Objaœnienia Do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski

PAÑSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY

WOJCIECH PRUSSAK, RADOS£AW PIKIES

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

OBJAŒNIENIA DO SZCZEGÓ£OWEJ MAPY GEOLOGICZNEJ POLSKI

1:50000

Arkusz Czarna D¹brówka (23) (z 1 fig., 4 tab. i 3 tabl.)

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

WARSZAWA 2007 Autorzy: Wojciech PRUSSAK, Rados³aw PIKIES Pañstwowy Instytut Geologiczny, Oddzia³ Geologii Morza ul. Koœcierska 5, 80-328 Gdañsk

Redakcja merytoryczna: Zofia KLIMCZAK Pañstwowy Instytut Geologiczny ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa

Akceptowa³ do udostêpniania Dyrektor Pañstwowego Instytutu Geologicznego prof. dr hab. Tadeusz M. PERYT

ISBN 978-83-7372-991-9

Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Jacek STR¥K

2 SPIS TREŒCI

I. Wstêp ...... 5

II. Ukszta³towanie powierzchni terenu ...... 7

III. Budowa geologiczna ...... 13

A. Stratygrafia...... 13

1. Neogen ...... 13

a. Miocen ...... 14

2. Czwartorzêd ...... 14

a. Plejstocen ...... 14

Zlodowacenia po³udniowopolskie ...... 15

Zlodowacenie Nidy ...... 15

Zlodowacenie Sanu 1 ...... 16

Zlodowacenia œrodkowopolskie ...... 17

Zlodowacenie Odry ...... 17

Zlodowacenie Warty ...... 17

Interglacja³ eemski ...... 20

Zlodowacenia pó³nocnopolskie ...... 20

Zlodowacenie Wis³y ...... 20

Stadia³ górny ...... 21

b. Czwartorzêd nierozdzielony ...... 27

c. Holocen ...... 28

B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu ...... 29

C. Rozwój budowy geologicznej ...... 31

IV. Podsumowanie ...... 36

Literatura ...... 37

3 SPIS TABLIC

Tablica I — Szkic geomorfologiczny w skali 1:100 000

Tablica II — Przekrój geologiczny C–D

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

4 I. WSTÊP

Obszar objêty arkuszem Czarna D¹brówka jest po³o¿ony w œrodkowej czêœci województwa pomorskiego i obejmuje fragmenty powiatów: bytowskiego (gmina Czarna D¹brówka), s³upskiego (gmina Potêgowo) oraz lêborskiego (gminy Cewice i Nowa Wieœ Lêborska). Granice arkusza wyznaczaj¹ wspó³rzêdne 17°30’ i 17°45’ d³ugoœci geograficznej wschodniej oraz 54°20’ i 54°30’ szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Powierzchnia terenu objêtego arkuszem wynosi oko³o 300 km2. Mapa geologiczna z tekstem objaœniaj¹cym i za³¹cznikami zosta³a wykonana w Pañstwowym Insty- tucie Geologicznym — Oddziale Geologii Morza w Gdañsku. Podstaw¹ wykonania by³ „Projekt prac geologicznych” zatwierdzony przez Ministra Ochrony Œrodowiska, Zasobów Naturalnych i Leœnictwa decyzj¹ z dnia 12 czerwca 1997 r. (KOK/20/97). Prace geologiczno-zdjêciowe i dokumentacyjne wykonano w latach 2000–2002. Prace dokumentacyjne obejmuj¹ opis 981 punktów dokumentacyjnych, w tym: 871 sond rêcznych o g³êbokoœci 2,0–3,3 m, 10 ods³oniêæ, 24 sondy mechaniczne o g³êbokoœci 8–10 m, opisy 76 otworów wiertniczych archiwalnych, w tym trzy otwory badawcze dla SMGP (kartograficzne) oraz dokumentacje z³o¿owe (kruszywo naturalne, kreda jeziorna i torfy). Na 1 km2 obszaru objêtego granicami arkusza przypada oko³o 3,3 punktu dokumentacyjnego. Wzd³u¿ linii projektowanego przekroju geologicznego A-B wykonano sondowania geoelek- tryczne (Jagodziñska, 2001). Wyniki tych badañ zosta³y wykorzystane przy konstrukcji przekroju geologicznego, a w szczególnoœci do interpretacji morfologii pod³o¿a czwartorzêdu oraz przestrzen- nego uk³adu poszczególnych poziomów litologicznych. W miejscach nie rozpoznanych wierceniami, interpretacja badañ geolelektrycznych (Jagodziñska, 2001; J. Twarogowski — konsultacja) pozwoli³a na okreœlenie litologii osadów plejstocenu wype³niaj¹cych g³êbokie obni¿enia pod³o¿a. Badania geo- elektryczne wskaza³y równie¿ na istnienie zaburzeñ glacitektonicznych. W ramach realizacji arkusza w 2001 r. wykonano trzy otwory wiertnicze badawcze (kartograficzne): otwór 24 (Przybin) do g³êbokoœci 104 m, otwór 37 (Kozy) do g³êbokoœci 191 m i otwór 47 (Czarna D¹brówka) do g³êbokoœci 138 m. Wszystkie otwory osi¹gnê³y strop osadów miocenu.

5 Badania litologiczno-petrograficzne wykonane przez Micha³owsk¹ i Mas³owsk¹ (2002) zawieraj¹ wyniki badañ i analiz: uziarnienia, sk³adu petrograficznego ¿wirów, sk³adu minera³ów ciê¿kich, stopnia obtoczenia ziaren kwarcu, zawartoœci wêglanu wapnia. Wykonano badania g³ównie dla pró- bek osadów czwartorzêdowych, w ma³ym zakresie dla trzeciorzêdowych. Budow¹ geologiczn¹ i wykszta³ceniem litologicznym osadów permsko-mezozoicznych na Ni¿u Polskim zajmowa³ siê Dadlez i inni (1976, 1998). Wykszta³cenie litologiczne paleogenu i neogenu (trzeciorzêdu) oraz podzia³ stratygraficzny tego systemu by³y przedmiotem badañ Grabowskiej i Wa¿yñskiej (1997), Kosmowskiej-Ceranowicz (1987) oraz Piwockiego i Olkowicz-Paprockiej (1987). Niniejsze opracowanie jest pierwszym szczegó³owym ujêciem budowy geologicznej opisywanego fragmentu centralnej czêœci Pojezierza Kaszubskiego dotycz¹cym czwartorzêdu. Dotychczas je- dynym opracowaniem geologiczno-kartograficznym omawianego obszaru by³a Mapa geologiczna Polski w skali 1:200 000, arkusz S³upsk wraz z Objaœnieniami (Mojski, Pazdro, 1978; Mojski, Sylwe- strzak, 1978a, b). Profil litologiczno-stratygraficzny tego rejonu by³ przedmiotem prac Mojskiego (1968, 1984). W s¹siedztwie obszaru arkusza Czarna D¹brówka znajduj¹ siê opracowane arkusze: na pó³nocy Lêbork (Morawski, 1988, 1990), na po³udniu Pomysk Wielki (Petelski, 1997 ), na wschodzie Sierakowice (Prussak, 2000), na zachodzie £upawa (Zaleszkiewicz, 2003). Na obszarze tych arkuszy brak jest udokumentowanych palinologicznie osadów interglacjalnych. Piaski i ¿wiry, wystêpuj¹ce m.in. w profilu otworu hydrogeologicznego w Dziechlinie, Morawski (1988) hipotetycznie zaliczy³ do osadów rzecznych z interglacja³u eemskiego. Na obszarze objêtym granicami arkusza Pomysk Wielki Petelski (1997), na podstawie opisu litologicznego i badañ laboratoryjnych, w profilu plejstocenu wyró¿ni³ piaski rzeczne z interglacja³ów mazowieckiego i eemskiego. Na obszarze arkusza Sie- rakowice w profilu czwartorzêdu stwierdzono wystêpowanie interglacjalnych mu³ków i piasków jeziornych. Pomimo wykonanych badañ palinologicznych nie udokumentowano ich pozycji stratygraficznej (Prussak, 2000). Przez analogiê do profilu otworu wykonanego w Cz¹stkowie (Jurys, 1996; Makowska i in., 1996) przyjêto, i¿ s¹ to osady z interglacja³u wielkiego (mazowieckiego). Stosunkowo bogata jest literatura dotycz¹ca morfogenezy Pojezierza Kaszubskiego. Zagadnienia- mi dotycz¹cymi rozwoju szlaku sandrowego Pradoliny Pomorskiej, w ujêciu Keilhacka (1898, 1901), zajmowali siê: Zaborski (1933), Oko³owicz (1956), Augustowski (1964), Augustowski i Sylwestrzak (1973) oraz Sylwestrzak (1973, 1978). Keilhack i Sylwestrzak powstanie ró¿nych poziomów sandrowych w obrêbie Pradoliny Pomorskiej ³¹cz¹ z kolejnymi fazami recesji ostatniego l¹dolodu. Wed³ug Oko³owicza (1956) hipsometryczne zró¿nicowanie poziomów sandrowych nale¿y wi¹zaæ z lokaln¹ zmian¹ poziomu odp³ywu wód proglacjalnych, wymuszon¹ g³ównie przez bry³y martwego lodu.

6 Pogl¹dy dotycz¹ce genezy morenowych poziomów wysoczyznowych przedstawi³a Kaczmarek (1973) oraz Karczewski (1988). Kaczmarek opisuj¹c hipsometrycznie zró¿nicowane poziomy morenowe zwraca uwagê na litologiczne zró¿nicowanie powierzchni wysoczyznowych. Na wy¿szych hipsometrycznie poziomach wysoczyznowych dominuj¹ osady pylasto-¿wirowe, na ni¿szych gliniaste. Autorka zwraca ponadto uwagê na to i¿ „s³abo rysuj¹ siê powi¹zania pomiêdzy ukszta³towaniem powierzchni podczwartorzêdowej na tym obszarze a wystêpowaniem p³atów wysoczyzn wykazuj¹cych okreœlon¹ piêtrowoœæ wysokoœciow¹”. Wed³ug Karczewskiego poszczególne poziomy morenowe powsta³y w wyniku etapowego zamierania i zaniku strefy brze¿nej l¹dolodu, w recesyjnej fazie pomorskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Karczewski podtrzymujê wiêc ideê Bülowa (1927, 1932) i Schneidera (1926), i¿ l¹dolód zamiera³ tu pasmami. Cofanie siê l¹dolodu polega³o na zamieraniu brze¿nych partii lodu o szerokoœci 20–50 km w ka¿dorazowym cyklu degradacyjnym. Zagadnienia przebiegu deglacjacji na Pojezierzu Kaszubskim prezentowane s¹ w pracach Galona (1968, 1972), Galona i Roszkówny (1967) oraz Roszko (1968). Wed³ug szkicu opracowanego przez Roszko, ca³y obszar arkusza Czarna D¹brówka znajduje siê w zasiêgu fazy pomorskiej i w zasiêgu deglacjacji zwi¹zanej ze stagnuj¹cym i martwym lodem. Zdaniem autorki deglacjacja na tym obszarze zachodzi³a poprzez rozcinanie strefy krawêdziowej wodami roztopowymi (in-, sub- i supraglacjalnymi). „Odp³yw wód odbywa siê, kszta³tuj¹cymi siê powoli, dolinami marginalnymi. P³aty martwego lodu da³y tu przewa¿nie rzeŸbê dennomorenow¹” (Roszko, 1968). Na temat genezy i rozmieszczenia rynien jeziornych wypowiada³ siê Majdanowski (1948), a Rühle (1968) analizowa³ wp³yw pod³o¿a na akumulacjê osadów czwartorzêdu. Mapy liniowych elementów strukturalnych Polski na podstawie analizy teledetekcyjno-geofizycznej opracowali Graniczny i inni (1995) a mapy gradientów prêdkoœci ruchów pionowych powierzchni skorupy ziemskiej na obszarze Polski — Wyrzykowski (1990).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Obszar objêty granicami arkusza Czarna D¹brówka po³o¿ony jest generalnie w obrêbie dwóch jednostek fizjograficznych Pojezierzy Pomorskich. Czêœæ po³udniowo-zachodnia obszaru arkusza stanowi wschodni fragment Wysoczyzny Polanowskiej, przynale¿nej do Pojezierza Zachodniopo- morskiego, natomiast pozosta³a czêœæ le¿y w obrêbie pó³nocno-zachodniej czêœci Pojezierza Kaszub- skiego, wchodz¹cego w sk³ad Pojezierza Wschodniopomorskiego (Kondracki, 2002). Naturaln¹ granicê wymienionych jednostek stanowi rynna Jeziora Koziñskiego i Jeziora Mikorowo o przebiegu zbli¿onym do po³udnikowego. Pó³nocno-zachodni fragment obszaru arkusza wraz z nasad¹ sto¿ka rzeki Pogorzeliczanki, przylega do Pradoliny £eby–Redy, bêd¹cej odrêbn¹ jednostkê fizjograficzn¹ (Kondracki, 2002).

7 Deniwelacja obszaru arkusza jest bardzo du¿a, siêgaj¹ca ponad 170 m. Najwy¿szy punkt (190,5 m n.p.m.) znajduje siê w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru, natomiast najni¿ej po³o¿one miejsce (17,0 m n.p.m.) wystêpuje w rejonie wspomnianego sto¿ka rzeki Pogorzeliczanki. Zaznacza siê scho- dowy system obni¿ania terenu, zorientowany lekko koncentrycznie z kierunku SE ku NW i N. Formy lodowcowe. Wysoczyzna morenowa p³aska (wysokoœci wzglêdne do 2 m, nachylenie do 2°) wystêpuje g³ównie w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza oraz w kilku izolowanych p³atach w czêœci pó³nocnej (tabl. I). W kierunku pó³nocnym i pó³nocno-zachodnim powierzchnia wysoczyzny stopniowo obni¿a siê pocz¹wszy od wysokoœci oko³o 155 m n.p.m., poprzez 135 m n.p.m. do 110–90 m n.p.m. w zachodniej i pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza. Wysoczyzna morenowa falista (wysokoœci wzglêdne 2–5 m, nachylenie oko³o 5°) najwiêkszy obszar zajmuje w po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza, gdzie po³udniowy fragment tej powierzchni po³o¿ony jest na wysokoœci 180–190 m n.p.m., a pó³nocny (w rejonie Bochów- ka) le¿y na wysokoœci 160–180 m n.p.m. Omawiany obszar wysoczyzny stanowi fragment wiêkszej czêœci obszaru wysoczyznowego, le¿¹cego poza obszarem arkusza i ci¹gn¹cego siê od Szemudu w pó³nocno-wschodniej czêœci, po Bochowo w czêœci po³udniowo-zachodniej (Prussak, 2000; Prussak, G³owniak, 2003; Pikies i in., 2002). W kierunku po³udniowym powierzchnia wysoczyzny falistej kon- tynuuje siê po wschodnie stronie Jeziora Jasieñ (Petelski, 1997), ju¿ poza granicami obszaru omawianego arkusza. W œrodkowej czêœci obszaru arkusza wystêpuj¹ niedu¿e powierzchnie wysoczyzny morenowej falistej, na wysokoœci 150–160 m n.p.m. Wysoczyznê tê nadbudowuj¹ niewielkie pagórki czo³owomorenowe. Moreny czo³owe akumulacyjne wystêpuj¹ g³ównie w œrodkowej czêœci obszaru arkusza, gdzie nadbudowuj¹ ³ukowato wygiêty pas wysoczyzny morenowej poziomu 150-160 m n.p.m. Pagórki i wzgórza moren wznosz¹ siê na wysokoœæ 10–30 m ponad powierzchniê wysoczyzny. Naj- wiêksze wzgórze po³o¿one jest oko³o 2 km na pó³noc od Cewic. Moreny czo³owe swoje powstanie, akumulacjê zawdziêczaj¹ zatrzymaniu lub spowolnieniu wycofywania siê l¹dolodu podczas jego recesji na pó³nocnym sk³onie garbu pojeziernego. Formy wodnolodowcowe. Równiny sandrowe i wodnolodowcowe zajmuj¹ œrodkowo-wschodni¹, po³udniow¹ i czêœciowo po³udniowo-zachodni¹ czêœæ obszaru arkusza. W po³udniowej czêœci s¹ po³o¿one na wysokoœci 125–160 m n.p.m. W ich obrêbie wydzielono p³askie powierzchnie le¿¹ce na jednej wysokoœci — poziomy sandrowe. Powierzchnie poziomów sandrowych w kierunku po³udniowo-zachodnim i zachodnim le¿¹ na coraz ni¿szej wysokoœci. Wi¹zaæ to nale¿y z kszta³towaniem siê systemu odp³ywu wód roztopowych. Id¹c ze wschodu na zachód mo¿na wyró¿niæ nastêpuj¹ce poziomy sandrowe:

8 — poziom 155–150 m n.p.m. po³o¿ony na po³udnie od Cewic oraz na po³udnie od Oskowa, a tak¿e na zachód od Rokit. W rejonie Cewic ten poziom sandru nosi nazwê sandru Bukowiny; — poziom 145–140 m n.p.m. widoczny w okolicach Oskowa oraz w s¹siedztwie po³udnikowego odcinka rynny £upawy, maj¹cy swoj¹ kontynuacjê na po³udniu, po wschodniej stronie rynny Jeziora Jasieñ (Pikies i in., 2002, 2005); — poziom 135–130 m n.p.m. rozpoczynaj¹cy siê 3–4 km na po³udnie od miejscowoœci Kozy. Wody roztopowe które uformowa³y ten poziom uleg³y dywergencji. Znaczna ich czêœæ skierowa³a siê na po³udnie, tworz¹c poziom sandrowy 135–130 m n.p.m. po zachodniej stronie rynny Jeziora Jasieñ. Powierzchnie sandrowe tego poziomu (130 m n.p.m.) znajduj¹ siê równie¿ na pó³noc od Czarnej D¹brówki, po obu stronach rynny £upawy. Omówione równiny sandrowe rzadko po³¹czone s¹ ze sob¹ ³agodnymi sk³onami. Przewa¿nie izolowane poziomy sandrowe s¹ rozdzielane poziomami o nierównej powierzchni, maj¹cej miejscami charakter sandru dziurawego. Najbardziej typowy przyk³ad takiego sandru znajduje siê w przed³u¿e- niu wylotu rynny subglacjalnej koñcz¹cej siê w strefie moren czo³owych Cewice–Kotuszewo. We wspomnianym rejonie powierzchnie sandrów urozmaicone s¹ zag³êbieniami po martwym lodzie, przewa¿nie linijnymi. W œrodkowej i pó³nocnej czêœci obszaru arkusza znajduj¹ siê nieregularne pola równin sandrowych o elongacji zbli¿onej do równole¿nikowej. Równiny po³o¿one bli¿ej centralnej czêœci obszaru arkusza s¹ po³o¿one na wysokoœci 85–95 m n.p.m., natomiast równiny wystêpuj¹ce w pó³nocno-w- schodniej czêœci arkusza znajduj¹ siê na wysokoœci 70–75 m n.p.m. Równiny te reprezentuj¹ póŸniej- szy etap kszta³towania siê systemu odp³ywu wód roztopowych w stosunku do równin sandrowych po³o¿onych wy¿ej, w po³udniowej czêœci arkusza. Formy akumulacji szczelinowej wystêpuj¹ g³ównie w s¹siedztwie subpo³udnikowej rynny, w dnie której znajduje siê Jezioro Koziñskie i Jezioro Mikorowo. D³ugoœæ pojedynczych form waha siê od 1100 do oko³o 2000 m, a d³ugoœæ ci¹gu kilku form dochodzi do 2900 m. Ich szero- koœæ wynosi od 500 do 900 m. Mniejsze formy akumulacji szczelinowej wystêpuj¹ równie¿ w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, pomiêdzy Maszewem i Unieszynkiem. Kemy stanowi¹ bardzo rzadki element rzeŸby w granicach omawianego arkusza. Czêœæ du¿ego masywu kemowego znajduje siê przy po³udniowej granicy arkusza, na wschód od Kleszczyñca. Kem ten wznosi siê ponad 30 m nad swoje otoczenie, siêgaj¹c 170 m n.p.m. Tarasy kemowe wystêpuj¹ tylko na sk³onach rozleg³ego obni¿enia dolinnego Unieszynki, na pó³nocny zachód od Unieszyna. Niewielki taras po³o¿ony jest tam na wysokoœci 68–70 m n.p.m., wznosz¹c siê 25 m ponad dno doliny. Powsta³ on w wyniku wytopienia bry³y martwego lodu na sk³onie du¿ego obni¿enia dolinnego.

9 Rynny subglacjalne stanowi¹ wyrazisty element rzeŸby, szczególnie dotyczy to form o subpo³udnikowej orientacji, które odznaczaj¹ siê du¿¹ g³êbokoœci¹ wciêcia w stosunku do otaczaj¹cej powierzchni wysoczyznowej. Rynny o tej orientacji tworz¹ czêsto skomplikowane systemy o zmiennym, ³amanym przebiegu i zmiennej g³êbokoœci wciêcia. Najwiêksza taka forma posiada swój wylot w rejonie Jeziora Koziñkiego. Ci¹gnie siê ona ku pó³nocnemu wschodowi do Unieszyna. Kontynuacjê tej rynny mo¿e stanowiæ dolina dolnego odcinka Pogorzeliczanki. Dolina ta poni¿ej Unieszyna skrêca najpierw ku pó³nocnemu zachodowi, a nastêpnie ku pó³nocnemu wschodowi. Rynna Jeziora Koziñkiego w rejonie wspomnianego jeziora wcina siê poni¿ej powierzchni wysoczyzny do g³êbokoœci 35 m, natomiast w kierunku pó³nocnym g³êbokoœæ ta wzrasta do 55 m (rejon Unieszynka). Nale¿y dodaæ, ¿e nie uwzglêdniono tutaj g³êbokoœci Jeziora Ko- ziñkiego. Szerokoœæ rynny w czêœci pó³nocno-wschodniej wynosi oko³o 850 m, w czêœci po³udniowo-zachodniej wzrasta do 1100–1500 m. Inna wiêksza rynna o subpo³udnikowym przebiegu sk³ada siê z trzech, oderwanych od siebie od- cinków. Pocz¹tek tej formy znajduje siê poza badanym obszarem. W jego granicach pojawia siê ona w pó³nocno-wschodniej czêœci i ci¹gnie siê do rozleg³ego obni¿enia rejonu Unieszynka. Drugi odcinek tej rynny widoczny jest na po³udnie od Unieszynka i koñczy siê w bramie morenowej, rozdzielaj¹cej ci¹g moren czo³owych Cewice–Kotuszewo. Trzeci odcinek tej formy rozpoczyna siê w rejonie Kozina i kieruje siê ku po³udniowi na obszar s¹siedniego arkusza. W dnie tej rynny usytuowane jest du¿e jezioro Jasieñ. Opisywana rynna odznacza siê du¿¹ g³êbokoœci¹ wciêcia, dochodz¹c¹ do 30–40 m. Drugi system tworz¹ rynny o przebiegu subrównole¿nikowym. Jedn¹ z nich wykorzystuje obecnie dolina £upawy i Bukowiny. Jej d³ugoœæ w granicach arkusza wynosi oko³o 18 km. W dnie tej formy znajduj¹ siê liczne rozszerzenia, z zachodz¹c¹ w nich obecnie akumulacj¹ bagienn¹, wczeœniej zajête przez bry³y martwego lodu. Dno rynny w stosunku do otaczaj¹cych równin sandrowych jest po³o¿one o 15 m ni¿ej we wschodniej czêœci i 20–23 m w czêœci œrodkowej i zachodniej. W pó³nocnej czêœci obszaru arkusza znajduje siê ci¹g po³¹czonych ze sob¹ nieregularnych obni¿- eñ i dolin, otoczonych sk³onami i stokami, których zwieñczenie na ogó³ stanowi¹ wysoczyzny morenowe. Ten ci¹g obni¿eñ pomiêdzy Unieszynem i Maszewem wyœcie³a sandr dolinny. Trudno zdefiniowaæ genezê wystêpuj¹cych tutaj dolin i obni¿eñ. Nie wykluczaj¹c za³o¿eñ rynnowych, ich genezê wi¹zaæ nale¿y z funkcjonowaniem szlaku odp³ywu marginalnego, podczas recesji l¹dolodu z omawianego fragmentu pó³nocnego sk³onu garbu pojeziernego. Doliny wód roztopowych powsta³y w koñcowym etapie odp³ywu wód roztopowych, po ustaniu przep³ywu marginalnego. W miejscu wiêkszego nagromadzenia martwego lodu mog³o dojœæ do skoncentrowanego odp³ywu i utworzenia wciêcia dolinnego. Wydaje siê, ¿e najlepszym przyk³adem takiej formy jest dolina znajduj¹ca siê na pó³noc od Jeziora Koziñskiego, której dnem obecnie p³ynie Pogorzeliczanka.

10 Równiny erozyjne wód roztopowych powsta³y w wyniku erozyjnego oddzia³ywania wód roztopowych na nierówn¹ powierzchniê polodowcow¹. Najczêœciej niszczone i zrównywane by³y zewnêtrzne czêœci wysoczyzny morenowej, ale procesowi temu podlegaæ mog³y równie¿ i inne elementy rzeŸby m³odoglacjalnej. Czêsto w granicach obszaru arkusza Czarna D¹brówka obszary zrównanej erozyjnie wysoczyzny morenowej towarzysz¹ równinom sandrowym, po³o¿onym na tej samej wysokoœci. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e równina sandrowa w czêœci przyleg³ej do równiny erozyjnej wód roztopowych ma równie¿ genezê erozyjn¹; czynnik akumulacyjny w budowie sandru mo¿e dominowaæ dopiero w pewnym oddaleniu. Przyk³adem takiej sytuacji mo¿e byæ równina erozyjna le¿¹ca na po³udnie i zachód od Czarnej D¹brówki na wysokoœci 130 m n.p.m., która ku po³udniowi, ju¿ poza granicami omawianego arkusza, przechodzi w ³agodnie nachylon¹ równinê sandrow¹ na wysokoœci 130–127 m n.p.m (Pikies i in., 2002, 2005). Innym ciekawym przyk³adem erozyjnej równiny wód roztopowych jest fragment dna rynny subglacjalnej, po³o¿onej na po³udnie od Unieszynka. Prawdopodobnie, resztkowy sp³yw wód roztopowych, skierowany t¹ rynn¹ ku pó³nocy, spowodowa³ ods³oniêcie poziomu glin zwa³owych, widocznych w po³udniowej, wy¿ej po³o¿onej czêœci tej rynny. Zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie wystêpuj¹ zarówno na powierzchni wysoczyzny morenowej, jak i w niektórych fragmentach równin sandrowych, np. na odcinku sandru, znajduj¹cego siê na przed³u¿eniu wylotu rynny subglacjalnej, zaczynaj¹cej siê na po³udnie od Unieszynka. Generalnie, liczna obecnoœæ zag³êbieñ wi¹¿e siê z m³od¹ rzeŸb¹ glacjaln¹. Znaczna czêœæ tych form jest obecnie miejscem akumulacji osadów biogenicznych lub ró¿nego rodzaju namu³ów. Formy rzeczne.Dna dolin rzecznych zosta³y wykszta³cone przez £upawê oraz jej prawostronny dop³yw — Bukowinê. Rzeki te odwadniaj¹ po³udniow¹ czêœæ omawianego obszaru, sp³ywaj¹c w kierunku zachodnim. W dnie £upawy i Bukowiny utworzy³y siê doœæ w¹skie tarasy akumulacyjne, zalewowe. Czêœæ zachodni¹ i pó³nocn¹ obszaru arkusza odwadnia Pogorzeliczanka. Tara- sy zalewowe zosta³y utworzone w œrodkowej i dolnej czêœci tej doliny, w górnej czêœci dno rzeczne nie jest w pe³ni uformowane. W dolnej czêœci, poni¿ej ujœcia rzeczki Unieszynki, Pogorzeliczanka osi¹ga stadium dojrzalsze, o czym œwiadczy obecnoœæ meandrów. W dolnej czêœci swojego biegu Pogorzeli- czanka p³ynie w obrêbie rozleg³ych równin torfowych. Krawêdzie wysoczyzny wystêpuj¹ w pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza, na po³udnie od Dar¿ewa, gdzie na odcinku oko³o 2,5 km oddzielaj¹ wysoczyznê morenow¹ od powierzchni sandrowej. Ich wysokoœæ dochodzi do 10–12 m. Dolinki w ogólnoœci, nierozdzielone wystêpuj¹ na sk³onach wysoczyzn morenowych, szczególnie w miejscach wystêpowania du¿ych deniwelacji terenu, a wiêc w czêœci pó³nocno-wschodniej obszaru arkusza. Siêgaj¹ one w g³¹b wysoczyzny na odleg³oœæ oko³o 1,5–2,5 km. S¹ to formy m³ode, niewielkie i suche.

11 Formy denudacyjne. Równiny denudacyjne najczêœciej stanowi¹ pozosta³oœci ni¿szych poziomów morenowych, przekszta³conych przez d³ugotrwa³¹ erozjê w strefie zboczowej wysoczyzny. W miejsce poziomu wysoczyzny morenowej powstaje wówczas równina denudacyjna. Taka sytuacja ma miejsce w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, na pó³nocnych sk³onach „wysp” wysoczyzny morenowej, gdzie widoczne s¹ stopnie takich równin na wysokoœci 70–100 m n.p.m. W pojedynczych przypadkach, do tego typu rzeŸby zaliczono te¿ zniwelowane powierzchnie szczy- towe ostañców erozyjnych. Przyk³ady takiej sytuacji wystêpuj¹ na po³udniowy zachód od Oskowa. Ostañce stanowi¹ izolowane fragmenty obszaru wysoczyznowego, wyraŸnie oddzielone od s¹siedniego terenu. Powsta³y one w wyniku selektywnego oddzia³ywania procesów erozyjnych, zwi¹zanych przewa¿nie z wodami roztopowymi. Wiêkszoœæ ostañców wystêpuje w po³udniowej czê- œci obszaru arkusza, czego przyk³adem mo¿e byæ forma na po³udnie od Czarnej D¹brówki, wznosz¹ca siê ponad erozyjn¹ równinê wód roztopowych. Nieco innym typem ostañca jest izolowane wzgórze po³o¿one przy wschodniej granicy obszaru arkusza, góruj¹ce nad po³udniowym zboczem rzeki Bukowiny. Ostaniec ten stanowi fragment dawnego, wy¿szego poziomu sandrowego. Powierzchnia tego ostañca le¿y na wysokoœci 165–170 m n.p.m. i dobrze swoj¹ wysokoœci¹ koresponduje z ostañcami usytuowanymi na po³udniowy zachód od Oskowa. Sto¿ek nap³ywowy Pogorzeliczanki, a w zasadzie jego nasadowa czêœæ, znajduje siê na pó³nocy obszaru arkusza, pozosta³a czêœæ tej formy wystêpuje na obszarze s¹siedniego arkusza Lêbork (Morawski, 1988, 1990). D³ugie stoki stanowi¹ zbocza izolowanych fragmentów wysoczyzny morenowej, w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza. W górnych partiach stoków przewa¿aj¹ procesy niszcz¹ce, de- graduj¹ce powierzchniê, w dolnych dominuje akumulacja. Procesy te z³agodzi³y i wyrówna³y profile stoków. Formy utworzone przez roœlinnoœæ.Równiny torfowe wystêpuj¹ w dolinach subglacjalnych, dolinach rzecznych oraz w zag³êbieniach bezodp³ywowych wysoczyzny morenowej. Naj- wiêksze niecki wytopiskowe, zajête obecnie przez równiny torfowe, wystêpuj¹ w dolnej czêœci doliny Pogorzeliczanki oraz w dolinie Unieszynki. Obszar objêty granicami arkusza Czarna D¹brówka po³o¿ony jest na pó³nocnym sk³onie tzw. garbu pojeziernego (Galon, 1972) i wszystkie wiêksze rzeki odwadniaj¹ce ten rejon wpadaj¹ bezpo- œrednio do Morza Ba³tyckiego. Po³udniow¹ i œrodkow¹ czêœæ obszaru arkusza odwadnia Bukowina, która oko³o 2,5 km na po³udnie od miejscowoœci Kozy wpada do £upawy. Do miejsca zetkniêcia siê obydwu rzek £upawa p³ynie ku pó³nocy, co wynika z po³udnikowej orientacji rynny jeziora Jasieñ, której dnem p³ynie £upawa w swym inicjalnym odcinku. Dalej kierunek p³yniêcia ulega zmianie i rzeka ta kieruje swoje wody ku zachodowi, co wynika z nowej orientacji uk³adu rynnowego w tej czêœci obszaru.

12 Pó³nocn¹ czêœæ obszaru badañ odwadniaj¹ Pogorzeliczanka i jej prawostronny dop³yw, Unieszynka. Pogorzeliczanka, tu¿ po opuszczeniu granic arkusza uchodzi do £eby, stanowi¹c jej lewostronny dop³yw. Jeziora wystêpuj¹ce w granicach obszaru arkusza s¹ œrednie i ma³e. Do wiêkszych z nich nale¿y zaliczyæ Jezioro Koziñskie (Kozie) o g³êbokoœci siêgaj¹cej 16,9 m, lecz najg³êbszym jeziorem jest Je- zioro Karweñskie Du¿e, po³o¿one w rynnie, 3 km na zachód od Jeziora Koziñskiego. G³êbokoœæ Je- ziora Karweñskiego Du¿ego dochodzi do 18,2 m. Dane morfometryczne wiêkszych jezior, le¿¹cych w granicach omawianego arkusza przedstawia tabela 1.

Tabela 1 Morfometria jezior na obszarze arkusza Czarna D¹brówka (wg Atlasu jezior Polski, 1997)

Po³o¿enie Powierzchnia Objêtoœæ G³êbokoœæ maks. G³êbokoœæ œrednia Nazwa jeziora (m n.p.m.) (ha) (tys. m3) (m) (m)

Jezioro Koziñskie 99,5 103,0 6991,5 16,9 6,8

Jezioro Karweñskie Du¿e 96,4 33,6 2528,8 18,2 7,5

Jezioro Mikorowo 99,0 42,6 1052,4 5,3 2,5

Jezioro Oskowo 121,0 17,0 646,0 8,5 3,8

Jezioro Kleszczyniec 127,5 17,8 427,2 6,4 2,4

Jezioro Brody 78,0 10,3 319,3 7,8 3,1

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

1. Neogen

W profilach 20 otworów wiertniczych opisano osady starszego neogenu, jednak rozpoznanie jest ograniczone do jego stropowej czêœci. Niekiedy nawiercane osady opisywane s¹ ogólnie jako neo- geñskie (trzeciorzêdowe), czêœciej jednak okreœla siê je, jako mioceñskie. Badania laboratoryjne (Mi- cha³owska, Mas³owska, 2002) oraz rozpoznanie regionalne, pozwalaj¹ przyj¹æ mioceñski wiek osadów zalegaj¹cych, na tym obszarze, pod osadami plejstocenu. Strop tych osadów wystêpuje na ró¿nych g³êbokoœciach: od oko³o 5 m w strefach zaburzeñ glacitektonicznych, np. w rejonie Doliny Jadwigi, do 187,4 m w obrêbie rynien subglacjalnych — otwór 37 w okolicy Kóz.

13 a. Miocen

Miocen reprezentowany jest przez piaski, mu³ki i wêgiel brunatny. Wotworze kartograficznym 24 (Przybin) osady miocenu nawiercono na g³êbokoœci 100,0–104,0 m. S¹ to g³ów- nie mu³ki o zabarwieniu brunatnym, zawieraj¹ce przewarstwienia wêgla brunatnego. W stropie (20,0 m n.p.m.) zalega cienka warstwa drobnoziarnistych, dobrze wysortowanych piasków. Osady te s¹ bezwapienne. W otworze kartograficznym 37 (Kozy) osady miocenu wystêpuj¹ na g³êbokoœci 187,4–191,0 m (strop na wysokoœci 87,4 m p.p.m.). S¹ to bezwapienne piaski kwarcowe, drobnoziarniste, jasnoszare, z drobnymi przewarstwieniami wêgla brunatnego. W otworze kartograficznym 47 (Czarna D¹brówka) osady miocenu nawiercono na g³êbokoœci 107,0–138,0 m (strop na wysokoœci 18,0 m n.p.m.). S¹ to piaski kwarcowe drobnoziarniste, jasnoszare, bezwapienne. Na g³êbokoœci 123,5–125,0 m wystêpuje wêgiel brunatny. Sk³ad minera³ów ciê¿kich, okreœlony w próbkach pobranych z trzech otworów badawczych, jest typowy dla osadów mioceñskich i cechuje go przewaga minera³ów odpornych, w tym turmalinu, dystenu, staurolitu i rutylu (Micha³owska, Mas³owska, 2002).

2. Czwartorzêd

a. Plejstocen

Na obszarze arkusza Czarna D¹brówka nie udokumentowano obecnoœci osadów interglacjalnych lub interstadialnych, które mog³yby stanowiæ poziomy przewodnie dla podzia³u stratygraficznego. Podstaw¹ wyró¿nienia poszczególnych jednostek litostratygraficznych w obrêbie osadów plejstocenu jest przede wszystkim analogia do profilów litologiczno-stratygraficznych plejstocenu z obszarów s¹siednich arkuszy (Morawski 1988, 1990; Petelski, 1997; Prussak, 2000). Istotne znaczenie, przy ustalaniu stratygrafii poszczególnych poziomów litologicznych, ma przyjêcie hipotezy Morawskiego (1988, 1990) o interglacjalnym, eemskim pochodzeniu osadów stwierdzonych w profilach otworów po³o¿onych w granicach s¹siedniego arkusza Lêbork: w otworze 16 w Bia³ogardzie, otworze 29 w Ja- nowicach, a tak¿e w otworze 74 w Dziechlinie. Otwór w Dziechlinie, w wyniku zmian odwzorowañ kartograficznych arkuszy map topograficznych, abecnie znajduje siê w granicach arkusza Czarna D¹brówka — otwór 4. Nie ma podstaw do odrzucenia pozycji stratygraficznej osadów wyró¿nionych hipotetycznie przez Morawskiego (1988,1990) jako rzeczne lub wodnolodowcowe z interglacja³u eemskiego. Ustalaj¹c pozycjê stratygraficzn¹ najstarszych osadów wystêpuj¹cych na opisywanym obszarze wykorzystano analogiê do profilu litologiczno-stratygraficznego opracowanego dla arkusza Sierakowice (Prussak, 2000). Na obszarze objêtym granicami arkusza Sierakowice, g³êbokie rynny lodowcowe wype³niaj¹ osady wodnolodowcowe zlodowaceñ po³udniowopolskich (Nidy i Sanu 1), których pozycjê stratygraficzn¹ wyznacza po³o¿enie osadów interglacja³u wielkiego (mazowieckiego?).

14 Pozycja osadów interglacjalnych, na obszarze wspomnianego arkusza, nie jest jednak udokumentowana palinologicznie. Badania laboratoryjne, wykonane dla próbek osadów pobranych z trzech otworów kartograficznych, dostarczy³y du¿o informacji o litologii utworów czwartorzêdowych. Ustalenie pozycji stratygraficznej po- szczególnych osadów jest tu jednak utrudnione, z uwagi na brak w profilach otworów badawczych osadów interglacjalnych lub interstadialnych oraz ograniczone wystêpowanie w profilach otworów badawczych glin zwa³owych. Prezentowany poni¿ej profil litologiczno-stratygraficzny plejstocenu z wy¿ej wymienionych powodów ma wiêc charakter hipotetyczny, wstêpny, odwo³uj¹cy siê przede wszystkim do najbli¿szego regionalnego uk³adu litologiczno-stratygraficznego plejstocenu. Przyjêto wiêc, ¿e w obrêbie obszaru arkusza Czarna D¹brówka wystêpuj¹ osady ze zlodowaceñ po³udniowopolskich (Nidy i Sanu 1), œrodkowopolskich (Odry i Warty), osady interglacja³u eemskiego oraz osady ze zlodowaceñ pó³nocnopolskich (stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y), ponadto osady czwartorzêdu nierozdzielonego i holocenu. Poza osadami ze zlodowacenia Wis³y, nie okreœlono w jakich stadia³ach starszych zlodowaceñ zosta³y zdeponowane opisane poni¿ej osady plejstoceñskie. Maksymalna rozpoznana mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu wynosi 187,4 m (otwór 37, Kozy), minimalna oko³o 5 m (Dolina Jadwigi, przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ osady czwartorzêdu osi¹gaj¹ w rynnach lodowcowych, minimalne w rejonach glacitektonicznych wy- piêtrzeñ mioceñskiego pod³o¿a.

Zlodowacenia po³udniowopolskie

Wodnolodowcowe i zastoiskowe osady zlodowaceñ po³udniowopolskich wystêpuj¹ w g³êbo- kiej rynnie subglacjalnej, w zachodniej czêœci opisywanego obszaru (przekrój geologiczny A–B, mapa). Prawdopodobna jest ich obecnoœæ, w g³êbokim obni¿eniu pod³o¿a czwartorzêdu, równie¿ we wschodniej czêœci opisywanego obszaru (przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Mi¹¿szoœæ osadów zlo- dowaceñ po³udniowopolskich siêga oko³o 100 m. Pozycja stratygraficzna wszystkich osadów, któ- rych depozycjê wi¹¿e siê ze zlodowaceniami po³udniowopolskimi, nie jest pewna. S¹ to osady starsze od glin zwa³owych zlodowacenia Odry i np. osady przypisane do zlodowacenia Sanu 1 mog³yby re- prezentowaæ osady z transgresji zlodowacenia Odry. Jak ju¿ wspomniano, ich pozycjê stratygraficzn¹ ustalono przez analogiê do profilu plejstocenu z s¹siedniego arkusza Sierakowice (Prussak, 2000). Nie mo¿na okreœliæ, w jakich stadia³ach poszczególnych zlodowaceñ, zachodzi³a depozycja opisywanych poni¿ej osadów.

Zlodowacenie Nidy

Piaski wodnolodowcowe omi¹¿szoœæ 16,4 m wystêpuj¹ w profilu otworu badawczego 37 (Kozy). Ich strop znajduje siê na g³êbokoœci 171,4 m (71,4 m p.p.m.). S¹ to piaski œrednio- i drobnoziarniste szarozielone, o niskiej wapnistoœci (2,2–5,5% CaCO3). W sk³adzie minera³ów przezroczystych

15 granaty (31,8%) przewa¿aj¹ nad amfibolami (17,9%) i epidotem (12,7%), a udzia³ minera³ów odpornych wynosi 15,9% (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Podobne piaski wodnolodowcowe, zalegaj¹ce nad glinami zwa³owymi zlodowacenia Nidy, wystêpuj¹ w profilu otworu badawczego 21 (Niepoczo³owice), który zosta³ wykonany na s¹siednim arkuszu Sierakowice (Prussak, 2000). W profilu tego otworu osady te, o mi¹¿szoœci 21,5 m, wystêpuj¹ na g³êbokoœci 212,5 m (57,5 m n.p.m.). Zawartoœæ CaCO3 zmienia siê tam w granicach 7,0–10,4%. W sk³adzie minera³ów przezroczystych przewa¿aj¹ granaty (26,7–37,0%) a udzia³ minera³ów odpornych wynosi oko³o 16% (Prussak, 2000).

Zlodowacenie Sanu 1

Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe s¹ stosunkowo s³abo poznane. Wystêpuj¹ przede wszystkim w zachodniej czêœci opisywanego obszaru, gdzie na du¿ych odcinkach wype³niaj¹ rynnê subglacjaln¹. Wystêpowanie tych osadów, w czêœci pó³nocnej rynny (przekrój geologiczny A–B, mapa) wynika jedynie z interpretacji wyników badañ elektrooporowych (Jagodziñska, 2001; J. Twarogowski — konsultacja). Ich mi¹¿szoœæ siêga 40 m, a strop wystêpuje na wysokoœci od 10 m p.p.m. do 30 m n.p.m. Osady te nie s¹ znane w profilach wierceñ archiwalnych. Piaski ilaste zastoiskowe wystêpuj¹ w rejonie, w którym rynna subglacjalna osi¹gnê³a najwiêksz¹ g³êbokoœæ (przekrój geologiczny A–B, mapa). Osady te wystêpuj¹ w profilach dwóch otworów kartograficznych. W otworze 37 (Kozy) drobnoziarniste szarozielone, zailone piaski o laminacji poziomej, osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 80 m a ich strop po³o¿ony jest na g³êbokoœci 91,0 m (9,0 m n.p.m.). W obrêbie piasków wystêpuj¹ przewarstwienia mu³ków i i³ów. Œrednia zawartoœæ CaCO3 wynosi 7,8%. Wœród minera³ów przezroczystych amfibole (30,8%) przewa¿aj¹ nad epidotem (17,7%) i granatami (13,7%). Zawartoœæ minera³ów odpornych wynosi 8,9%. Zawartoœæ glaukonitu wzrasta ku stropowi, od 0,8 w sp¹gu, do 21,8% w stropie. Osady te by³y deponowane w spokojnych warunkach œrodowiska sedymentacyjnego. Podwy¿szona zawartoœæ glaukonitu i epidotu, wskazuje na niszczenie i dostarczanie do zbiornika sedymentacyjnego osadów kredowych i eoceñsko-oligoceñskich (Mi- cha³owska, Mas³owska, 2002). Osady te wype³ni³y powsta³¹ wczeœniej rynnê subglacjaln¹. W otworze kartograficznym 47 (Czarna D¹brówka) osady zastoiskowe osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 8 m a ich strop po³o¿ony jest na g³êbokoœci 99,0 m (26,0 m n.p.m.). S¹ to piaski drobno- i œrednioziarniste szare, zailone. Wœród minera³ów przezroczystych amfibole (25,0%) i granaty (22,1%) wystêpuj¹ w równowadze. Niska jest zawartoœæ glaukonitu — 0,24%. Zawartoœæ minera³ów odpornych wynosi

12,3%. Osad ten cechuje bardzo niska wapnistoœæ — 0,8% CaCO3. Opisywane piaski osadza³y siê w peryferyjnej czêœci zbiornika sedymentacyjnego (Micha³owska, Mas³owska, 2002).

16 Mu³ki i i³y zastoiskowe koñcz¹ zastoiskow¹ depozycjê osadów zlodowacenia Sanu 1 (przekrój geologiczny A–B, mapa). Obecnoœæ tych osadów w profilu plejstocenu opisywanego obszaru wynika jedynie z interpretacji wyników badañ elektrooporowych (Jagodziñska, 2001; J. Twarogowski — konsultacja). Ich strop wystêpuje na wysokoœci od 5 do 40 m n.p.m., mi¹¿szoœæ osi¹ga kilkanaœcie metrów. Prawdopodobnie osady te zosta³y zaburzone glacitektoniczne w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry.

Zlodowacenia œrodkowopolskie

Mi¹¿szoœæ osadów zlodowaceñ œrodkowopolskich, które wystêpuj¹ na ca³ym opisywanym obszarze, siêga oko³o 100 m. S¹ to osady lodowcowe, zastoiskowe i wodnolodowcowe. Przedstawiona poni¿ej pozycja stratygraficzna osadów ze zlodowaceñ œrodkowopolskich nie jest udokumentowana i ma charakter hipotetyczny. Nie mo¿na okreœliæ, w jakich stadia³ach poszczególnych zlodowaceñ, zachodzi³a depozycja opisywanych osadów. W zachodniej czêœci obszaru badañ dominuj¹ osady zastoiskowe i wodnolodowcowe, we wschodniej — gliny zwa³owe.

Zlodowacenie Odry

Gliny zwa³owe wystêpuj¹ przede wszystkim we wschodniej (przekrój geologiczny C–D, tabl. II) i po³udniowo-zachodniej (przekrój geologiczny A–B, mapa) czêœci obszaru. Na znacznej przestrzeni gliny zwa³owe zosta³y usuniête przez póŸniejsz¹ erozjê. Osady te zosta³y opisane w profilach otworów hydrogeologicznych (otw. 50 i 15). W otworze 50 (Czarna D¹brówka) gliny o mi¹¿szo- œci 28,0 m zosta³y nawiercone na g³êbokoœci 72,0 m (strop na wysokoœci 54,9 m n.p.m.). S¹ to gliny ilasto-piaszczyste, szarozielone. W otworze 15 (Krêpkowice) gliny o mi¹¿szoœci 22,4 m zosta³y nawiercone na g³êbokoœci 63,0 (strop na wysokoœci 35,6 m n.p.m.). S¹ to gliny piaszczysto-ilaste, zielonoszare, z drobnymi przewarstwieniami piasków. Du¿a mi¹¿szoœæ glin wskazuje na mo¿liwoœæ zaburzeñ glacitektonicznych. Podobne gliny zwa³owe ze zlodowacenia Odry, o mi¹¿szoœci 2,4 m, wystêpuj¹ w profilu otworu kartograficznego 5 (Kêtrzyno) wykonanego na s¹siednim arkuszu Sierakowice (Prussak, 2000). Strop glin wystêpujê tam na wysokoœci 58,6 m n.p.m.

Zlodowacenie Warty

Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe maj¹ ograniczone rozprzestrze- nienie. Nie mo¿na wykluczyæ, i¿ osady te zosta³y zdeponowane w czasie zlodowacenia Odry (przekrój geologiczny A–B, mapa oraz przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Wed³ug Galona (1981) w przypadku serii glacjalnych rzadko siê zdarza aby brak by³o dolnych (podmorenowych) osadów wodnolodowcowych. Przyjêcie tego pogl¹du zadecydowa³o o zaliczeniu osadów wystêpuj¹cych w profilach otworów

17 wiertniczych hydrogeologicznych (otw.: 9, 15, 16, 22 i 50) oraz w profilu otworu kartograficznego 24 (Przybin) do zlodowacenia Warty. W otworze 24 utwory te osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 44,5 m a ich strop wy- stêpuje na g³êbokoœci 55,5 m (64,5 m n.p.m.). Najczêœciej jednak ich mi¹¿szoœæ nie przekracza kilku- nastu metrów, a strop znajduje siê na wysokoœci oko³o 40–60 m n.p.m. W otworze 24 w sp¹gu (10 m) s¹ to grubookruchowe ¿wiry. W sk³adzie petrograficznym tych ¿wirów ska³y krystaliczne (56,9%) przewa¿aj¹ nad wapieniami paleozoicznymi (24,7%). Powy¿ej ¿wirów wystêpuj¹ szare piaski ró¿noziarniste, ze ¿wirami. Jest to osad o stosunkowo du¿ej wapnistoœci — 12,3% CaCO3. Wœród minera³ów przezroczystych amfibole (32,2%) przewa¿aj¹ nad granatami (11,1%) i epidotem (7,5%), a zawartoœæ minera³ów odpornych jest zmienna, od 1,7 do 0,9%. Cechy litologiczne osadów z otworu 24 s¹ charakterystyczne dla utworów wodnolodowcowych niedalekiego transportu (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Gliny zwa³owe zlodowacenia Warty w wyniku póŸniejszych procesów geologicznych zosta³y na znacznej przestrzeni ca³kowicie usuniête. Osady glacjalne wystêpuj¹, tak jak gliny zwa³owe zlodowacenia Odry, w profilach m.in. dwóch otworów hydrogeologicznych (otw. 50 i 15). W otworze 50 (Czarna D¹brówka) osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 25,0 m a ich strop po³o¿ony jest na g³êbokoœci 40,0 m (86,9 m n.p.m.). W otworze 15 (Krêpkowice) gliny zwa³owe maj¹ mi¹¿szoœæ 24,2 m, ich strop wystêpuje na g³êbokoœci 29,8 m (68,8 m n.p.m.). Na obszarze objêtym granicami arkusza Sierakowice strop glin zwa³owych zlodowacenia Warty znajduje siê na podobnej wysokoœci, najczêœciej w przedziale 70-90 m n.p.m. (Prussak, 2000). Du¿a mi¹¿szoœæ glin wskazuje na mo¿liwoœæ zaburzeñ glacitektonicznych. Mu³ki zastoiskowe rozprzestrzeniaj¹ siê w œrodkowej czêœci rynny subglacjalnej, zalegaj¹c na starszych osady zastoiskowych i wodnolodowcowych. Mu³ki zastoiskowe zosta³y opisane m.in. w profilu otworu hydrogeologicznego 36 i otworu kartograficznego 37 (przekrój geologiczny A–B, mapa). W otworze 37 (Kozy) osady zastoiskowe osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 50,5 m, ich strop wystêpuje na g³êbokoœci 40,5 m (59,5 m n.p.m.). S¹ to mu³ki oraz mu³ki ilaste, s³abo spoiste, zielone, w sp¹gowej partii z okruchami wêgla brunatnego. Na g³êbokoœci 78,0–81,0 m wystêpuj¹ zailone, szare piaski drobno- i œrednoziarniste z nielicznymi ¿wirami. Nieliczne ¿wiry pojawiaj¹ siê równie¿ w stropie mu³ków. W sk³adzie mineralnym zawartoœæ grupy wêglanów i glaukonitu jest zmienna. Najwy¿sza zawartoœæ glaukonitu wystêpuj¹ w sp¹gu mu³ków. Zawartoœæ CaCO3 zmienia siê od 9,6% w sp¹gu do

14,5% w stropie mu³ków. Piaski cechuje ni¿sza wapnistoœæ — 4% CaCO3. W grupie minera³ów przezroczystych, w dolnej czêœci mu³ków, amfibole (26,3%) przewa¿aj¹ nad epidotem (12,4%) i granatami (7,3%). W wy¿szych partiach osadów wzrasta zawartoœæ biotytu i chlorytu (do 92%). Udzia³ minera³ów odpornych maleje od sp¹gu warstwy ku stropowi i wynosi œrednio 3,3%. Relatywnie wysoka zawartoœæ glaukonitu i epidotu w sk³adzie minera³ów ciê¿kich, daje zielonkawe zabarwienie opisywa-

18 nym osadom oraz wskazuje na erozjê i dostarczanie do zbiornika sedymentacyjnego osadów kredowych i eoceñsko-oligoceñskich. Wychodnie osadów kredowych i paleogeñskich na powierzchni podczwartorzêdowej wystêpuj¹ w rejonie po³o¿onym na pó³nocny zachód od obszaru arkusza Czarna D¹brówka (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Sk³ad petrograficzny zbadano w sp¹gowej czêœci ¿wirów (81,5 m) i stropowej mu³ków (40,5-41,2 m). W sp¹gu ¿wirów stwierdzono oprócz ska³ krystalicznych i szarych wapieni wystêpowanie ³upków ³yszczykowych. W stropie, wœród ska³ skandynawskich, ska³y krystaliczne (45,1%) przewa¿aj¹ nad wapieniami paleozoicznymi (41,4%), udzia³ ska³ lokalnych jest niewielki (1,2%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Osady zastoiskowe o podobnej charakterystyce wystêpuj¹ w profilu otworu Skórowo (ark. Lêbork). Morawski (1988,1990) przyj¹³, i¿ mu³ki wystêpuj¹ce w tym profilu, zosta³y zdeponowane w czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich. Piaski wodnolodowcowe wystêpuj¹ w profilach otworów hydrogeologicznych a dok³adniej zosta³y zbadane w profilu otworu kartograficznego 47 (Czarna D¹brówka). Hipotetycznie przyjêto, i¿ opisywane osady zosta³y zdeponowane w czasie recesji l¹dolodu zlodowacenia Warty. W otworze 47 strop tych osadów wystêpuje na g³êbokoœci 50,0 m (75,0 m n.p.m.) a ich mi¹¿szoœæ jest tu wyj¹tkowo du¿a i wynosi 49,0 m (przekrój geologiczny A–B, mapa). Na ogó³ mi¹¿szoœæ tych osadów nie przekracza 20 m. S¹ to piaski szare, o zmiennej granulacji, od drobno- do gruboziarnistych z niewielkimi prze³awiceniami ¿wirów. W stropowej czêœci piaski zawieraj¹ okruchy wêgla brunatnego. Zawartoœæ

CaCO3 jest niska, 0,8% w sp¹gu i 3,3% w stropie. W dolnej czêœci piasków wœród minera³ów przezroczystych amfibole (25,0%) i granaty (22,1%) wystêpuj¹ w równowa¿nych iloœciach. W stropowej czêœci zaznacza siê przewaga granatów (35,2%) nad amfibolami (22,0%) i epidotem (12,2%). Sk³ad minera³ów ciê¿kich, a zw³aszcza wysoka zawartoœæ granatów, wskazuje, ¿e osady te powstawa³y w dynamicznych warunkach œrodowiska wód p³yn¹cych (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Na obszarze arkusza Sierakowice strop piasków wodnolodowcowych zdeponowanych, jak to przyjêto, w czasie recesji l¹dolodu zlodowacenia Warty wystêpuje na wysokoœci 90-110 m n.p.m. a ich mi¹¿szoœæ osi¹ga lokalnie ponad 100 m. Zawartoœæ CaCO3 jest zmienna, od 2,8 do 8,6%. W sk³adzie minera³ów przezroczystych, granaty przewa¿aj¹ nad amfibolami lub s¹ w równowadze (Prussak, 2000). Mu³ki i i³y zastoiskowe w zachodniej czêœci badanego obszaru opisywane s¹ doœæ czêsto w profilach otworów wiertniczych (przekrój geologiczny A–B, mapa). Nie mo¿na wykluczyæ mo¿liwoœci zdeponowania tych osadów w czasie zlodowacenia Wis³y. Mu³ki i i³y zosta³y nawiercone w otworze kartograficznym 24 (Przybin). Strop osadów zastoiskowych wystêpuje na g³êbokoœci 23,5 m (96,5 m n.p.m.) a mi¹¿szoœæ wynosi 32,0 m. S¹ to szarozielone, laminowane mu³ki ilaste a w stropie br¹zowe i³y (23,5–29,0 m). W œrodkowej czêœci osadów zastoiskowych widoczne s¹ zaburzenia poziomej laminacji. Zawartoœæ CaCO3 wynosi 14,3%. Sk³ad mineralny jest typowy dla osadów zasto-

19 iskowych. Zawartoœæ wêglanów wynosi 24,3%, glaukonitu 4,0%. Wœród minera³ów przezroczystych dominuj¹ chloryty (25,4%) i biotyt (23,4%) lub amfibole (20,7%). Bardzo ma³y jest udzia³ minera³ów odpornych — 3,8% (Micha³owska, Mas³owska, 2002).

Interglacja³ eemski

Osady interglacjalne na omawianym obszarze s¹ bardzo s³abo rozpoznane a ich wiek nie jest udokumentowany. Wed³ug Morawskiego (Objaœnienia do arkusza Lêbork, 1990): „Przy braku danych paleontologicznych hipotetycznie zaliczono do interglacja³u eemskiego seriê osadów piaszczysto-¿wirowych le¿¹cych pomiêdzy kompleksami osadów zlodowacenia pó³nocnopolskiego i œrodko- wopolskiego”. Jak ju¿ wczeœniej wyjaœniano nie ma podstaw do zakwestionowania s³usznoœci tej hipotezy. Piaski i ¿wiry rzeczne, które hipotetycznie przypisano interglacja³owi eemskiemu, znane s¹ z profilu zaledwie jednego otworu hydrogeologicznego (otw. 4 w Dziechlinie, przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Ich strop wystêpuje tam na g³êbokoœci 60,0 m (44,0 m n.p.m.) a mi¹¿szoœæ wynosi ponad 41,0 m. Morawski (1988, 1990) opisuje piaski i ¿wiry wystêpuj¹ce w profilach otworów po³o¿onych w Janowicach i Bia³ogardzie (ark. Lêbork) i w Dziechlinie (otwór 4) jako osady rzeczne lub wodnolodowcowe. Wykszta³cenie litologiczne tych osadów oraz przestrzenne usytuowanie w profilu plejstocenu nie podwa¿aj¹ hipotezy o ich rzecznym, interglacjalnym pochodzeniu.

Zlodowacenia pó³nocnopolskie Zlodowacenie Wis³y

Osady zlodowacenia Wis³y maj¹ du¿y udzia³ w ca³ej mi¹¿szoœci profilu plejstocenu. Przyjêto, ¿e zosta³y one zdeponowane jedynie w stadiale górnym tego zlodowacenia. Ich mi¹¿szoœæ zmienia siê od5do65m. Hipotetyczna pozycja stratygraficzna omawianych osadów znajduje potwierdzenie w treœci opracowanego, pobliskiego arkusza G³ówczyce (Borówka, Rotnicki, 2000b). Badania wykonane dla tego arkusza wykaza³y (m.in. badania wieku 14C), ¿e jedynie w obrêbie Niziny Gardzieñsko-£ebskiej wystê- puj¹ osady stadia³u dolnego (zlodowacenie toruñskie) i interstadia³u (interstadia³ Grudzi¹dza). W Objaœnie- niach do arkusza stwierdzono, i¿ „czasze dwóch starszych l¹dolodów (ze zlodowacenia Wis³y) zajmuj¹ce zapewne basen dzisiejszego Morza Ba³tyckiego oraz ówczesne obni¿enie zajmowane obecnie przez Nizinê Gardzieñsko-£ebsk¹, nie przekroczy³y prawdopodobnie krawêdzi Wysoczyzny G³ów- czyckiej (Borówka, Rotnicki, 2000a, b). Potwierdza to wczeœniej wyra¿ane pogl¹dy, ¿e jedynie l¹dolód ze stadia³u górnego obj¹³ swym zasiêgiem ca³y obszar Pobrze¿a Pomorskiego, a starsze l¹dolody zaznaczy³y sw¹ obecnoœæ depozycj¹ osadów jedynie lokalnie i tylko w strefie przybrze¿nej dzisiejszego Morza Ba³tyckiego oraz w rejonie doliny Dolnej Wis³y (m.in. Lindner, 1992; Mojski, 1984).

20 Stadia³ górny

Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe s¹najstarszym osadem plejsto- ceñskim, który ods³ania siê na powierzchni terenu (przekroje geologiczne: A–B, mapa, C–D, tabl. II). Widoczne s¹ g³ównie w po³udniowej czêœci opisywanego obszaru, w dolinie Pogorzeliczanki, i ods³aniaj¹ siê w zboczach wysoczyzny morenowej. Podmorenowe osady wodnolodowcowe wystêpuj¹ w profilach licznych otworów wiertniczych. W otworze kartograficznym 24 (Przybin) s¹ to ¿ó³te piaski drobnoziarniste. Ich strop wystêpuje na g³êbokoœci 18,0 m (102,0 m n.p.m.) a mi¹¿szoœæ osi¹ga 5,5 m. Zawar- toœæ CaCO3 wynosi 8,9%. Sk³ad minera³ów ciê¿kich jest odmienny ni¿ w ni¿ej zalegaj¹cych mu³kach zastoiskowych. Wœród minera³ów przezroczystych amfibole (25,8%) i granaty (26,1%) wystêpuj¹ w równowadze i wzrasta zawartoœæ minera³ów odpornych (do 9,3%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W profilu otworu kartograficznego 37 (Kozy) osady wodnolodowcowe wystêpuj¹ na g³êbokoœci 4,6 m (95,4 m n.p.m.). S¹ to szare piaski ró¿noziarniste i drobnoziarniste z domieszk¹ ¿wirów, o mi¹¿szoœci

35,9 m. Œrednia zawartoœæ CaCO3 w piaskach wynosi 4,7%. W sk³adzie minera³ów ciê¿kich zawartoœæ grupy wêglanów (6,3%) i glaukonitu (2,6%) jest mniejsza ni¿ w ni¿ej wystêpuj¹cych osadach zastoiskowych. Wœród minera³ów przezroczystych amfibole (33,8%) przewa¿aj¹ nad granatami (24,8%) i epidotem (16,3%). Udzia³ minera³ów odpornych jest niedu¿y (6%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W otworze kartograficznym 47 (Czarna D¹brówka) strop opisywanych osadów wystêpuje na g³êbokoœci 12,0 m (103,0 m n.p.m.), mi¹¿szoœæ wynosi 38,0 m. S¹ to piaski szare i ¿ó³toszare,œrednio- i gruboziarniste, z domieszk¹ ¿wirów. W obrêbie piasków, na g³êbokoœci 38,9–39,0 m stwierdzono

¿wiry grubookruchowe oraz wk³adki drewna i mu³ków wêglistych. Zawartoœæ CaCO3 wynosi 3,4%. Ziarna kwarcu s¹ Ÿle obtoczone, wspó³czynnik R zawiera siê w granicach od 0,83 do 1,16. W sk³adzie mineralnym granaty przewa¿aj¹ nad epidotem a udzia³ minera³ów odpornych wynosi 10% (Mi- cha³owska, Mas³owska, 2002). W starej, nieczynnej piaskowni po³o¿onej na po³udniowy zachód od Oskowa (punkt dok. 20, tab. 2), pod cienk¹ pokryw¹ glin zwa³owych (3 m), wystêpuj¹ piaski ¿ó³te o zmiennej granulacji. S¹ to piaski od drobnoziarnistych po gruboziarniste, o mi¹¿szoœci 4 m, miejscami z doœæ licznymi ¿wirami drobnookruchowymi. W stropowej czêœci, przy kontakcie z glinami zwa³owymi, piaski gruboziarniste tworz¹ drobne zafa³dowane laminy, natomiast piaski drobnoziarniste wystêpuj¹ce w sp¹gu s¹ bezstrukturalne. W piaskowni eksploatowanej okresowo w Dziechlinie (punkt dok. 2) wystêpuj¹ piaski drobno- i bardzo drobnoziarniste ¿ó³te, o mi¹¿szoœci 6 m, a w ich œrodkowej czêœci g³aziki oraz ¿wiry w formie gniazd. Ten grubszy materia³ o mi¹¿szoœci do 0,5 m wystêpuje na jednej wysokoœci. Piaski w stropie i w sp¹gu charakteryzuj¹ siê drobn¹, równoleg³¹ i horyzontaln¹ laminacj¹. W obrêbie piaskowni wystêpuj¹ g³azy o œrednicy 70 cm.

21 Tabela 2 Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych

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

1 W-19 sm Pogorzelice 50,0 8,0 Piaski sto¿ka nap³ywowego

2 O-2 od Dziechlino 97,5 5,0 Piaski wodnolodowcowe

3 S-708 sr Dziechlino 127,5 2,5 Piaski moreny czo³owej

4 S-791 sr Pogorzelice 125,0 2,5 Piaski lodowcowe

5 S-851 sr dolina Pogorzeliczanki 47,5 2,5 Piaski den dolinnych

6 S-741 sr Warcimino 75,0 2,5 Piaski i mu³ki rzeczno-jeziorne

7 S-813 sr Uniesin 77,5 2,5 Piaski tarasu kemowego

8 S-702 sr Cewice 110,0 2,5 Piaski i ¿wiry moreny czo³owej

9 S-633 sr Cewice 155,0 2,5 Gliny zwa³owe moreny czo³owej

10 S-491 sr Mikorowo 140,0 2,5 Piaski i gliny zwa³owe formy szczelinowej

11 S-506 sr Mikorowo 151,5 2,5 Piaski i gliny zwa³owe formy szczelinowej

12 S-355 sr Mikorowo 147,5 2,5 Piaski i gliny zwa³owe formy szczelinowej

13 S-353 sr Kozy 137,5 2,5 Piaski wodnomorenowe

14 S-527 sr Karwica 150,0 2,5 Piaski i gliny zwa³owe moren czo³owych

15 W-15 sm Kotuszewo 152,0 8,0 Piaski wodnolodowcowe

16 S-293 sr Kozy 146,0 2,5 Piaski wodnolodowcowe

17 O-237 od Karwno 120,0 6,0 Piaski wodnolodowcowe

18 W-4 sm Jezioro Koziñskie 122,0 10,0 Gliny zwa³owe i piaski formy szczelinowej

Gliny zwa³owe nad piaskami wodno- 19 W-12 sm Oskowo 167,5 8,0 lodowcowymi

20 O-373 od Oskowo 157,0 6,0 Piaski wodnolodowcowe

21 O-136 od Oskowo 132,5 4,0 Gliny zwa³owe moreny czo³owej

22 S-163 sr Oskowo 165,0 2,5 Gliny zwa³owe moreny czo³owej

23 S-164 sr Oskowo 187,5 2,5 Piaski moreny czo³owej

24 S-69 sr Rokity 162,0 2,8 Piaski formy szczelinowej

25 O-39 od Rokity 165,0 3,0 Piaski formy szczelinowej

26 S-95 sr Rokity 157,0 2,5 Piaski i mu³ki jeziorne

27 W-11 sm Bochowo 160,0 4,6 Piaski deluwialne

28 S-177 sr dolina cieku k/Bochowa 155,0 2,5 Piaski i mu³ki rzeczno-jeziorne

Piaski wodnolodowcowe nad glinami 29 W-8 sm Rokicki Dwór 180,0 10,0 zwa³owymi

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

Gliny zwa³owe, miejscami na piaskach i piaskach ¿wirowatych wodnolodowcowych, wystêpuj¹ powszechnie na powierzchni opisywanego obszaru. W obrêbie szlaku sandrowego Pradoliny Pomorskiej wystêpuj¹ pod najm³odszymi osadami wodnolodowcowymi a lokalnie zosta³y usuniête w wyniku erozyjnej dzia³alnoœci wód proglacjalnych. Mi¹¿szoœæ osadów lodowcowych na ogó³ nie przekracza 20 m, lokalnie przekracza 40 m, np. w rejonie Czarnej D¹brówki, Przybina i Cewic (prze- krój geologiczny A–B, mapa; przekrój geologiczny C–D, tabl. II).

22 W obrêbie glin zwa³owych lokalnie wystêpuj¹ soczewy osadów piaszczysto-¿wirowych o nie- pewnej genezie. Osady klastyczne mog³y byæ osadzane przez wody in- i subglacjalne a ich depozycja mog³a zachodziæ w trakcie krótkotrwa³ych epizodów erozyjnych lub te¿ mog¹ wskazywaæ na dwu- dzielnoœæ glin zwa³owych tj. na odrêbnoœæ fazy pomorskiej. Piaski, piaski ¿wirowate, rzadziej ¿wiry wœród glin zwa³owych, obecne s¹ w opisach archiwalnych profilów otworów hydrogeologicznych, choæ opisy te s¹ bardzo lakoniczne. Osady klastyczne o mi¹¿szoœci paru metrów stwierdzono w profilach otworów wiertniczych w rejonie Czarnej D¹brówki (otw. 50 i 51), Przybina (otw. 25), Krêpkowic (otw. 15 i 16) (przekrój geologiczny A–B, mapa; przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Osady glacjalne w profilu otworu badawczego 24 (Przybin) wystêpuj¹ na g³êbokoœci 2,8–23,5 m. W sp¹gu (6,0–23,5 m) s¹ to ¿wiry a w stropie (2,8–6,0 m) br¹zowe gliny mu³kowato-piaszczyste ze ¿wirami i g³azikami o œrednicy do 15 cm (fig. 1). ¯wiry wystêpuj¹ce w profilu tego otworu mog¹ po- chodziæ z lokalnego rozmycia glin zwa³owych. Wœród ¿wirów ze ska³ pó³nocnych dominuj¹ ska³y krystaliczne (oko³o 43,5%) i wapienie paleozoiczne (oko³o 45%) nad piaskowcami kwarcytowymi (3%), kwarcem (4,5%) i ska³ami lokalnymi, z pod³o¿a czwartorzêdu (trzeciorzêdowe piaskowce, mu³owce i konkrecje — oko³o 4%). Œrednie wspó³czynniki petrograficzne1, dla próbek pobranych z g³êbo- koœci 12,0–13,0 i 17,0–18,0 m, s¹ nastêpuj¹ce: O/K — 1,01; K/W — 1,08; A/B — 0,85. Gliny zwa³owe wystêpuj¹ce w stropie nie zawieraj¹ CaCO3 a w sk³adzie petrograficznym ¿wirów s¹ tylko ska³y krystaliczne (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Œrednie wartoœci wspó³czynników petrograficznych dla najm³odszych glin zwa³owych wystêpuj¹cych na obszarze wybranych najbli¿szych arkuszy SMGP przedstawia tabela 3. W otworze kartograficznym 37 (Kozy) na g³êbokoœci 2,0–4,6 m stwierdzono szare, ilaste gliny zwa³owe z pojedynczymi ¿wirami o œrednicy do 8 cm. W sk³adzie minera³ów ciê¿kich amfibole (27,3%) przewa¿aj¹ nad granatami (23,3%) i epidotem (15,3%). Udzia³ minera³ów odpornych wynosi

10%. Gliny te nie zawieraj¹ CaCO3 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Trudne, a nawet niemo¿liwe do uzasadnienia s¹ rozbie¿noœci pomiêdzy wspó³czynnikami petrograficznymi charakteryzuj¹cymi gliny zwa³owe z obszaru objêtego granicami arkusza Lêbork, a pozosta³ymi obszarami. Gliny zwa³owe na piaskach i piaskach ¿wirowatych tworz¹ w niewielkie wyst¹pienia, na wyso- czyŸnie, na po³udnie i wschód od Pogorzelic oraz w rejonie Oskowa (sondy rêczne, piaskownia — punkt dok. 19).

1 Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla ¿wirów o œrednicy 5–10 mm, uzyskanych z glin zwa³owych, charakteryzuj¹ zale¿noœci pomiêdzy ró¿nymi grupami ska³ skandynawskich, gdzie: O — ska³y osadowe, K — ska³y krystaliczne i kwarc, W — ska³y wêglanowe, A — ska³y nieodporne na niszczenie, B — ska³y odporne na niszczenie

23 Otw. 47 Otw. 24 Przybin 125,0 m n.p.m. 120,0 m n.p.m. 2 próbki Otw. 37 Kozy 100,0 m n.p.m.

123 456

78 910 11

1,01 1,08 0,85

Fig. 1. Zestawienie otworów badawczych dla SMGP (kartograficznych)

1 — ¿wiry, 2 — ¿wiry piaszczyste, 3 — piaski, 4 — piaski i ¿wiry, piaski ¿wirowate, 5 — piaski ilaste, 6 — mu³ki, 7 — mu³ki i i³y, mu³ki ilaste, 8 — i³y, 9 — gliny zwa³owe, 10 — wêgiel brunatny, 11 — wspó³czynniki petrograficzne glin zwa³owych (O/K–K/W–A/B); liczba oznacza g³êbokoœæ wystêpowania osadów w metrach; symbole jak na mapie geologicznej

Piaski i ¿wiry lodowcowe,miejscami na glinach zwa³owych, wystêpuj¹ w izolowanych p³atach na wysoczyznach morenowych, w pó³nocnej czêœci opisywanego obszaru (punkt dok. 4). S¹ to piaski ró¿noziarniste, miejscami py³owate lub i³owate, zazwyczaj z du¿¹ iloœci¹ ¿wirów, z pojedynczymi g³azami, ¿ó³toszare. Ich mi¹¿szoœæ przewa¿nie nie przekracza 2 m, i tylko lokalnie osi¹ga kilkanaœcie metrów (przekrój geologiczny C–D, tabl. II).

24 Tabela 3 Zestawienie œrednich wartoœci wspó³czynników petrograficznych glin zwa³owych

Lokalizacja otworu Wspó³czynniki petrograficzne Ark. SMGP 1:50 000 Stratygrafia wiertniczego O/K–K/W–A/B

Q B3 Czarna D¹brówka Przybin p4 1,01–1,08–0,85

Q B3 Sierakowice Kamienica Królewska p4 1,01–1,07–0,92

Q B3 Mirachowo p4 0,84–1,25–0,82 Kartuzy Q B3 Leobór p4 1,04–1,02–0,93 Q Chocielewko p4 1,09–0,89–1,05 Lêbork Q Bia³ogarda p4 1,28–0,90–1,04

Piaski i ¿wiry kemów s¹bardzo s³abo rozpoznane z powodu braku ods³oniêæ. Osady te wystêpuj¹ jedynie przy po³udniowej granicy badanego obszaru i dok³adniej zosta³y opisane w objaœnie- niach do arkusza Pomysk Wielki (Petelski, 1997). Mi¹¿szoœæ tych osadów zmienia siê od kilku do kil- kunastu metrów. Piaski tarasów kemowych wystêpuj¹ w rynnie Unieszynki. S¹ to piaski drobnoziarniste, ¿ó³te, zawieraj¹ce pojedyncze otoczaki oraz ¿wiry drobno- i œredniookruchowe (punkt dok. 7). Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe moren czo³owych znane s¹ z profilów sond rêcz- nych (punkty dok.: 3, 8, 9, 14, 22 i 23). S¹ to osady bezstrukturalne reprezentowane przez piaski ró¿noziarniste ¿ó³toszare, z soczewami ¿wirów o zmiennej granulacji oraz bez³adnie rozmieszczone w nich g³azy. Gliny zwa³owe wystêpuj¹ce w obrêbie pagórków moren czo³owych s¹ py³owate, w stropie s³abo spoiste, ¿ó³te, przechodz¹ce w gliny py³owate spoiste, br¹zowe. Mi¹¿szoœæ tych osadów nie jest rozpoznana, jednak z obserwacji terenowych wynika, ¿e mo¿e przekraczaæ kilkanaœcie metrów. Piaski i gliny zwa³owe akumulacji szczelinowej opisano w profilach sond rêcznych i mechanicznych oraz w niewielkim ods³oniêciu w Rokitach (punkty dok.: 10–12, 18, 24 i 25). Osady te wystêpuj¹ g³ównie w zachodniej czêœci opisywanego obszaru, gdzie towarzysz¹ rynnom sub- glacjalnym. S¹ to piaski drobnoziarniste, ¿ó³te z drobnymi przewarstwieniami piasków ró¿noziarnistych (sp³ywaj¹ce do szczelin z zamieraj¹cego l¹dolodu) oraz s³abo spoiste py³owate gliny z pojedynczymi g³azami o œrednicy do 50 cm. Mi¹¿szoœæ tych osadów w okolicy Rokit osi¹ga 24 m (przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Piaski i gliny wodnomorenowe o mi¹¿szoœci do 2 m, miejscami na glinach zwa³owych, wystêpuj¹ na powierzchni w pó³nocno-zachodniej czêœci opisywanego obszaru, pomiêdzy miejscowoœciami Skórowo–Wêgierskie, na granicy z arkuszem Lêbork (Morawski, 1988). Wiêksz¹ mi¹¿szoœæ, powy¿ej 2,5 m, osi¹gaj¹ w s¹siedztwie du¿ej formy szczelinowej, w okolicy miejscowoœci Kozy (punkt dok. 13), gdzie reprezentowane s¹ przez gliny py³owate br¹zowe, z drobnymi prze³awi-

25 ceniami piasków bardzo drobnoziarnistych oraz przez ¿ó³te piaski drobnoziarniste, py³owate, miejscami ze ¿wirami drobnookruchowymi. Mi¹¿szoœæ osadów wodnomorenowych osi¹ga parê metrów, zazwyczaj nie przekracza jednak 2 m (Morawski, 1991). Mu³ki i i³y zastoiskowe niewystêpuj¹ na powierzchni terenu. S¹ to mu³ki ilaste i i³y ¿ó³toszare, z przewarstwieniami piasków py³owatych. Opisane zosta³y w profilu otworu kartograficznego 47 (Czarna D¹brówka), gdzie wystêpuj¹ na g³êbokoœci 6,3–12,0 m. Jest to osad s³abo spoisty, z muskowitem, o niskiej zawartoœci CaCO3 (2,4–6,3%). W sk³adzie mineralnym dominuj¹ chloryty (93,7%) (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W stropie mu³ków wystêpuj¹ kilkunastocentymetrowej gruboœci gliny zwa³owe sp³ywowe ze ¿wirami. Badania petrograficzne tych ¿wirów (1 próbka) okreœli³y nastêpuj¹ce wartoœci wspó³czynników petrograficznych: O/K — 0,89; K/W — 1,21; A/B — 0,78 (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Bardzo zbli¿one wspó³czynniki petrograficzne (tab. 3) charakteryzuj¹ gliny zwa³owe z otworu w Leoborze (ark. Kartuzy). W profilu archiwalnego otworu hydrogeologicznego wykonanego w Cewicach (otw. 33) mu³ki i i³y wystêpuj¹ na g³êbokoœci od 26 do 38 m (przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe, le¿¹ce miejscami na glinach zwa³owych oraz mu³kach i i³ach zastoiskowych, zajmuj¹ bardzo du¿¹ powierzchniê, szczególnie w po³udniowej czêœci opisywanego obszaru, gdzie stanowi¹ czêœæ systemu szlaku sandrowego Pradoliny Pomorskiej (przekrój geologiczny C–D, tabl. II). S¹ widoczne w niewielkich ods³oniêciach oraz opisywane w licznych profilach otworów wiertniczych oraz w sondach rêcznych i mechanicznych (punkty dok.: 15–17, 21 i 29). Mi¹¿szoœæ tych osadów dochodzi do co najmniej 50 m. Ich wykszta³cenie litologiczne jest zmienne. S¹ to piaski drobno-, œrednio- i gruboziarniste oraz ¿wiry. W profilu otworu badawczego 24 (Przybin) s¹ to ¿ó³te i br¹zowe piaski ró¿noziarniste z pojedynczymi grubookruchowymi ¿wirami, bezwapniste, o mi¹¿szoœci 2,8 m. W sk³adzie minera³ów przezroczystych amfibole i granaty wystêpuj¹ w równo- wadze (Micha³owska, Mas³owska, 2002). W otworze kartograficznym 47 (Czarna D¹brówka) osady wodnolodowcowe o mi¹¿szoœci 6,3 m wykszta³cone s¹ jako ¿ó³toszare piaski gruboziarniste, z nie- wielk¹ iloœci¹ ¿wirów drobnookruchowych. W sk³adzie petrograficznym ¿wirów ska³y krystaliczne

(46,6%) nieznacznie przewa¿aj¹ nad wapieniami paleozoicznymi (41,3%). Zawartoœæ CaCO3 wynosi 4,6% (Micha³owska, Mas³owska, 2002). Opisywane osady wystêpuj¹ równie¿ w dnach, niejednokrotnie g³êbokich, zag³êbieñ bezodp³ywowych. Zdeponowany w nich zosta³ materia³ mineralny wytapiaj¹cy siê z bry³ martwego lodu, który nie ró¿ni siê od osadów sandrowych wystêpuj¹cych wy¿ej (Giriat, 1998). Taki uk³ad osadów wodnolodowcowych, sandrowych okreœlany jest jako zbiornikowy zespó³ litofacjalny zanikaj¹cego p³yniêcia wód roztopowych (Olszewski, Weckwerth, 1998). W obrêbie zag³êbieñ materia³ wodnolodowcowy mo¿e wystêpowaæ pod cienk¹ pokryw¹ piaszczystych osadów stokowych (oko³o 0,5 m) lub te¿ siê z nimi zazêbiaæ,

26 jednak stanowi on tam podstawowy osad, dlatego jego obecnoœæ wykazano na powierzchni terenu (punkt dok. 15). Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe tworz¹ cienk¹ pokrywê (mi¹¿szoœæ poni¿ej 2 m) na glinach zwa³owych wystêpuj¹cych na peryferiach wysoczyzn morenowych, w strefie kontaktowej osadów wodnolodowcowych i glin zwa³owych. Pod cienk¹ pokryw¹ osadów wodnolodowcowych mu³ki i i³y zastoiskowe wystêpuj¹ na wschód od Pogorzelic, przy granicy z arkuszem Lêbork (Morawski, 1988).

b. Czwartorzêd nierozdzielony

Piaski py³owate ze ¿wirami zwietrzelinowe (eluwialne) o mi¹¿szoœci kilkudziesiêciu centymetrów wystêpuj¹ w zwartej pokrywie os³aniaj¹cej gliny zwa³owe jedynie w rejonie Mikorowo–Przybin. S¹ to ¿ó³toszare piaski ró¿noziarniste z du¿¹ zawartoœci¹ frakcji pylastej i z licznymi ¿wirami. ¯wiry i piaski rezydualne le¿¹ na glinach zwa³owych oraz na piaskach i piaskach ¿wirowatych wodnolodowcowych. Niewielkie ich wyst¹pienia grupuj¹ siê w pó³nocnej czêœci obszaru arkusza, pomiêdzy Dar¿ewem a Dziechlinem. Wystêpuj¹ na peryferiach wysoczyznowych. Ich mi¹¿szoœæ rzadko siêga 1 m. Wykszta³cone s¹ jako ¿wiry, szaro¿ó³te piaski drobnoziarniste i py³owate oraz g³aziki. Piaski i ¿wiry sto¿ków nap³ywowych wystêpuj¹ jedynie w pó³nocnej czêœci arkusza na obrze¿ach doliny Pogorzeliczanki. Jest to strefa ujœcia bocznej doliny do Pradoliny £eby–Redy. S¹ to ¿ó³te piaski œrednioziarniste z pojedynczymi ¿wirami drobnookruchowymi, w sp¹gu zailone. Ich mi¹¿szoœæ stwierdzona w punkcie dokumentacyjnym 1 wynosi 3,7 m, ale mo¿e wynosiæ nawet kilkanaœcie metrów. Piaski i gliny deluwialne wystêpuj¹ miejscami na piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych, glinach zwa³owych oraz na piaskach i piaskach ¿wirowatych wodnolodowcowych. Wystêpo- wanie osadów stokowych (deluwialnych) wi¹¿e siê œciœle z morfologi¹ terenu a ich litologia odpowiada utworom znajduj¹cym siê w wy¿szych czêœciach stoku. Wystêpuj¹ na zboczach, u pod- nó¿y stoków i w dolinach, szczególnie tych w¹sko i g³êboko wciêtych, gdzie osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ. Du¿¹ mi¹¿szoœæ piasków deluwialnych — 4,6 m — stwierdzono w suchej dolinie na po³udniowy zachód od Bochowa (punkt dok. 27). S¹ to piaski br¹zowe œrednio- i gruboziarniste, zailone, z pojedynczymi ¿wirami, wystêpuj¹ce na skraju wysoczyzny, w otoczeniu osadów wodnolodowcowych i glin zwa³owych. Prawdopodobne s¹ wyst¹pienia osadów stokowych równie¿ w obrêbie sandrów, szczególnie w rejonach zag³êbieñ bezodp³ywowych, ograniczonych niekiedy stromymi krawêdziami. W trakcie prac kartograficznych identyfikacja osadów stokowych, w obrêbie osadów wodnolodowcowych, najczêœciej by³a niemo¿liwa. Trudnoœci z rozró¿nieniem piasków stokowych i wodnolodowco-

27 wych wynikaj¹ z identycznego wykszta³cenia litologicznego tych osadów (punkty dok. 15 i 16). Nie mo¿na wykluczyæ nawet mo¿liwoœci , ¿e bry³y martwego lodu konserwuj¹ce zag³êbienia, pozbawione by³y materia³u mineralnego.

c. Holocen

Piaski i ¿wiry rzeczne den dolinnych wystêpuj¹ przede wszystkim w dolinie Bukowiny i £upawy, w obrêbie tarasów zalewowych. Osad ten reprezentuj¹ ¿ó³toszare lub szare piaski o zmiennej granulacji, od drobnoziarnistych po gruboziarniste. Miejscami s¹ zailone i zawieraj¹ du¿¹ domieszkê ¿wirów. Lokalnie wystêpuj¹ pod cienk¹ pokryw¹ (0,5 m) namu³ów piaszczystych. Mi¹¿szoœæ piasków i ¿wirów, nie rozpoznana, mo¿e osi¹gaæ parê metrów. Piaski i mu³ki rzeczno-jeziorne doœæ powszechnie wystêpuj¹ na tarasach zalewowych rzek i cieków, szczególnie w odcinkach zawartych pomiêdzy s¹siaduj¹cymi torfowiskami (np. na po³udnie od Kozina). Piaski ró¿noziarniste szare, szaro¿ó³te lub zielonoszare s¹ zazwyczaj zailone, lokalnie przechodz¹ w mu³ki piaszczyste i zielone mu³ki lub te¿ wystêpuj¹ w prze³awiceniach z mu³kami. Miejscami w piaskach zawarta jest rozproszona substancja organiczna (torfy). Ich mi¹¿szoœæ siêga 2–3 m (punkt dok.: 5, 6 i 28). Piaski i mu³ki jeziorne wystêpuj¹ na pó³nocnych obrze¿ach Jeziora Rokity. S¹ to drobno- i bardzo drobnoziarniste zailone piaski z pojedynczymi drobnookruchowymi ¿wirami, ¿ó³to-zielonkawe. Ku sp¹gowi miejscami piaski przechodz¹ w s³abo zwiêz³e mu³ki piaszczyste. Rozpoznana mi¹¿szoœæ tego osadu wynosi 2,5 m (punkt dok. 26). W profilu otworu badawczego 37 (Kozy), po³o¿onego pomiêdzy Jeziorami Kozim i Mikorowo, wystêpuj¹ piaski o 2-metrowej mi¹¿szoœci, drobnoziarniste, br¹zowe. Nierozpoznane osady jeziorne wyœcielaj¹ dna obecnych na tym obszarze jezior. Gytie zosta³y rozpoznane w wierceniach dokumentuj¹cych wyst¹pienia torfu i wykonywa- nych w celu poszukiwañ kredy jeziornej. Osady te nie ods³aniaj¹ siê na powierzchni terenu. Gytie, naj- czêœciej wapienne, niekiedy ilaste, o mi¹¿szoœci 1–3 m, wystêpuj¹ pod torfami, na g³êbokoœci 3–4 m. Gytie maj¹ ró¿n¹ barwê; s¹ szare, be¿owe, szarozielone, brunatne. Najwiêksze wyst¹pienie gytii zosta³o udokumentowane na torfowisku, w dolinie £upawy, na po³udnie od Kozina; wystêpuj¹ równie¿ pod torfami w rejonie Maszewa i D¹bia, gdzie ich mi¹¿szoœæ przekracza lokalnie 7 m. Kreda jeziorna napowierzchni terenu wystêpuje jedynie w otoczeniu jeziora Brody (na po³udnie od Krêpkowic). Ich nierozpoznana mi¹¿szoœæ przekracza tam 2 m. Kreda jeziorna jasnoszara, szarozielona, wystêpuje najczêœciej pod torfami lub te¿ lokalnie pod gytiami, na g³êbokoœci 3–5 m. Piaski humusowe oraz namu³y torfiasto-piaszczyste den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych wystêpuj¹ na wysoczyznach, w niewielkich p³ytkich

28 zag³êbieniach o ró¿nej genezie. S¹ to osady piaszczyste, niekiedy zailone, z drobnymi przewarstwieniami torfów lub z rozproszon¹ substancj¹ organiczn¹, o mi¹¿szoœci 0,5–2,5 m. Torfy, miejscami na glinach zwa³owych, piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych oraz na piaskach i mu³kach rzeczno-jeziornych, stanowi¹ najpowszechniejszy, zajmuj¹cy najwiêksze powierzchnie osad holoceñski. Torfy s¹ obecne na wysoczyznach morenowych, sandrach i w dolinach rzecznych. Czêsto niewielkie torfowiska wystêpuj¹ na granicy glin zwa³owych i piasków wodnolodowcowych. Torfy s¹ w ró¿nym stopniu roz³o¿one, ich barwa zmienia siê od jasnobrunatnej do czarnej. Powierzchnia najwiêkszych torfowisk dochodzi do 1 km2, a mi¹¿szoœæ niekiedy przekracza 5 m.

B. TEKTONIKA I RZEBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU

Obszar badanego arkusza jest po³o¿ony w zachodniej czêœci syneklizy peryba³tyckiej. Prekam- bryjska platforma krystaliczna pochylona ku po³udniowi wystêpuje na rzêdnej oko³o 3500 m p.p.m. Pod³o¿e krystaliczne jest pociête dyslokacjami o przebiegu W–E i NW–SE. Zrzuty uskoków osi¹gaj¹ 50–100 m. Na krystalicznym pod³o¿u spoczywaj¹ ska³y osadowe starszego paleozoiku, a wy¿ej zalega osadowy kompleks permsko-mezozoiczny (Dadlez i in., 1976; Galon, 1972). Kompleks osadów permsko-mezozoicznych charakteryzuje siê licznymi lukami sedymentacyjnymi, a poszczególne warstwy s¹ u³o¿one niemal poziomo (Dadlez i in., 1976). Luki sedymentacyjne wskazuj¹ na okresowe wynu- rzanie (brak osadów), a okresowa ruchliwoœæ obszaru mo¿e byæ odbiciem orogenezy alpejskiej. Ruchy neotektoniczne i przemieszczanie siê osadów czwartorzêdu w wyniku ruchów glaciizostatycznych najprawdopodobniej wp³ynê³y na rozwój budowy geologicznej obszaru objêtego granicami arkusza Czarna D¹brówka, jakkolwiek nie ma na to, przynajmniej na omawianym obszarze, bezpo- œrednich dowodów. Stosunkowo niewielka liczba otworów wiertniczych siêgaj¹cych do pod³o¿a osadów czwarto- rzêdowych powoduje, ¿e przedstawion¹ w niniejszym opracowaniu rzeŸbê powierzchni podczwarto- rzêdowej nale¿y uznaæ za przybli¿on¹, hipotetyczn¹. Morfologiê podczwartorzêdowego pod³o¿a opracowano m.in. wykorzystuj¹c wyniki badañ elektrooporowych (Jagodziñska, 2001; J. Twarogowski — konsultacja). Wspomniane badania wykonano wzd³u¿ linii przekroju geologicznego A–B, popro- wadzonego w zachodniej czêœci opisywanego arkusza. Interpretacja wyników prac geofizycznych umo¿liwi³a dok³adniejsze przedstawienie ukszta³towania pod³o¿a podczwartorzêdowego w³aœnie w zachodniej czêœci obszaru arkusza. Prawdopodobnie morfologia pod³o¿a jest bardziej skomplikowana ni¿ j¹ przedstawiono na szkicu geologicznym odkrytym, sporz¹dzonym na podstawie istniej¹cych materia³ów geologicznych i geofizycznych (tabl. III). Wyniesione pod³o¿e mo¿e mieæ postaæ izolowanych bloków, fa³dów i ³usek osadów neogeñskich, których strop po³o¿ony jest na ró¿nych wysokoœciach.

29 Wysokoœæ po³o¿enia stropu miocenu zmienia siê od 87,4 m p.p.m. do 144,8 m n.p.m. Deniwelacja pod³o¿a, które tworz¹ osady miocenu, wynosi wiêc 232,2 m. Egzaracja, erozja, procesy glacitektoniczne i tektoniczne (?) mia³y decyduj¹cy wp³yw na ukszta³towanie powierzchni podczwartorzêdowej. Osady miocenu wystêpuj¹ce w profilach otworów kartograficznych 24 (Przybin) i 47 (Czarna D¹brówka), na wysokoœci 20–18 m n.p.m., nie wykazuj¹ zaburzeñ strukturalnych. Nie mo¿na jednak na tej podstawie z ca³¹ pewnoœci¹ s¹dziæ, i¿ jest to sedymentacyjno-erozyjna wysokoœæ po³o¿enia stropu osadów miocenu. Wysokie po³o¿enie stropu osadów mioceñskich, powy¿ej 100 m n.p.m., w nawi¹zaniu do obszarów s¹siednich arkuszy, wydaje siê byæ zwi¹zane z glacitektonicznym, a byæ mo¿e równie¿ z izostatycz- nym, wypiêtrzaniem. W zachodniej czêœci opisywanego obszaru, w morfologii pod³o¿a, zaznacza siê g³êboka rynna subglacjalna, która jest najprawdopodobniej wynikiem egzaracyjnej dzia³alnoœci l¹dolodów ze zlodo- waceñ po³udniowopolskich, a byæ mo¿e nawet ze zlodowacenia Narwi. W obrêbie tej rynny znajduje siê najni¿ej po³o¿ony strop powierzchni podczwartorzêdowej — 87,4 m p.p.m. Za egzaracyjn¹ genez¹ tej formy przemawia bardzo nierówna powierzchnia dna, pe³na progów i przeg³êbieñ (tabl. II, III). Rynna ta, ku po³udniowi przechodzi w „kopalne obni¿enie (dolinê?) w stropie osadów trzeciorzêdu” Jeziora Jasieñ, kontynuuj¹c¹ siê na obszarze arkusza Pomysk Wielki (Petelski, Florek 2004). Autorzy ci ³¹cz¹ powstanie g³êbokiego obni¿enia w powierzchni podczwartorzêdowej z okresem najstarszych zlodowaceñ tj. Narwi i Sanu 1, wskazuj¹c jednak¿e na ruchy izostatyczne wzd³u¿ starych stref usko- kowych i tektonik¹ zrêbow¹, jako genezê tego kopalnego obni¿enia w powierzchni miocenu. Na granicy arkuszy Czarna D¹brówka i Pomysk Wielki rynna Jeziora Jasieñ, wed³ug Petelskiego (1997) „kopalne obni¿enie (dolina?)”, osi¹ga szerokoœæ 7,7 km. Ku pó³nocy rynna wyp³yca siê i skrêca ku zachodowi a nastêpnie przez obszar objêty arkuszem £upawa (Zaleszkiewicz, 2003) biegnie dalej na pó³noc przez obszar arkusza G³ówczyce (Borówka, Rotnicki, 2000a,b). Przebieg tego g³êbokiego obni¿enia widocznego w powierzchni podczwartorzêdowej, jest w du¿ym stopniu zgodny z przebiegiem liniowych elementów strukturalnych przedstawianych na „Mapie liniowych elementów strukturalnych na podstawie analizy teledetekcyjno-geofizycznej” (Graniczny i in., 1995). Przebieg rynny Jeziora Jasieñ i jej pó³nocn¹ kontynuacjê, w rejonie po³o¿onym miêdzy Czarn¹ D¹brówk¹ a Rokitkami, a tak¿e w okolicy Podkomorzyc, zak³ócaj¹ doœæ rozleg³e strefy zaburzeñ glacitektonicznych. W rejonie Krêpkowic wystêpuje kolejna strefa zaburzeñ glacitektonicznych (przekrój geologiczny C–D, tabl. II). Strop osadów miocenu w wymienionych rejonach wystêpuje od- powiednio na wysokoœciach: 135,8–68,0–53,0 m n.p.m. Glacitektoniczne procesy wi¹¿e siê ze zlodowaceniami œrodkowopolskimi, przede wszystkim ze zlodowaceniem Warty (Galon, Roszkówna, 1967), jakkolwiek nie mo¿na powiedzieæ w jakich stadia³ach zachodzi³y te procesy. We wschodniej czêœci opisywanego obszaru, od Cewic po Rokity, w morfologii zaznacza siê sk³on rynny subglacjalnej, która po³udnikowo przebiega przez obszar arkusza Sierakowice (Prussak, 2000).

30 Pomiêdzy Krêpkowicami, na pó³nocy opisywanego obszaru, a Czarn¹ D¹brówk¹ i Rokitkami na po³udniu, powierzchnia podczwartorzêdowa stanowi plateau ograniczone izohips¹ 20 m n.p.m. Na podobnej wysokoœci jest po³o¿ony strop osadów miocenu nawiercony w otworach wiertniczych w Czarnej D¹brówce, Przybinie oraz Dar¿ewie. Jak ju¿ wczeœniej wspomniano osady miocenu, nawiercone w otworach badawczych, nie by³y zaburzone. Mo¿e to stanowiæ wskazówkê, i¿ po³o¿enie stropu osadów miocenu na tej wysokoœci, nie wskazuje na jego glacitektoniczne wypiêtrzenie. Przyjêcie tej hipotezy pozwala wnioskowaæ, i¿ deniwelacje stropu miocenu, widoczne na przekroju geologicznym A–B, s¹ zwi¹zane z procesami egzaracyjnymi lub/i erozyjnymi.

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Rozwój budowy geologicznej obszaru syneklizy peryba³tyckiej zosta³ przedstawiony w wielu pracach (m.in. Dadlez i in., 1976, 1998). Po ust¹pieniu morza górnokredowego a¿ po œrodkowy eocen panowa³y tu warunki l¹dowe a nastêp- nie po oligocen górny zmienne warunki sedymentacji morskiej. Limniczna, rzeczna i bagienna sedymentacja zachodzi³a nastêpnie w miocenie (tab. 4). Pliocen, w którym panowa³y warunki l¹dowe, nie jest tutaj udokumentowany osadami. W tym czasie mog³y powstaæ g³êbokie doliny rzeczne, zachodzi³y procesy erozji rzecznej i denudacji. Z okresu preglacja³u oraz najstarszego zlodowacenia nie zachowa³y siê prawdopodobnie ¿adne osady. Byæ mo¿e zachodzi³y tu wówczas jedynie procesy egzaracji, erozji rzecznej i denudacji. Nie stwierdzono równie¿ obecnoœci osadów interglacja³u augustowskiego. W tym czasie mog³y byæ deponowane osady w œrodowisku rzecznym i jeziornym. Odbywa³a siê erozja rzeczna w dolinach, a na wysoczyznach zachodzi³y procesy denudacyjne. Brak osadów najstarszego czwartorzêdu mo¿e œwiadczyæ o du¿ej sile niszcz¹cej (erozja, egzaracja) kolejnych l¹dolodów zlodowaceñ po³udniowopolskich i œrodkowopolskich. Podczas zlodowaceñ po³udniowopolskich (zlodowacenia Nidy i Sanu 1) egzaracja i erozja subglacjalna doprowadzi³y do powstania g³êbokich rynien i obni¿eñ w mioceñskim pod³o¿u, wype³nionych nastêpnie przez osady tych¿e zlodowaceñ, wodnolodowcowe a g³ównie zastoiskowe. Rynny subglacjalne o po³udnikowym przebiegu widoczne s¹, w mioceñskim pod³o¿u, w zachodniej i wschodniej czêœci opisywanego obszaru. Z okresu interglacja³u wielkiego nie zachowa³y siê osady, które mog³y byæ deponowane w œrodo- wisku rzecznym i jeziornym. Na pewno w tym czasie mia³a miejsce erozja rzeczna w dolinach i denudacja na wysoczyznach.

31 Tabela 4 TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia Utwory Procesy geologiczne (opis litologiczny) Piêtro System Oddzia³ Podpiêtro Torfy — Q th Akumulacja organiczna Piaski humusowe oraz namu³y torfiasto-piaszczy- Rozmywanie oraz akumulacja mineralno-organicz- ste den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych na, rzeczna i zbiornikowa — Q pnh h Kreda jeziorna — Q kj h Akumulacja biogeniczna i fizyko-chemiczna Gytie — Q gy h Akumulacja biogeniczna i mineralna Piaski i mu³ki jeziorne — li Q pm h Akumulacja jeziorna Holocen Piaski i mu³ki rzeczno-jeziorne — f-li Q pm h Akumulacja rzeczna, miejscami jeziorna Piaski i ¿wiry rzeczne den dolinnych — f Q p¿ h Akumulacja rzeczna Piaski i gliny deluwialne — d pg Q Denudacja na zboczach wysoczyzn i w dolinach Piaski i ¿wiry sto¿ków nap³ywowych — s Q p¿ Akumulacja rzeczna u wylotu dolin ¯wiry i piaski rezydualne — r Q Erozja — wyp³ukiwanie drobnych frakcji z glin ¿p zwa³owych Piaski py³owate ze ¿wirami zwietrzelinowe Denudacja na wysoczyznach (eluwialne) — z Q Wytapianie siê bry³ martwego lodu na obszarach p¿py sandrowych Erozja i akumulacja przez wody lodowcowe przed Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe — fg Q B3 p¿ p4 czo³em l¹dolodu w formie sandru na wysoczyznach, miejscami z udzia³em bry³ martwego lodu Mu³ki i i³y zastoiskowe — b Q B3 Akumulacja w zbiornikach zastoiskowych mi p4 Piaski i gliny wodnomorenowe — fgg Q B3 Akumulacja wodnolodowcowa, grawitacyjna, pg p4 przep³ukiwanie Piaski i gliny zwa³owe akumulacji szczelinowej Akumulacja grawitacyjna i przez wody roztopowe — gs Q B3 w szczelinach l¹dolodu pgzw p4 Piaski, ¿wiry i gliny zwa³owe moren czo³owych Postój czo³a l¹dolodu — akumulacja osadów u czo³a — gcQ B3 l¹dolodu. Oscylacje czo³a l¹dolodu(?) p¿ p4 Piaski tarasów kemowych — tk Q B3 Akumulacja miêdzy bry³ami martwych lodów p p4 w rynnach subglacjalnych Piaski i ¿wiry kemów — k Q B3 p¿ p4 Akumulacja w przetainach zamieraj¹cego l¹dolodu Akumulacja lodowcowa osadów zwa³owych wyta- Stadia³ górny Piaski i ¿wiry lodowcowe — g Q B3 pianych z lodu stagnuj¹cego. p¿ p4 Transgresja l¹dolodu — egzaracja lodowcowa i glacitektoniczne przemodelowanie pod³o¿a Gliny zwa³owe — g Q B3 Akumulacja lodowcowa osadów zwa³owych pod gzw p4 stop¹ l¹dolodu Zlodowacenie Wis³y Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe Erozja i akumulacja przez wody lodowcowe przed — fg Q B3 czo³em l¹dolodu pp¿ p4

Zlodowacenia pó³nocnopolskie Erozja i akumulacja (?) Stadia³ œrodkowy

C zwartorzêd Erozja i akumulacja (?) Stadia³ dolny Interglacja³ Piaski i ¿wiry rzeczne — f Q p¿ p34– Erozja i akumulacja rzeczna P lejstocen eemski Mu³ki i i³y zastoiskowe — b Q W mi p3 Akumulacja zastoiskowa w rozleg³ych zbiornikach Zlodowacenia Piaski wodnolodowcowe — fg Q W Erozja i akumulacja przez wody lodowcowe przed œrodkowopolskie p2 p3 czo³em l¹dolodu Warty b W

Zlodowacenie Mu³ki zastoiskowe — Q m p3 Akumulacja zastoiskowa w rozleg³ych zbiornikach

32 cd. tabeli 4

Transgresja l¹dolodu — egzaracja lodowcowa i gla- Gliny zwa³owe — g Q W citektoniczne przemodelowanie pod³o¿a. gzw p3 Akumulacja lodowcowa osadów zwa³owych pod stop¹ l¹dolodu Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe Erozja i akumulacja przez wody lodowcowe przed Warty fg W czo³em l¹dolodu Zlodowacenie — Q pp¿ p3 Erozja Transgresja l¹dolodu — egzaracja lodowcowa i gla- Gliny zwa³owe — g QO citektoniczne przemodelowanie pod³o¿a. gzw p3 Akumulacja lodowcowa osadów zwa³owych pod

Odry stop¹ l¹dolodu Zlodowacenia œrodkowopolskie

Zlodowacenie Erozja Erozja rzeczna w dolinach Interglacja³ Akumulacja rzeczna i jeziorna (?) wielki Denudacja na wysoczyznach

Mu³ki i i³y zastoiskowe — b QS Akumulacja zastoiskowa w p³ytkich zbiornikach mi p2 Erozja i akumulacja zastoiskowa w g³êbokich ryn- Piaski ilaste zastoiskowe — b Q S pi p2 nach subglacjalnych

Piaski i piaski ¿wirowate wodnolodowcowe Erozja i akumulacja przez wody lodowcowe przed fg S czo³em l¹dolodu

Zlodowacenie Sanu 1 — Q pp¿ p2

Piaski wodnolodowcowe — fg Q N Egzaracja i akumulacja przez wody lodowcowe p p2 przed czo³em l¹dolodu Nidy Zlodowacenia po³udniowopolskie Zlodowacenie Erozja rzeczna w dolinach i denudacja na Interglacja³ wysoczyznach Plejs toce n augustowski Akumulacja rzeczna i jeziorna (?) Erozja rzeczna i denudacja Czwartorzêd

Zlodowacenia Egzaracja, erozja rzeczna i denudacja najstarsze Narwi Zlodowacenie Plejstocen Egzaracja, erozja rzeczna i denudacja dolny

Erozja rzeczna i denudacja Pliocen Neogen Piaski, mu³ki i wêgiel brunatny — M Akumulacja w œrodowisku limnicznym, rzecznym pm i bagiennym Miocen

L¹dolód zlodowacenia Odry zaznaczy³ sw¹ obecnoœæ jednokrotn¹ depozycj¹ glacjaln¹. W czasie tego zlodowacenia, a tak¿e po jego ust¹pieniu zachodzi³y procesy erozyjne, które w zachodniej czêœci opisywanego obszaru doprowadzi³y do usuniêcia osadów glacjalnych. Depozycja osadów zlodowacenia Warty by³a poprzedzona erozyjn¹ i akumulacyjn¹ dzia³alnoœci¹ wód proglacjalnych. Zlodowacenie to zapisa³o sw¹ obecnoœæ sedymentacj¹ glacjaln¹, wodnolodowcow¹ i zastoiskow¹. Recesja l¹dolodu zaznaczy³a siê erozj¹ wywo³an¹ wodami roztopowymi oraz akumulacj¹ zastoiskow¹ i wodnolodowcow¹. Z okresem zlodowacenia Warty nale¿y wi¹zaæ powstawanie strefy najwy¿szych wzniesieñ tzw. garbu pojeziernego (Galon, Roszkówna, 1967; Jurys, 1996). Ruch l¹dolodu, w czasie jego nasuniêcia i recesji, zachodzi³ z dynamik¹ umo¿liwiaj¹c¹ spiêtrzanie starszych

33 osadów, czego œwiadectwem mo¿e byæ glacitektonika poznana równie¿ w okolicy Sierakowic (Prussak, 2000). Ze zlodowaceniem Warty wi¹¿e siê glacitektonicze spiêtrzenia osadów tego wieku, jak równie¿ osadów glacjalnych ze zlodowacenia Odry i miocenu, widoczne szczególnie w po³udniowej i wschodniej czêœci opisywanego obszaru. Deformacje glacitektonicze obejmuj¹ce osady starsze i zdeponowane w czasie zlodowacenia, które doprowadzi³o do powstania zaburzeñ glacitektonicznych, nawi¹zuj¹ do pojêcia jednostki kinetostratygraficznej A. Berthelsena (patrz Lindner, 1992). Mo¿e to byæ zwi¹zane z oscylacj¹ czo³a l¹dolodu i/lub z dwukrotnym zlodzeniem obszaru w czasie zlodowacenia Warty, przy czym ewentualny drugi l¹dolód tego zlodowacenia, nie potwierdzi³ swojej obecnoœci od³o¿eniem glin zwa³owych. Nie mo¿na wykluczyæ, ¿e wypiêtrzenia osadów bezpoœredniego pod³o¿a czwartorzêdu mia³y miejsce w strefach tektonicznych istniej¹cych g³êbiej, w starszym pod³o¿u. Przyczyn¹ tego wy- piêtrzenia mog³y byæ ruchy izostatyczne zachodz¹ce w tych rejonach po ust¹pieniu l¹dolodów ze zlodo- waceñ œrodkowopolskich. Interglacja³ eemski zapisa³ siê tu przede wszystkim procesami erozji rzecznej i denudacji oraz hipotetyczn¹ depozycj¹ osadów w œrodowisku rzecznym. W czasie stadia³ów dolnego i œrodkowego zlodowacenia Wis³y opisywany obszar prawdopodobnie nie zosta³ objêty l¹dolodem. W tym czasie zachodzi³a tu erozja rzeczna i denudacja. Brak, na tym obszarze, jakichkolwiek informacji geologicznych o okresach interstadialnych ostatniego zlodowacenia. Ostatnie nasuniêcie l¹dolodu w czasie stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y rozpoczyna erozyjna dzia³alnoœæ wód proglacjalnych, która niszczy i lokalnie usuwa starsze osady. Procesy egzaracyjne i glacitektoniczne równie¿ mia³y miejsce podczas najm³odszego zlodowacenia. Zwi¹zane by³y z trans- gresj¹ l¹dolodu oraz z lokalnymi oscylacjami jego czo³a. Œwiadcz¹ o tym m.in. zaburzenia starszych osadów zastoiskowych. Nie mo¿na wykluczyæ ani potwierdziæ znacz¹cego udzia³u tego zlodowacenia w intensywnych procesach glacitektonicznych, siêgaj¹cych a¿ do podczwartorzêdowego pod³o¿a. Glacitektoniczne zaburzenia uk³adu poszczególnych poziomów litologiczno-stratygraficznych znajduj¹ potwierdzenie w wynikach badañ elektrooporowych (Jagodziñska, 2001; J. Twarogowski — konsultacja). Sedymentacja zastoiskowa i nastêpnie wodnolodowcowa poprzedza³a wkroczenie l¹dolodu stadia³u górnego a akumulacja lodowcowa zachodzi³a na ca³ym opisywanym obszarze. Widoczna miejscami dwudzielnoœæ osadów lodowcowych mo¿e wskazywaæ na odrêbnoœæ faz poznañsko-leszczyñskiej i pomorskiej lub na lokalne oscylacje l¹dolodu, które to mog¹ byæ przyczyn¹ lokalnych bardzo du¿ych mi¹¿szoœci glin zwa³owych. Miejsca postoju cofaj¹cego siê czo³a l¹dolodu wyznaczaj¹ moreny czo³owe.

34 W zamieraj¹cym, jak i ju¿ martwym l¹dolodzie, tworzy³y siê szczeliny, w których lokalnie zachodzi³a sedymentacja, w ró¿norodnych i zmiennych warunkach grawitacyjnych i wodnolodowcowych. Znamiennym faktem jest usytuowanie form szczelinowych wzd³u¿ krawêdzi rynien subglacjalnych i wzd³u¿ glacitektonicznego wypiêtrzenia starszych osadów. W czasie deglacjacji, w warunkach wodnolodowcowych, lokalnie deponowane by³y równie¿ osady na sk³onach rynien subglacjalnych, które by³y konserwowane martwym lodem. W niewielkich zbiornikach, przed czo³em wycofuj¹cego siê l¹dolodu, zachodzi³a sedymentacja zastoiskowa. Ostatecznie recesja l¹dolodu zapisa³a siê erozyjn¹ i akumulacyjn¹ dzia³alnoœci¹ wód roztopowych. Wody roztopowe, wyp³ywaj¹ce z lodolodu wycofuj¹cego siê ku pó³nocy, p³ynê³y wzd³u¿ jego czo³a ze wschodu na zachód. Wynikiem erozyjnej dzia³alnoœci wód roztopowych by³o m.in. lokalne zniszczenia (sp³aszczenie powierzchni) niektórych form wypuk³ych oraz miejscowe usuniêcie osadów zastoiskowych i glacjalnych najm³odszego zlodowacenia. Kolejne fazy erozyjnego wcinania siê wód roztopowych w poziomy akumulacyjne doprowadzi³y do tego, ¿e najstarsze z nich wystêpuj¹ w formie ostañców, a zró¿nicowanie hipsometryczne powierzchni sandrowych jest du¿e. Miejscami pagórkowata powierzchnia sandrowa wskazuje, ¿e sandry w tych rejonach tworzy³y siê na powierzchni l¹dolodu lub/i urozmaicona rzeŸba mo¿e mieæ zwi¹zek z wytapianiem siê martwych lodów (Wiœniewski, Karczew- ski, 1978). Wytapianie siê martwych lodów w obrêbie sandrów wed³ug Giriat (1998) „...trwa³o w czasie wygasaj¹cych odp³ywów sandrowych i wycofywania siê l¹dolodu...”. Wspomniana autorka opisuje, i¿ w niektórych zag³êbieniach bezodp³ywowych w obrêbie sandrów, osady wytapiaj¹ce siê z martwych lodów sw¹ pozycj¹ i tekstur¹ nawi¹zuj¹ do otaczaj¹cych je osadów sandrowych. Ten fakt œwiadczy o dalszej aktywnoœci wód fluwioglacjalnych i zape³nianiu obni¿eñ materia³em wodnolo- dowcowym, które okreœla siê mianem zbiornikowych zespo³ów litofacjalnych zanikaj¹cego p³yniêcia wód roztopowych (Olszewski, Weckwerth, 1998). Usypane poziomy sandrowe Pradoliny Pomorskiej, w czêœci po³udniowej opisywanego obszaru, skutecznie zamaskowa³y starsz¹ morfologiê. Na przedpolu ustêpuj¹cego l¹dolodu, szczególnie na wysoczyznach i ich zboczach oraz w rynnach subglacjalnych zachodzi³a erozja, denudacja a nastêpnie sedymentacja. Po ust¹pieniu l¹dolodu w zag³êbieniach terenowych, na powierzchni wysoczyzn, sandrówiwryn- nach subglacjalnych, wytapia³y siê bry³y martwych lodów. Proces wytapiania siê trwa³ od póŸnego glacja³u po atlantyckie optimum klimatyczne (Galon, 1972; Go³êbiewski, 1976; Sylwestrzak, 1973). W tym czasie tworzy³y siê zag³êbienia bezodp³ywowe, powsta³y jeziora wytopiskowe oraz formowa³a siê sieæ hydrograficzna wykorzystuj¹ca i przekszta³caj¹ca rynny subglacjalne i tworz¹ca doliny rzeczne. Powstaj¹cy system odwodnienia, bardzo zbli¿ony do dzisiejszego, formowa³ siê pod wp³ywem wód ekstraglacjalnych (opadowych) i roztopowych. U wylotu rynien subglacjalnych, lokalnie zachodzi³a sedymentacja rzeczna. Na zboczach wysoczyzn tworzy³y siê liczne rozciêcia erozyjne.

35 Procesy erozyjne, denudacyjne i akumulacyjne zachodz¹ równie¿ przez ca³y holocen. W tym czasie uformowa³y siê tarasy zalewowe rzek. Sedymentacja w œrodowisku rzecznym, miejscami rzeczno-jeziornym, odbywa siê w dolinach i w dnach rynien subglacjalnych. Akumulacja w warunkach jeziornych (mineralna, fizyko-chemiczna i biogeniczna) zachodzi w jeziorach i wiêkszych zag³êbieniach wytopiskowych. Niektóre z zag³êbieñ bezodp³ywowych oraz dna dolin i rynien subglacjalnych wype³niaj¹ siê osadami w wyniku procesów zmywania, wyp³ukiwania i przemieszczania osadów z najbli¿szego otoczenia. W niektórych wiêkszych zag³êbieniach po martwym lodzie zachodzi akumulacja bagienna, która ma równie¿ miejsce w obrêbie tarasów zalewowych rzek.

IV. PODSUMOWANIE

Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000 arkusz Czarna D¹brówka jest pierwszym kompleksowym opracowaniem geologicznym tego obszaru. Wykonane tu prace kartograficzne, dokumentacyjne, wiertnicze i geofizyczne, jak równie¿ badania laboratoryjne pozwoli³y na lepsze po- znanie profilu litologiczno-stratygraficznego i rozwoju budowy geologicznej obszaru badañ. W wyniku przeprowadzonych prac przedstawiono nowy obraz ukszta³towania powierzchni podczwartorzêdowej oraz nowy profil litologiczno-stratygraficzny obszaru badañ. 1. Ustalono, ¿e powierzchnia podczwartorzêdowa, któr¹ tworz¹ osady miocenu, formowa³a siê od preglacja³u po zlodowacenia po³udniowopolskie oraz znacz¹co by³a przekszta³cana w czasie zlo- dowaceñ œrodkowopolskich. 2. Udokumentowano istnienie, w zachodniej czêœci obszaru badañ, g³êbokiego (powy¿ej 180 m) rozciêcia w pod³o¿u czwartorzêdu — rynny subglacjalnej wype³nionej osadami zastoiskowymi ze zlodowaceñ po³udniowopolskich. 3. Udokumentowano obecnoœæ trzech poziomów glin zwa³owych, w tym: dwóch ze zlodowaceñ œrodkowopolskich (zlodowacenia Odry i Warty) i jednego ze zlodowaceñ pó³nocnopolskich (stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y). 4. Stwierdzono obecnoœæ zaburzeñ glacitektonicznych, które siêgaj¹ do podczwartorzêdowego pod³o¿a. Zaburzenia glacitektoniczne ³¹czy siê z dzia³alnoœci¹ l¹dolodu zlodowacenia Warty. 5. Ustalono, ¿e morfologiê powierzchni podczwartorzêdowej w czasie zlodowaceñ najstarszych kszta³towa³y procesy egzaracyjno-erozyjne, a w czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich procesy glacitektoniczne. 6. Uznano, ¿e ruchy izostatyczne i neotektoniczne mog³y mieæ udzia³ w kszta³towaniu morfologii terenu; poœrednim dowodem mo¿e byæ nag³a zmiana biegu £upawy w strefie spiêtrzonego pod³o¿a czwartorzêdu.

36 Pomimo wszystkich wykonanych badañ i analizy dostêpnych archiwalnych materia³ów geologicznych odczuwa siê niedostatek rozpoznania geologicznego w zakresie: — wp³ywu tektoniki g³êbszego pod³o¿a, glacitektoniki i ruchów glaciizostatycznych na rzeŸbê powierzchni podczwartorzêdowej i wspó³czesnej (ma³a liczba otworów przewiercaj¹cych ca³¹ mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdu); — stratygrafii plejstocenu (brak udokumentowanych palinologicznie osadów interglacjalnych lub interstadialnych).

Zak³ad Kartografii Geologicznej Pañstwowego Instytutu Geologicznego w Warszawie Gdañsk, 2005 r.

LITERATURA

Atlas jezior Polski,1997 — Jeziora zlewni rzek Przymorza i dorzecza dolnej Wis³y. J. Jañczak (red. ). IMGW. Wyd. Nauk. PWN, Poznañ. Augustowski B.,1964 — Rola wód fluwioglacjalnych w rozwoju rzeŸby Pobrze¿a Kaszubskiego. Czas. Geogr., 35,2. Augustowski B., Sylwestrzak J., 1973 — Z morfogenezy centralnej czêœci Pojezierza Kaszubskiego. Prz. Geogr., 45,1. Borówka R. K., Rotnicki K., 2000a — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. G³ówczyce (11). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Borówka R. K., Rotnicki K., 2000b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. G³ówczyce (11). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Bûlow K., 1927 — Die Rolle der Toteisbildung beim letzten Eisrûckzug in Norddeutschland. Z. Dtsch. Geol. Ges., Bd. 79. Bûlow K., 1932 — Randlangen und Rûckzug des letzten Eises in Hinterpommern. Z. Dtsch. Geol. Ges., Bd. 84. Dadlez R., Dayczak-Calikowska J., Dembowska J., Jaskowiak-Schoeneichowa M., Marek S., Szyperko - Œliwczyñska A., Wagner R., 1976 — Pokrywa permsko-mezozoiczna w zachodniej czêœci syneklizy peryba³tyckiej. Biul. Inst. Geol., 270. Dadlez R., Iwanow A., Leszczyñski K., Marek S., 1998—Mapa tektoniczna kompleksu cechsztyñsko– –mezozoicznego na Ni¿u Polskim. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Galon R., 1968 — Przebieg deglacjacji na obszarze Peribaltikum. W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. i Przestrz. Zagosp. PAN, 74. Galon R. (red.), 1972 — Ni¿ Polski. W: Geomorfologia Polski, 2. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Galon R., 1981 — Zagadnienie serii glacjalnej na przyk³adzie plejstocenu nad doln¹ Wis³¹ i doln¹ Drwêc¹. Biul. Inst. Geol., 321. Galon R., Roszkówna L., 1967 — Zasiêgi zlodowaceñ skandynawskich i ich stadiów recesyjnych na obszarze Polski. W: Czwartorzêd Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa.

37 Giriat D., 1998—Struktury deformacyjne i osady wype³niaj¹ce wytopiska na sandrze „ostródzkim”, na terenie Pojezierza Mazurskiego. W: Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzêdowych i ich wartoœæ interpretacyjna. Uniw. Warszawski. Go³êbiewski R., 1976 — Osady denne jezior Raduñskich. Gdañ. Tow. Nauk., Gdañsk. Grabowska I., Wa¿yñska H., 1997 — Badania palinologiczne i fitoplanktonowe osadów trzeciorzêdowych z Pobrze¿a Gdañskiego i Ba³tyku. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 375. Graniczny M., Doktór S., Kucharski R., 1995 — Mapa liniowych elementów strukturalnych Polski na podstawie analizy teledetekcyjno-geofizycznej 1:200 000, ark. S³upsk. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Jagodziñska B., 2001 — Dokumentacja badañ geoeelektrycznych, temat — ark.Czarna D¹brówka (23). „Geoserwis” Warszawa. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Jurys L., 1996 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Stê¿yca (52). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Kaczmarek M., 1973 — O wystêpowaniu „poziomów wysoczyznowych” na obszarze pó³nocno-wschodniego sk³onu Pojezierza i Pobrze¿a Kaszubskiego. Prz. Geogr., 45,3. Karczewski A., 1989 — Uk³ad przestrzenny morenowych poziomów wysoczyznowych pó³nocnego sk³onu Pomorza jako rezultat zró¿nicowanej deglacjacji. Bad. fizjog. nad Polsk¹ Zach., 38. Keilhack K., 1898 — Die Stillstandslagen des letzten Inlandeises und die hydrographische Entwickelung des po- mmerschen Küstengebiete. Jb. Preuss. Geol. Landesanst, Bd. 19. Keilhack K., 1901 — Geologisch–morphologische Übersichtskarte der Provinz Pommern. Königl. Preuss. Lande- sanstalt und Bergakademie, 1:500 000. Berlin. Kondracki J., 2002 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. Kosmowska-Ceranowicz B., 1987—Charakterystyka mineralogiczno-petrograficzna bursztynonoœnych osadów eocenu w okolicach Ch³apowa oraz osadów paleogenu pó³nocnej Polski. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 356. Lindner L. (red.), 1992 — Czwartorzêd. Osady, metody badañ, stratygrafia. Wyd. PAE, Warszawa. Majdanowski S., 1948 — Rozmieszczenie, gêstoœæ i kierunek rynien jeziornych na Ni¿u Polskim. Prz. Geogr., 21. Makowska A., Noryœkiewicz B., Jurys L., 1996 — Mazovian Interglacial at Cz¹stkowo near Stê¿yca — the first site in Pomeranian. Geol. Quart., 40, 2. Micha³owska M., Mas³owska M., 2002 — Opracowanie specjalne: Badania litologiczno-stratygraficzne osadów czwartorzêdowych — ark. Czarna D¹brówka (23). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Mojski J. E., 1968—Zarys stratygrafii zlodowacenia pó³nocnopolskiego (ba³tyckiego) w pó³nocnej i œrodkowej czêœci Polski. W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. i Przestrz. Zagosp. PAN, 74. Mojski J. E., Sylwestrzak J., 1978a — Mapa geologiczna Polski 1 :200 000, ark. S³upsk, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa. Mojski J. E., Sylwestrzak J.,1978b — Objaœnienia do Mapy geologicznej Polski 1 :200 000, ark. S³upsk. Inst. Geol., Warszawa. Mojski J. E., Pazdro Z., 1979 — Mapa geologiczna Polski 1 :200 000, ark. S³upsk, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa. Mojski J. E., 1984 — Budowa geologiczna. W: Pobrze¿e Pomorskie (red. B. Augustowski). Ossolineum. Morawski W., 1988—Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lêbork (12). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Morawski W., 1990 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lêbork (12). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

38 Morawski W., 1991 — Sedymentacja osadów wodnomorenowych w kolejnych etapach deglacjacji zachodniej czêœci Wysoczyzny Lêborskiej. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ. Oko³owicz W., 1956—Morfogeneza wschodniej czêœci Pojezierza Pomorskiego. W: Z badañ czwartorzêdu w Polsce. Biul. Inst. Geol., 100. Olszewski A., Weckwerth P., 1998 — Zaburzenia glacjotektoniczne osadów glacjofluwialnych sto¿ków proglacjalnych na przedpolu lodowca Tungnaár (Islandia). W: Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzêdowych i ich wartoœæ interpretacyjna. Mycielska-Dowgia³³o E. (red.). Uniw. Warszawski. Petelski K.,1997 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Pomysk Wielki (51). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Petelski K., Florek W., 2004 — Morfogeneza rynny Jeziora Jasieñ w kenozoiku. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych. Wyd. Nauk. UAM, Poznañ. Pikies R., Prussak W., Zaleszkiewicz L., 2002 — Sandry wschodniego i œrodkowego odcinka Pradoliny Pomorskiej. W: Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. IX Konferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Borne-Sulinowo. Pikies R., Prussak W., Zaleszkiewicz L., 2005 —Wschodni odcinek Pradoliny Pomorskiej jako wynik kszta³towania siê odp³ywu wód roztopowych l¹dolodu fazy pomorskiej w rejonie Pomorza Gdañskiego. Arch. Oddz. Geol. Morza Pañstw. Inst. Geol., Gdañsk. Piwocki M., Olkowicz-Paprocka I., 1987—Litostratygrafia paleogenu, perspektywy i metodyka poszukiwañ bursztynu w pó³nocnej Polsce. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 356. Prussak W., 2000 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark.Sierakowice (24). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. Prussak W., G³owniak J., 2003 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark.Kartuzy (25). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. [dokument elektroniczny] Roszko L., 1968 — Recesja ostatniego l¹dolodu z terenu Polski. W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. i Przestrz. Zagosp. PAN, 74. Rühle E., 1968 — Pod³o¿e czwartorzêdu i jego wp³yw na rozmieszczenie i charakter osadów zlodowacenia pó³nocnopolskiego (ba³tyckiego). W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. Pr. Geogr. Inst. Geogr. i Przestrz. Za- gosp. PAN, 74. Schneider O., 1926 — Ûberblick ûber den geologischen Bau Pommers. Das Pommersche Heimatbuch. Berlin. Sylwestrzak J., 1973—Rozwój sieci dolinnej na tle recesji l¹dolodu w pó³nocno-wschodniej czêœci Pomorza (praca habilitacyjna). U.G., Gdañsk. Sylwestrzak J., 1978 — Rozwój sieci dolinnej na Pomorzu pod koniec plejstocenu. Ossolineum., Gdañsk. Wiœniewski E., Karczewski A., 1978 — O rzeŸbie sandrów utworzonych na lodzie. Prz. Geogr., 50,2. Wyrzykowski T., 1990 — Opracowanie map gradientów prêdkoœci wspó³czesnych pionowych ruchów powierzchni skorupy ziemskiej na obszarze Polski. Pr. Inst. Geod., 1–2. Zaborski B., 1933 — Zarys morfologii pó³nocnych Kaszub. Inst. Ba³t., Toruñ. Zaleszkiewicz L., 2003 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. £upawa (22). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

39 17o 30’ 17o 45’ Tablica I o o 54 54 Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Pogorzelice 30’ 30’ Ark. Czarna Dąbrówka (23) Darżewo

Pogorzeliczanka SZKIC GEOMORFOLOGICZNY

Skala 1:100 000

Maszewo Formy lodowcowe Formy rzeczne

Wysoczyzna morenowa płaska Dna dolin rzecznych

J. Wysoczyzna morenowa falista Krawędzie wysoczyzny Warcimino nka UnieszynoUnieszy Unieszynko Moreny czołowe akumulacyjne Dolinki w ogólności, nierozdzielone

Formy wodnolodowcowe Formy denudacyjne Cewice

Równiny sandrowe i wodnolodowcowe z zaznaczonymi Równiny denudacyjne (linią przerywaną) poziomami sandrowymi

Formy akumulacji szczelinowej Ostańce erozyjne

Kotuszewo Mikorowo Kemy Stożki napływowe

Tarasy kemowe Długie stoki

J. Formy utworzone przez roślinność Bukowina Rynny subglacjalne

J. Kozy Oskowo Doliny wód roztopowych Równiny torfowe Karwno Równiny erozyjne wód roztopowych J.

Jez. Kozińskie J. Zagłębienia powstałe po martwym lodzie 170 Wysokość powierzchni form w m n.p.m. Kozin

Łupawa Opracował: R. PIKIES

J. CZARNA DĄBRÓWKA Bochówko

Rokity o 54o Kleszczyniec 54 20’ 20’ 17o 30’ 17o 45’

Copyright by Ministerstwo Środowiska 012345km and Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2007 Tablica II Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Ark. Czarna Dąbrówka (23)

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY C–D

C D S N

Rokity Rokitki Bochówko Oskowo Cewice Łabędzin-Karwica Krępkowice Dziechlino

Otw. 56 Otw. 55 Otw. 43 Otw. 39 Otw. 33 Otw. 29 Otw. 16 Otw. 4 m n.p.m. Otw. 15 m n.p.m. 200 200 190 190 180 180

11 Jezioro 170 170 1 160 19 160 14 2 2 150 5 Bukowina 150 11

140 Dolina Jadwigi 140 1 11 130 20 1 130 19 1 120 12 19 120 110 18 110

Unieszynka 25 1 Unieszynka

Sitnica 11 100 11 100 2 11 2 18 20 2 14 90 11 19 19 90 27 32 2 2 19 80 19 80 23 70 70 60 27 20 60 26 25 50 50 28-30 ? 40 32 40 30 30 21 27 27 20 28-30 ? 20 10 10 0 32 0 32 -10 -10 32 -20 -20

-30 0 123km -30 -40 -40 -50 -50

g B3 fg W 1— tQh 18 — pżQp4 26 — ppżQp3 ZNAKI PETROGRAFICZNE: g B3 g O 2— pnh Qh 19 — gzw Qp4 27 — gzwQp3 Żwiry Mułki ilaste; mułki i iły

f-li fg B3 b S Piaski i żwiry; żwiry piaszczyste; 5— pmQh 20 — ppżQp4 28 — miQp2 Iły piaski żwirowate fg B3 f b S 11 — pżQp4 21 — pżQp3-4 29 — pi Qp2 Piaski Gliny zwałowe b B3 fg W fg S 12 — miQp4 23 — pQp3 30 — ppżQp2 Piaski ilaste Torfy gs B3 g W 14 — pgzwQp4 25 — gzwQp3 32 — pmM Mułki Namuły

Uwaga:pozosta ł e ob jaś nienia jak namapie geologicznej

Opracował: W. PRUSSAK

Copyright by Ministerstwo Środowiska and Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2007 17o 30’ B D 17o 45’ Tablica III 54o 54o Pogorzeliczanka Dziechlino Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 30’ 30’ Ark. Czarna Dąbrówka (23)

Pogorzeliczanka SZKIC GEOLOGICZNY ODKRYTY

Skala 1:100 000

NEOGEN MIOCEN M Piaski, mułki i węgiel brunatny Żychlin Krępkowice

J. 30 Izohipsy stropu utworów podczwartorzędowych w m n.p.m.

Krawędzie rynien subglacjalnych

Okalica Krawędzie strefy zaburzeń glacitektonicznych Cewice 2 Wybrane otwory wiertnicze z numeracją według mapy geologicznej z wysokością stropu utworów mioceńskich lub rzędną zakończenia 12,0 otworu w osadach czwartorzędowych, w m n.p.m.

B A Linia przekroju geologicznego na mapie geologicznej

Mikorowo D C Linia przekroju geologicznego załączonego w tekście

Opracował: W. PRUSSAK

J. Karwno

Bukowina J.

Podkomorzyce J.

CZARNA DĄBRÓWKA

Rokity 54o 54o Kleszczyniec 20’ 20’ 17o 30’ A C 17o 45’

Copyright by Ministerstwo Środowiska 012345km and Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2007 17o 30’ 17o 45’ Tablica I o o 54 54 Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000 Pogorzelice 30’ 30’ Ark. Czarna Dąbrówka (23) Darżewo

Pogorzeliczanka SZKIC GEOMORFOLOGICZNY

Skala 1:100 000

Maszewo Formy lodowcowe Formy rzeczne

Wysoczyzna morenowa płaska Dna dolin rzecznych

J. Wysoczyzna morenowa falista Krawędzie wysoczyzny Warcimino nka UnieszynoUnieszy Unieszynko Moreny czołowe akumulacyjne Dolinki w ogólności, nierozdzielone

Formy wodnolodowcowe Formy denudacyjne Cewice

Równiny sandrowe i wodnolodowcowe z zaznaczonymi Równiny denudacyjne (linią przerywaną) poziomami sandrowymi

Formy akumulacji szczelinowej Ostańce erozyjne

Kotuszewo Mikorowo Kemy Stożki napływowe

Tarasy kemowe Długie stoki

J. Formy utworzone przez roślinność Bukowina Rynny subglacjalne

J. Kozy Oskowo Doliny wód roztopowych Równiny torfowe Karwno Równiny erozyjne wód roztopowych J.

Jez. Kozińskie J. Zagłębienia powstałe po martwym lodzie 170 Wysokość powierzchni form w m n.p.m. Kozin

Łupawa Opracował: R. PIKIES

J. CZARNA DĄBRÓWKA Bochówko

Rokity o 54o Kleszczyniec 54 20’ 20’ 17o 30’ 17o 45’

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY C–D

C D S N

Rokity Rokitki Bochówko Oskowo Cewice Łabędzin-Karwica Krępkowice Dziechlino

Otw. 56 Otw. 55 Otw. 43 Otw. 39 Otw. 33 Otw. 29 Otw. 16 Otw. 4 m n.p.m. Otw. 15 m n.p.m. 200 200 190 190 180 180

11 Jezioro 170 170 1 160 19 160 14 2 2 150 5 Bukowina 150 11

140 Dolina Jadwigi 140 1 11 130 20 1 130 19 1 120 12 19 120 110 18 110

Unieszynka 25 1 Unieszynka

Sitnica 11 100 11 100 2 11 2 18 20 2 14 90 11 19 19 90 27 32 2 2 19 80 19 80 23 70 70 60 27 20 60 26 25 50 50 28-30 ? 40 32 40 30 30 21 27 27 20 28-30 ? 20 10 10 0 32 0 32 -10 -10 32 -20 -20

-30 0 123km -30 -40 -40 -50 -50

g B3 fg W 1— tQh 18 — pżQp4 26 — ppżQp3 ZNAKI PETROGRAFICZNE: g B3 g O 2— pnh Qh 19 — gzw Qp4 27 — gzwQp3 Żwiry Mułki ilaste; mułki i iły

Uwaga:pozosta ł e ob jaś nienia jak namapie geologicznej

Opracował: W. PRUSSAK

Pogorzeliczanka SZKIC GEOLOGICZNY ODKRYTY

Skala 1:100 000

NEOGEN MIOCEN M Piaski, mułki i węgiel brunatny Żychlin Krępkowice

J. 30 Izohipsy stropu utworów podczwartorzędowych w m n.p.m.

Krawędzie rynien subglacjalnych

B A Linia przekroju geologicznego na mapie geologicznej

Mikorowo D C Linia przekroju geologicznego załączonego w tekście

Opracował: W. PRUSSAK

J. Karwno

Bukowina J.

Podkomorzyce J.

CZARNA DĄBRÓWKA

Rokity 54o 54o Kleszczyniec 20’ 20’ 17o 30’ A C 17o 45’