierwotnych szczelinach w l¹dolodzie nale¿¹cych do zespo³u o orientacji NW–SE, które w czêœci zachodniej, s¹siaduj¹cej ze stref¹ miêdzylobow¹, zosta³y wygiête ku po³udniowi w wyniku ruchu lobu warmiñskiego w kierunku po- ³udniowym (porównaj Morawski, 2005). Po zachodniej stronie strefy miêdzylobowej, w obrêbie wysoczyzny olsztyñskiej wystêpuj¹ fragmenty wysoczyzny morenowej falistej po³o¿one na wysokoœci 140–160 m n.p.m. w pó³nocnej czêœci terenu arkusza, 140–150 m n.p.m. przy jego granicy zachodniej oraz 150–160 m n.p.m. w rejonie miejscowoœci Gi³awy. Moreny czo³owe akumulacyjne wystêpuj¹ równole¿nikowym pasem w rejonie Rasz¹g–Botowo–Labuszewo. Stanowi¹ one zachodni fragment pasa moren czo³owych wi¹zanych z recesyjn¹ faz¹ pomorsk¹ ostatniego zlodowacenia (Kondracki, 1972 i S³owañski, 1972). Dalszy przebieg tego pasa moren jest dobrze czytelny ku wschodowi na terenie s¹siedniego arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b). Omawiane formy tworz¹ w rejonie Botowa wzgórza o wysokoœci wzglêdnej przekraczaj¹cej miejscami 30 m i osi¹gaj¹ wysokoœæ do 199 m n.p.m. (tabl. II). Geneza licznych form wystêpuj¹cych w tym rejonie jest prawdopodobnie z³o¿ona, czêœciowo mog¹ to byæ formy szczelinowe lub/i moreny martwego lodu powsta³e najprawdopodobniej w rozleg³ej strefie szczelinowej otwartej ku zachodowi, w kierunku strefy miêdzylobowej. Procesy zwi¹zane z tworze- niem strefy szczelinowej nale¿y wi¹zaæ z przesuwaniem siê lobu warmiñskiego na po³udnie.

11 Moreny martwego lodu wystêpuj¹ na powierzchni wysoczyzny szczytnieñskiej i s¹ zgrupowane we wspomnianej wy¿ej strefie szczelinowej, w rejonie Botowa. Szereg form uznanych za moreny martwego lodu wystêpuje równie¿ na wysoczyŸnie olsztyñskiej, szczególnie w pó³nocnej czêœci terenu arkusza w rejonie Jezior: Kierzliñskiego, Pisz, Tumiañskiego i dalej w kierunku wschodnim, tworz¹c pas biegn¹cy a¿ do okolic Jeziora Rzeckiego. Wysokoœæ wzglêdna tych form zwykle wynosi od kilkunastu do dwudziestu, rzadziej do dwudziestu piêciu metrów. Jak ju¿ wspomniano wy¿ej, na szkicu geomorfologicznym (tabl. I) wydzielono wysoczyznê wodnolodowcow¹. Jest to obszar falisty, pagórkowaty po³o¿ony na wysokoœci 160–180 m n.p.m. o deniwelacjach wzglêdnych dochodz¹cych do 20 m, a uwzglêdniaj¹c g³êbokoœæ mis jeziornych nawet do 60 m. Tworzy on strefê miêdzylobow¹ o przebiegu NNE–SSW a w jego obrêbie wystê- puj¹ liczne wyd³u¿one formy szczelinowe oraz moreny martwego lodu i kemy. Obszar ten powsta³ w wyniku wype³nienia strefy szczelin istniej¹cych w l¹dolodzie na kontakcie dwóch jego lobów, przewa¿nie s³abo wysegregowanym materia³em wodnolodowcowym, a miejscami morenowym. Ca³a ta strefa by³a dotychczas interpretowana jako czo³owomorenowa (Gagel, Müller, 1897; Mañkowska, S³owañski, 1978, 1980). Wœród obszarów sandrowych wydzielono równiny wodnolodowcowe starsze obejmuj¹ce obszar pasa sandrowego po³o¿ony wzd³u¿ wschodniej granicy badanego terenu. Dane z obszaru s¹siedniego arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b) wskazuj¹, ¿e sandr ten mo¿e tworzyæ dwa poziomy wi¹zane z faz¹ poznañsk¹ i pomorsk¹ (Kondracki, 1972). Jest to teren po³o¿ony na wysokoœci 150–170 m n.p.m., o deniwelacjach wzglêdnych rzêdu kilku metrów. Do równin wodnolodowcowych m³odszych zaliczono obszary po³o¿one w zachodniej czêœci terenu arkusza, gdzie osady wodnolodowcowe tworz¹ cienk¹ pokrywê wystêpuj¹c¹ przewa¿nie na wysoczyŸ- nie olsztyñskiej. S¹ to obszary o deniwelacjach wzglêdnych rzêdu kilku metrów, ale po³o¿one na ró¿- nych wysokoœciach, od 130 do 180 m n.p.m. Powsta³y one prawdopodobnie w schy³kowej fazie deglacjacji omawianego terenu. Równiny zastoiskowe (obszary zastoiskowe) wystêpuj¹ce w zachodniej czêœci terenu arkusza by³y dotychczas interpretowane jako wysoczyzna polodowcowa zbudowana z gliny zwa³owej w „facji ilastej” (Mañkowska, S³owañski, 1978, 1980). Jest to wschodnia czêœæ obszaru zastoiskowego wystêpuj¹cego na terenie s¹siedniego arkusza Barczewo (Rumiñski, 2003a, b). Jest to obszar doœæ p³aski, po³o¿ony na wysokoœci 135–145 m n.p.m. W rejonie jeziora Pisz równina zastoiskowa znajduje siê znacznie ni¿ej, bo na wysokoœci 120–130 m n.p.m. Formy akumulacji szczelinowej i ozy wystêpuj¹ g³ównie w strefie miêdzylobo- wej biegn¹cej z NNE ku SSW przez centraln¹ czêœæ obszaru arkusza (tabl. I). S¹ to wyd³u¿one wa³y o przebiegu linijnym, zgodnym z przebiegiem strefy miêdzylobowej. Wystêpuj¹ one równie¿ w obrêbie dwóch stref szczelinowych skoœnie odchodz¹cych od strefy miêdzylobowej, w kierunku pó³nocno-wschod-

12 nim (Rasz¹g–Botowo–Rudziska) i pó³nocno-zachodnim (Rasz¹g–Kierzbuñ–Kromerowo). Omawiane formy maj¹ d³ugoœæ od kilkuset metrów do oko³o dwóch kilometrów oraz szerokoœæ od kilkudziesiêciu do kilkuset metrów. Ich wysokoœæ wzglêdna w czêœci po³udniowej strefy miêdzylobowej wynosi od kilku do kilkunastu metrów. W czêœci pó³nocnej, w rejonie Rasz¹g–Jezioro Rzeckie, wysokoœæ wzglêdna form szczelinowych wynosi powy¿ej 20 m. Wszystkie omawiane formy by³y dotychczas interpretowane jako moreny czo³owe (Gagel, Müller, 1897; Mañkowska, S³owañski, 1978, 1980). W obrêbie wschodniego pasa sandrowego równie¿ wystêpuj¹ wyd³u¿one wzgórza zbudowane z wyraŸnie grubszego materia³u. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e s¹ to wystaj¹ce z sandru starsze formy szczelinowe. Tê kon- cepcjê wydaje siê potwierdzaæ fakt i¿ formy te pokrywaj¹ siê z anomaliami ujemnymi na mapie grawimetrycznych anomalii lokalnych, wykonanej na podstawie pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego (Petecki, Twarogowski, 2006), co œwiadczy, ¿e s¹ g³êboko zakorzenione. Kilka w¹skich form szczelinowych, o d³ugoœci do oko³o 1,5 km, wystêpuje na wysoczyŸnie w rejonie £upowo–DŸwie- rzuty, a tak¿e w rejonie pó³nocnego brzegu jeziora Sasek Wielki. Na wysoczyŸnie omawiane formy wystêpuj¹ w miejscu szczelin istniej¹cych w l¹dolodzie i nale¿¹cych do systemu œciêciowego — zespo³y o orientacji NW–SE i NE–SW (porównaj Morawski, 2005). Kemy. Jako kemy zinterpretowano klasyczne kemy limnoglacjalne, czyli formy o genezie zbiornikowej zbudowane z materia³u drobnoziarnistego. Pojedyncze wzgórza wystêpuj¹ na omawianym obszarze w ró¿nych sytuacjach morfologicznych, zarówno na wysoczyŸnie falistej, jak i w obrê- bie obszarów sandrowych, np. zgrupowanie kemów w rejonie Rudzisk (pó³nocno-wschodnia czêœæ terenu arkusza). Jednak najwiêcej form wystêpuje w zachodniej czêœci badanego terenu w obrêbie ob- szarów uznanych za plateau kemowe oraz w rynnach subglacjalnych. We wspomnianym rejonie wy- stêpuj¹ równie¿ najwiêksze kemy. S¹ to zwykle wzgórza o doœæ izometrycznych kszta³tach — œrednicy od kilkudziesiêciu metrów do oko³o jednego kilometra i wysokoœci wzglêdnej od kilku do ponad dwudziestu metrów. W rejonie jeziora Pisz (pó³nocno-zachodnia czêœæ badanego terenu) wzgó- rza (w tym wyspa na jeziorze) maj¹ wysokoœæ wzglêdn¹ ponad 30 m a uwzglêdniaj¹c g³êbokoœæ jeziora (do ponad 25 m) nawet ponad 55 m. Najwy¿sze wzgórze to Rusek-Góry (200,6 m n.p.m.), wysokoœæ wzglêdna tej formy wynosi oko³o 60 m (porównaj tabl. III) Plateau kemowe wyró¿niono w pó³nocno-zachodniej czêœci terenu arkusza, stanowi ono wschodni¹ czêœæ du¿ego obszaru wystêpuj¹cego na terenie s¹siedniego arkusza Barczewo (Rumiñski, 2003a, b) i Jeziorany (Morawski, 2003a, b). Jest to obszar po³o¿ony na wysokoœci 130–150 m n.p.m. (na tej samej wysokoœci znajduje siê s¹siaduj¹ca wysoczyzna polodowcowa) o charakterze wysoczyzny morenowej falistej, lecz zbudowany z osadów piaszczysto-py³owatych. Deniwelacje wzglêdne na tym obszarze wynosz¹ od kilku do kilkunastu metrów. Wystêpuj¹ tu zag³êbienia bezodp³ywowe, w niektórych z nich znajduj¹ siê jeziora. Jako plateau kemowe zinterpretowano równie¿ rejon £ysej Góry nad jeziorem Sasek Wielki (po³udniowa czêœæ terenu arkusza).

13 Tarasy kemowe wystêpuj¹ce wokó³ jeziora Serwent tworz¹ trzy poziomy. Tarasy najwy¿- sze (I), o szerokoœci do oko³o 300 m, znajduj¹ siê jedynie po wschodniej stronie jeziora, stanowi¹ doœæ p³aski teren po³o¿ony na wysokoœci 150–158 m n.p.m. Od wschodu stykaj¹ siê z wysoczyzn¹ polodowcow¹, bez wyraŸnej granicy morfologicznej, a od zachodu oddzielone s¹ od tarasów ni¿szych (II) krawêdzi¹ o wysokoœci oko³o 5 m. Tarasy ni¿sze (II) zajmuj¹ znaczne powierzchnie po obu stronach jeziora i s¹ po³o¿one na wysokoœci 140–145 m n.p.m. Od wschodu ich granicê stanowi krawêdŸ o wy- sokoœci oko³o 7 m. Miejscami, po zachodniej stronie jeziora, tarasy te s¹ nadbudowane równinami pias- ków eolicznych. Tarasy najni¿sze (III) s¹ po³o¿one na wysokoœci 133–138 m n.p.m., ich powierzchnia obni¿a siê do poziomu jeziora. Od zachodu tarasy te oddzielone s¹ od tarasów ni¿szych krawêdzi¹ o wysokoœci oko³o 5 m. Rynny subglacjalne s¹znacz¹cym elementem rzeŸby omawianego obszaru. Odnosi siê to zarówno do strefy miêdzylobowej, jak i wysoczyzny olsztyñskiej (zachodniej czêœci badanego terenu). W czêœci wschodniej wystêpuje jedynie pó³nocny brzeg rynny jeziora Sasek Wielki, która kontynuuje siê w kierunku po³udniowym poza granic¹ obszaru arkusza DŸwierzuty (na terenie ark. Szczytno) na przestrzeni oko³o 12 km. Wzglêdna g³êbokoœæ tej rynny wynosi w rejonie £ysej Góry oko³o 70 m. Ku pó³nocy rynna skrêca na wschód i przechodzi w dolinê przecinaj¹c¹ DŸwierzuty, jej g³êbokoœæ wzglêdna wynosi wtedy oko³o 20 m (porównaj przekrój geologiczny A–B). W strefie miê- dzylobowej za³o¿enia rynnowe ma najprawdopodobniej ci¹g obni¿eñ biegn¹cy od pó³nocnej granicy obszaru arkusza przez Jezioro Rzeckie, rejon Rasz¹ga, Leszna, jezioro Ardung i dalej ku po³udniowe- mu zachodowi, ³¹cz¹cy siê prawdopodobnie z rynn¹ jeziora Serwent. W po³udniowej czêœci strefy miêdzylobowej wystêpuje rynna Jeziora Gi³awskiego ³¹cz¹ca siê na po³udniowym zachodzie z zachodni¹ odnog¹ jeziora Kalwa, biegn¹ca dalej w kierunku po³udniowym poza granice badanego terenu poprzez jezioro Kalwa obni¿eniami do Jeziora Ma³aszewskiego (ark. Szczytno), a dalej do okolic miejscowoœci Jedwabno (ark. Jedwabno). Ogóln¹ d³ugoœæ tej rynny mo¿na okreœliæ na oko³o 22 km. Rejon omawianej rynny na odcinku Jeziora Gi³awskiego wyró¿nia siê wyj¹tkowymi walorami krajo- brazowymi. Szerokoœæ rynny wynosi zaledwie 100–150 m, a jej g³êbokoœæ w rejonie Rusek-Góry wynosi oko³o 60 m (porównaj tabl. III). Zdjêcie rynnowego Jeziora Gi³awskiego zamieszczono na ok³adce monografii Mojskiego „Ziemie polskie w czwartorzêdzie. Zarys morfogenezy” (Mojski, 2005). Wielk¹ form¹ negatywn¹, najprawdopodobniej o za³o¿eniach rynnowych, jest ci¹g obni¿eñ biegn¹cy ³ukiem od jeziora Pisz na pó³nocy przez jeziora: Tumiañskie, Barto³t Wielki, Grabowo Dol- ne i Grabowo Górne, i dalej ci¹giem obni¿eñ do jeziora Serwent. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e rynna ta na po³udniu mia³a po³¹czenie z rynn¹ jeziora Koœno (ark. Jedwabno), a byæ mo¿e równie¿ z zachodni¹ odnog¹ jeziora Omulew i rynn¹ Koniuszynu (Morawski, 2002a). Na pó³nocy rynna ta mog³a byæ po³¹czona dolin¹ rzeki Dadaj z jeziorem Dadaj i dalej ku pó³nocy z jeziorem Tejstymy (ark. Bisku- piec). £¹czn¹ d³ugoœæ tego ci¹gu rynnowego mo¿na oceniæ na oko³o 65 km.

14 Zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie wystêpuj¹ na terenie wysoczyzny polodowcowej, obecnie s¹ to zag³êbienia bezodp³ywowe czêœciowo wype³nione osadami stokowymi i organogenicznymi lub jeziora. Jako zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie zinterpretowano zarówno formy znacznych rozmiarów, o œrednicy rzêdu kilkuset metrów, np. Jeziora: Ruskie, S¹p³aty (Buczek) i Ma³szewskie, jak i bardzo liczne, niewielkie i p³ytkie zag³êbienia na powierzchni wysoczyzny. Równiny piasków przewianych zajmuj¹ dwa niewielkie obszary po³o¿one po zachodniej i pó³nocnej stronie jeziora Serwent. S¹ to doœæ p³askie tereny, miejscami tworz¹ce wypuk³oœci, których wysokoœæ wzglêdna nie przekracza 2 m. Formy te wystêpuj¹ na powierzchni tarasu kemowego ni¿szego, makroskopowa jednorodnoœæ piasków buduj¹cych tarasy i omawiane formy eoliczne utrudnia ich rozpoznanie w ramach prac kartograficznych. Prace obejmuj¹ce opróbowanie i badania laboratoryjne, prowadzone aktualnie przez Nadleœnictwo Wipsowo, byæ mo¿e, umo¿liwi¹ dok³adniejsze wyznaczenie zasiêgu wystêpowania piasków przewianych. Dna dolin rzecznych s¹wykszta³cone na kilku odcinkach niewielkich rzek — Dadaj i Dymer w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza i mniejszych cieków bez nazw. Dolinki tych cieków to formy wciête, zwykle do g³êbokoœci kilku metrów. Niektóre odcinki maj¹ za³o¿enia rynnowe lub tworz¹ prze³omy erozyjne pomiêdzy jeziorami i wtedy s¹ znacznie g³êbsze, nawet do oko³o 20 m, np. dolina cieku w DŸwierzutach, prze³om Dadaja na pó³nocny wschód od Jeziora Tumiañskiego (rejon miejscowoœci Kromerowo). S¹ to formy w¹skie, tylko miejscami ich szerokoœæ przekracza 100 m. Erozyjny charakter omawianych dolin podkreœlaj¹ czêsto g³azy, licznie wystêpuj¹ce w ich dnach. Wspó³czesne procesy erozyjne zosta³y miejscami spowodowane pracami melioracyjnymi, np. prze- kopaniem rygli w obrêbie rynien, jak równie¿ osuszaniem torfowisk. Równiny denudacyjne obejmuj¹ fragmenty wysoczyzny szczytnieñskiej w rejonie Ma³szewko–Grzegrzó³ki, gdzie powierzchnia wysoczyzny jest wyraŸnie przeobra¿ona, wyrównana i pokrywa j¹ cienka warstwa osadów rezidualnych. Dolinki denudacyjne wystêpuj¹ powszechnie na ca³ym obszarze wysoczyzny. Na szkicu geomorfologicznym (tabl. I) zosta³y przedstawione jedynie najwiêksze z nich. Jest to sieæ p³ytkich, suchych dolinek o g³êbokoœci do kilku metrów, o p³askich dnach, miejscami podmok³ych, czêsto ³¹cz¹cych szereg zag³êbieñ bezodp³ywowych, przewa¿nie niew³¹czonych do aktualnie funkcjo- nuj¹cego s³abo wykszta³conego systemu drena¿u. D³ugie stoki powsta³y jako efekt du¿ych deniwelacji w obrêbie wysoczyzny polodowcowej. W przypadku linijnych obni¿eñ, prawdopodobnie o za³o¿eniach rynnowych, np. w rejonie Tu- mian, ró¿nice wysokoœci wynosz¹ oko³o 20 m, a d³ugoœæ stoków 100–200 m.

15 Równiny torfowe wystêpuj¹ powszechnie na ca³ym obszarze omawianego arkusza, na szkicu (tabl. I) pokazano jedynie najwiêksze z nich o œrednicy od oko³o 200 m. Œrednica najwiêkszych dochodzi do oko³o 2 km. Ich powierzchnie znajduj¹ siê na ró¿nych wysokoœciach. S¹ one po³o¿one zarówno na wysoczyŸnie, jak i na plateau kemowych i równinach sandrowych oraz w rynnach subglacjalnych. Ha³dy wyró¿niono w obrêbie kopalni ¿wiru w rejonie Gi³awy–Rusek Wielki. Ich mi¹¿szoœæ miejscami przekracza 2 m. Na badanym terenie powsta³o wiele nasypów drogowych, jeden z nich wy- stêpuje w okolicach miejscowoœci Nerwik. Nasypy wystêpuj¹ równie¿ na obszarach miejskich, np. w DŸwierzutach, sk³adaj¹ siê one z gruzu i odpadów komunalnych, ich zasiêg jest trudny do sprecyzo- wania a mi¹¿szoœæ zwykle nie przekracza 2 m, w zwi¹zku z tym pominiêto je na mapie geologicznej i szkicu geomorfologicznym. W rejonie Botowa (punkt dok. 58) na powierzchni terenu s¹ znajdowane kamienie ze szklist¹ polew¹. Na podstawie ekspertyzy makroskopowej (W. Stankowski — informacja ustna) wykluczono ewentualnoœæ zwi¹zku tej polewy z uderzeniem meteorytu; byæ mo¿e jest zwi¹zana z dawn¹, lokaln¹ dzia³alnoœci¹ hutnicz¹ lub cegielnian¹. Omawiany obszar arkusza DŸwierzuty to g³ównie teren wysoczyznowy o s³abo wykszta³co- nej sieci drena¿u powierzchniowego. Przez badany teren przebiega dzia³ wodny pierwszego rzêdu pomiêdzy dorzeczem Wis³y a zlewni¹ Zalewu Wiœlanego. Do dorzecza Wis³y (Narwi) nale¿y czêœæ po³udniowo-wschodnia obszaru arkusza — rejon jeziora Sasek Wielki, drenowany przez rzekê Omulew. Pó³nocno-zachodnia czêœæ badanego terenu jest drenowana przez rzekê Pisê (dop³yw rzeki £yny). Najwiêkszym ciekiem jest Pisa, wyp³ywaj¹ca z jeziora Pisz, jej niewielki odcinek znajduje siê w pó³nocno-zachodnim naro¿u obszaru arkusza. Byæ mo¿e za górny bieg Pisy nale¿y uznaæ ciek wyp³ywaj¹cy z jeziora Serwent, który p³ynie ku pó³nocy zatorfion¹ dolin¹ o za³o¿e- niach rynnowych do jeziora Grabowo Górne, a nastêpnie przez jezioro Barto³t Wielki i Tumiañ- skie do jeziora Pisz. Jezioro Pisz jest równie¿ zasilane przez rzekê Dadaj ³¹cz¹c¹ jezioro Dadaj (ark. Biskupiec) z Jeziorem Tumiañskim. Do jeziora Dadaj z kolei uchodzi Dymer, którego niewielki fragment przep³ywa przez pó³nocny skraj terenu arkusza DŸwierzuty, a który rozpoczyna swój bieg na bagnach po³o¿onych we wschodniej czêœci badanego obszaru, w rejonie Labuszewa (£¹ki Dymerskie). Na obszarze arkusza DŸwierzuty wystêpuj¹ liczne jeziora, które zajmuj¹ ³¹cznie powierzchniê oko³o 14 km2. Najwiêksze z nich to: Sasek Wielki (8,7 km2), Kalwa (5,6 km2), Serwent (2,4 km2), Pisz (2,1 km2), Tumiañskie (1,2 km2), S¹p³aty (Buczek) (0,8 km2). Warto jednak wspomnieæ, ¿e na badanym terenie znajduje siê jedynie pó³nocna czêœæ jeziora Sasek Wielki i Kalwa.

16 III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

Na obszarze arkusza DŸwierzuty jedynie w trzech otworach kartograficznych: Klucznik (otw. 28), Nerwik (otw. 34) i S¹p³aty (otw. 35) uzyskano pe³ny profil osadów czwartorzêdowych. Otwór Nerwik (otw. 34) zakoñczono w osadach mio-plioceñskich. W pozosta³ych dwóch otworach: Klucznik (otw. 28) i S¹p³aty (otw. 35) osi¹gniêto osady paleoceñskie (dan) (Giel, 2005). Badany teren jest po³o¿ony na granicy wielkich jednostek strukturalnych: anteklizy mazursko-suwalskiej i syneklizy peryba³tyckiej, co powoduje zró¿nicowanie budowy geologicznej tego obszaru na trzy jednostki. Czêœæ wschodnia po³o¿ona jest w obrêbie anteklizy mazursko-suwalskiej, gdzie pokrywa osadowa na wysoko po³o¿onym pod³o¿u krystalicznym ma mi¹¿szoœæ rzêdu 1000–1500 m. Jest to zachodni skraj mazurskiej prowincji paleogeograficznej plejstocenu charakteryzuj¹cej siê stosunkowo pe³nym wykszta³ceniem profili osadów plejstoceñskich le¿¹cych na doœæ wyrównanej powierzchni pod³o¿a neogeñskiego (Morawski, 2005). Czêœæ wschodnia jest po³o¿ona w obrêbie syneklizy peryba³tyckiej, gdzie pod³o¿e krystaliczne doœæ gwa³townie obni¿a siê w kierunku zachodnim. Jest to wschodni skraj warmiñskiej prowincji paleogeograficznej plejstocenu charakteryzuj¹cej siê nieci¹g³oœci¹ poziomów lito-stratygraficznych plejstocenu i du¿ymi deniwelacjami pod³o¿a neo- geñskiego (Morawski, 2005). Obszary te rozdziela strefa miêdzylobowa o przebiegu NNE–SSW pokrywaj¹ca siê z przebiegiem sk³onu pod³o¿a krystalicznego. Strefa ta prawdopodobnie funkcjonowa³a w okresie ca³ego plejstocenu, rozdzielaj¹c wielkie loby kolejnych l¹dolodów. Mechanizm odnawiania siê na tej linii strefy miêdzylobowej by³ prawdopodobnie zwi¹zany z silniejszym osiadaniem obszaru syneklizy peryba³tyckiej w wyniku periodycznego obci¹¿ania l¹dolodami. Ruchy glaciizostatyczne powodowa³y labilnoœæ tej strefy a co za tym idzie usuwanie z niej osadów morenowych a gromadzenie osadów szczelinowych. Wyniki badañ geofizycznych oraz profile trzech otworów kartograficznych wykonanych w osi strefy miêdzylobowej i po obu jej stronach dostarczy³y szeregu zasadniczych informacji strukturalnych dotycz¹cych wzajemnej relacji tych trzech jednostek. Pod³o¿e neogeñskie w czê- œci zachodniej jest po³o¿one generalnie o oko³o 30–50 m ni¿ej ni¿ w czêœci wschodniej. Podobnie le¿¹ kolejne poziomy lito-stratygraficzne plejstocenu. Strefa miêdzylobowa jest oddzielona od obszarów przylegaj¹cych od zachodu i od wschodu najprawdopodobniej pionowymi strefami nieci¹g³oœci warstw, na których ostro urywa siê szereg poziomów lito-stratygraficznych plejstocenu. W pasach przylegaj¹cych po obu stronach do strefy miêdzylobowej obserwuje siê zwiêkszenie mi¹¿szoœci (spiê- trzenie) serii glin zwa³owych, co wykazuj¹ zarówno profile otworów wiertniczych, jak i wystêpowanie ci¹gów grawimetrycznych anomalii dodatnich. Równie¿ w samej strefie miêdzylobowej najprawdopodobniej wystêpuje szereg powierzchni nieci¹g³oœci daj¹cych budowê blokow¹. W strefie miêdzylobo-

17 wej w ca³ym profilu utworów plejstocenu dominuj¹ osady wodnomorenowe, g³ównie gruboziarniste, powsta³e w wyniku akumulacji o charakterze szczelinowym. Wykazuj¹ to zarówno profile otworów wiertniczych wykonane w tej strefie, jak i wyniki badañ elektrooporowych (strefa wysokich oporów), a tak¿e ci¹g grawimetrycznych anomalii ujemnych. W poni¿szym opisie kolejnych poziomów lito-stratygraficznych dokonano odniesieñ do ich po³o¿enia i wykszta³cenia w obrêbie wy¿ej wymienionych trzech jednostek strukturalnych.

1. Paleogen

Dwa otwory kartograficzne: Klucznik (otw. 28) i S¹p³aty (otw. 35) zosta³y wykonane do g³êbo- koœci odpowiednio: 303,0 i 299,5 m, dziêki temu uzyskano profil osadów neogenu oraz niemal pe³ny profil utworów paleogenu. Opracowanie stratygraficzne tych profili jest przedmiotem odrêbnego tematu wykonywanego równolegle z opracowaniem arkusza DŸwierzuty Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Na etapie zakoñczenia prac nad omawianym arkuszem mo¿na na podstawie ekspertyzy mikropaleontologicznej (Giel, 2005) i wstêpnych wyników badañ palinologicznych prowadzonych przez B. S³odkowsk¹ stwierdziæ jedynie, ¿e w wy¿ej wymienionych otworach wystêpuj¹ pe³ne profile osadów miocenu, oligocenu, eocenu i paleocenu, w sp¹gu osi¹gniêto osady paleocenu dolnego — danu.

2. Neogen

a. Mio-pliocen

I³y, mu³ki i piaski podœcielaj¹ bezpoœrednio utwory plejstoceñskie. Na podstawie ekspertyzy palinologicznej (S³odkowska, 2006) na obecnym etapie badañ osady te zaliczono do mio-pliocenu.

3. Czwartorzêd

Utwory czwartorzêdowe pokrywaj¹ ca³y obszar arkusza DŸwierzuty. Informacji na temat ich mi¹¿szoœci jest niewiele, gdy¿ pochodz¹ tylko z trzech otworów kartograficznych przebijaj¹cych osady czwartorzêdowe oraz z profilu sondowañ elektrooporowych (SGE) wykonanego wzd³u¿ linii przekroju geologicznego A–B. Dodatkowych danych, g³ównie strukturalnych, dostarczy³ profil sejsmiczny (Opak, 2003) wykonany wzd³u¿ œrodkowej czêœci przekroju geologicznego A–B oraz mapa anomalii grawimetrycznych wykonana na podstawie pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego (Petecki, Twarogowski, 2006). Na podstawie powy¿szych danych oraz informacji z obszarów s¹siednich mo¿na przypuszczaæ, ¿e minimalna mi¹¿szoœæ utworów czwartorzêdowych mo¿e wynosiæ oko³o 40 m, np. w rejonie Nerwika (w strefie miêdzylobowej), gdzie mo¿na siê spodziewaæ lokalnego, blokowego wyniesienia osadów

18 neogeñskich — na co wskazuj¹ niskie opory uzyskane na tym odcinku profilu sondowañ elektrooporowych (SGE). Maksymalne mi¹¿szoœci mog¹ dochodziæ do oko³o 140 m, zarówno po wschodniej stronie strefy miêdzylobowej (prowincja mazurska), jak i po jej stronie zachodniej (prowincja war- miñska). Lokalnie ró¿nice mi¹¿szoœci pokrywy czwartorzêdowej w strefie miêdzylobowej, spowodowane najprawdopodobniej glaciizostatyczn¹ labilnoœci¹ pod³o¿a, mog¹ dochodziæ do oko³o 70 m. Piaski i i³y z wk³adkami mu³ków. Dopoziomu tego zaliczono bezwapniste piaski o mi¹¿szoœci oko³o 3 m wystêpuj¹ce na i³ach neogeñskich w profilu otworu S¹p³aty (otw. 35), które makroskopowo mo¿na zaliczyæ do neogenu. W sk³adzie minera³ów ciê¿kich (Kenig, 2006) przewa- ¿aj¹ minera³y nieprzezroczyste (65%) a wœród przezroczystych granaty (48%) przy udziale amfiboli (19%) i turmalinu (14%). W osadach tych zosta³y stwierdzone drobne konkrecje ilasto-¿elaziste, fragmenty drewna i ska³ lokalnych oraz pojedyncze ziarna ska³ krystalicznych. Poziomowi temu mo¿e od- powiadaæ seria osadów opisanych w otworze studziennym w Rudziskach (otw. 17) (porównaj tabl. II) jako br¹zowe i³y z wk³adkami mu³ków reaguj¹ce z kwasem solnym (zaliczone do czwartorzêdu). W profilu otworu kartograficznego Rudziska zlokalizowanego oko³o 750 m na po³udniowy wschód, ju¿ na obszarze s¹siedniego arkusza Kobu³ty, zosta³y stwierdzone na tej wysokoœci osady neogeñskie (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b).

a. Plejstocen

Pe³ny profil utworów plejstoceñskich jest znany jedynie z trzech otworów kartograficznych: Klucznik (otw. 28), Nerwik (otw. 34) i S¹p³aty (otw. 35), wykonanych w czasie prac zwi¹zanych z opracowaniem obszaru arkusza DŸwierzuty. Zarówno na badanym terenie, jak i na obszarach s¹siednich nie stwierdzono plejstoceñskich osadów organogenicznych, które by pozwoli³y na palinologiczne datowanie osadów interglacjalnych lub interstadialnych. W tej sytuacji, zaproponowana w niniejszym opracowaniu stratygrafia utworów plejstocenu jest oparta na korelacji rozpoznanych w otworach warstw geologicznych na kilku przekrojach geologicznych, w nawi¹zaniu do interpretacji stratygraficznych zaproponowanych na terenach s¹siednich arkuszy, wczeœniej wykonanych, jak równie¿ w opracowaniu Mapa geologiczna Polski 1:200 000, arkusz Olsztyn (Mañkowska, S³owañski, 1978, 1980; S³owañski, 1978). Z próbek pobranych z rdzeni z wy¿ej wymienionych otworów kartograficznych wykonane zosta³y badania litologiczno-petrograficzne ³¹cznie 13 poziomów glin zwa³owych oraz poziomów miêdzymorenowych (Kenig, 2006). Ustalenia stratygraficzne przyjête przez autora w niniejszym opracowaniu na podstawie korelacji wszystkich danych geologicznych (porównaj tabl. IV), równie¿ z obszarów s¹siednich, w niektórych przypadkach odbiegaj¹ od propozycji zawartych w opracowaniu litologiczno-petrograficznym (Kenig, 2006).

19 W profilu otworu kartograficznego Klucznik (otw. 28) warstwa górna glin zwa³owych o mi¹¿- szoœci niemal 50 m (prawdopodobnie dwudzielna) oraz cienkie wk³adki gliniaste wystêpuj¹ce na g³êbokoœci 59,8–60,4 i 61,4–61,9 m zosta³y zaliczone do zlodowacenia Odry. Cienki poziom glin zwa³owych wystêpuj¹cy na g³êbokoœci 95,5–97,5 m zaliczony przez Kenig (2006) do zlodowacenia Wilgi (San 2), nie ma zdaniem autora znaczenia stratygraficznego, gdy¿ stanowi warstwowane osady w obrêbie serii zastoiskowej, prawdopodobnie na wtórnym z³o¿u. Najni¿szy poziom glin zwa³owych le¿¹cy bezpoœrednio na osadach neogenu zaliczono do stadia³u dolnego zlodowacenia Narwi (wg Ke- nig, 2006 — zlodowacenie Nidy, ewentualnie Narwi). W otworze Nerwik (otw. 34) wystêpuj¹ jedynie dwa cienkie poziomy glin zwa³owych. Górny zaliczono do zlodowacenia Odry (wg Kenig — zlodowacenie Warty), dolny do zlodowacenia Narwi. W otworze kartograficznym S¹p³aty (otw. 35) zbadano piêæ poziomów glin zwa³owych i zaliczono je kolejno (od góry) do zlodowaceñ: Wis³y, Odry (wg Kenig — stadia³ górny zlodowacenia Warty), Nidy — dwa poziomy ³¹cznie z osadami rozdzielaj¹cymi (wg Kenig — stadia³ dolny zlodowacenia Warty, ewentualnie zlodowacenie Nidy), Narwi — najni¿szy poziom (wg Kenig — zlodowacenia Nidy lub Narwi). Utwory zlodowacenia Wis³y zosta³y udokumentowane badaniami litologiczno-petrograficznymi jedynie w otworze S¹p³aty (otw. 35), przy czym mimo wykonania licznych g³êbokich sond mechanicznych nie udokumentowano rozdzielnoœci stratygraficznej glin zwa³owych tego poziomu. Dlatego osady zlodowacenia Wis³y zosta³y zaliczone do jednego stadia³u — górnego (g³ównego). Szczególnie dok³adne badania, zmierzaj¹ce do potwierdzenia zasiêgu l¹dolodu stadia³u Œwiecia, zosta³y wykonane na terenie arkusza Jeziorany (s¹siaduj¹cym od pó³nocnego-zachodu) i da³y wynik negatywny (Mo- rawski, 2003b). Omawiany obszar znajduje siê zatem prawdopodobnie ju¿ poza zasiêgiem l¹dolodu stadia³u œrodkowego (Œwiecia). Zdaniem autora wydzielenie osadów tego stadia³u na terenie s¹siaduj¹cego arkusza Barczewo (Rumiñski, 2003a, b) i Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b) jest proble- matyczne, nieuzasadnione przekonywuj¹cymi danymi faktograficznymi. Zarówno erozja na przedpolu w okresie recesji l¹dolodu stadia³u œrodkowego, jak i w interglacjale eemskim prawdopodobnie spowodowa³a ca³kowite usuniêcie lub w znacznej czêœci osadów zlodowacenia Warty. Nie zosta³y udokumentowane utwory interglacja³u augustowskiego, wielkiego i emskiego, jako ewentualne osady interglacja³u wielkiego zinterpretowano serie piaszczysto-¿wirowe z cienkimi wk³adkami mu³ków, miejscami z rozproszon¹ substancj¹ organiczn¹ w profilu otworu Nerwik (otw. 34).

Zlodowacenia najstarsze

Przy braku osadów interglacjalnych wydzielenie poziomów zaliczonych do zlodowaceñ najstarszych jest hipotetyczne. Na obszarze prowincji warmiñskiej (Morawski, 2005) do zlodowacenia Nar- wi zaliczane s¹ osady miêdzymorenowe wype³niaj¹ce rozciêcia erozyjne siêgaj¹ce nieraz znacznie

20 poni¿ej 100 m p.p.m., rzadziej osady morenowe, równie¿ w bardzo niskim po³o¿eniu, np. na terenie arkusza Jeziorany (Morawski, 2003a, b). Wystêpowanie tych osadów jest udokumentowane równie¿ na obszarze prowincji mazurskiej (porównaj Lisicki, 2003).

Zlodowacenie Narwi

Utwory zlodowacenia Narwi zosta³y wydzielone na podstawie korelacji wyników badañ litologiczno-petrograficznych próbek pobranych z cienkich serii najni¿ej po³o¿onych glin zwa³owych z otwo- rów: Klucznik (otw. 28), Nerwik (otw. 34) i S¹p³aty (otw. 35) z wynikami podobnych badañ wykonanych na obszarach s¹siednich. Wed³ug autorki opracowania litologiczno-petrograficznego (Kenig, 2006) gliny wystêpuj¹ce w otworze Nerwik (otw. 34) i S¹p³aty (otw. 35) wykazuj¹ daleko id¹ce podobieñstwo i mo¿na je uznaæ za ten sam poziom, tym bardziej, ¿e le¿¹ na tej samej, a nietypowej w ujêciu regionalnym serii osadów o charakterze rzecznym. Wed³ug cytowanej autorki gliny te reprezentuj¹ stadia³ górny zlodowacenia Nidy lub zlodowacenie Narwi. Na podstawie korelacji regionalnych, np. z s¹siaduj¹cym od wschodu terenem arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b) i wynikami badañ wykonanymi na Pojezierzu Mr¹gowskim (Lisicki, 2003), w niniejszym opracowaniu dolne gliny we wszystkich trzech otworach kartograficznych zaliczono do stadia³u dolnego zlodowacenia Narwi.

Stadia³ dolny

Piaski rzeczne (?) wystêpuj¹ w sp¹gu serii utworów plejstoceñskich w otworze Nerwik (otw. 34) i S¹p³aty (otw. 35). Ich mi¹¿szoœæ wynosi odpowiednio oko³o 15i5m.Napodstawie szcze- gó³owych badañ analitycznych Kenig (2006) stwierdzi³a podobieñstwo osadów w obu profilach i rów- noczeœnie ich ca³kowit¹ odrêbnoœæ w stosunku do innych badanych poziomów. S¹ to piaski drobno- i œrednioziarniste z niewielk¹ domieszk¹ frakcji grubszych, pochodz¹ce czêœciowo z rozmywania pod³o¿a zbudowanego z osadów neogeñskich (ewentualnie osadów eolicznych — silne zmatowienie ziarn), ale zawieraj¹ce materia³ pó³nocny. Bardzo dobre obtoczenie ziarn, doskona³a selekcja i sk³ad minera³ów ciê¿kich wskazuj¹ na d³ugi transport o charakterze rzecznym. Gliny zwa³owe stadia³u dolnego wystêpuj¹ w trzech otworach kartograficznych: Klucz- nik (otw. 28), Nerwik (otw. 34) i S¹p³aty (otw. 35). Ich mi¹¿szoœæ wynosi odpowiednio: 2,0, 4,0 i 1,5 m. W otworze 28 znajduj¹ siê na wysokoœci 19,0–21,0 m n.p.m., w 34 — 64,5–68,5 m n.p.m. a 35 — 47,5–49,0 m n.p.m. (przekrój geologiczny A–B). Na podstawie profilu elektrooporowego (SGE) mo¿na przypuszczaæ, ¿e poziom ten kontynuuje siê w kierunku pó³nocno-zachodnim, po zachodniej stronie strefy miêdzylobowej, gdzie prawdopodobnie mi¹¿szy poziom glin zwa³owych zalega bezpo- œrednio na i³ach neogeñskich (przekrój geologiczny A–B). W profilu otworu Klucznik (otw. 28) s¹ to gliny ciemnoszare z przemazami (porwakami) niebieskich i niebieskoszarych i³ów neogeñskich le¿¹ce bezpoœrednio na kolorowych i³ach, prawdopodobnie plioceñskich. W profilu otworu Nerwik

21 (otw. 34) wystêpuj¹ gliny szare, masywne i zwarte niewykazuj¹ce struktur wewnêtrznych ani prze- warstwieñ. W profilu otworu S¹p³aty (otw. 35) s¹ to gliny ciemnoszare w sp¹gu, a szarobe¿owe doœæ piaszczyste i z du¿¹ iloœci¹ ¿wirów i g³azików w stropie. Sk³ad petrograficzny frakcji ¿wirowej w postaci histogramów oraz œrednich wartoœci wspó³czynników petrograficznych w postaci diagramów, zarówno dla omawianych glin, jak i dla wszystkich poziomów glin zbadanych w ramach niniejszego opracowania, przedstawia tablica IV. Jak ju¿ wspomniano wy¿ej, sk³ad petrograficzny i mineralny glin wystêpuj¹cych w otworze Nerwik (otw. 34) i S¹p³aty (otw. 35) wykazuj¹ znaczne podobieñstwo. W glinach z otworu Klucznik (otw. 28), w odró¿nieniu od glin wystêpuj¹cych w otworze Nerwik i S¹p³aty, nie ma ska³ lokalnych, sk³oni³o to Kenig (2006) do uznania ich za odrêbny poziom odpowia- daj¹cy stadia³owi dolnemu zlodowacenia Nidy.

Stadia³ górny

Zagliny zwa³owe stadia³u górnego uznano (hipotetycznie) jedynie dolny fragment serii glin zwa³owych znajduj¹cy siê na wysokoœci 71,5–80,0 m n.p.m. w profilu otworu studziennego w Rudziskach (otw. 17) (porównaj tabl. II), przez analogiê do pobliskiego otworu kartograficznego 1 (Rudziska) po³o¿onego na obszarze arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b), gdzie poziom ten zosta³ wydzielony na podstawie wyników badañ litologiczno-petrograficznych. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe pochodz¹ce byæ mo¿e z recesji l¹dolodu zlodowacenia Narwi wydzielono hipotetycznie, g³ównie w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza DŸwierzuty, gdzie wzd³u¿ linii przekroju geologicznego A–B w profilu elektrooporowym (SGE) stwierdzono wystêpowanie rozleg³ej i mi¹¿szej serii osadów wysokooporowych le¿¹cych bezpoœred- nio na ilastych osadach neogenu (Okrasa, 2005). Podobny poziom zosta³ wyró¿niony na s¹siednich obszarach (ark. Kobu³ty — Kacprzak, Lisicki, 2007a, b; ark. Jeziorany — Morawski, 2003a, b), ale znacznie ni¿ej.

Zlodowacenia po³udniowopolskie

Wœród czterech poziomów osadów lodowcowych zaliczonych do zlodowaceñ po³udniowopolskich, badaniami litologiczno-petrograficznymi udokumentowano jedynie osady zlodowacenia Nidy (prawdopodobnie stadia³u dolnego) w profilu otworu S¹p³aty (otw. 35). Kenig (2006) przyjmuje dla tego poziomu alternatywn¹ interpretacjê — stadia³ dolny zlodowacenia Warty. Seriê glin zwa³owych wystêpuj¹c¹ w rejonie Rudzisk (porównaj tabl. II) zaliczono do zlodowacenia Sanu 1 (Sanu) w wyniku korelacji z po³o¿onym w s¹siedztwie (na terenie ark. Kobu³ty) profilem otworu kartograficznego Rudziska (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b). Osady zlodowacenia Sanu 2 (Wilgi) wydzielono hipotetycznie, g³ównie we wschodniej czêœci obszaru arkusza (porównaj po³udniowo-wschodni fragment przekroju geologicznego A–B) przez analogiê do podobnego poziomu wyró¿nianego na obszarze prowincji mazurskiej. Interpretacja stratygraficzna

22 ci¹g³ej serii glin zwa³owych stwierdzonej tam w profilu elektrooporowym (SGE) napotyka na trudnoœci przy ca³kowitym braku wierceñ. Podœciela j¹ seria osadów wysokooporowych o znacznej mi¹¿szoœci, najprawdopodobniej z³o¿ona z kilku ogniw, byæ mo¿e cienko przewarstwionych glinami zwa³owymi, która mo¿e reprezentowaæ zlodowacenie Narwi i Nidy. Mo¿na zatem przypuszczaæ, ¿e seria glin jest m³odsza od zlodowacenia Nidy i obejmuje zlodowacenie Sanu 2 lub/i Sanu 1.

Zlodowacenie Nidy

Stadia³ dolny

Gliny zwa³owe wydzielono hipotetycznie w dolnej czêœci profilu osadów plejstoceñskich w zachodniej czêœci obszaru arkusza (prowincja warmiñska) (porównaj przekrój geologiczny A–B) na podstawie profilu elektrooporowego (SGE).

Stadia³ górny

Piaski i mu³ki zastoiskowe, miejscami wodnolodowcowe, stanowi¹ zró¿nicowane litologicznie serie osadów rozpoznanych jedynie w otworze kartograficznym Klucznik (otw. 28) i S¹p³aty (otw. 35). W pierwszym z nich mi¹¿szoœæ tej serii wynosi 19 m, w drugim 25 m. Znajduje siê ona na wysokoœci odpowiednio 40–21 i 49–74 m n.p.m. Osady te nie zosta³y rozpoznane w innych, znacznie p³ytszych otworach archiwalnych wykonanych na terenie arkusza, a profil elektrooporowy (SGE) wskazuje, ¿e w kierunku wschodnim od otworu S¹p³aty (otw. 35) wyklinowywuj¹ siê one na przestrzeni oko³o 2 km (porównaj przekrój geologiczny A–B). Po zachodniej stronie strefy miêdzylobowej omawiana seria zastoiskowa wydaje siê tworzyæ ci¹g³y poziom. Osady zastoiskowe w podobnym po³o¿eniu wystêpuj¹ równie¿ na obszarze arkusza Barczewo (Rumiñski, 2003a, b) i Je- ziorany (Morawski, 2003a, b). S¹ to piaski drobnoziarniste, miejscami przechodz¹ce w mu³ki, nieraz z domieszk¹ piasków œrednioziarnistych. W obrêbie tych osadów wystêpuj¹ smugi ciemnej substancji organicznej oraz kawa³ki drewna. Wyniki badañ palinologicznych (Winter, 2005) wykaza³y, ¿e s¹ to osady zastoiska glacjalnego (zimny klimat), a szcz¹tki flory s¹ przewa¿nie na wtórnym z³o¿u. Wed³ug Kenig (2006) sedymentacja zachodzi³a w niskoenergetycznym œrodowisku okresowo przep³ywowym lub w zbiorniku. Osady z profilu otworu S¹p³aty (otw. 35) powsta³y w wyniku akumulacji wód proglacjalnych i nale¿y je wi¹zaæ z transgresj¹ l¹dolodu (stadia³u górnego zlodowacenia Nidy), o czym œwiadczy wyj¹tkowo du¿y udzia³ ska³ lokalnych, charakterystyczny dla wy¿ej le¿¹cych glin zwa- ³owych. W profilu tym Kenig (2006) wyró¿ni³a dwie fazy rozwoju zbiornika — w dolnej czêœci nastê- powa³ transport z odleg³ego œrodowiska glacjalnego, w czêœci górnej przybywa ziarn kanciastych i domieszki szcz¹tków roœlinnych. W profilu otworu Klucznik (otw. 28) w górnej czêœci omawianej serii zastoiskowej wystêpuje zagadkowe przewarstwienie gliniaste, którego mi¹¿szoœæ mo¿e wynosiæ 2 m. Jest to diamikton z du¿¹ iloœci¹ ¿wirów drobnookruchowych i g³azikami, ze œladami warstwowania podkreœlonego smugami ilastymi oraz warstewkami bardzo drobnych fragmentów szarych i³ów.

23 W sk³adzie petrograficznym ¿wirów (Kenig, 2006) wystêpuje ponad dwukrotna przewaga wapieni paleo- zoicznych nad ska³ami krystalicznymi, co daje wspó³czynniki petrograficzne, które mog¹, zdaniem autora, sugerowaæ zwi¹zek z glinami zwa³owymi stadia³u dolnego zlodowacenia Nidy. Mo¿na przy- puszczaæ, ¿e s¹ to osady na wtórnym z³o¿u pochodz¹ce z brzegów zbiornika, byæ mo¿e zbudowanego z glin zwa³owych tego stadia³u. Tak¹ hipotetyczn¹ interpretacjê przedstawiono na przekroju geologicznym A–B. Gliny zwa³owe. Dostadia³u górnego zlodowacenia Nidy zaliczono dwie warstwy glin zwa³owych rozpoznane w otworze S¹p³aty (otw. 35). Dolna, o mi¹¿szoœci 21 m, wystêpuje na wyso- koœci 74–95 m n.p.m. i jest zbudowana ze zwartych i masywnych glin szarobe¿owych a w sp¹gu ciemnoszarych. Górna ma mi¹¿szoœæ prawie8mile¿y na wysokoœci oko³o 111–103 m n.p.m., s¹ to gliny szaro-zielonkawe, w kilku miejscach przewarstwione piaskami gliniastymi. Rozdzielaj¹ je piaski ze ¿wirami, miejscami gliniaste z przewarstwieniami glin zwa³owych, o ³¹cznej mi¹¿szoœci 7,5 m. Obie warstwy glin charakteryzuje niemal identyczny sk³ad petrograficzny frakcji ¿wirowej (Kenig, 2006), jedynie zawartoœæ ska³ lokalnych by³a wiêksza w glinach dolnych. Kenig (2006) uwa¿a równie¿, ¿e osady pochodzenia glacjalnego przedzielaj¹ce te warstwy gliny nie upowa¿niaj¹ do ich rozdzielenia stratygraficznego. Autorka opracowania litologiczno-petrograficznego (Kenig, 2006) sugeruje, ¿e mog¹ to byæ osady stadia³u górnego zlodowacenia Warty, ewentualnie zlodowacenia Nidy. Zdaniem autora, zarówno korelacja regionalna, jak i sekwencja osadów w interpretowanych profilach otworów kartograficznych przemawia za zaliczeniem tego kompleksu w ca³oœci do stadia³u górnego zlodowacenia Nidy. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe. Dotego poziomu zaliczono zró¿nicowan¹ seriê osadów piaszczysto-¿wirowych akumulowanych w czasie recesji l¹dolodu zlodowacenia Nidy, wy- stêpuj¹cych prawdopodobnie, zarówno w obrêbie strefy miêdzylobowej, jak i po obu jej stronach. Osady te zosta³y rozpoznane w profilu otworu Klucznik (otw. 28), gdzie ich mi¹¿szoœæ wynosi oko³o 23 m. S¹ to piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami, w sk³adzie minera³ów ciê¿kich obserwuje siê prze- mienn¹ przewagê amfiboli lub granatów a w czêœci sp¹gowej wystêpuje znaczna iloœæ mu³owców lokalnych zanikaj¹cych ku stropowi, co mo¿e wskazywaæ, ¿e s¹ to osady recesyjne (Kenig, 2006). Osady tego poziomu mog¹ równie¿ wystêpowaæ w strefie miêdzylobowej (otw. 34).

Zlodowacenie Sanu 1

Gliny zwa³owe. Dozlodowacenia Sanu 1 zaliczono seriê glin zwa³owych, o mi¹¿szoœci kilkunastu metrów, wystêpuj¹c¹ w rejonie Rudzisk (porównaj tabl. II). Gliny te zosta³y zbadane na obszarze arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b), próbkê pobrano z s¹siedniego profilu otworu kartograficznego Rudziska. Wykszta³cenie serii glin zwa³owych w Rudziskach nie jest jasne. W cyto- wanym otworze kartograficznym ³¹czna mi¹¿szoœæ glin zaliczonych do zlodowacenia Narwi i Sanu 1

24 wynosi oko³o 15 m, powy¿ej wystêpuj¹ trzy m³odsze poziomy morenowe rozdzielone seriami wodnolodowcowymi (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b). Natomiast profile po³o¿onych obok siebie otworów studziennych nale¿¹cych do ujêcia wody w Rudziskach s¹ zupe³nie inne. W dwóch z nich na g³êbokoœci 26–54 m (porównaj otw. 17 — tabl. II) wystêpuje mi¹¿sza seria piaszczysto-¿wirowa, w trzecim na g³êbokoœci 7,5–81,0 m opisano ci¹g³¹ seriê glin zwa³owych le¿¹cych bezpoœrednio na i³ach neogeñ- skich, co mo¿e wskazywaæ na bardzo silne zaburzenia glacitektoniczne (?). Profil tego otworu nie zosta³ uwzglêdniony na przekroju geologicznym C–D (tabl. II).

Zlodowacenie Sanu 2

Piaski i mu³ki zastoiskowe zosta³y wydzielone jako poziom zastoiskowy powsta³y w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Sanu 2. Na jego wystêpowanie wydaje siê wskazywaæ seria osadów niskooporowych w profilu elektrooporowym (SGE) pomiêdzy £upowem a DŸwierzutami (porównaj przekrój geologiczny A–B). Zastoisko to prawdopodobnie kontynuuje siê w kierunku pó³nocnym, gdy¿ seriê piasków drobnoziarnistych, py³owatych nawiercono w otworze studziennym w miejscowoœci Laurentowo (otw. 36 — tabl. III) na g³êbokoœci 58 m (108 m n.p.m.). Osady zastoiskowe w podobnym po³o¿eniu stratygraficznym choæ wystêpuj¹ce znacznie ni¿ej, na wysokoœci oko³o 80–90 m n.p.m., mog¹ wystêpowaæ w po³udniowo-zachodniej czêœci terenu arkusza, w rejonie Rudzisk Pasymskich i Otola (otw. 47, 71). Gliny zwa³owe wydzielono hipotetycznie jako poziom morenowy wystêpuj¹cy poni¿ej mi¹¿szej serii glin zwa³owych zaliczonej do zlodowacenia Odry. Na podstawie profilu elektrooporowego (SGE) mo¿na stwierdziæ, ¿e utwory te prawdopodobnie wystêpuj¹ w po³udniowo-wschodniej czêœci badanego terenu w obrêbie pokrywy morenowej zalegaj¹cej na mi¹¿szej serii osadów wysokooporowych (porównaj przekrój geologiczny A–B). Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe akumulowane w czasie recesji l¹dolodu zlodowacenia Sanu 2 prawdopodobnie wystêpuj¹ doœæ powszechnie na ca³ym obszarze arkusza, stanowi¹ seriê wodnolodowcow¹ podœcielaj¹c¹ kompleks glin zwa³owych zaliczonych do zlodowacenia Odry. We wschodniej czêœci obszaru, w Laurentowie (otw. 36), s¹ to piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami i g³azikami w stropie, o mi¹¿szoœci 17 m, po³o¿one na wysokoœci oko³o 105–125 m n.p.m. W czêœci œrodko- wej, w rejonie miejscowoœci Rusek Ma³y, seria piasków ze ¿wirami o mi¹¿szoœci oko³o 20 m mo¿e byæ zaburzona glacitektoniczne wraz z wy¿ej le¿¹cymi glinami zwa³owymi zlodowacenia Odry. W czêœci zachodniej, np. w Odrytach (otw. 26), seria ta w postaci piasków ze ¿wirami i g³azikami jest po³o¿ona ni¿ej, na wysokoœci oko³o 50–70 m n.p.m. i w sp¹gu zawiera prawdopodobnie domieszkê re- deponowanych osadów neogeñskich z py³em wêgla brunatnego i kawa³kami bursztynu. Osady zaliczone do tego poziomu wystêpuj¹ prawdopodobnie równie¿ w obrêbie wielkiej serii piaszczysto-¿wirowej w strefie miêdzylobowej. W otworze Nerwik (otw. 34) s¹ to piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami i g³azi-

25 kami, z wiêksz¹ domieszk¹ ziarn frakcji drobniejszych w dolnej czêœci, wystêpuj¹ce na g³êbokoœci oko³o 85–99 m (ok. 80–94 m n.p.m.), które uznano za osady wodnolodowcowe z³o¿one w wyniku doœæ spokojnej sedymentacji (Kenig, 2006).

Interglacja³ wielki (?)

Wobec braku datowañ palinologicznych interglacja³ wielki potraktowano ogólnie jako okres rozdzielaj¹cy poziomy lodowcowe zaliczone do zlodowaceñ po³udniowopolskich i œrodkowopol- skich, w którym dominowa³a erozja. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe, miejscami piaski z wk³adkami mu³ków jeziorne i rzeczne (?).Wotworze Nerwik (otw. 34) do tego poziomu hipotetycznie zaliczono zró¿nicowan¹ litologicznie seriê utworów wystêpuj¹cych na g³êbokoœci oko³o 63–85 m (ok. 94–116 m n.p.m.). W dolnej czêœci s¹ to piaski drobno- i œrednioziarniste z przewarstwieniami mu³ków i rozproszon¹ substancj¹ organiczn¹. W ekspertyzie palinologicznej (Winter, 2005) wykonanej dla tych osadów stwierdzono przewagê ziarn py³ku drzew iglastych z niskim udzia³em drzew liœ- ciastych. Zbadane spektrum dokumentuje obecnoœæ lasu sosnowego z domieszk¹ œwierka, modrzewia, brzozy i olszy na obszarach wilgotnych. Ziarna py³ku roœlin zielnych pochodz¹ z szuwarów, ale tak¿e z siedlisk otwartych poroœniêtych przez bylice i trawy. Sedymentacja omawianych osadów mog³a, zdaniem Winter (2005), nast¹piæ podczas pocz¹tkowej lub schy³kowej czêœci interstadia³u lub interglacja³u, jednak nie mo¿na precyzyjnie okreœliæ wieku tych osadów. W górnej czêœci wystêpuj¹ osady gruboziarniste — piaski ze ¿wirami i g³azikami o wodnolodowcowym charakterze, wskazuj¹ce na zmienny a miejscami szybki transport. Na odcinku tym mia³y miejsce prawdopodobnie przerwy sedymentacyjne i okresy erozji, na co wskazuj¹ poziomy bruku.

Zlodowacenia œrodkowopolskie

Osady lodowcowe zlodowaceñ œrodkowopolskich zachowa³y siê w postaci dwóch doœæ ci¹g- ³ych poziomów oraz wyraŸnie zerodowanego trzeciego — najm³odszego. Przyjêto generalnie, ¿e naj- lepiej zachowa³ siê poziom stadia³u dolnego zlodowacenia Odry, a miejscami równie¿ wyraŸny poziom stadia³u górnego. Na niektórych obszarach poziomy te le¿¹ na sobie tworz¹c kompleksy glin zwa³owych o znacznej mi¹¿szoœci, ale z regu³y wyraŸnie dwudzielne, rozdzielone poziomem bruku. W przypadku braku wyraŸnej dwudzielnoœci serie osadów uznane za nale¿¹ce do zlodowacenia Odry zaliczono do stadia³u dolnego, a przy szczególnie du¿ej mi¹¿szoœci opisano jako oba stadia³y wystê- puj¹ce ³¹cznie (porównaj przekrój geologiczny A–B, tabl. IIi III). Najwy¿szy poziom, zaliczony do zlodowacenia Warty, wystêpuje fragmentarycznie, a miejscami kontynuuje siê jedynie w postaci poziomu bruku. Zgromadzone dane nie da³y podstaw do rozpoziomowania osadów zlodowacenia Warty na dwa stadia³y, jak to by³o mo¿liwe na terenach s¹siednich.

26 Bardzo du¿e trudnoœci interpretacyjne wi¹¿¹ siê z rozpoziomowaniem i stratygraficznym przy- porz¹dkowaniem poziomów osadów wodnolodowcowych, w szczególnoœci w górnej czêœci kompleksu osadów zlodowaceñ œrodkowopolskich, na pograniczu z utworami zlodowaceñ pó³nocnopolskich. Wobec usuniêcia (w wyniku erozji) glin zwa³owych zlodowacenia Warty i miejscami równie¿ utworów stadia³u górnego zlodowacenia Odry oraz przy braku rozpoznawalnych osadów interglacja³u eemskiego, kompleks osadów wodnolodowcowych po³o¿ony pomiêdzy glinami zwa³owymi zlodowacenia Odry a jedyn¹ seri¹ glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y mo¿e obejmowaæ okres od recesji l¹dolodu zlodowacenia Odry do transgresji l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. A zatem wyró¿nienie poszczególnych ogniw wodnolodowcowych: z recesji l¹dolodu zlodowacenia Odry, ze zlodowacenia Warty, ze stadia³u œrodkowego zlodowacenia Wis³y — jest w znacznym stopniu hipotetyczne, co w szczególnoœci dotyczy strefy miêdzylobowej, przy jej blokowej nieci¹g³oœci i braku po- ziomów morenowych.

Zlodowacenie Odry

Stadia³ dolny

I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe wype³niaj¹ niewielkie zastoiska powsta³e w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry, wystêpuj¹ce g³ównie w œrodkowej i po³udniowej czêœci obszaru arkusza. Utwory te zosta³y rozpoznane w profilu otworu kartograficznego Klucznik (otw. 28) i S¹p³aty (otw. 35), z obu otworów pobrano próbki do badañ litologiczno-stratygraficznych. W Klucz- niku seria ta jest wyraŸnie dwudzielna — czêœæ dolna wystêpuj¹ca na g³êbokoœci oko³o 62–69 m (ok. 63–70 m n.p.m.) to szare i³y i i³y mu³kowate, miejscami masywne a miejscami laminowane a nawet warwowe, o szerszych, ciemnoszarych warwach ilastych i wê¿szych popielatych, nieco mu³ko- watych. W osadach tych nie jest widoczna selekcja materia³u mineralnego, co œwiadczy o bardzo krótkim transporcie. Sk³ad mineralny wskazuje na akumulacjê lodowcow¹ w czasie transgresji l¹dolodu. Wœród pojedynczych ziarn frakcji piaszczystej, oprócz matowych ziarn kwarcu, wystêpuj¹ ska³y krystaliczne, skalenie, wapienie pó³nocne oraz mu³owce paleoceñskie (Kenig, 2006). Czêœæ górna le¿¹ca na g³êbokoœci 50,5–60,0 m (72,0–81,5 m n.p.m.) to mu³ki ilaste z i³ami w stropie, szare, miejscami masywne, a miejscami z nieregularnymi przemazami, o teksturze marmurkowatej lub zbli¿onej do brekcji. S¹ to osady zbiornikowe, o z³ej selekcji materia³u klastycznego. Sk³ad mineralno-petrograficzny frakcji piaszczystej ró¿ni siê od warstwy dolnej mniejsz¹ zawartoœci¹ mu³owców paleoceñ- skich, równie¿ ziarna kwarcu s¹ b³yszcz¹ce, najczêœciej obtoczone (Kenig, 2006). Ró¿nice te sk³oni³y Kenig (2006) do uznania tych obu warstw za dwa ró¿ne zastoiska o odmiennym Ÿródle materia³u. Opi- sane warstwy s¹ rozdzielone dwoma warstewkami diamiktonu gliniasto-piaszczystego z du¿¹ iloœci¹ ¿wirów i g³azikami tej samej co i³y szarej barwy, miejscami z nieregularnymi i sedymentacyjnie zabu- rzonymi przemazami ilastymi, o mi¹¿szoœci po kilkadziesi¹t centymetrów. Dzieli je 1-metrowej

27 mi¹¿szoœci warstwa i³ów identycznych jak ni¿ej le¿¹ce. Przewarstwienia gliniaste zosta³y zbadane i potraktowane jako odrêbny poziom morenowy (Kenig, 2006). Uzyskane wspó³czynniki petrograficzne (porównaj tabl. IV) s¹ podobne do uzyskanych z wy¿ej le¿¹cej serii glin zwa³owych zaliczonych do zlodowacenia Odry, jednak sk³ad petrograficzny frakcji ¿wirowej wyró¿nia siê wyj¹tkowo wysok¹ iloœci¹ mu³owców paleoceñskich (36,0%). Kenig (2006) uzna³a ten poziom za ma³o wiary- godny przy korelacjach stratygraficznych, byæ mo¿e reprezentuj¹cy facjê sp³ywow¹. W zwi¹zku z tym w niniejszym opracowaniu uznano, ¿e stanowi¹ one œlad epizodu zwi¹zanego ze zmian¹ warun- ków akumulacji w obrêbie tego samego zastoiska z okresu transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry. Po wschodniej stronie strefy miêdzylobowej, w S¹p³atach (otw. 35), seria osadów zastoiskowych akumulowanych w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry, o mi¹¿szoœci 12 m, jest po³o¿ona znacznie wy¿ej, na wysokoœci 111–123 m n.p.m. Seria ta le¿y na glinach zwa³owych zlodowacenia Nidy i jest poprzedzona poziomem bruku, œwiadcz¹cym o erozji. W dolnej czêœci serii zastoiskowej wystêpuj¹ piaski drobnoziarniste z frakcj¹ py³ow¹, jasnobe¿owe, ze œladami warstwowania poziomego. Wy¿ej le¿¹ be¿owe piaski mu³kowate poziomo laminowane szarozielonkawymi mu³kami, a na nich metrowej mi¹¿szoœci warstwa piasków ró¿noziarnistych ze ¿wirkami. Wy¿ej wystêpuje seria piasków drobnoziarnistych, miejscami ze œladami warstwowania poziomego oraz laminkami mu³kowo-ilastymi, z kilkoma wk³adkami piasków ró¿noziarnistych ze ¿wirkami. Wyniki badañ analitycznych osadów omawianej serii (Kenig, 2006) wykazuj¹, ¿e s¹ to osady sedymentacji glacjalnej (ostrokrawêdziste ska³y krystaliczne oraz wapienie pó³nocne we frakcji piaszczystej) wód proglacjalnych o zmiennej sile transportu, które nale¿y wi¹zaæ z wy¿ej le¿¹cym poziomem morenowym — obie te serie charakteryzuje zupe³ny brak mu³owców lokalnych. Jak widaæ, oba wy¿ej opisane zastoiska, po³o¿one po przeciwnych stronach strefy miêdzylobo- wej, choæ powsta³e w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry, ró¿ni¹ siê znacznie, zarówno po³o¿eniem — wschodnie le¿y o 40–50 m wy¿ej, jak i warunkami akumulacji i sk³adem petrograficznym, co wydaje siê potwierdzaæ odmiennoœæ przebiegu procesów paleogeograficznych w obu prowin- cjach i odrêbnoœæ lobów po obu stronach strefy miêdzylobowej. Gliny zwa³owe tworz¹ znacz¹cy i doœæ ci¹g³y poziom morenowy na przewa¿aj¹cej czêœci obszaru arkusza DŸwierzuty. Jak ju¿ wspomniano wy¿ej, gliny te miejscami tworz¹ kompleksy znacznej mi¹¿szoœci, które mog¹ obejmowaæ oba stadia³y, ich rozdzielenie jest mo¿liwe tylko w profilach niektórych otworów archiwalnych, tam gdzie zosta³y opisane osady rozdzielaj¹ce lub poziomy bruku. Najpe³niejszy profil tej serii uzyskano w otworze Klucznik (otw. 28), gdzie bardzo p³ytko, bo bezpo- œrednio pod osadami holoceñskimi o mi¹¿szoœci nieco ponad 4 m, wystêpuje seria glin zwa³owych o mi¹¿szoœci ponad 46 m, po³o¿ona na wysokoœci 81–127 m n.p.m. Brak pokrywy zbudowanej z osa- dów ze zlodowacenia Wis³y jest tu prawdopodobnie wynikiem niskiego usytuowania otworu, na wy-

28 sokoœci 132,0 m n.p.m., w ci¹gu obni¿eñ o za³o¿eniach rynnowych, biegn¹cym ³ukiem od jeziora Pisz na pó³nocy przez Jeziora: Tumiañskie, Barto³t Wielki, Grabowo Dolne i Grabowo Górne do jeziora Serwent. Analogiczna sytuacja ma miejsce w rejonie Tumian (równie¿ prowincja warmiñska), gdzie w profilu otworu studziennego (otw. 2) znajduj¹cym siê w rynnie Jeziora Tumiañskiego wystêpuje od powierzchni terenu seria glin zwa³owych o mi¹¿szoœci 25 m (95–120 m n.p.m.). Tak du¿a mi¹¿szoœæ omawianej serii glin nie jest wyj¹tkowa, gdy¿ na przyk³ad w po³udniowo-zachodniej czêœci badanego terenu w Odolu (otw. 71) mi¹¿szoœæ zwartej serii glin zwa³owych le¿¹cej na bardzo podobnej wysokoœci 89–129 m n.p.m. wynosi ponad 40 m, przy czym wy¿ej le¿¹ zró¿nicowane osady miêdzymorenowe o mi¹¿szoœci oko³o 10 m oraz seria glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y o mi¹¿szoœci 16 m. Równie¿ po wschodniej stronie strefy miêdzylobowej w miejscowoœci Rusek Wielki (otw. 43) kompleks glin zwa³owych ma mi¹¿szoœæ 37 m — górn¹ czêœæ prawdopodobnie stanowi¹ gliny zlodowacenia Wis³y. W pó³nocnej czêœci obszaru arkusza w Rasz¹gu (otw. 23) kompleks glin zwa³owych ma mi¹¿szoœæ ponad 46 m, tu równie¿ górn¹ czêœæ prawdopodobnie stanowi¹ gliny zlodowacenia Wis³y. Wszystkie wy¿ej wymienione otwory (otw.: 23, 28, 43, 71) znajduj¹ siê w bezpoœrednim s¹siedztwie strefy miê- dzylobowej. Jak ju¿ wspomniano wy¿ej, po obu stronach strefy miêdzylobowej mamy do czynienia ze spiêtrzeniami (wyj¹tkowo du¿ymi mi¹¿szoœciami) glin zwa³owych, potwierdzaj¹ to pasy anomalii dodatnich na mapie anomalii grawimetrycznych (Petecki, Twarogowski, 2006). W otworze Klucznik (otw. 28) ca³a omawiana seria glin stanowi jednolity makroskopowo kompleks glin masywnych bez ¿ad- nych struktur wewnêtrznych, wtr¹ceñ lub przewarstwieñ, ciemnoszarych. Na g³êbokoœci 24,5–28,5 m nie uzyskano rdzenia, co by³o spowodowane przewiercaniem nagromadzenia kamieni — na tym odcinku przyjêto umownie podzia³ kompleksu na dwie czêœci nale¿¹ce byæ mo¿e do stadia³ów dolnego i górnego zlodowacenia Odry (porównaj przekrój geologiczny A–B). Po przeprowadzeniu badañ litologiczno-petrograficznych Kenig (2006) stwierdzi³a, ¿e pod wzglêdem lito-stratygraficznym ca³y ten kompleks glin stanowi jeden poziom wiekowy, który koreluje ze zlodowaceniem Odry, g³ównie na podstawie du¿ego podobieñstwa do glin z obszaru Pojezierza Mr¹gowskiego. Próbê podzia³u omawianego kompleksu na trzy strefy o nieco odmiennych proporcjach procentowego udzia³u g³ównych grup petrograficznych ska³ we frakcji ¿wirowej podano za Kenig (2006) w „Zestawieniu otworów badawczych (kartograficznych) dla SMGP” (tabl. IV). Do zlodowacenia Odry zaliczono równie¿ warstwê glin o mi¹¿szoœci 4,5 m wystêpuj¹c¹ w profilu otworu S¹p³aty (otw. 35) na wysokoœci 123,0–127,5 m n.p.m. A zatem ró¿nica w po³o¿eniu sp¹gu tego poziomu po obu stronach strefy miêdzylobowej wynosi 41,5 m. S¹ to gliny zwarte, masywne z du¿¹ zawartoœci¹ ¿wirów i g³azików, ciemnoszarobr¹zowe. Sk³ad petrograficzny frakcji ¿wirowej ró¿ni siê od wy¿ej opisanej serii z Klucznika (otw. 28) brakiem mu³owców lokalnych. Bardzo podobny sk³ad petrograficzny, równie¿ bez mu³owców lokalnych, stwierdzono (Kenig, 2006) w warstwie

29 glin o mi¹¿szoœci 1 m wystêpuj¹cej w otworze Nerwik (otw. 34) na g³êbokoœci 62–63 m (116–117 m n.p.m.). Oba te poziomy glin Kenig (2006) wi¹¿e ze stadia³em górnym zlodowacenia Warty, co jest m.in. konsekwencj¹ zaliczenia ni¿ej le¿¹cego kompleksu glin w otworze S¹p³aty (otw. 35) do stadia³u dolnego tego zlodowacenia. Zdaniem autora wspó³czynniki petrograficzne dla wszystkich trzech omawianych tu poziomów glin s¹ bardzo zbli¿one i koreluj¹ siê z uzyskanymi na Pojezierzu Mr¹gowskim dla glin uznanych za reprezentuj¹ce zlodowacenie Odry (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b; Lisicki, 2003). Ró¿nica polegaj¹ca na braku mu³owców lokalnych po wschodniej stronie strefy miêdzylobo- wej mo¿e wynikaæ z odmiennoœci materia³u transportowanego w poszczególnych strumieniach lodowych na granicy lobów. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe akumulowane w czasie recesji l¹dolodu stadia³u dolnego zlodowacenia Odry prawdopodobnie wystêpuj¹ na obszarach, gdzie gliny zwa³owe obu stadia³ów zlodowacenia Odry s¹ rozdzielone, np. po zachodniej stronie strefy miêdzylobowej w rejonie miejscowoœci Odryty (porównaj przekrój geologiczny A–B). W otworze studziennym wykonanym w miejscowoœci Jêdzbark (Odryty) (otw. 20) s¹ to piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami i g³azikami w sp¹gu, o mi¹¿szoœci 13 m, które prawdopodobnie kontynuuj¹ siê w kierunku pó³nocno-wschodnim, np. w rejonie miejscowoœci Barto³ty Wielkie (otw. 29), gdzie ich mi¹¿szoœæ mo¿e przekraczaæ 10 m.

Stadia³ górny

Mu³ki i piaski zastoiskowe akumulowane prawdopodobnie w czasie transgresji l¹dolodu stadia³u górnego podobnie jak wy¿ej opisana seria wodnolodowcowa rozdzielaj¹ dwie serie glin zwa³owych zaliczone do zlodowacenia Odry, z tym ¿e nie stwierdzono wystêpowania obu tych serii w superpozycji — w jednym profilu otworu. Najpe³niej wykszta³cona seria zastoiskowa wystê- puje w Odrytach (otw. 26, porównaj przekrój geologiczny A–B), gdzie jej mi¹¿szoœæ wynosi 18 m. W sp¹gowej czêœci s¹ to mu³ki piaszczyste ciemnozielone z wk³adkami piasków, w œrodkowej czêœci zwarte mu³ki ciemnobr¹zowe z py³em wêgla brunatnego oraz mu³ki ciemnoszare w stropie. Na podstawie lapidarnego opisu profilu otworu studziennego mo¿na jedynie przypuszczaæ, ¿e mamy tu do czynienia z redeponowanym do zbiornika materia³em neogeñskim. Gliny zwa³owe. Jakju¿ wspomniano wy¿ej, poziom ten wyró¿niono jako górn¹ czêœæ kompleksu glin zwa³owych zlodowacenia Odry rozdzielonego miejscami jedynie brukiem lub omó- wionymi wy¿ej osadami wodnolodowcowymi, lub zastoiskowymi. Ta górna seria glin, miejscami prawdopodobnie zosta³a zerodowana wraz z utworami zlodowacenia Warty. Doœæ wyraŸna dwudziel- noœæ tych glin z zachowaniem siê serii górnej wystêpuje jedynie po zachodniej stronie strefy miêdzy- lobowej w rejonie Odryt (otw. 20, 26). Mi¹¿szoœæ omawianych glin wynosi tu 13–19 m, z tym ¿e w obu profilach wystêpuje dwudzielnoœæ z przewarstwieniem w postaci gliniastego bruku (porównaj przekrój geologiczny A–B).

30 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe wystêpuj¹ prawdopodobnie fragmentarycznie w ró¿nych miejscach na obszarze arkusza. Jak ju¿ wspomniano wy¿ej, wydzielenie tego poziomu przewa¿nie jest hipotetyczne. Do poziomu tego byæ mo¿e nale¿y zaliczyæ seriê piasków ze ¿wirami oraz g³azikami w sp¹gu, oraz z domieszk¹ frakcji drobniejszych w czêœci œrodkowej, wystêpuj¹c¹ w profilu otworu S¹p³aty (otw. 35) na g³êbokoœci 40,5–49,5 m (127,5–136,5 m n.p.m.). Obecnoœæ ostro- krawêdzistych ska³ krystalicznych i wapieni pó³nocnych oraz sk³ad mineralny (amfibole 40–50%, granaty 7–21%, turmaliny 17–22%) wskazuj¹ na bardzo krótki transport i sugeruj¹ wi¹zanie tej serii z recesj¹ l¹dolodu zlodowacenia Odry (Kenig, 2006).

Zlodowacenie Warty

Przyjêto, ¿e w wyniku erozji i egzaracji zachodz¹cych w czasie zlodowacenia Wis³y w znacznym stopniu zosta³y usuniête osady zlodowacenia Warty i interglacja³u eemskiego. Utwory zlodowacenia Warty zachowa³y siê jedynie fragmentarycznie lub ca³kowicie ich brak. W zwi¹zku z tym na omawianym obszarze przyjêto ogólne wydzielenie serii morenowej zlodowacenia Warty bez wyró¿- nienia stadia³ów. Hipotetycznie wyró¿niono równie¿ osady zastoiskowe akumulowane w czasie transgresji l¹dolodu i seriê wodnolodowcow¹ powsta³¹ w czasie recesji. Mu³ki i piaski zastoiskowe wystêpuj¹ prawdopodobnie po zachodniej stronie strefy miêdzylobowej w rejonie Studzianek–Barto³ty Ma³e. W miejscowoœci Studzianek (otw. 19) szare mu³ki z przewarstwieniami piasków maj¹ mi¹¿szoœæ 16 m i wystêpuj¹ na wysokoœci 88 m n.p.m. W rejonie miejscowoœci Barto³ty Ma³e (otw. 22) i Barto³ty Wielkie (otw. 29) na wysokoœci 124–134 m n.p.m. wystêpuje seria szarych piasków drobnoziarnistych o mi¹¿szoœci 4–10 m. Osady zastoiskowe, prawdopodobnie tego samego wieku, wystêpuj¹ równie¿ w strefie miêdzylobowej (otw. 34). W ich obrêbie stwierdzono wystêpowanie kawa³ków drewna (lignitu). Gliny zwa³owe zlodowacenia Warty wyró¿niono we wschodniej czêœci badanego terenu w nawi¹zaniu do informacji z obszaru s¹siedniego arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b). W Rudziskach (otw. 17) przyjêto, ¿e do zlodowacenia Warty nale¿y dolna warstwa glin zwa³owych, o mi¹¿szoœci oko³o 4 m, oddzielona od wy¿ej le¿¹cych glin zlodowacenia Wis³y jedynie kilkudziesiê- ciocentymetrowej mi¹¿szoœci warstw¹ piasków. Poziom ten byæ mo¿e kontynuuje siê w kierunku zachodnim (porównaj tabl. II), w Botowie (otw. 24) mi¹¿szoœæ tych glin wynosi 2 m. Zasiêg wystêpo- wania omawianych glin prawdopodobnie kontynuuje siê równie¿ w kierunku po³udniowym, w miej- scowoœci Gisiel (otw. 37 — tabl. III) mog¹ one stanowiæ górn¹ czêœæ opisanej ³¹cznie serii glin zwa³owych o mi¹¿szoœci 32 m. W kierunku zachodnim mi¹¿szoœæ tej serii zmniejsza siê i w Laurento- wie (otw. 36) wystêpuje jedynie poziom gliniastego bruku, a dalej ku zachodowi w S¹p³atach (otw. 35) cienki poziom gliniasty.

31 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe zlodowacenia Warty, jak ju¿ wspomniano wy¿ej, mog¹ stanowiæ trudny do wydzielenia fragment serii osadów wodnolodowcowych, usytuowany po- miêdzy glinami zwa³owymi zlodowaceñ Odry i Wis³y. Na obszarach, gdzie wydzielono szcz¹tkowy poziom glin zwa³owych zlodowacenia Warty wystêpuje zwykle seria piasków ze ¿wirami, które uznano za poziom wodnolodowcowy akumulowany w czasie recesji l¹dolodu tego zlodowacenia. W S¹p³atach (otw. 35) seria ta ma mi¹¿szoœæ 5 m. Mo¿e ona wystêpowaæ równie¿ w strefie miêdzylobowej (otw. 34) oraz po jej zachodniej stronie, np. na Kluczniku i Odrytach (otw. 27, 26).

Interglacja³ eemski

Wobec braku osadów organogenicznych, a w zwi¹zku z tym równie¿ datowañ palinologicznych, oraz jakichkolwiek danych o wystêpowaniu utworów o charakterze rzecznym czy jeziornym, nie wydzielono osadów interglacjalnych. Utwory z tego okresu mog¹ wystêpowaæ fragmentarycznie w serii osadów klastycznych oddzielaj¹cych poziom morenowy stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y od poziomu glin zwa³owych zlodowacenia Odry lub jedynie miejscami wystêpuj¹cego poziomu morenowego zlodowacenia Warty.

Zlodowacenia pó³nocnopolskie Zlodowacenie Wis³y

Utwory zlodowacenia Wis³y s¹ jedynymi osadami plejstoceñskimi maj¹cymi wychodnie na obszarze arkusza DŸwierzuty. Tworz¹ one ci¹g³y poziom o mi¹¿szoœci zwykle od kilkunastu do ponad czterdziestu metrów, a w du¿ych formach akumulacyjnych nawet do ponad osiemdziesiêciu metrów, pokrywaj¹cy ca³¹ powierzchniê badanego terenu, miejscami wystêpuje pod osadami holoceñskimi. Wobec braku stanowisk stratotypowych oraz datowañ osadów, ustalenia stratygraficzne oparto na analizie profili otworów i licznych g³êbokich sond mechanicznych zestawionych na przekrojach geologicznych (przekrój geologiczny A–B; tabl. IIi III). Uzupe³nieniem s¹ wyniki badañ litologiczno-pe - trograficznych próbek glin zwa³owych z otworu S¹p³aty (otw. 35) przedstawione na tablicy IV. Powy¿sze dane nie upowa¿niaj¹ do rozpoziomowania osadów zlodowacenia Wis³y, a zatem uznano je za utwory stadia³u górnego (g³ównego).

Stadia³ œrodkowy

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe zosta³y wydzielone hipotetycznie jako seria akumulowana prawdopodobnie w czasie recesji l¹dolodu stadia³u œrodkowego. Osady tego poziomu mog¹ wystêpowaæ w szczególnoœci we wschodniej czêœci badanego terenu (prowincja mazurska), gdzie na fragmentarycznie zachowanych osadach zlodowacenia Warty wystêpuje seria wodnolodowcowa, miejscami wyraŸnie dwudzielna. Przyjêto, ¿e jej dolna czêœæ mog³a byæ akumulowana w czasie

32 stadia³u œrodkowego (recesji l¹dolodu), a górna — stadia³u górnego (transgresji l¹dolodu) zlodowacenia Wis³y. S¹ to piaski i ¿wiry, których mi¹¿szoœæ wynosi od kilku do oko³o dwudziestu metrów, np. w rejonie £upowo–DŸwierzuty (porównaj przekrój geologiczny A–B). Osady tego poziomu mog¹ wystêpowaæ równie¿ w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza w obrêbie mi¹¿szej serii osadów wodnolodowcowych podœcielaj¹cych gliny zwa³owe zlodowacenia Wis³y, trudn¹ do rozpoziomowania (porównaj tabl. II, III). Mog¹ one równie¿ wystêpowaæ w strefie miêdzylobowej.

Stadia³ górny

W stadiale górnym mo¿na wyró¿niæ cztery zasadnicze poziomy stratygraficzne: dwa dolne (z okresu transgresji ?) — zastoiskowy i wodnolodowcowy, g³ówny poziom akumulacji lodowcowej wraz z formami powsta³ymi w czasie deglacjacji oraz poziom górny — wodnolodowcowo-zastoiskowy, akumulowany w czasie recesji. Pozycja stratygraficzna dwóch dolnych poziomów jest problematyczna, mog¹ one obejmowaæ osady stadia³u œrodkowego zlodowacenia Wis³y, a nawet czêœciowo interglacja³ eemski, dotyczy to w szczególnoœci poziomu zastoiskowego. Poziom lodowcowy zaliczony w ca³oœci do stadia³u górne- go obejmuje gliny zwa³owe stanowi¹ce zwarty kompleks buduj¹cy powierzchniê wysoczyzny. Gliny te równie¿ tworz¹ lub pokrywaj¹ ró¿norodne formy akumulacyjne. Formy powsta³e w czasie recesji s¹ rozsiane na obszarze wysoczyznowym, skoncentrowane w pasie strefy miêdzylobowej i jej szczelinowych odga³êzieniach w pó³nocnej czêœci badanego terenu. Poziom wodnolodowcowo-zastoiskowy obejmuje osady i formy powsta³e w kilku kolejnych etapach deglacjacji omawianego obszaru. S¹ to: sandr powsta³y w czasie recesji l¹dolodu fazy pomorskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, trzy poziomy tarasów kemowych, osady plateau kemowego, utwory wype³niaj¹ce p³ytkie, lokalne zastoisko oraz cienki poziom sandrowy na wysoczyŸnie. I³y i piaski zastoiskowe wype³niaj¹ niewielkie, lokalne zastoiska. Z regu³y nie podœcie- laj¹ one bezpoœrednio glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y, lecz pokrywa je jeszcze cienka seria osa- dów wodnolodowcowych. Jedynie w Tumianach (otw. 3), miejscowoœci Klucznik (punkt dok. 52) i Lesznie (otw. 30) cienka warstwa piasków drobnoziarnistych wystêpuje bezpoœrednio pod glinami. Seria ta w postaci i³ów warwowych szarych w górnej czêœci i br¹zowych w dolnej, przewarstwionych piaskami py³owatymi, wystêpuje w Odrytach (otw. 20 — przekrój geologiczny A–B), gdzie ma ³¹czn¹ mi¹¿szoœæ 17 m. Podobne i³y o barwie czekoladowej zosta³y stwierdzone w profilu otworu wykonanego w rejonie miejscowoœci Nowe Marcinkowo (otw. 7). W otworze S¹p³aty (otw. 35) s¹ to piaski drobnoziarniste o mi¹¿szoœci 6,5 m z przemazami rozproszonej substancji organicznej. Przeprowadzona ekspertyza palinologiczna (Winter, 2005) próbki pobranej ze sp¹gu tej serii pozwoli³a jedynie na przy- puszczenie, ¿e osady te mog¹ pochodziæ z interstadia³u lub schy³kowej czêœci interglacja³u. Nie mo- ¿na zatem wykluczyæ, ¿e mo¿e to byæ zbiornik powsta³y pod koniec interglacja³u eemskiego.

33 Zastoisko po³o¿one w rejonie DŸwierzut (otw. 65 i 66) wype³niaj¹ piaski drobnoziarniste o mi¹¿szoœci do oko³o 10 m. W pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza w profilach otworów studziennych zosta³a opisana seria i³ów pod wystêpuj¹c¹ tam od powierzchni pokryw¹ sandrow¹. W rejonie La- buszewa (otw. 25) na g³êbokoœci od 7 do 34 m wystêpuj¹ i³y z 1-metrowej mi¹¿szoœci przewarstwieniem piaszczystym na g³êbokoœci 25–26 m. Nieco dalej ku pó³nocy (otw. 16) niebieskawe i³y wystêpuj¹ na g³êbokoœci 8–25 m. W s¹siednich otworach, wykonanych zarówno na badanym terenie, jak i na obszarze s¹siedniego arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b), podobny poziom nie wystêpuje. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne) stanowi¹ doœæ powszechnie wystêpuj¹cy poziom podœcielaj¹cy kompleks glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y, jak ju¿ wspomniano wy¿ej, czêsto trudny do rozdzielenia od starszych poziomów. W zwi¹zku z tym na przekrojach geologicznych najczêœciej wydzielono go ³¹cznie z piaskami i ¿wirami wodnolodowcowymi akumulowanymi w czasie recesji l¹dolodu stadia³u œrodkowego zlodowacenia Wis³y. Osady piaszczysto-¿wirowe tego poziomu wystêpuj¹ na powierzchni terenu w bardzo niewielkich wychodniach w po³udniowo-wschodnim naro¿u obszaru arkusza, w rejonie miejscowoœci Olszewek. W tym rejonie omawiane osady podœcie- laj¹ równie¿ cieniej¹c¹ warstwê glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y, buduj¹c¹ powierzchniê wysoczyzny, która strefowo przechodzi w rezydua. Seria piasków ró¿noziarnistych ze ¿wirami i g³azikami podœcielaj¹ca gliny zwa³owe zlodowacenia Wis³y w S¹p³atach (otw. 35) ma mi¹¿szoœæ 14,5 m. W rejonie £upowo–DŸwierzuty (punkt dok. 107 — przekrój geologiczny A–B) mi¹¿szoœæ piasków œrednio- i ró¿noziarnistych ze ¿wirami drobnookruchowymi a w sp¹gu grubookruchowymi wynosi ponad 21 m. Gliny zwa³owe stanowi¹ce g³ówny poziom lodowcowy na omawianym terenie buduj¹ wysoczyznê polodowcow¹ na przewa¿aj¹cej czêœci obszaru arkusza DŸwierzuty. Mi¹¿szoœæ tego poziomu najczêœciej wynosi od kilku do kilkunastu metrów, sporadycznie do ponad dwudziestu metrów. S¹ to zwykle gliny mu³kowato-piaszczyste, nieraz mu³kowato-ilaste ze ¿wirami i g³azikami, do g³êbo- koœci kilku metrów zwykle s¹ br¹zowe, ni¿ej ciemnoszare. Sk³ad petrograficzny ¿wirów uzyskano jedynie w wyniku badañ litologiczno-petrograficznych (Kenig, 2006) siedmiu próbek tych osadów pobranych z profilu otworu S¹p³aty (otw. 35), jest on typowy dla tej serii glin (tabl. IV) i koreluje siê z wynikami uzyskanymi na obszarach s¹siednich, np. szczegó³owymi badaniami tego poziomu wykonanymi na terenie arkusza Jeziorany (Morawski, 2003b). Gliny zwa³owe buduj¹ce powierzchniê wysoczyzny na granicy z pasem osadów wodnolodowcowych, biegn¹cym wzd³u¿ wschodniej granicy badanego obszaru, zmniejszaj¹ swoj¹ mi¹¿szoœæ i miejscami zazêbiaj¹ siê lub lokalnie tworz¹ cienk¹ pokrywê na piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych (sandrowych), a miejscami wystêpuj¹ równie¿ na piaskach i ¿wirach wodnomorenowych lub akumulacji szczelinowej. Miejscami geneza cienkich pokryw gliniastych istniej¹cych na piaskach

34 wodnolodowcowych nie jest jasna, byæ mo¿e s¹ to gliny sp³ywowe. Cienka pokrywa gliniasta na piaskach i ¿wirach wodnomorenowych wystêpuje równie¿ w rejonie Ma³szewko–Grzegrzó³ki w po³u- dniowej czêœci terenu arkusza. Dla glin zwa³owych buduj¹cych moreny martwego lodu i kemy lub pokrywaj¹cych warstw¹ o mi¹¿szoœci powy¿ej 2 m „typowe” osady okreœlonych form, zaproponowano na mapie geologicznej oddzielne, umowne wydzielenia, a ich zasiêg, oznaczaj¹cy kszta³t formy, przedstawiono przerywanymi linia- mi, gdy otaczaj¹ je te same gliny zwa³owe, ale buduj¹ce wysoczyznê. Uzyskano w ten sposób wiêksz¹ dok³adnoœæ mapy litologicznej, nie trac¹c jednoczeœnie elementów genetyczno-paleogeograficznych. Piaski i ¿wiry wodnomorenowe, miejscami akumulacji szczelinowej lub wodnolodowcowe (sandrowe) stanowi¹ bardzo zró¿nicowan¹ litologicznie seriê osadów powsta³ych na kontakcie z bry³ami martwego lodu. S¹ to piaski o zmiennym uziarnieniu z regu³y niewysegregowane, ze ¿wirami i g³azikami, z soczewkami ¿wirów grubookruchowych, z miejscami du¿ymi g³azami, a jednoczeœnie z wk³adkami piasków drobnoziarnistych i mu³ków (akumulowanych w lokalnych zbiornikach), jak i nieraz z soczewkami diamiktonu gliniastego, prawdopodobnie o genezie sp³ywowej. S¹ to osady bardzo podobne do utworów buduj¹cych formy szczelinowe i moreny martwego lodu, a wydzielono je tam, gdzie nie tworz¹ wyraŸnych form akumulacyjnych. Pa- górkowate obszary zbudowane z tych osadów uznano za wysoczyznê wodnolodowcow¹ (porównaj rozdzia³ Ukszta³towanie powierzchni terenu). Osady te z jednej strony zazêbiaj¹ siê z utworami buduj¹cymi formy szczelinowe, a z drugiej z osadami tworz¹cymi pokrywy sandrowe powsta³e w wyniku lokalnych, ale bardziej zorganizowanych przep³ywów wód roztopowych. Granice miêdzy tymi wydzieleniami s¹ wiêc miejscami przypuszczalne lub niemo¿liwe do wyznaczenia. Omawiana seria osadów wystêpuje g³ównie w strefie miêdzylobowej oraz w strefach szczelinowych odga³êziaj¹cych siê od niej. Jej mi¹¿szoœæ jest nieraz bardzo trudna do okreœlenia, w osi strefy miêdzylobowej (otw. 34) przyjêto, ¿e cienka wk³adka gliniasta na g³êbokoœci oko³o 32 m mo¿e mieæ rangê stratygraficzn¹ i stanowi sp¹g omawianych osadów (porównaj przekrój geologiczny A–B oraz tabl. III). Osady te s¹ od wielu lat przedmiotem eksploatacji na rozleg³ym obszarze kopalni kruszywa w rejonie Gi³awy–Rusek Wielki (porównaj przekrój geologiczny E–F czêœæ œrodkowa i wschodnia — tabl. III). W wyrobisku czynnym w latach 2004–2005 (punkt dok. 116) eksploatowana by³a seria pias- ków ró¿noziarnistych i ¿wirów oraz ¿wirów z przewarstwieniami g³azów, œrednica niektórych dochodzi³a do ponad 2 m. Seria z³o¿owa mia³a mi¹¿szoœæ 6–7 m i by³a lokalnie podœcielona seri¹ glin zwa³owych. Osady te by³y przedmiotem szczegó³owych badañ sedymentologicznych i ró¿nie interpretowane (Zieliñski, 1993; Mycielska-Dowgia³³o, 1998). Na podstawie aktualnych danych stwierdzono, ¿e jest to seria osadów facji ablacyjnych rzek roztopowych, a ich sedymentacja odbywa³a siê w otwartej szczelinie lodowej (Gruszka, 2003).

35 We wschodniej czêœci obszaru arkusza osady uznane za szczelinowe zazêbiaj¹ siê z utworami sandrowymi i ich mi¹¿szoœæ, np. w Gisielu (otw. 37) wynosi 15 m. Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (sandrowe) (górne) wystêpuj¹ wzd³u¿ wschodniej granicy badanego terenu i dalej w kierunku wschodnim na obszarze s¹siedniego arkusza, gdzie pokrywaj¹ znaczne obszary, znacz¹c przebieg pasów sandrowych powsta³ych w wyniku po³udnikowego odp³ywu wód roztopowych w czasie deglacjacji ostatniego l¹dolodu. W kompleksie tym prawdopodobnie nak³adaj¹ siê osady przynajmniej dwóch etapów deglacjacji — postojowej fazy pomorskiej i póŸniejszej. Mi¹¿szoœæ piasków wodnolodowcowych ró¿noziarnistych ze ¿wirami w rejonie po³u- dniowo-wschodnim (punkt dok. 122 — przekrój geologiczny A–B) wynosi 22,5 m. Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe ozów s¹toosady zwykle doœæ gruboziarniste, choæ s³abo wysegregowane, znacznej mi¹¿szoœci, tworz¹ce d³ugie w¹skie wa³y nieraz o krêtym przebiegu. Wystêpuj¹ one w strefie miêdzylobowej. Niejednokrotnie na ich zboczach i kulminacjach wystêpuje zwietrza³a, zwykle g³azowo-¿wirowa pokrywa gliniasta, która mo¿e œwiadczyæ o tym, ¿e powsta³y one w kana³ach znajduj¹cych siê wewn¹trz l¹dolodu lub pod nim. Na przyk³ad na pó³noc od Rasz¹ga, po wschodniej stronie rynny Jezior Gêbor–Rzeckie, biegnie na przestrzeni oko³o 3,5 km ci¹g wyd³u- ¿onych wzgórz. Nad Jeziorem Rzeckim w kulminacji wzgórza (punkt dok. 13) do g³êbokoœci8mwy- stêpuj¹ gliny zwa³owe z du¿¹ iloœci¹ ¿wirów i g³azików. Wzgórze nale¿¹ce do tej samej formy po³o¿one nad jeziorem Gêbor ma zbocza pokryte glinami zwa³owymi, a jedynie w samej kulminacji, od powierzchni terenu wystêpuj¹ niewysegregowane piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami i g³azikami. W kulminacji wybitnego wzgórza po³o¿onego nad jeziorem Rasz¹g, stanowi¹cego po³udniowe zakoñ- czenie omawianego ozu (punkt dok. 34), wystêpuj¹ gliny zwa³owe z bardzo du¿¹ iloœci¹ ¿wirów i g³azików o mi¹¿szoœci 6,5 m a poni¿ej, do g³êbokoœci 10,0 m, piaski ró¿noziarniste zupe³nie nieprze- myte nieco zaglinione ze ¿wirami i g³azikami. Oz po³o¿ony w rejonie miejscowoœci Kierzbuñ, o d³ugoœci oko³o 2 km, równie¿ ma pokrywê z glin zwa³owych, a jedynie w kulminacjach (punkt dok. 27) wystêpuj¹ piaski ró¿noziarniste i ¿wiry z g³azikami. Rozró¿nienie tych utworów od osadów tworz¹cych formy szczelinowe i obocznie wystêpuj¹cych osadów wodnomorenowych zwykle jest umowne. Ich mi¹¿szoœæ mo¿e przekraczaæ 20 m. Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach moren czo³owych, miejscami akumulacji szczelinowej tworz¹ pas wzgórz o przebiegu w przybli¿eniu równole¿- nikowym, biegn¹cy od strefy miêdzylobowej, od okolic Rasz¹ga, ku wschodowi, poza granicê obszaru arkusza, w kierunku Jeziora Œniardwy (S³owañski, 1972). Moreny te nale¿y najprawdopodobniej wi¹zaæ z okresem postoju czo³a l¹dolodu fazy pomorskiej (np. Kacprzak, Lisicki, 2007a, b; Kondracki, 1972). Na odcinku po³o¿onym na terenie arkusza DŸwierzuty omawiany ci¹g moren czo³owych ³¹czy siê ze stref¹ szczelinow¹ o przebiegu SW–NE, stanowi¹c¹ odga³êzienie strefy miê-

36 dzylobowej. W zwi¹zku z tym w tym samym rejonie czêœæ form mo¿e mieæ genezê szczelinow¹. Przy- jêto umownie, ¿e jako moreny czo³owe traktowane s¹ formy o doœæ nieregularnych kszta³tach usytuowane równole¿nikowo na przed³u¿eniu strefy marginalnej o znaczeniu regionalnym. Wyd³u- ¿one formy (wa³y) o przebiegu zgodnym ze stref¹ szczelinow¹ uznano za formy szczelinowe. Pewne w¹tpliwoœci budzi fakt, ¿e na odcinku Rasz¹g–Botowo–Labuszewo ewentualnym morenom czo³o- wym nie towarzyszy pokrywa sandrowa na przedpolu, jak to ma miejsce ju¿ na wschód od Labuszewa i na obszarze s¹siedniego arkusza Kobu³ty (Kacprzak, Lisicki, 2007a, b). Osady piaszczysto-¿wirowe, zwykle doœæ gruboziarniste, ale bardzo zró¿nicowane, miejscami z soczewkami diamiktonu gliniastego, zosta³y rozpoznane w rejonie Rasz¹g–Botowo w licznych otworach wykonanych dla opracowania dokumentacji z³o¿owych oraz punktach dokumentacyjnych: 38, 39, 41 i 42 (porównaj tabl. II). Zró¿- nicowanie litologiczne omawianych osadów jest doskonale widoczne w wyrobisku ¿wirowni w Ra- sz¹gu (punkt dok. 37), gdzie wystêpuj¹ zarówno piaski œrednio- i ró¿noziarniste, jak i pakiety ¿wirów grubookruchowych oraz soczewy z g³azami o œrednicy do ponad 1 m, z wk³adkami gliniastymi. Frag- menty omawianych serii s¹ silnie zaburzone, obok siebie wystêpuj¹ pakiety warstw w po³o¿eniu sedy- mentacyjnym a nawet w po³o¿eniu pionowym. Wydaje siê, ¿e zaburzenia te nale¿y uznaæ raczej za grawitacyjne, spowodowane wytapianiem siê lokalnych bry³ lodu, ni¿ glacitektoniczne. Mi¹¿szoœæ omawianych osadów wynosi od kilku do kilkunastu metrów, np. w Botowie (otw. 24) 18 m (porównaj tabl. II), a w obrêbie du¿ych form mo¿e znacznie przekraczaæ 20 m. Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach akumulacji szczelinowej tworz¹ wyd³u¿one formy (wa³y) g³ównie w strefie miêdzylobowej i odga³êziaj¹cych siê od niej w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza dwóch strefach szczelinowych. S¹ to formy powsta³e w czasie deglacjacji w otwartych szczelinach istniej¹cych w l¹dolodzie. Jak ju¿ wspomniano wy¿ej, zazêbiaj¹ siê one z osadami uznanymi za wodnomorenowe a formy szczelinowe wspó³wystêpuj¹ z ozami, w przeci- wieñstwie do których przewa¿nie nie posiadaj¹ zwartych pokryw gliniastych. W osi strefy miêdzylo- bowej mi¹¿szoœæ serii piaszczysto-¿wirowej (o frakcji drobniejszej w stropie), buduj¹cej w¹skie wa³y o przebiegu zgodnym ze stref¹ miêdzylobow¹, wynosi ponad 20 m (np. punkt dok. 66 — przekrój geologiczny A–B). Omawiana seria piaszczysto-¿wirowa jest przedmiotem eksploatacji zarówno na terenie wy¿ej wymienionej kopalni kruszywa po³o¿onej w rejonie Gi³awy–Rusek Wielki, jak i mniejszych wyrobisk w tym rejonie (np. punkt dok. 94). Bardzo zró¿nicowane litologicznie osady wystêpuj¹ w wyrobisku ¿wirowni po³o¿onej w osi formy szczelinowej na zachód od miejscowoœci Rumy (punkt dok. 56). W ods³oniêtym profilu, o mi¹¿szoœci do 12 m, wystêpuj¹ tam piaski drobno- i œrednioziarnis- te w sp¹gu, du¿a seria piaszczysto-¿wirowa z przewarstwieniami i soczewkami piasków py³owatych oraz diamiktonu gliniastego, jak równie¿ soczewy g³azowo-¿wirowe w tym z g³azami o œrednicy do ponad 1 m, z matriksem gliniastym. W tych samych ci¹gach wzgórz obserwuje siê ogromne zró¿nico-

37 wanie materia³u z którego s¹ zbudowane. Pó³nocna czêœæ strefy miêdzylobowej to ci¹g wybitnych wzgórz o przebiegu zbli¿onym do po³udnikowego. I tak od pó³nocy, w rozleg³ej formie po³o¿onej nad Jeziorem Rzeckim na zboczach i kulminacji do g³êbokoœci 4,5 m wystêpuje cienka pokrywa gliniasta (punkt dok. 11) z licznymi g³azami (bruk gliniasty) a ni¿ej do g³êbokoœci 8,0 m piaski py³owate bez grubszego materia³u. Dalej na po³udnie znajduje siê wybitna forma, której kulminacjê do g³êbokoœci 12 m buduj¹ piaski i ¿wiry z g³azami, miejscami nieco gliniaste (punkt dok. 32 — tabl. II), podœcielone glinami zwa³owymi z licznymi g³azami, po stronie pó³nocnej na jej zboczu wystêpuje pokrywa gliniasta. Nastêpna forma, po³o¿ona jeszcze bardziej na po³udnie, jest zbudowana z materia³u piaszczysto-¿wirowego w obrêbie którego wystêpuj¹ g³azy znacznych rozmiarów, np. na zboczu wschodnim wœród licznych g³azów znajduje siê kilka o œrednicy ponad 3 m (punkt dok. 31), czêœciowo zosta³y one wyeksploatowane (odstrzelenie materia³ami wybuchowymi). Kolejna wybitna i rozleg³a forma wystê- puj¹ca jeszcze bardziej na po³udnie jest w ca³oœci zbudowana z materia³u piaszczysto-¿wirowego z g³azami. Pojedyncze formy szczelinowe wystêpuj¹ równie¿ na wysoczyŸnie, tworz¹ bardzo w¹skie wa³y zbudowane z piasków i ¿wirów, np. w rejonie £upowa (punkt dok. 104 — przekrój geologiczny A–B) lub DŸwierzut (punkt dok. 105). Formy te s¹ prawdopodobnie zakorzenione w osadach starszych, stanowi¹cych pod³o¿e serii glin zwa³owych zlodowacenia Wis³y. Gliny zwa³owe moren martwego lodu.Ichlitologia nie odbiega od litologii glin wystêpuj¹cych na wysoczyŸnie, jedynie na kulminacjach s¹ one bardziej piaszczyste i zwietrza³e. Miejscami na terenie wysoczyzny osady te buduj¹ rozleg³e i wysokie wzgórza niekiedy usytuowane wokó³ zag³êbieñ bezodp³ywowych. Na kulminacjach takich wzgórz wykonano szereg sond mechanicznych uzyskuj¹c nastêpuj¹ce mi¹¿szoœci glin: punkt dokumentacyjny 9 — ponad 10 m; 14—7m, poni¿ej bruk i piaski; 15 — ponad 10 m; 16 — ponad 6 m; 72 — ponad 10 m; 75 (tabl. III) — ponad 10 m; 77 — ponad 6 m; 69 (przekrój geologiczny A–B) — 10 m, poni¿ej piaski ró¿noziarniste ze ¿wirami. W Nowym Marcinkowie (pó³nocna czêœæ obszaru arkusza) w zakolu rzeki Dymer znajduje siê wzgórze moreny martwego lodu, jego zachodnie zbocze zosta³o ods³oniête (punkt dok. 10) do g³êbo- koœci oko³o 7 m. W sztucznej skarpie ods³ania siê profil glin zwa³owych z soczewami wype³nionymi materia³em morenowym ¿wirowo-g³azowo-gliniastym lub piaszczysto-gliniastym. Piaski i ¿wiry moren martwego lodu tozwykle osady gruboziarniste, piaski ze ¿wirami, z kieszeniami i soczewkami ¿wirów z g³azami oraz soczewkami i przewarstwieniami glin zwa³owych w sp³ywach. Z regu³y utwory te s¹ bardzo s³abo przemyte i nawet ¿wiry grubookruchowe zawieraj¹ domieszkê frakcji drobniejszych. Osady te s¹ bardzo podobne do serii buduj¹cych formy szczelinowe i moreny czo³owe, a wydzielono je dla pojedynczych form wystêpuj¹cych w obrêbie wysoczyzny (np. punkty dok.: 8, 26, 98 i 125 oraz otw. 30, 59) lub w rynnach (np. punkt dok. 35). Ich

38 mi¹¿szoœæ jest zwykle wiêksza ni¿ serii morenowej buduj¹cej wysoczyznê, pod nimi brak jest glin wy- stêpuj¹cych obocznie. Piaski oraz piaski ze ¿wirami tworz¹ j¹dra du¿ych form akumulacyjnych zinter- pretowanych jako moreny martwego lodu otulone glinami zwa³owymi, o czym by³a mowa poprzednio. Gliny zwa³owe kemów,podobnie jak w przypadku moren martwego lodu, nie ró¿ni¹ siê litologicznie od glin wystêpuj¹cych na wysoczyŸnie. Zosta³y wydzielone w kilku wyraŸnych formach akumulacyjnych uznanych za kemy, posiadaj¹cych pokrywê z glin zwa³owych o mi¹¿szoœci ponad 2 m oraz j¹dro zbudowane z piasków zwykle drobnoziarnistych i mu³ków, jak w przypadku typowych kemów limnoglacjalnych. Jeœli gliny pokrywowe nie s¹ glinami sp³ywowymi to formy takie mo¿na okreœliæ jako kemy inglacjalne (Morawski, 2007). Formy takie zwykle wystêpuj¹ pojedynczo na obszarze wysoczyzny morenowej falistej, np. na zachód od miejscowoœci Szczepankowo (punkt dok. 83) na kulminacji wzgórza pokrywa br¹zowych zwartych glin zwa³owych z du¿¹ iloœci¹ ¿wirów i g³azików ma mi¹¿szoœæ 2,2 m. Pod nimi wystêpuj¹ niewysegregowane piaski drobnoziarniste, py³owate. W tym samym rejonie wysoczyzny, na po³udniowy zachód od £upowa, w kulminacji rozleg³ego wzgórza (punkt dok. 103) mi¹¿szoœæ glin zwa³owych wynosi 5 m, pod nimi wystêpuj¹ piaski drobnoziarniste z domieszk¹ œrednioziarnistych. Nieco dalej ku pó³nocy (punkt dok. 74) na niewielkim wzgórzu mi¹¿szoœæ pokrywy gliniastej wynosi jedynie 2,5 m. Na pó³nocny wschód od Tumian (punkt dok. 5) pokrywa glin zwa³owych na kulminacji wybitnego wzgórza ma mi¹¿szoœæ 6,5mapod ni¹ wystêpuj¹ piaski drobnoziarniste, py³owate z cienkimi przewarstwieniami mu³ków. W Kolonii Kromerow w wyrobisku piaskowni (punkt dok. 6) mo¿na obserwowaæ profil budowy wewnêtrznej kemu zbudowanego z piasków drobnoziarnistych z pokryw¹ glin zwa³owych w kulminacji wzgórza oraz na jego wschodnim stoku, ich mi¹¿szoœæ zwiêksza siê w dó³ stoku. Piaski i mu³ki kemów buduj¹ liczne formy, które mo¿na uznaæ za typowe kemy limnoglacjalne, bez pokrywy glin zwa³owych. Pojedyncze wzgórza na wysoczyŸnie maj¹ pokrywê z glin zwa³owych — kemy inglacjalne, o czym by³a mowa poprzednio. Kemy wystêpuj¹ g³ównie w zachodniej czêœci terenu arkusza w obrêbie obni¿enia rynnowego ci¹gn¹cego siê od jeziora Serwent (na po³udniu) do jeziora Pisz (na pó³nocy) oraz wzd³u¿ strefy miê- dzylobowej. W przypadku kemów wystêpuj¹cych w obrêbie plateau kemowego oraz cienkiej pokrywy piasków wodnolodowcowych, przy braku makroskopowych ró¿nic w charakterze osadów, granice kemów s¹ przypuszczalne, poprowadzone po morfologii. Pojedyncze wzgórza uznane za kemy wystê- puj¹ w obrêbie wysoczyzny, np. na zachód od £upowa (punkt dok. 102). Mi¹¿szoœæ osadów drobnoziarnistych buduj¹cych te formy bywa ró¿na, od kilku metrów w przypadku kemów po³o¿onych na pó³noc od jeziora Pisz (np. punkt dok. 3 — przekrój geologiczny A–B) do ponad dwudziestu dwóch metrów w rejonie Odryt (punkt dok. 51 — tabl. II), a nawet prawdopodobnie ponad osiemdziesiêciu metrów, np. Rusek-Góry (punkt dok. 90, 91 — tabl. III). W szczególnoœci w przypadku kemów wystê-

39 puj¹cych na obszarze wysoczyzny, pod seri¹ osadów piaszczysto-py³owych zwykle wystêpuj¹ gliny zwa³owe poziomu morenowego zlodowacenia Wis³y, co nieraz mo¿na by³o stwierdziæ w sondach mechanicznych (np. punkt dok. 63 — przekrój geologiczny A–B), a co œwiadczy o tym, ¿e formy te powsta³y w czasie deglacjacji w przetainowych zbiornikach na lodzie. Piaski tarasów kemowych, miejscami wodnolodowcowe, tworz¹ trzy poziomy wystêpuj¹ce wokó³ jeziora Serwent. Tarasy zosta³y opisane szczegó³owo w rozdziale Ukszta³towanie powierzchni terenu. S¹siaduj¹ one miejscami z plateau kemowym zbudowanym z podobnych osadów. Granice pomiêdzy nimi nie s¹ wyraŸne (na mapie geologicznej granice przypuszczalne). Osady buduj¹ce poziomy uznane za tarasy kemowe to piaski drobnoziarniste, czêsto py³owate, ich mi¹¿szoœæ mo¿e byæ rzêdu kilkunastu metrów (np. w otw. 39 seria piaszczysta podœcielona glinami zwa³owymi ma mi¹¿szoœæ 18 m). I³y i mu³ki zastoiskowe wystêpuj¹ w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza w rejonie Odryty–Studzianek i stanowi¹ wschodni fragment rozleg³ego zastoiska po³o¿onego w rejonie Barczewa (Morawski, 2003a, b; Rumiñski, 2003a, b). S¹ to zwykle osady br¹zowe, bardzo podobne makroskopowo do glin zwa³owych, co by³o powodem, ¿e na Mapie geologicznej Polski 1:200 000, arkusz Olsztyn (Mañkowska, S³owañski, 1978, 1980; S³owañski, 1978) zosta³y okreœlone jako „glina zwa³owa w facji ilastej”. Rzeczywiœcie granica miêdzy tymi osadami a glinami zwa³owymi buduj¹cymi wysoczyznê miejscami jest trudna do wyznaczenia. Na po³udnie od Odryt znajduj¹ siê œlady dawnego wyrobiska po eksploatacji i³ów (punkt dok. 46). S¹ to i³y br¹zowe masywne, jedynie miejscami widoczne w nich s¹ œlady warw, o mi¹¿szoœci do kilku metrów. Osady te by³y eksploatowane w okresie miêdzywojennym dla potrzeb lokalnej cegielni, druga cegielnia znajdowa³a siê w Odrytach (pozosta³y po niej jedynie kominy). Mi¹¿szoœæ osadów zastoiskowych w omawianym rejonie jest niewielka: 1,5 m w punkcie dokumentacyjnym 47; 2 m — 25; 2,5 m — 48; 3,5 m — 49; w otworze 20 szare i³y maj¹ mi¹¿szoœæ 6 m; w Studzianku (punkt dok. 21) mu³ki py³owate i mu³ki ilaste osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ ponad 12 m (porównaj przekrój geologiczny A–B). Omawiane osady powsta³y w zastoisku, które utworzy³o siê w schy³kowej fazie deglacjacji omawianego obszaru i wystêpuj¹ zarówno na glinach zwa³owych buduj¹cych powierzchniê wysoczyzny morenowej falistej, jak i piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych (sandrowych) górnych. Piaski i piaski py³owate plateau kemowych, miejscami wodnolodowcowe, wystêpuj¹ w zachodniej czêœci terenu arkusza, gdzie s¹siaduj¹ z bardzo podobnymi osadami kemów, tarasów kemowych, cienkiej pokrywy piasków wodnolodowcowych i zastoiska, dlatego na mapie geologicznej pomiêdzy tymi osadami zosta³y wrysowane granice przypuszczalne. Omawiane osady miejscami tworz¹ cienk¹ warstwê, o mi¹¿szoœci kilku metrów, wystêpuj¹c¹ bezpo- œrednio na glinach zwa³owych ci¹g³ego poziomu zlodowacenia Wis³y (Morawski, 2005), np. punkt

40 dokumentacyjny 52 (przekrój geologiczny A–B), 45 (tabl. II) i 111 (tabl. III), a nieraz s¹ podœcielone piaskami i ¿wirami wodnolodowcowymi (sandrowymi). W rejonie Odryt natomiast miejscami wkra- czaj¹ cienk¹ warstw¹ na osady zastoiskowe. Piaski wodnolodowcowe, miejscami kemów, wystêpuj¹ na powierzchni terenu po zachodniej stronie strefy miêdzylobowej, tworz¹ cienk¹ pokrywê na wysoczyŸnie. S¹ to zwykle piaski drobno- i œrednioziarniste, miejscami z niewielk¹ domieszk¹ frakcji grubszych. Na znacznych obszarach pokrywa omawianych osadów nie przekracza 2 m mi¹¿szoœci, wystêpuj¹ wtedy bezpoœred- nio na glinach zwa³owych zlodowacenia Wis³y tworz¹cych powierzchniê wysoczyzny, a w rejonie Studzianka, miejscami na osadach zastoiskowych.

b. Czwartorzêd nierozdzielony

Gliny piaszczyste deluwialne i piaski deluwialne. Osady zboczowe s¹ zró¿nicowane litologicznie w zale¿noœci od utworów buduj¹cych okoliczne stoki. S¹ to osady bez- strukturalne i bezwapniste. Ich mi¹¿szoœæ w suchych dolinkach i zag³êbieniach bezodp³ywowych dochodzi do kilku metrów. Stosunkowo rzadko pokrywaj¹ cienk¹ warstw¹ p³askie powierzchnie zbudowane z glin zwa³owych oraz piasków i ¿wirów wodnolodowcowych (sandrowych). Piaski eoliczne drobnoziarniste, miejscami z domieszk¹ œrednioziarnistych, wystêpuj¹ na omawianym obszarze jedynie na tarasie kemowym po³o¿onym po zachodniej stronie jeziora Ser- went, tworz¹ pokrywy o mi¹¿szoœci prawdopodobnie nieprzekraczaj¹cej 2 m, trudne do odró¿nienia od piasków tarasów kemowych. W czasie opracowywania arkusza zasiêg i mi¹¿szoœæ tych osadów by³a przedmiotem dokumentacji prowadzonej na zlecenie nadleœnictwa. Piaski rzeczne, miejscami deluwialne, den dolinnych s¹toprzemyte piaski ró¿noziarniste, o mi¹¿szoœci do kilku metrów, wystêpuj¹ce w korytach rzek Dadaj i Dymer oraz kilku mniejszych cieków. W w¹skich dolinach o stromych brzegach utwory te zazêbiaj¹ siê z osadami stokowymi. Gliny, ¿wiry i g³azy rezydualne wystêpuj¹ jedynie na niewielkim obszarze w po³u- dniowo-wschodniej czêœci terenu arkusza, na pograniczu wysoczyzny z pasem sandrowym. Tworz¹ one g³azowo-¿wirowo-gliniaste pokrywy o mi¹¿szoœci zwykle, rzêdu kilkudziesiêciu centymetrów wystêpuj¹ce: na piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych (sandrowych); na piaskach i ¿wirach wodnomorenowych, miejscami akumulacji szczelinowej oraz w po³udniowo-wschodnim naro¿u obszaru arkusza na piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych podœcielaj¹cych gliny zwa³owe zlodowacenia Wis³y. Ich powstanie nale¿y wi¹zaæ z erozj¹ wód roztopowych fazy pomorskiej, które nastêpnie akumulowa³y osady wodnolodowcowe.

41 c. Holocen

Piaski i namu³y sto¿ków nap³ywowych (proluwialne) s¹ to piaski drobnoziarniste bardzo s³abo wysegregowane, miejscami nieco zaglinione, nieraz z kawa³kami drewna i rozpro- szonym detrytusem roœlinnym, miejscami przechodz¹ce w namu³y typu madowego z domieszk¹ substancji organicznej. Tworz¹ p³askie sto¿ki zazêbiaj¹ce siê obocznie z osadami stokowymi. Wystê- puj¹ sporadycznie przy ujœciach bocznych suchych dolinek aktualnie zawieszonych, np. nad jeziorem Serwent. Mi¹¿szoœæ tych osadów mo¿e dochodziæ do kilku metrów. Piaski i mu³ki jeziorne, miejscami deluwialne, wystêpuj¹ w postaci w¹s- kich listew wzd³u¿ brzegów wiêkszych jezior, np.: Pisz, Tumiañskiego, Serwent, Sasek Wielki. S¹ to osady piaszczysto-mu³kowe, miejscami nieco torfiaste lub humusowe, a nieraz zazêbiaj¹ce siê z kred¹ jeziorn¹, zwykle ze szcz¹tkami roœlin i skorupkami fauny malakologicznej. U podnó¿a stoków zazê- biaj¹ siê z osadami stokowymi. Ich mi¹¿szoœæ jest niewielka, wyj¹tkowo mo¿e dochodziæ do kilku metrów. Kreda jeziorna i gytie wystêpuj¹ na niewielkich obszarach, miejscami pod cienkim przykryciem torfów, wokó³ zarastaj¹cych jezior i jako wype³nienie wyschniêtych ju¿ mis pojezier- nych, np. w rejonie DŸwierzut w po³udniowej czêœci rozleg³ego torfowiska (punkt dok. 101) pod warstw¹ torfów o mi¹¿szoœci poni¿ej 1 m wystêpuj¹ gytie be¿owo-zielonkawo-br¹zowe, w górnej czêœci torfiaste ze szcz¹tkami flory przechodz¹ce ku do³owi w gytie wapienne z przemazami kredy jeziornej i skorupkami fauny malakologicznej, mi¹¿szoœæ tych osadów prawdopodobnie wynosi kilka metrów. Na pó³noc od Barto³t Wielkich nad Jeziorem Tumiañskim na znacznym obszarze wystêpuje cienka pokrywa torfów na bia³ej kredzie jeziornej z licznymi skorupkami fauny, o mi¹¿szoœci do kilku metrów. Torfy brunatne i czarno-brunatne, zwykle s³abo roz³o¿one, miejscami z roz³o¿onymi fragmentami pni drzew, wystêpuj¹ na omawianym obszarze powszechnie. Wype³niaj¹ zarówno zag³êbienia bezodp³ywowe lub misy pojezierne na wysoczyŸnie, jak i zag³êbienia na obszarach sandrowych, tara- sach i plateau kemowym oraz w rynnach i dolinkach cieków. Mi¹¿szoœæ torfów miejscami przekracza 3 m, np. w torfowiskach wystêpuj¹cych na wysoczyŸnie na pó³noc od Ma³szewka (punkt dok. 97). Torfy wystêpuj¹ na: gytiach; kredzie jeziornej; piaskach i mu³kach jeziornych, miejscami deluwialnych; piaskach deluwialnych; glinach piaszczystych deluwialnych; piaskach i piaskach py³owatych plateau kemowego, miejscami wodnolodowcowych; piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych (sandrowych); piaskach i ¿wirach wodnomorenowych, miejscami akumulacji szczelinowej lub wodnolodowcowych (sandrowych); glinach zwa³owych zlodowacenia Wis³y. Ich mi¹¿szoœæ nie przekracza 2 m. Namu³y torfiasto-piaszczyste zag³êbieñ bezodp³ywowych oraz n a - mu³y zag³êbieñ bezodp³ywowych. Litologia tych osadów jest uzale¿niona od obszaru

42 alimentacji. Na terenach piaszczystych s¹ to piaski z humusem, a na obszarach gliniastych (w obrêbie wysoczyzny) przewa¿nie namu³y, przy silniejszym nawodnieniu torfiaste lub z rozproszon¹, redepo- nowan¹ substancj¹ organiczn¹. Mi¹¿szoœæ tych osadów zwykle jest niewielka — poni¿ej 2 m, jednak w niektórych g³êbokich zag³êbieniach bezodp³ywowych mo¿e dochodziæ do 4 m, np. na obszarze wysoczyzny na wschód od S¹p³at (jeziora Buczek) (punkt dok. 99) do g³êbokoœci 3 m wystêpuj¹ ciemnoszare namu³y gliniaste przewarstwione brunatnymi namu³ami torfiastymi z przemazami torfów z kawa³kami drewna, udzia³ substancji organicznej maleje ku sp¹gowi. Ni¿ej wystêpuj¹ nawodnione, szare namu³y gliniaste ze ¿wirkami. Osady te tworz¹ cienk¹ pokrywê na glinach piaszczystych deluwialnych, piaskach deluwialnych, na piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych (sandrowych), na glinach zwa³owych zlodowacenia Wis³y.

B. TEKTONIKA I RZEBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU

Powierzchniê podczwartorzêdow¹, czyli strop osadów neogeñskich przedstawiono na szkicu geologicznym odkrytym (tabl. V). Szkic ten, w nawi¹zaniu do obszarów s¹siednich, skonstruowano w oparciu o profile tylko trzech otworów kartograficznych, w których przewiercono osady czwarto- rzêdowe, jak równie¿ wykorzystuj¹c profil geoelektryczny (SGE) wykonany wzd³u¿ linii przekroju geologicznego A–B. Profil geoelektryczny na znacznych odcinkach nie zosta³ zweryfikowany wierce- niami, a wyniki uzyskane z badañ geoelektrycznych s¹ w wielu miejscach zagadkowe i bardzo trudne do interpretacji geologicznej. Szczególnie dotyczy to jego czêœci po³udniowo-wschodniej, gdzie brak g³êbszych otworów archiwalnych, co powoduje, ¿e interpretacjê serii lito-stratygraficznych starszego plejstocenu oraz po³o¿enia powierzchni stropu osadów neogeñskich nale¿y traktowaæ hipotetycznie. Na pozosta³ych dwóch przekrojach geologicznych (tabl. IIi III) dane o po³o¿eniu tej powierzchni s¹ jedynie fragmentaryczne. Ekspertyzy palinologiczne próbek osadów buduj¹cych strop neogenu pobrane z trzech otworów kartograficznych (S³odkowska, 2006) upowa¿niaj¹ jedynie do okreœlenia ich jako mio-pliocen. Po- wierzchnia podczwartorzêdowa wed³ug interpretacji przyjêtych na obszarach s¹siednich arkuszy (Kacprzak, Lisicki, 2007b; Morawski, 2003b; Rumiñski, 2003b) jest zbudowana w przewa¿aj¹cej czêœci z osadów mioceñskich, jedynie fragmentami z i³ów pstrych uznanych za plioceñskie, które byæ mo¿e przynajmniej w czêœci nale¿a³oby uznaæ za górnomioceñskie. Oddzielne zagadnienie strukturalne stanowi strefa miêdzylobowa biegn¹ca z pó³nocnego wschodu na po³udniowy zachód przez centraln¹ czêœæ obszaru arkusza. Jest to fragment strefy oddzielaj¹cej loby l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y — mazurski po stronie wschodniej od warmiñ- skiego po stronie zachodniej (Morawski, 2005). Strefa miêdzylobowa Biskupiec–Pasym jest obser-

43 wowana na przestrzeni ponad 60 km i pokrywa siê z przebiegiem sk³onu strukturalnego krystaliniku i bruzdy brze¿nej Napiwoda–Purda–Garbowo (Kotañski, 1977). Strefa ta znajduje siê na pograniczu wielkich jednostek strukturalnych — anteklizy mazursko-suwalskiej, gdzie powierzchnia krystaliniku jest po³o¿ona wysoko i syneklizy peryba³tyckiej, gdzie owa powierzchnia znacznie obni¿a siê i zwiêk- sza siê mi¹¿szoœæ pokrywy osadowej. Przekrój sejsmiczny wykonany na dziesiêciokilometrowym odcinku przekroju geologicznego A–B („Geofizyka Toruñ” — Opak, 2003) wykaza³ strefê nieci¹g³oœci (Morawski, 2005) siêgaj¹c¹ prawdopodobnie do krystaliniku, wskazuj¹c¹ na mobilnoœæ tektoniczn¹. Nale¿y przypuszczaæ, ¿e w tej granicznej strefie, przy gwa³townej zmianie mi¹¿szoœci pokrywy osadowej, w wyniku cyklicznego obci¹¿ania kolejnymi l¹dolodami, w ca³ym plejstocenie mia³y miejsce pionowe przemieszczenia o charakterze glaciizostatycznym, którym mog³y towarzyszyæ pionowe ruchy neotektoniczne. W wyniku silniejszej kompakcji pokrywy osadowej, po zachodniej stronie omawianej strefy nast¹pi³o obni¿enie generalnego po³o¿enia powierzchni podczwartorzêdowej i poszczególnych g³ównych jednostek lito-stratygraficznych w plejstocenie, w stosunku do ich po³o¿enia po stronie wschodniej, o oko³o 30–40 m. Na odcinku strefy miêdzylobowej przekrój sejsmiczny wykazuje liczne pionowe powierzchnie nieci¹g³oœci przerywaj¹ce ci¹g³oœæ refleksów od- zwierciedlaj¹cych powierzchnie warstw o zmiennej litologii w przypowierzchniowej strefie, która obejmuje osady plejstocenu i neogenu. Podobnie na profilu elektrooporowym (Okrasa, 2005) w strefie tej urywaj¹ siê pionowymi powierzchniami ci¹g³e po obu stronach serie osadów niskooporowych, które mo¿na interpretowaæ g³ównie jako gliny zwa³owe. Strefa miêdzylobowa to strefa wysokooporo- wa — piaszczysto-¿wirowa w ca³ym profilu osadów plejstocenu, co potwierdza profil otworu Nerwik (otw. 34). Dodatkowe informacje zawiera mapa anomalii grawimetrycznych (Petecki, Twarogowski, 2006) na której strefa miêdzylobowa obrazuje siê ci¹giem anomalii ujemnych (w uproszczeniu serie piaszczysto-¿wirowe i ewentualnie wysoko po³o¿one osady neogeñskie), którym po obu stronach towarzysz¹ pasy anomalii dodatnich, wskazuj¹cych na spiêtrzenia (lokalny wzrost mi¹¿szoœci) glin zwa³owych, co potwierdzaj¹ profile otworów archiwalnych, o czym by³a mowa przy omawianiu serii glin zwa³owych stadia³u dolnego zlodowacenia Odry. S¹siadowanie ze sob¹ znacz¹cych anomalii ujemnych i dodatnich sugeruje wystêpowanie stromych krawêdzi struktur geologicznych lub nieci¹g³oœci tektonicznych. Powy¿sze dane sk³oni³y autora do przyjêcia, dla omawianej strefy miêdzylo- bowej, schematycznej interpretacji strukturalnej opartej na pionowych strefach nieci¹g³oœci daj¹cych budowê blokow¹. Wydaje siê, ¿e raczej nie nale¿y ich uto¿samiaæ z uskokami, a raczej z bardzo stro- mymi fleksurami czy strefami ugiêæ, w skali przekrojów geologicznych (uwzglêdniaj¹c przewy¿sze- nie) i szkicu geologicznego odkrytego strefy te zosta³y odwzorowane w postaci pionowych linii. Dodatkowe zagadnienie stanowi¹ dwie strefy szczelinowe odga³êziaj¹ce siê od strefy miêdzylo- bowej w rejonie Rasz¹ga — w kierunku NNW i NE. Strefy te maj¹ kszta³ty klinów rozszerzaj¹cych siê

44 ku strefie miêdzylobowej. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e mog¹ one byæ zwi¹zane z dzieleniem siê wielkich mas l¹dolodu w wyniku przesuwania siê lobu warmiñskiego wzglêdem lobu mazurskiego w kierunku po³udniowym. Na ten proces wskazuje równie¿ orientacja linijnych obni¿eñ i w¹skich form szczelinowych na wysoczyŸnie, odziedziczonych najprawdopodobniej po pierwotnych szczelinach w l¹dolodzie — obszar na wschód od S¹p³at, gdzie obserwujemy wyraŸne ³ukowate wygiêcia w kierunku po³udniowo-zachodnim. Przyjêto hipotetycznie, ¿e proces powstania stref szczelinowych móg³ byæ równie¿ zwi¹zany z powstawaniem mobilnych stref nieci¹g³oœci w pod³o¿u.

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Na obszarze objêtym arkuszem DŸwierzuty najprawdopodobniej przez ca³y paleogen i neogen mia³a miejsce sedymentacja, pocz¹tkowo w zbiorniku morskim, a nastêpnie œródl¹dowym, któr¹ za- koñczy³a seria i³ów zaliczonych do mio-pliocenu (tab. 2). Procesy erozyjne, jakie mia³y miejsce na pograniczu neogenu i czwartorzêdu spowodowa³y usuniêcie czêœci osadów plioceñskich, jak równie¿ czêœciowo osadów mioceñskich. Erozja odbywa³a siê zapewne równie¿ w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Narwi, gdy¿ nie zachowa³y siê osady preglacjalne. Wkroczenie l¹dolodu zlodowacenia Narwi poprzedzi³a lokalnie akumulacja o charakterze rzecznym i zbiornikowym, jednak ju¿ z dop³y- wem materia³u skandynawskiego. L¹dolód zlodowacenia Narwi prawdopodobnie dwukrotnie wkroczy³ na omawiany obszar, jednak procesy erozyjne i egzaracyjne spowodowa³y, ¿e nie zachowa³y siê osady miêdzymorenowe. Najprawdopodobniej ju¿ od wkroczenia pierwszego l¹dolodu rozpocz¹³ siê proces uginania siê i dzielenia na loby kolejnych l¹dolodów wzd³u¿ strefy sk³onu strukturalnego, czyli wzd³u¿ wschodniej granicy syneklizy peryba³tyckiej (patrz rozdzia³ Tektonika i rozwój rzeŸby pod³o¿a). Po ust¹pieniu kolejnych l¹dolodów nastêpowa³y pionowe ruchy glaciizostatyczne powo- duj¹ce usuwanie g³ównie serii morenowych. W strefie miêdzylobowej w okresach kolejnych deglacjacji mia³a miejsce wzmo¿ona erozja wód roztopowych, szczególnie intensywnie odprowadzanymi t¹ stref¹ w kierunku po³udniowym, a nastêpnie akumulacja osadów okruchowych — wodnolodowcowych czy wodnomorenowych. W czasie recesji l¹dolodu zlodowaceñ najstarszych nast¹pi³a prawdopodobnie wzmo¿ona akumulacja osadów wodnolodowcowych. Osady z okresu interglacja³u augustowskiego nie zachowa³y siê prawdopodobnie w wyniku erozji poprzedzaj¹cej okres zlodowaceñ po³udniowopolskich. Wkroczenie l¹dolodu zlodowacenia Nidy poprzedzi³o prawdopodobnie powstanie i wype³nianie zastoisk. L¹dolód ten pozostawi³ dwa poziomy glin zwa³owych, które nie uleg³y erozji. Przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Nidy w istniej¹cych zbiornikach by³y akumulowane osady zastoiskowe. W czasie jego recesji mia³a miejsce intensywna akumulacja wodnolodowcowa. Na

45 Tabela 2 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Utwory Procesy geologiczne (opis litologiczny) Piêtro System Oddzia³ Podpiêtro Namu³y zag³êbieñ bezodp³ywowych — Q nh Akumulacja w zag³êbieniach Namu³y torfiasto-piaszczyste zag³êbieñ bezodp³ywowych — Q bezodp³ywowych nht Torfy — Q Akumulacja organiczna, bagienna th Gytie — Q Akumulacja organiczna, jeziorna gy h Kreda jeziorna — Q Akumulacja mineralna, jeziorna kj h Mu³ki jeziorne — li Q m h Akumulacja jeziorna li Akumulacja jeziorna, w strefach brzegowych Holocen Piaski i mu³ki jeziorne, miejscami deluwialne — Q pm h równie¿ procesy stokowe Piaski i namu³y sto¿ków nap³ywowych — s Q Akumulacja rzeczna, miejscami procesy pn h stokowe Gliny, ¿wiry i g³azy rezydualne — r Erozja i denudacja g¿g³ Q Piaski rzeczne, miejscami deluwialne, den dolinnych — f Akumulacja rzeczna, czêœciowo stokowa p Q Piaski eoliczne — e Akumulacja eoliczna p Q Piaski deluwialne — d Q Zmywanie osadów i akumulacja u podnó¿y p zboczy, procesy stokowe, erozja, wietrzenie, procesy peryglacjalne, denudacja Gliny piaszczyste deluwialne — d gp Q Piaski wodnolodowcowe, miejscami kemów — fg QB3 Akumulacja niezorganizowanego przep³ywu p p4 wód roztopowych na powierzchni wysoczyzny Piaski i piaski py³owate plateau kemowych, miejscami wodnolodowcowe Akumulacja w rozleg³ych przetainach — pk QB3 pppy p4 I³y i mu³ki zastoiskowe — b Q B3 Akumulacja zastoiskowa im p4 Piaski tarasów kemowych, miejscami wodnolodowcowe — tk QB3 Akumulacja w przetainie pomiêdzy lodem p p4 wype³niaj¹cym obni¿enia rynnowe a wysoczyzn¹ Gliny zwa³owe kemów — k QB3 Sp³ywy grawitacyjne materia³u morenowe- gzw p4 go do przetain Piaski i mu³ki kemów — k QB3 Akumulacja w przetainach pm p4 Piaski i ¿wiry moren martwego lodu — gm QB3 Akumulacja przez wody roztopowe p¿ p4 miêdzy bry³ami martwego lodu Gliny zwa³owe moren martwego lodu — gm Q B3 Sp³ywy grawitacyjne miêdzy bry³ami gzw p4 martwego lodu Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach akumulacji szczelinowej Akumulacja przez wody roztopowe — gs Q B3 w szczelinach lodowcowych p¿gzw p4 Akumulacja sto¿ków glacimarginalnych Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe w sp³ywach moren czo³owych, w strefie okresowego postoju czo³a miejscami akumulacji szczelinowej — gc Q B3 p¿gzw p4 l¹dolodu w czasie recesji l¹dolodu fazy pomorskiej Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe ozów — o Q B3 Akumulacja w szczelinach subglacjalnych p¿ p4 l¹dolodu Stadia³ górny fg B3 Akumulacja przez wody roztopowe Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (sandrowe) górne — Q 4 p¿2 p fgg B3 Zlodowacenie Wis³y Akumulacja przez wody roztopowe Gliny wodnomorenowe w sp³ywach — Q 4 C zwartorzêd g p i sp³ywy grawitacyjne Piaski i ¿wiry wodnomorenowe, miejscami akumulacji szczelino- Erozja i akumulacja rzek roztokowych fgg B3 w szczelinach lodowcowych, miejscami wej lub wodnolodowcowe (sandrowe) — Q 4 p¿ p sp³ywy materia³u morenowego Zlodowacenia pó³nocnopolskie

Plejstocen Gliny zwa³owe — g Q B3 Egzaracja, akumulacja lodowcowa, gzw p4 nasuniêcie l¹dolodu na ca³y obszar fg B3 Erozja i akumulacja wód roztopowych na Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (dolne)— Q 4 p¿1 p przedpolu czo³a l¹dolodu b B3 I³y i piaski zastoiskowe — Q 4 Akumulacja zastoiskowa w zag³êbieniach ip p na przedpolu transgreduj¹cego l¹dolodu

46 cd. tabeli 2

fg B2 Akumulacja przez wody roztopowe Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q 4 p¿ p ekstraglacjalnie w okresie recesji Stadia³ Wis³y œrodkowy Zlodowacenie

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (nierozdzielone) — fg Q Akumulacja przez wody roztopowe p¿ p4 Prawdopodobnie lokalna akumulacja rzeczna (?) lub/i jeziorna (?) a nastêpnie erozja — usuniêcie osadów interglacjalnych Intergla- cja³ eemski Silna erozja — usuniêcie wiêkszoœci osadów zlodowacenia Warty i miejscami równie¿ górnej czêœci osadów zlodowacenia Odry fg W Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q 3 p¿ p Akumulacja przez wody roztopowe g W Gliny zwa³owe — Q 3 Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- gzw p niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza deglacjacja b W Akumulacja zastoiskowa w zbiornikach Zlodowacenie Warty Mu³ki i piaski zastoiskowe — Q 3 mp p przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg QO3 Akumulacja przez wody roztopowe p¿ p3

Gliny zwa³owe — g QO3 Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- gzw p3 niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza deglacjacja O3 Stadia³ górny Mu³ki i piaski zastoiskowe — b Q Akumulacja zastoiskowa w zbiornikach mp p3 przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg QO1 p¿ p3 Akumulacja przez wody roztopowe

Gliny zwa³owe — g QO1 Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- gzw p3 niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza deglacjacja Zlodowacenie Odry O1 Stadia³ dolny I³y, mu³ki i piaski zastoiskowe — b Q Akumulacja zastoiskowa w zbiornikach imp p3 przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu

Zlodowacenia œrodkowopolskie Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe (nierozdzielone) — fg Q Akumulacja przez wody roztopowe p¿ p3 Gliny zwa³owe (nierozdzielone) — g Q Akumulacja lodowcowa gzw p3 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe, miejscami piaski z wk³adkami Erozja etapowa, zmienna akumulacja, Interglacja³ fg w tym przez wody roztopowe, równie¿ wielki mu³ków jeziorne i rzeczne (?) — Q 23– p¿ p lokalnie rzeczna lub/i jeziorna Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg Q G p¿ p2 Akumulacja przez wody roztopowe

Gliny zwa³owe — g QG Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- gzw p2 niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza deglacjacja Sanu 2 b G Zlodowacenie Piaski i mu³ki zastoiskowe — Q Akumulacja zastoiskowa w zbiornikach pm p2 przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu

Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- Gliny zwa³owe — g QS niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza gzw p2 deglacjacja i erozja — usuniêcie znacznej Sanu 1 czêœci osadów zlodowacenia Sanu 1 Zlodowacenie

fg N3 Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — Q 2 Akumulacja przez wody roztopowe Plejstocen p¿ p Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- Gliny zwa³owe — g QN3 gzw p2 niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza deglacjacja

Stadia³ górny b N3 Akumulacja zastoiskowa w zbiornikach Piaski i mu³ki zastoiskowe, miejscami wodnolodowcowe — Q 2 Czwartorzêd pm p przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu

Zlodowacenia po³udniowopolskie Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- Zlodowacenie Nidy g N1 Gliny zwa³owe — Q niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza gzw p2

Stadia³ dolny deglacjacja

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg Q A3 Akumulacja przez wody roztopowe, p¿ p1 nastêpnie erozja

Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- Gliny zwa³owe — g QA 3 Narwi gzw p1 niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza najstarsze

Stadia³ górny deglacjacja Zlodowacenia Zlodowacenie

47 cd. tabeli 2

Egzaracja, akumulacja lodowcowa, nasu- niêcie l¹dolodu na ca³y obszar i póŸniejsza Gliny zwa³owe — g QA gzw p1 deglacjacja a nastêpnie erozja, lokalnie powstawanie serii przemieszanych osadów Narwi

najstarsze czwartorzêdowych z neogeñskimi Zlodowacenie Zlodowacenia Stadia³ dolny Plejstocen f A

Czwartorzêd Lokalnie akumulacja rzeczna, miejscami Piaski rzeczne (?) — Q 1 p p przez wody roztopowe

Piaski i i³y z wk³adkami mu³ków — Ng+ Q Sedymentacja zbiornikowa na przedpolu pi l¹dolodu Neogen + Czwartorzêd

I³y, mu³ki i piaski —imp MPl Akumulacja w zbiorniku œródl¹dowym Mio- pliocen Neogen

omawiany teren wkroczy³y jeszcze l¹dolody zlodowacenia Sanu 1 i Sanu 2. Przed czo³em transgreduj¹cego l¹dolodu zlodowacenia Sanu 2 powsta³y lokalne zastoiska. Osady innych etapów akumulacji nie zachowa³y siê. Pod koniec zlodowaceñ po³udniowopolskich mia³a miejsce intensywna akumulacja wodnolodowcowa. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e w szeroko pojêtym okresie interglacja³u wielkiego przewa¿a³a erozja. Byæ mo¿e w interglacjale mazowieckim powsta³a sieæ rzeczna i mia³a miejsce akumulacja rzeczno-wodnolodowcowa, a miejscami rzeczno-jeziorna. W czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich l¹dolody wkracza³y na omawiany teren kilkakrotnie, jednak zachowa³y siê tylko trzy poziomy glin zwa³owych zwi¹zane prawdopodobnie z dwoma stadia³ami zlodowacenia Odry i jednym Warty. Transgresjê l¹dolodów poprzedza³y okresy akumulacji w lokalnych zastoiskach. W czasie ich recesji mia³a miejsce akumulacja wodnolodowcowa. Lokalnie erozja spowodowa³a usuwanie osadów miêdzymorenowych, co sprawi³o, ¿e miejscami utwory lodowcowe obu stadia³ów zlodowacenia Odry le¿¹ bezpoœrednio na sobie i s¹ oddzielone jedynie poziomem bruku. Miêdzy zlodowaceniem Warty a stadia³em górnym zlodowacenia Wis³y dominowa³a erozja. Na przewa¿aj¹cym obszarze zosta³y usuniête osady zlodowacenia Warty, a miejscami równie¿ czêœciowo zlodowacenia Odry. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e silna erozja mia³a miejsce po interglacjale eemskim, bo osady z tego okresu nie zachowa³y siê. Na podstawie dostêpnych danych mo¿na przypuszczaæ, ¿e omawiany obszar zosta³ pokryty l¹dolodem zlodowacenia Wis³y jedynie w stadiale górnym. Wkroczenie tego l¹dolodu poprzedzi³o tworzenie siê lokalnych zastoisk. Miejscami badany teren zosta³ pokryty osadami wodnolodowcowymi, lokalnie znacznej mi¹¿szoœci. Powsta³y one, byæ mo¿e, w czasie recesji l¹dolodu zlodowacenia Wis³y poprzedzaj¹cego stadia³ górny — stadia³u œrodkowego (Œwiecia), którego strefa marginalna mog³a znajdowaæ siê na pó³nocny wschód od omawianego obszaru (Lisicki, 1997, 2001).

48 Przebieg procesów zwi¹zanych z deglacjacj¹ omawianego obszaru budzi szereg w¹tpliwoœci. Zarówno w pó³nocnej i zachodniej czêœæ terenu, jak i na obszarach rozci¹gaj¹cych siê dalej na pó³noc prawdopodobnie mia³a miejsce deglacjacja arealna. Na wschód od rejonu Labuszewa boczna strefa szczelinowa odchodz¹ca klinem do strefy miêdzylobowej ³¹czy siê ze stref¹ czo³owomorenow¹ o równole¿nikowym przebiegu, wi¹zan¹ z postojem czo³a l¹dolodu fazy pomorskiej. A zatem na wschód od rejonu Labuszewa, a¿ do rejonu jeziora Œniardwy, w wyniku stagnacji czo³a l¹dolodu powsta³ ci¹g moren czo³owych a na jego przedpolu szlaki sandrowe o po³udnikowym przebiegu. Na odcinku bli¿ej strefy miêdzylobowej Rasz¹g–Labuszewo na przedpolu strefy czo³owomorenowej nie wystêpuj¹ osady wodnolodowcowe. Mo¿na przyj¹æ dwie hipotezy dla wyt³umaczenia procesów deglacjacji w tym rejonie. Byæ mo¿e strefa czo³owomorenowa nie kontynuuje siê w rejonie na wschód od Botowa i w okresie powstawania ku wschodowi moren czo³owych i proglacjalnych szlaków sandrowych, na odcinku s¹siaduj¹cym ze stref¹ miêdzylobow¹ nastêpowa³o tworzenie siê strefy szczelinowej, spowodowane przesuwaniem siê w kierunku po³udniowym lobu warmiñskiego. Wed³ug tej koncepcji wszystkie formy w rejonie Botowo–Rasz¹g–Labuszewo nale¿a³oby uznaæ za szczelinowe, a nie za moreny czo³owe (porównaj opis moren czo³owych). Wed³ug drugiej koncepcji brak pokrywy sandrowej na przedpolu ci¹gu moren czo³owych, na odcinku od rejonu Labuszewa do strefy miêdzy- lobowej, móg³ byæ spowodowany spiêtrzeniem l¹dolodu w tej strefie w wyniku œcierania siê obu lo- bów. Pas wysoczyzny po³o¿onej po wschodniej stronie strefy miêdzylobowej jest po³o¿ony o oko³o 20–30 m wy¿ej ni¿ obszar wschodni ze szlakami sandrowymi i cechuje go proporcjonalnie zwiêkszo- na mi¹¿szoœæ serii glin zwa³owych, o czym by³a mowa poprzednio. Tworzeniu siê moren czo³owych na odcinku Rasz¹g–Labuszewo mog³o towarzyszyæ tworzenie siê strefy szczelinowej na bezpoœred- nim ich przedpolu i odprowadzanie wód roztopowych szczelinami ku strefie miêdzylobowej i ni¹ dalej w kierunku po³udniowym, a nie po powierzchni wyniesionej wysoczyzny. Inny przebieg mia³a deglacjacja terenu zachodniego po³o¿onego w obrêbie lobu warmiñskiego. Obszar ten zosta³ obni¿ony w stosunku do wysoczyzny powsta³ej po lobie mazurskim, prawdopodobnie w wyniku silniejszej kompakcji pokrywy osadowej na terenie syneklizy peryba³tyckiej, co sprzy- ja³o powstaniu w tym rejonie rozleg³ego zastoiska oraz akumulacji kemów, plateau kemowego i tarasów kemowych. Dno zbiornika zastoiskowego stanowi³a wysoczyzna falista i taka powierzchnia morfologiczna zosta³a pokryta osadami mu³kowo-ilastymi. Od zachodu brzegiem zastoiska by³ mar- twy lód, po którym pozosta³a misa jeziora Wad¹g, dlatego w obecnej morfologii na zachód od Bar- czewka osady zastoiskowe urywaj¹ siê strom¹ i wysok¹ skarp¹ (Morawski, 2003b). Odmienne procesy nastêpowa³y w strefie miêdzylobowej. Fragmentaryczne niestety dane jaki- mi dziœ dysponujemy wskazuj¹, ¿e procesy te by³y zró¿nicowane na ró¿nych odcinkach tej strefy. Na przyk³ad na odcinku S¹p³aty–Nerwik (porównaj przekrój geologiczny A–B) erozja wód roztopowych

49 przewa¿a³a nad akumulacj¹, choæ g³êbokoœæ erozji jest zagadkowa. Brak osadów morenowych œwiad- czy albo o ich usuniêciu, albo o braku warunków do ich akumulacji. Natomiast na odcinku po³udniowym, w rejonie Gi³awy–Rusek Wielki, pocz¹tkowo musia³y powstaæ bardzo g³êbokie przetainy, mo¿e o charakterze kot³ów podlodowych, które zosta³y wype³nione materia³em zbiornikowym (akumulacja typu kemów limnoglacjalnych) o bardzo du¿ej mi¹¿szoœci. Prawdopodobnie dopiero w kolejnym etapie deglacjacji po wschodniej stronie kemów powsta³a strefa szczelinowa, ale stosunkowo nieg³êboka i bez silnej erozji, bo formy szczelinowe podœcielaj¹ gliny zwa³owe doœæ znacznej mi¹¿szoœci (porównaj tabl. III). Rynna Jeziora Gi³awskiego musia³a w tym czasie byæ w ca³oœci za- konserwowana lodem. W strefie miêdzylobowej powsta³y otwarte szczeliny, które prawdopodobnie ³¹czy³y siê w szersz¹ strefê woln¹ od lodu, która sta³a siê szlakiem odp³ywu wód roztopowych w kierunku po³udniowym. W strefie tej nastêpowa³a akumulacja osadów okruchowych, g³ównie gruboziar- nistych w facji ablacyjnych rzek roztokowych p³yn¹cych w szczelinach lodowych (Gruszka, 2003). Wytopienie lodów rynnowych nast¹pi³o dopiero po wype³nieniu szczelin osadami. Tworzenie siê strefy miêdzylobowej by³o œciœle zwi¹zane z blokowymi ruchami pionowymi w pod³o¿u, spowodowanymi prawdopodobnie g³ównie glaciizostazj¹. Powstawanie czy cykliczne odna- wianie stref nieci¹g³oœci obejmowa³o zarówno pod³o¿e, seriê osadów plejstoceñskich, jak i sam l¹dolód. W schy³kowej fazie deglacjacji, lokalne s³abe przep³ywy wód roztopowych akumulowa³y cienkie pokrywy piasków wodnolodowcowych na powierzchni wysoczyzny w zachodniej czêœci obszaru arkusza. W lokalnych zag³êbieniach utworzy³y siê p³ytkie jeziorzyska. W wyniku wytopienia siê lodu w zag³êbieniach bezodp³ywowych powsta³y misy jeziorne. Zapocz¹tkowane zanikaniem pokrywy l¹dolodu procesy stokowe mia³y miejsce w holocenie i trwaj¹ do dziœ. Zag³êbienia na wysoczyŸnie by³y stopniowo wype³niane deluwiami, a nastêpnie osadami organogenicznymi. O¿ywienie procesów stokowych i powstawanie namu³ów na osadach organogenicznych, nale¿y zapewne wi¹zaæ z wylesieniem — dzia³alnoœci¹ cz³owieka. Prace melioracyjne przeprowadzone w XIX i XX w. spowodowa³y osuszenie niektórych jezior w znacznym stopniu ju¿ zaroœniêtych i wype³nionych osadami organicznymi.

IV. PODSUMOWANIE

Opracowanie arkusza DŸwierzuty jest kolejnym etapem szczegó³owego rozpoznania budowy geologicznej obszaru Warmii i Mazur. Niestety ani zestawione otwory archiwalne, ani otwory kartograficzne wykonane w ramach niniejszego opracowania nie dostarczy³y danych pozwalaj¹cych na szczegó³owe rozpoziomowanie stratygraficzne utworów czwartorzêdowych. Potwierdzi³y one sytua- cjê znan¹ z dotychczasowych badañ w zachodniej czêœci Mazur i Warmii, któr¹ charakteryzuje wystê-

50 powanie osadów morenowych w formie fragmentarycznej. Nie tworz¹ one konsekwentnych poziomów, wystêpuj¹ luki sedymentacyjne, serie piaszczysto-¿wirowe maj¹ znaczne mi¹¿szoœci. Charaktery- styczne s¹ du¿e deniwelacje pod³o¿a neogeñskiego oraz zupe³ny brak osadów organogenicznych interglacjalnych i interstadialnych. W tej sytuacji przedstawione ustalenia stratygraficzne nale¿y w znacznym stopniu traktowaæ hipotetycznie. W wyniku badañ przeprowadzonych na terenie arkusza DŸwierzuty uzyskano szereg intere- suj¹cych danych szczegó³owych, wœród których mo¿na wymieniæ nastêpuj¹ce: 1. Po raz pierwszy dziêki badaniom geofizycznym i otworom wiertniczym, a tak¿e kartowaniu powierzchniowemu zosta³ rozpoznany fragment strefy miêdzylobowej Biskupiec–Pasym, oddzielaj¹cej dwie prowincje paleogeograficzne plejstocenu — mazursk¹ i warmiñsk¹. 2. Przebieg strefy miêdzylobowej jest zgodny z przebiegiem sk³onu strukturalnego krystaliniku na granicy anteklizy mazursko-suwalskiej i syneklizy peryba³tyckiej. Mo¿e ona byæ zwi¹zana z tektoniczn¹ mobilnoœci¹ tej strefy. 3. Stwierdzono, ¿e powy¿sza strefa ma za³o¿enia strukturalne w postaci nieci¹g³oœci warstw, spowodowane pionowymi ruchami prawdopodobnie g³ównie glaciizostatycznymi. Strefa ta by³a cy- klicznie odnawiana i funkcjonowa³a przez ca³y plejstocen. 4. Profil osadów plejstoceñskich po obu stronach strefy miêdzylobowej jest odmienny, po stronie zachodniej jest obni¿ony wraz z powierzchni¹ podczwartorzêdow¹ o oko³o 30 m. 5. Strefa miêdzylobowa jest wype³niona g³ównie osadami okruchowymi, ich geneza jest zwi¹zana z facj¹ rzek roztokowych p³yn¹cych w szczelinach lodowych w kierunku po³udniowym. 6. Strefie miêdzylobowej po obu stronach towarzysz¹ podwy¿szone mi¹¿szoœci glin zwa³owych, spowodowane prawdopodobnie piêtrzeniem siê l¹dolodu na kontakcie lobów. 7. Na neogeñskim pod³o¿u, lokalnie pod pozosta³oœciami poziomów lodowcowych ze zlodo- waceñ najstarszych wystêpuje „nietypowa” seria utworów plejstoceñskich o charakterze rzecznym. 8. Znaczna luka sedymentacyjna istniej¹ca w profilach osadów plejstocenu na wiêkszoœci obszaru arkusza jest spowodowana prawdopodobnie erozj¹, obejmuje ona okres od schy³ku zlodowacenia Odry do stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. 9. Stwierdzono wystêpowanie jednego tylko poziomu lodowcowego zlodowacenia Wis³y, który uznano za stadia³ górny. 10. Przesuniêcie lobu warmiñskiego w kierunku po³udniowym w stosunku do mazurskiego, spowodowa³o powstanie tensyjnych stref szczelinowych odga³êziaj¹cych siê od strefy miêdzylobowej. 11. W okresie deglacjacji strefa czo³owomorenowa powsta³a w czasie postoju l¹dolodu fazy pomorskiej wystêpuje jedynie po wschodniej stronie strefy miêdzylobowej i urywa siê na niej.

51 Dalszych badañ wymagaj¹ nastêpuj¹ce problemy wy³onione w ramach opracowywania terenu arkusza DŸwierzuty: 1. Po³o¿enie powierzchni podczwartorzêdowej — nieznane na znacznych obszarach. 2. Zasiêg pionowy i charakter strukturalny stref nieci¹g³oœci warstw. 3. Oparcie schematu stratygrafii osadów plejstoceñskich na datowaniach florystycznych lub datowaniach wieku bezwzglêdnego. 4. Wykszta³cenie profilu utworów plejstocenu wzd³u¿ przebiegu strefy miêdzylobowej. 5. Wykszta³cenie pe³nego profilu osadów plejstoceñskich na obszarach g³ównie po³udniowo- -wschodniej i pó³nocno-zachodniej czêœci terenu arkusza.

Zak³ad Kartografii Geologicznej Struktur P³ytkich Pañstwowego Instytutu Geologicznego Pañstwowego Instytutu Badwczego w Warszawie Warszawa, 2006 r.

LITERATURA

Gagel C., 1902 — Geologische Karte von Preussen und benachbarten deutschen Ländern 1:25 000, Blatt Passenheim (ark. Pasym). Preuss. Geol. Landesanst. Berlin. Gagel C., Müller G., 1897 — Die Entwickelung der ostpreussischen Endmoränen in den Kreisen Ortelsburg und Neidenburg. Separatabdruck aus dem Jahrdbuch der Königl. Preuss. Geologischen Landesanstalt für 1897. Berlin. Galon R. (red.), 1967 — Czwartorzêd Polski Pó³nocnej. W: Czwartorzêd Polski. PWN, Warszawa. Galon R., 1968 — Przebieg deglacjacji na obszarze Peribalticum. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74. Galon R., Roszkówna L., 1961 — Extents of the Scandinavian Glaciations and of their recession stages on the Territory of Poland in the light of an analysis of the marginal forms of inland ice. Prz. Geogr., 33, 3: 347–364. Galon R. (red.), Roszkówna L., 1967 — Zasiêgi zlodowaceñ skandynawskich i ich stadiów recesyjnych na obszarze Polski. W: Czwartorzêd Polski. PWN, Warszawa. Giel M.D., 2005 — Wyniki badañ mikropaleontologicznych osadów paleogenu w otworach Klucznik–1iS¹p³aty – 3 (ark. DŸwierzuty — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Gruszka B., 2003 — Sedymentacja koryt glacifluwialnych w szczelinie lodowej. Stanowisko Gi³awy. W: Terenowe Warsztaty Sedymentologiczne: „Kemy i ozy — stary problem w nowym, sedymentologicznym ujêciu”: 63–67. Kacprzak L., Lisicki S., 2007a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Kobu³ty (178). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Kacprzak L., Lisicki S., 2007b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Kobu³ty (178). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny]

52 Kalinowska-JaŸwiñska E., Kacprzak L., Lisicki S., 2001 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Bredynki (140) (wraz z Objaœnieniami). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Kaunhowen F., Klebs R., Schulte L., 1904 — Geologische Karte von Preussen und benachbarten deutschen Ländern 1:25 000, Blatt Gr. Schöndamerau (ark. Trelkowo). Preuss. Geol. Landesanst. Berlin. Kenig K., 2006 — Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzêdowych. Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. DŸwierzuty (177). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Klautzsch A., Müller G., 1911 — Geologische Karte von Preussen und benachbarten deutschen Ländern 1:25 000, Blatt Wartenburg (ark. Barczewo). Preuss. Geol. Landesanst. Berlin. Kolago C. (i in.), 1973 — Wody podziemne rejonu Olsztyna. Inst. Geol., Warszawa. Kondracki J., 1972 — Pojezierze Mazurskie. Geomorfologia Polski. 2. Ni¿ Polski. PWN, Warszawa. Kondracki J., 2002 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Kondracki J., Pietkiewicz S., 1967 — Czwartorzêd pó³nocno-wschodniej Polski. W: Czwartorzêd Polski. PWN, Warszawa. Kotañski Z., 1977 — Rozwój paleotektoniczny wyniesionej czêœci starej platformy w Polsce w wa³daju i w kambrze. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 303: 15–40. Koz³owski S. (red.), 1978 — Surowce mineralne województwa olsztyñskiego. Wyd. Geol., Warszawa. Lisicki S., 1997 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski, 1:50 000, ark. Mr¹gowo (141). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Lisicki S., 2001 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Mr¹gowo (141). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Lisicki S., 2003 — Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis³y. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 177: ss. 105. Mañkowska A., S³owañski W., 1978 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Olsztyn, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Mañkowska A., S³owañski W., 1980 — Objaœnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark. Olsztyn. Inst. Geol., Warszawa. Marks L., 1980 — Pod³o¿e i stratygrafia osadów czwartorzêdowych w SW czêœci Pojezierza Mazurskiego. Kwart. Geol., 24,2. Marks L., 1988 — Relation of substrate to the Quaternary paleorelief and sediments, western Mazury and Warmia (northern Poland). Geol. AGH, 14, 1: 1–76. Marks L., 1991 — Zasiêgi l¹dolodów zlodowacenia Wis³y w œrodkowej i wschodniej Polsce. Ser. Geogr. UAM, 50. Mojski J.E., 2005 — Ziemie polskie w czwartorzêdzie. Zarys morfogenezy. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Morawski W., 2001a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Nidzica (251). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Morawski W., 2001b — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Muszaki (252). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Morawski W., 2002a — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Muszaki (252). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Morawski W., 2002b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Nidzica (251). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny]

53 Morawski W., 2003a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Jeziorany (138). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Morawski W., 2003b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Jeziorany (138). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Morawski W., 2005 — Warmiñska prowincja paleogeograficzna plejstocenu (pó³nocno-wschodnia Polska). Prz. Geol., 53, 6: 477–488. Morawski W., 2007 — Englacial kames near Jeziorany (Warmia — western Masurian Lakeland, Poland): morpho- logy, internal structure and origin. Sediment. Geol., Sp. issue, 193: 47–58. Motyl-Rakowska J., Schoeneich K.,1970 — Budowa geologiczna po³udniowo-zachodniego sk³onu anteklizy mazurskiej. Acta Geol. Pol., 20,4. Mycielska-Dowgia³³o E. (red.), 1998 — Znaczenie interpretacyjne bry³ piaszczystych i ¿wirowych w osadach fluwialnych i fluwioglacjalnych. W: Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzêdo- wych i ich wartoœæ interpretacyjna. Wydz. Geogr. i Stud. Reg. UW, Warszawa: 115–120. Nowak J., 1966 — Przegl¹dowa mapa surowców skalnych Polski 1:300 000, ark. Olsztyn. Inst. Geol., Warszawa. Okrasa T., 2005 — Dokumentacja badañ elektrooporowych dla arkusza DŸwierzuty Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Opak A., 2003 — Sejsmiczne prace polowe w rejonie DŸwierzut. Geofizyka Toruñ, Spó³ka z o.o. Protokó³. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Pachucki C., 1961 — Moreny czo³owe ostatniego zlodowacenia na obszarze Peribalticum. Rocz. Pol. Tow. Geol., 31, 2–4. Petecki Z., Twarogowski J., 2006 — Analiza pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego dla tematu: Szcze- gó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. DŸwierzuty (177). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Roszko L., 1968 — Recesja ostatniego l¹dolodu z terenu Polski. Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74. Roszkówna L., 1955 — Moreny czo³owe zachodniego Pojezierza Mazurskiego. Studia Soc. Sc. Torun., Sec. C, 2,2. Rumiñski M. J., 2003a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Barczewo (176). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Rumiñski M. J., 2003b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Barczewo (176). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Ruszczyñska-Szenajch H., 1991 — Sedimentary environments of glaciofluvial uplands and glaciofluvial crevasse fillings against the general background of other glacioaqueous environments. Ann. Soc. Geol. Pol., 61: 3–35. S³odkowska B., 2006 — Wyniki badañ palinologicznych próbek osadów z arkusza DŸwierzuty (177) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. S³owañski W., 1970 — Czwartorzêd i jego pod³o¿e w po³udniowej czêœci obszaru jezior mazurskich i terenów przyleg³ych. Kwart. Geol., 14,4. S³owañski W., 1972 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Pisz, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. S³owañski W., 1978 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Olsztyn, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Œwierczyñski K., 1967 — Geomorfologia rynny mr¹gowskiej i obszarów przyleg³ych. Pr. i Stud. Inst. Geogr. UW Kat. Geogr. Fiz.,1.

54 Winter H., 2005 — Opracowanie dotycz¹ce analizy py³kowej próbek z profili: Nerwik, S¹p³aty, Klucznik i sondy 609 — ark. DŸwierzuty (177) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Witkowska B., 1970 — Mapa geologiczno-in¿ynierska Olsztyna. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Witkowska B., 1984 — Objaœnienia do Mapy hydrogeologicznej Polski 1:200 000, ark. Olsztyn. Inst. Geol., Warszawa. Witkowska B., 1985 — Mapa hydrogeologiczna Polski 1:200 000, ark. Olsztyn. Inst. Geol., Warszawa. Zieliñski T., 1992 — Moreny czo³owe Polski pó³nocno-wschodniej — osady i warunki sedymentacji. Pr. Nauk. UŒl., 1325. Zieliñski T., 1993 — Sandry Polski pó³nocno-wschodniej — osady i warunki sedymentacji. Pr. Nauk. UŒl., 1398. Zwierz S., 1948 — Przegl¹dowa Mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Olsztyn, wyd. A. Pañstw. Inst. Geol., War- szawa. Zwierz S., 1950 — Materia³y Archiwum Wierceñ, ark. Olsztyn. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Zwierz S., 1953 — Przegl¹dowa Mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Olsztyn, wyd. B. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

55 Tablica I Dna dolin rzecznych Dolinki, młode rozcięcia erozyjne lub dolinki w ogólności, nierozdzielone Hałdy Długie stoki Równiny denudacyjne Dolinki denudacyjne Równiny jeziorne Równiny torfowe Opracował: W. MORAWSKI Formy jeziorne Formy utworzone przez roślinność Formy antropogeniczne Formy rzeczne Formy denudacyjne r Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Skala 1:100 000 Ark. Dźwierzuty (177) SZKIC GEOMORFOLOGICZNY Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Zagłębienia powstałe po martwym lodzie Tarasy kemowe Wysoczyzna morenowa falista; wysoczyzna wodnolodowcowa Moreny martwego lodu Rynny subglacjalne Kemy; plateau kemowe Równiny piasków przewianych Wysoczyzna morenowa płaska Moreny czołowe akumulacyjne Równiny sandrowe młodsze Krawędzie i stoki tarasów kemowych Równiny sandrowe starsze Równiny zastoiskowe Formy akumulacji szczelinowej i ozy III Formy lodowcowe Formy wodnolodowcowe Formy eoliczne Formy utworzone w strefie martwego lodu II I o o 53 50’ 53 40’ o o 21 00’ 21 00’ Olszewki Rudziska Labuszewo DŹWIERZUTY Łupowo Botowo 199,0

Sasek

Wielki Jez.

Rumy e.Rzeckie Jez.

Rasząg 191,4

Rasząg

Jez. Jez.

Łysa Góra Małszeweckie Sąpłaty Małszewko

Leszno

(Buczek)

Sąpłaty

Dymer Jez.

Ruskie Jez. Grzegrzółki

Kierzbuń

e.Ardung Jez. Dadaj Rusek Wielki 012345km

Kromerowo Wielki

Bartołty Wielkie Bartołt

Jez.

Giławskie

Górne Jez.

r Grabowo

Jez.

niewo Połud- Jez. Tumiańskie 200,6 Jez. Dłużek Giławy

Tumiany

asGórny Raks r Rusek-Góry r Jez. Jez. Kalwa I Odryty II Jez. Pisz I

Pisa II

III Jez. Dłużek Podlaza Jedzbark eir Serwent Jezioro o Studzianek r

Jezioro o II

20 45’ Kierzlińskie 20 45’ o o 53 50’ 53 40’ Tablica II Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Dźwierzuty (177)

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY C–D C D W E

ark. Dźwierzuty ark. Kobułty

Zabrodzie Odryty Bartołty Małe Rasząg Botowo Kolonia Botowo Rudziska m n.p.m. Otw. 26 Otw. 29 Otw. 22 Otw. 23 Otw. 24 Otw. 12 Otw. 14 Otw. 15 Otw. 17 Otw. 1 m n.p.m. 200 45 51 (53)54 55 29 30 32 33 38 39 40 41 42 43 18 19 200

190 12 13 190 12 12 22 12 22 180 180 14 28

12 23 Jezioro Rasząg 19 14 12 170 170 12 12 23 28 20 3 26 3 28 12 12 27 3 3 12 19 160 14 28 12 160 12 7 19 łt Wielki 3 3 3 25 150 150 łudniewo 3 28 27 2 16 28 28 32? 32? 32? 140 140 15 32? 12 14 32?

Jezioro Barto 28 Jezioro Raks Górny Jezioro Po 32? 130 19 15 12 15 130 28 28 33 7 3 35 34? 7 28 12 3 33? 3 7 3 43? 33? 120 120 34? 33? 43? 41? 36 110 33? 36 110 37 37? 39 36? 36? 100 44? 100 36? 40? 38 39 90 90 48 80 40 80

70 54 70 41 57 60 60 45 58 50 50

40 40 50? 30 51? 30

52? 20 20 10 10 55? 58 0 0

0 1234 5km

gs B3 b W fg G 2— nt Qh 22 — pżgzwQp4 35 — mpQp3 45 — pżQp2 ZNAKI PETROGRAFICZNE: gc B3 fg O3 g S 3— t Qh 23 — pżgzwQp4 36 — pżQp3 48 — gzw Qp2 Bruk Gliny zwałowe li fg B3 g O3 g N3 7— pmQh 25 — pż2Qp4 37 — gzwQp3 50 — gzwQp2 Piaski i żwiry Gliny piaszczyste d fgg B3 b O3 b N3 12 — pQ 26 — gQp4 38 — mpQp3 51 — pmQp2 Piaski Torfy d fgg B3 fg O1 g N1 13 — gpQ 27 — pżQp4 39 — pżQp3 52 — gzwQp2 Mułki i piaski Namuły torfiasto-piaszczyste pk B3 g B3 g O1 g A3 15 — pppyQp4 28 — gzwQp4 40 — gzwQp3 54 — gzwQp1 Iły i mułki b B3 fg b O1 g A1 16 — imQp4 32 — pżQp4 41 — impQp3 55 — gzwQp1 k B3 fg W g 19 — pmQp4 33 — pżQp3 43 — gzwQp3 57 — piNg+Q Uwaga: pozostałe znaki jak na mapie geologicznej gm B3 g W fg 20 — Q 4 34 — Q 3 44 — Q 2-3 58 — MPl pż p gzw p pż p imp Opracował: W. MORAWSKI

40 30 90 10 80 60 50 20 70

110

140 170 120 200 190 180 160 150 130 100

m n.p.m. F

Tablica III

34?

Otw. 37

Gisiel

43?

31?

80 Dąb Torfy Gliny piaszczyste Gliny zwałowe Namuły torfiaste Namuły

Opracował: W. MORAWSKI

Laurentowo

Otw. 36

35?

75 21 Bruk Piaski i żwiry Piaski Piaski i mułki

Iły

13 55?

pozostałe znaki jak na mapie geologicznej 34?

ZNAKI PETROGRAFICZNE:

33?

1 50

Uwaga:

36?

30?

29?

299,5

Otw. 35

Sąpłaty

13 45 2 2 1 1 A1 p p p p A1 N3

N3 Otw. 45 Ng+Q Q Q Q Q

MPl Julianowo f g p

g 13 b

pi 8 zw zw pm imp g

5km eir Buczek Jezioro 50 — 51 — 57 — 52 — 58 —

56 —

Mycółka 45 3 3 3 2-3 2 2 2

2 13 p p p p p G p p p G G N3 O1 O1 Ark. Dźwierzuty (177) Q Q Q Q Q Q Q

Q Otw. 44 g b

b Rusek Mały

g 13 g fg fg fg

34 pż pż pż zw zw zw

imp

7 g g g

eir Ruskie Jezioro 13 47 — 46 — 44 — 49 — 43 — 40 —

45 — 41 —

Otw. 43

28 40 PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY E–F

Rusek Wielki

13 50

Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000

29?

3 24 4 4 4 3 3 3

3 3 3 p p B3 p p p p p p O3 W W O3 W O1

27 2 Q Q Q Q Q Q Q

Q 24 g g b b fg fg ip fg fg pż

pż 12 pż pż zw

zw 27 mp g

32?

92 27 30 — 33 — 34 — 32 — 39 — 37 — 36 —

35 —

22 Otw. (42)

eir Giławskie Jezioro

28 89

32? 27 4 4 4 4 4 4 4

15 32? p B3 p B3 p p p p B3 B3 p B3 p B3 B3 B3 Q Q Q Q Q Q Q Q g

g 114 o

k 28 pż pk gs pż py zw gm zw zw pm

fgg fgg 32? g

g 27

pp 3

pżg

113

19 32? 21 — 24 — 28 — 27 — 26 — 22 —

19 — 15 —

(112)

Otw. 49

36?

12 Otw. 48 h h h

Rudziska Pasymskie 12 Q Q Q Q Q Q Q

Otw. 47 27 t ł t r li d p d nh

p 3 s n pn g

47? 12

gżg

37?

39?

3 111 8— 9— 2—

1— 3— 7—

3 30

12 —

13 —

eir Kalwa Jezioro 12

46?

41?

40?

44?

45?

124

Miłuki

40?

123

36? 3

60 40

20 30

90 10 80

110

140

100 130

200 150 170 180

190

120

160 m n.p.m. Tablica IV Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Dźwierzuty (177)

ZESTAWIENIE PROFILI OTWORÓW BADAWCZYCH DLA SMGP (KARTOGRAFICZNYCH)

Otw. 35 m n.p.m. Otw. 34 Sąpłaty Nerwik 179,0 m n.p.m. 177,0 m n.p.m. 53,8 180 2 n=7 28,7

1 10,0 Zlodo- 1,4 Zlodowacenie wacenia Otw. 28 Wisły północno- 160 Klucznik 2,30 0,46 1,95 polskie 132,0 m n.p.m. 48,9 Interglacjał eemski

54,1 Zlodowacenie 2 28,3 n=4 Warty 140 2 n=4 53,9 29,8 9,5 6,3 Interglacjał 1 2 31,0 1 12,2 lubawski 46,3 n=2 2,08 0,1 Zlodowacenie 0,50 1,79 Zlodowacenia 32,2 1 120 2 8,8 2,21 0,47 2,04 Odry środkowopolskie n=6 0,0 1 2,07 0,51 1,85 Interglacjał wielki 7,8 6,5 2 41,5 36,6 1,76 0,61 1,50 49,2 n=3 Zlodowacenie 100 2 1 Sanu 2 12,3 n=7 27,1 3,7 Interglacjał 1 1,43 0,77 1,14 ferdynandowski 2 8,4 6,0 36,0 29,4 n=8 Zlodowacenie 2 20,8 2,27 0,48 1,84 39,2 1 Sanu 1 80 2 36,0 36,0 37,6 n=4 4,8 Interglacjał

Zlodowacenia n=1 PLEJSTOCEN 20,0 1 1,43 0,76 1,22 małopolski 1 południowopolskie 4,7 8,9 3,2 Zlodowacenie 1,16 0,96 0,93 42,1 CZWARTORZĘD 2,08 0,52 1,67 2 39,3 Nidy 60 51,0 n=2 2 1 Interglacjał n=2 4,7 augustowski 22,0 1 1,3 Zlodowacenie Zlodo- 9,0 1,16 0,97 0,91 wacenia 40 5,0 Narwi najstarsze 2,67 0,40 2,12 36,8 39,8 140,5 m n=2 1

20 6,5 0,0 1,30 0,87 1,00

MIO-PLIOCEN

-20 Miocen górny

(Torton) NEOGEN* -40

Miocen środkowy (Serrawal) MIOCEN -60

Oligocen dolny

(Latdorf) CEN

OLIGO- -80

Eocen górny (Priabon)

-100

Eocen środkowy

(Barton) EOCEN

-120

299,5 m Paleocen środkowy (Zeland)

-140 PALEOGEN

Paleocen dolny

(Dan) PALEOCEN

-160

303,0 m -180 ZNAKI PETROGRAFICZNE znaleziska flory kopalnej Bruk oznaczenie miejsc pobrania próbek do badań litologiczno-petrograficznych (Kenig, 2006) Piaski i żwiry 2 n=2 1 Średnie wartości współczynników petrograficznych Piaski n — ilość próbek

O/K K/W A/B Mułki

50% Iły Procentowa zawartość w żwirach (o średnicy 5–10 mm, uzyskanych z glin zwałowych): skał krystalicznych (Kr) Gliny zwałowe wapieni północnych (Wp) Kr Dp Wp M1 dolomitów północnych (Dp) mułowców paleoceńskich (M1 )

* Stratygrafia osadów starszych od plejstocenu B. Słodkowska (2006)

Opracował: W. MORAWSKI Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Tablica V h w m n.p.m. , w m n.p.m.) Copyright by Ministerstwo Środowiska, Warszawa 2009 Skala 1:100 000 Ark. Dźwierzuty (177) Wybrane otwory wiertnicze z numeracją(symbol według oznacza mapy wiek: geologicznej MPI —utworów mio-pliocen; starszych liczba od — czwartorzędu wysokość lubw stropu rzędną osadach zakończenia czwartorzędowych otworu Linia przekroju geologicznego na mapie geologicznej Linie przekrojów geologicznych załączonych w tekście Uskoki przypuszczalne (strefy nieciągłości) Opracował: W. MORAWSKI Iły, mułki i piaski Izohipsy stropu utworów podczwartorzędowyc B D 20 28 MPI MPI 19,0 SZKIC GEOLOGICZNY ODKRYTY A C Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 MIO-PLIOCEN

NEOGEN

o o

50’

40’ 53 F B o 80

100 o 21 00’ 70 90 21 00’

17 80 10 37

Q<98,0 Olszewki

MPI 65,5

Rudziska 50 69 14 Q<128,0 15

Q<131,0

Labuszewo 40 66 Q<134,0 Q<117,0 MPI Q<126,0 12 65 ?

Q<111,6 30

DŹWIERZUTY 60 50

Łupowo 40 Botowo 60 Q<116,0 36 ?

Q<101,5 80

Q<115,0

50 Q<95,0

74 Wielki

62 Q<103,0 e.Sasek Jez. ?

23 e.Rzeckie Jez. Rasząg

Q<100,6 Rumy

Q<112,0

Jez. 59

Rasząg Jez. ?

Małszeweckie Dymer MPI 44,0 ?

40 Małszewko Sąpłaty Q<115,7 45 31

Q<110,7 40

Jez. ? (Buczek) Sąpłaty 58

Q<120,0 Leszno

Q<115,0 54

60 50

Q<85,0

Q<122,5 60 70 34 44 Q<105,2

20 ?

MPI 49,4 21

Q<102,0 Ruskie

Jez.

Rusek Wielki

Grzegrzółki 80

Dadaj e.Ardung Jez. 29

012345km 43

Q<112,5 50

20 Q<110,0

80 33

Kromerowo

? ? 40

Q<109,0 atł Wielki Bartołt

Jez. Górne 20

Jez. Giławskie Bartołty Wielkie

ńskie Jez. Grabowo 3

Jezioro Tumia 70

Q<108,0

Dłużek 80

Q<98,0 Jez. Jez. Południewo Tumiany 20 Giławy 80 Jez. Raks Górny Q<109,0 28

? 70 ? MPI 70 Q<93,0 49

Jezioro 20 60 Kalwa 20 Q<81,0

48 60 MPI 19,0 27

47 10 26

10 MPI 39 e.Pisz Jez. Q<88,0 Q<113,2 Q<103,0

50 Podlaza 0 Q<50,0

Jedzbark Jezioro Dłużek

Q<57,0

19 Serwent Jezioro 30 Odryty ? 40 20 o

Jez. o A E

C Studzianek

20 45’ Kierzlińskie

20 45’

50’

40’ 53