P A Ñ S T W O W Y I N S T Y T U T G E O L O G I C Z N Y

MACIEJ W£ODEK

G³ówny koordynator Szczegó³owej mapy geologicznej Polski — A. BER

Koordynator regionu Wielkopolski pó³nocnej — S. SKOMPSKI

1 : 50 000

Arkusz Nak³o n. Noteci¹ (317)

(z 2 tab. i 3 tabl.)

WARSZAWA 2003

SFINANSOWANO ZE ŒRODKÓW NARODOWEGO FUNDUSZUOCHRONY ŒRODOWISKA I GOSPODARKI WODNEJ

OPRACOWANIE WYKONANO NA ZAMÓWIENIE MINISTRA ŒRODOWISKA

Autor: Maciej W£ODEK

GEO-SPEC s.c. Przedsiêbiorstwo Us³ug Geologicznych i Wiertniczych,

ul. Rakowiecka 4, 00–975 Warszawa

Redakcja merytoryczna: Zofia KLIMCZAK

Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00–975 Warszawa

Akceptowa³ do udostêpnianiaDyrektor Pañstwowego Instytutu Geologicznego

prof. dr hab. Leszek MARKS

ISBN 83-7372-603-9

© Copyright by Ministerstwo Œrodowiskaand Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2003

Przygotowanie wersji cyfrowej: Stanis³aw OLCZAK, Jacek STR¥K

2

SPIS TREŒCI

I. Wstêp . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

II. Ukszta³towanie powierzchni terenu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

III. Budowa geologiczna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

A. Stratygrafia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

1. Perm–trias. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

a. Perm górny–trias dolny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15

b. Trias œrodkowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

2. Jura . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

a. Jura dolna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

3. Trzeciorzêd . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

a. Paleogen. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

Oligocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16

b. Neogen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

Miocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17

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

4. Czwartorzêd . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 18

a. Plejstocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19

Zlodowacenia po³udniowopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19

Interglacja³ ferdynandowski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 20

Zlodowacenie Sanu 2 (Wilgi) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

Interglacja³ wielki . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

Zlodowacenia œrodkowopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21

Zlodowacenie Odry . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

Interglacja³ lubelski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

Zlodowacenie Warty . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 23

Interglacja³ eemski . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 24

3

Zlodowacenia pó³nocnopolskie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

Zlodowacenie Wis³y . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25

Interstadia³ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26

Stadia³ œrodkowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27

Stadia³ górny . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28

b. Czwartorzêd nierozdzielony . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 33

c. Holocen . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35

B. Tektonika i rzeŸba pod³o¿a czwartorzêdu . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 36

C. Rozwój budowy geologicznej . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38

IV. Podsumowanie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

L i t e r a t u r a . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46

4

I. WSTÊP

Granice obszaru arkusza Nak³o n. Noteci¹ (317) Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali

1:50 000 wyznaczaj¹ wspó³rzêdne: 17°30’–17°45’ d³ugoœci geograficznej wschodniej i 53°00’–53°10’

szerokoœci geograficznej pó³nocnej. Powierzchnia obszaru arkusza wynosi oko³o 311 km2. Administracyjnie

le¿y on w obrêbie województwa kujawsko-pomorskiego i obejmuje czêœci gmin: Nak³o, Kcynia, Szubin,

niewielk¹ czêœæ gminy Sadki oraz miasta Nak³o i Szubin, skrawek miasta Kcynia.

Przez obszar arkusza przebiega linia kolejowa z Bydgoszczy do Pi³y, z Nak³a do Kcyni oraz nie-

wielki odcinek linii Nak³o–Chojnice. Obszar arkusza przecina szosa Bydgoszcz–Pi³a, szosa z Szubina

do Nak³a, z Nak³a do Kcyni i kilka dróg lokalnych o nawierzchniach przewa¿nie utwardzonych.

Jest to obszar o charakterze rolniczym. Przemys³ skoncentrowany jest g³ównie w miastach. Do

najwiêkszych zak³adów przemys³owych nale¿¹: cukrownia i browar w Nakle oraz Zak³ady Napraw-

cze Taboru Kolejowego w Paterku ko³o Nak³a i huta szk³a w Turze.

Oko³o 30% powierzchni objêtej arkuszem zajmuj¹ lasy, rozci¹gaj¹ce siê na obszarze tarasów pra-

dolinnych równole¿nikowym pasem o szerokoœci 5–10 km. Lasy w trójk¹cie Gorzeñ–Wystêp–Tur na-

le¿¹ do nadleœnictwa Bydgoszcz (siedziba w Bia³ych B³otach), pozosta³e — do nadleœnictwa Szubin.

Arkusz Nak³o n. Noteci¹ zosta³ wykonany przez firmê „Geo-Spec s.c.” na zlecenie Pañstwo-

wego Instytutu Geologicznego w Warszawie, na podstawie projektu badañ geologicznych za-

twierdzonego dnia 11.06.1996 r. przez Ministra Ochrony Œrodowiska, Zasobów Naturalnych i

Leœnictwa (KOK/30/96).

Najstarsze badania geologiczne w tym rejonie zwi¹zane by³y ze struktur¹ Szubina. Przed I

wojn¹ œwiatow¹ odwiercono tu kilka otworów badawczych. Monografiê i obszerne omówienie naj-

starszych opracowañ zawieraj¹ prace Deeckego (1907), Jentzscha (1913) i Sonntaga (1919). W okresie

miêdzywojennym ukszta³towaniem i budow¹ geologiczn¹ osadów pod³o¿a zajmowa³ siê Zierhoffer

(1925), a surowcami energetycznymi i solnymi — Makowski (1931) i Friedberg (1921). Powsta³y te¿

prace dotycz¹ce geomorfologii, miêdzy innymi Galona (1929) i Woldstedta (1932).

5

W okresie powojennym rozpoczê³y siê wzmo¿one, wielokierunkowe badania geologiczne po-

œwiêcone zagadnieniom: starszego pod³o¿a, stref wysadów solnych oraz geomorfologii i stratygrafii

osadów czwartorzêdowych. Prowadzono badania geofizyczne. W 1948 r. opracowano Przegl¹dow¹

mapê geologiczn¹ Polski w skali 1:300 000 (wyd. A i B), arkusz Bydgoszcz (Galon, 1949; Ada-

miec-Chodkiewiczowa, 1954, 1962), stanowi¹c¹ syntezê danych o budowie pod³o¿a czwartorzêdu.

Równoczeœnie na pocz¹tku lat piêædziesi¹tych Instytut Geologiczny w Warszawie rozpocz¹³ intensywne

badania osadów mezozoicznych antyklinorium œrodkowopolskiego i synklinorium mogileñsko–³ódzkie-

go. Wykonano liczne wiercenia, szereg opracowañ archiwalnych i kilkadziesi¹t publikacji. Prace wielu

autorów dotyczy³y: pod³o¿a permsko–mezozoicznego, stratygrafii, tektoniki, halokinezy i zagadnieñ

surowcowych. Autorzy najwa¿niejszych z tych publikacji to: Po¿aryski (1952, 1964), Baran (1954),

Znosko (1957), Dadlez (1978), Dadlez, Dembowska (1962a, b, 1963, 1965), Dadlez, Marek (1969),

Dembowska (1959) i Raczyñska (1987). Równolegle z wierceniami i ich opracowywaniem prowa-

dzono te¿ liczne prace geofizyczno-grawimetryczne i sejsmiczne. Prace te dotycz¹ pod³o¿a perm-

sko–mezozoicznego, które nie jest tematem niniejszego opracowania.

Stratygrafia i litologia osadów trzeciorzêdu opracowana zosta³a w trakcie poszukiwañ wêgla

brunatnego. Autorami najwa¿niejszych prac dotycz¹cych trzeciorzêdu s¹: Piwocki (1978), Ciuk

(1970), Piwocki, Ziembiñska-Tworzyd³o (1995).

Badania osadów czwartorzêdu prowadzono pod k¹tem geomorfologicznym i czêœciowo stratygra-

ficznym. Ogólny zarys stratygrafii osadów czwartorzêdu dla tego obszaru przedstawiono w pracach:

Krygowskiego (1952), Galona (1953) i Mojskiego (1968). Z rejonu objêtego arkuszem Nak³o n. No-

teci¹ znane s¹ stanowiska datowane paleobotanicznie, umo¿liwiaj¹ce nawi¹zanie stratygraficzne dla

neoplejstocenu. Opisane zosta³y osady interglacja³u eemskiego z rejonu Œmielina (stanowisko znaj-

duje siê w odleg³oœci oko³o 1 km na zachód od granicy obszaru arkusza) — Rühle (1954), Œrodoñ

(1954). Stanowisko interglacja³u eemskiego w Nakle opracowane zosta³o przez Karaszewskiego

(1973) i Noryœkiewicz (1978).

Jednym z g³ównych problemów badawczych na omawianym obszarze by³o zagadnienie genezy

i morfologii pradoliny Noteci (Pradoliny Toruñsko–Eberswaldzkiej). Zagadnieniem tym zajmowa³ siê

Galon (1961, 1968) oraz zespó³ jego wspó³pracowników — m.in.: Mrózek (1960), Churski (1961,

1964), Kozarski, Szupryczyñski (1958) oraz Kozarski (1962). Z zagadnieniem genezy pradoliny wi¹¿e

siê œciœle problem przebiegu procesów deglacjacji zlodowaceñ pó³nocnopolskich, omawiany w pracach:

Galona (1952, 1981), Galona i Roszkówny (1967) oraz Kozarskiego (1991, 1992). Klasyfikacj¹ form

marginalnych powsta³ych w trakcie deglacjacji zajmowali siê: Kozarski (1993), Bartkowski (1953,

1968) i Murawski (1968). Wydmy na tarasach pradolinnych zosta³y opracowane przez Mrózka (1958).

Procesami stokowymi zajmowa³a siê Churska (1966), osadami holocenu — Churski (1971).

6

W latach 1974–1975 zespó³ pracowników Kombinatu Geologicznego Pó³noc w sk³adzie:

Uniejewska, Nosek i W³odek prowadzi³ prace kartograficzne, wynikiem których by³o wykonanie

arkusza Nak³o Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000 (wyd. A — Uniejewska, W³odek, 1978;

wyd. B — Uniejewska, Nosek, 1978) wraz z objaœnieniami (Uniejewska i in., 1979). Autorzy map

opublikowali te¿ prace dotycz¹ce m.in. stratygrafii plejstocenu — Uniejewska, W³odek (1977) oraz

W³odek (1980). Poœrednio obszaru badañ dotycz¹ te¿ powsta³e w ostatnich latach prace Makowskiej

omawiaj¹ce stratygrafiê plejstocenu Dolnej Wis³y (1980, 1982, 1986), a tak¿e prace: Lindnera, Lam-

parskiego, D¹browskiego (1982), Kozarskiego (1986), Mojskiego (1968, 1985), Dyjora (1987), Stan-

kowskiej, Stankowskiego (1991) i Marksa (1991a, b). Praca Dzier¿ka (1994) co prawda dotyczy

terenu le¿¹cego bezpoœrednio na zachód od obszaru arkusza Nak³o n. Noteci¹, lecz ma bardzo wa¿ne

znaczenie dla stratygrafii ca³ego regionu.

Na obszarze badañ wykonano liczne opracowania dotycz¹ce kruszyw naturalnych wystê-

puj¹cych w obrêbie tarasów pradolinnych — m.in. Siliwoñczuk (1997).

Torfy pradoliny Noteci i obszarów przyleg³ych zosta³y zbadane, a wyniki prac znajduj¹ siê w

posiadaniu: Ministerstwa Rolnictwa, archiwum Urzêdu Wojewódzkiego w Bydgoszczy oraz w Insty-

tucie Melioracji i U¿ytków Zielonych w Falentach.

W niniejszym opracowaniu podstaw¹ do ustalenia stratygrafii osadów czwartorzêdowych jest:

nawi¹zanie do prac Makowskiej (1980, 1982, 1986) — na wschodzie i Dzier¿ka (1994) — na zachodzie,

analogie z opublikowanymi arkuszami Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000: £abi-

szyn (Uniejewska, Nosek, 1990b, 1992), Bydgoszcz Zachód (Butrymowicz, 1997) i Koronowo (List-

kowska, 1986, 1988), a przede wszystkim nawi¹zanie do stanowiska paleobotanicznego w Nakle.

Schemat stratygraficzny ró¿ni siê od przyjêtego dla obszarów s¹siednich jedynie tym, ¿e autor na prze-

wa¿aj¹cej czêœci terenu arkusza nie znalaz³ wystarczaj¹cych dowodów na wydzielenie w obrêbie zlodo-

waceñ pó³nocnopolskich innych poziomów glacjalnych, poza faz¹ leszczyñsko-poznañsk¹ stadia³u

górnego zlodowacenia Wis³y. Jedynie w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, w okolicy Œlesina

i Minikowa wystêpuj¹ gliny zwa³owe w pozycji odpowiadaj¹cej wyró¿nionym na terenie arkusza Byd-

goszcz Zachód (Butrymowicz, 1997) glinom zwa³owym stadia³u œrodkowego (stadia³u Œwiecia) zlodo-

wacenia Wis³y. Zdaniem autora niniejszego opracowania gliny te zosta³y osadzone przez l¹dolód,

którego zasiêg nieznacznie przekroczy³ obszar Doliny Dolnej Wis³y. Autor zalicza ten poziom glacjalny

do stadia³u œrodkowego zlodowacenia Wis³y.

Terenowe prace geologiczne wykonali W³odek i Adamski w latach 1996–1997. Wykonano

1053 sondy rêczne o ³¹cznym metra¿u 2115 m oraz 47 sond mechanicznych o ³¹cznym metra¿u 400 m.

Opisano 190 profilów ods³oniêæ, w wiêkszoœci naturalnych oraz kilkanaœcie szurfów wykonanych

w naturalnych skarpach. W sumie wykonano i opisano 1290 punktów dokumentacyjnych (tab. 1).

7

Przeanalizowano 66 archiwalnych dokumentacji geologiczno-in¿ynierskich i geologicznych

z³o¿a kopaliny, z których wykorzystano w sumie oko³o 300 punktów. Ponadto wykorzystano kilkanaœcie

punktów dokumentacyjnych wykonanych w celu udokumentowania arkusza Nak³o Mapy geologicznej

Polski w skali 1:200 000 (Uniejewska, W³odek, 1976). Zebrano 245 profilów archiwalnych otworów

wiertniczych. W terenie zweryfikowano lokalizacjê i po³o¿enie hipsometryczne wszystkich otworów

studziennych oraz czêœci badawczych, a tak¿e punktów dokumentacyjnych pochodz¹cych z wyko-

rzystanych dokumentacji geologiczno-in¿ynierskich i geologicznych z³o¿a kopaliny. W wielu wy-

8

T a b e l a 1

Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych zakoñczonych w utworach czwartorzêdowych

NumerRodzaj punktu

dokumentacyjnego*

Lokalizacja(miejscowoϾ)

Rzêdna(m n.p.m.)

G³êbokoœæ(m)

Uwagi

na mapiegeologicznej

w notatnikuterenowym

1 1070 sr Chrz¹stowo 106,2 3,5 przekrój geologiczny A–B

2 16 od Anieliny 86,0 5,0

3 6 od Bielawy–Lubaszcz 85,0 6–7

4 3 od Bielawy 68,0 3,0

5 33 od Nak³o 90,0 10,0

6 22 od Nak³o 85,0 5,0

7 – sm Nak³o 65,0 12,0dokumentacja;przekrój geologiczny A–B

8 64 wk, od Trzeciewnica 85,0 10,0

9 62 wk Œlesin 75,0 2,0

10 60 od Œlesin 87,0 5,0

11 84 od Œlesin 82,0 8,0

12 56 wk, od Œlesin–Minikowo 75,0 7,0 przekrój geologiczny C–D

13 135 sr Minikowo 88,0 3,5

14 119 od Paulina 67,5 5,5

15 113 wk, od Polichno 67,0 6,0

16 112 wk, od Polichno 67,0 6,0

17 43a od Janowo 67,0 2,5

18 80 od Janowo 70,0 5,0

19 81 od, wk Janowo 85,0 8,0

20 82a od, wk Wystêp 63,0 6,0

21 132 wk, od Chobielin 75,0 3,5

22 99 sr, od Samoklêski 89,0 2,5

23 98 od Samoklêski 92,5 2,5

24 365 sr Samoklêski Ma³e 86,5 2,0

25 842 sm Piñsko 98,3 7,0 przekrój geologiczny C–D

26 824 sm Grzeczna Panna 94,0 9,0 przekrój geologiczny C–D

27 831 sr Roztrzêbowo 100,0 2,2 przekrój geologiczny A–B

28 165 od Szubin Wieœ 85,0 3,0

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

padkach wniesiono istotne poprawki. W pracy wykorzystano zdjêcia lotnicze w skali 1:21 000.

Interpretacjê prowadzono w terenie i na bie¿¹co konfrontowano jej wyniki z prowadzonymi pracami po-

lowymi. Wyniki interpretacji by³y bardzo przydatne, zw³aszcza podczas ustalania granic wystêpowania

osadów stokowych i pokryw eluwialnych na wysoczyŸnie oraz do wyró¿nienia ods³oniêtego gliniastego

coko³u erozyjnego, wydzielenia pokryw ¿wirów rezydualnych i piasków eolicznych w obrêbie tarasów

pradolinnych. W kilku przypadkach analiza zdjêæ pomog³a wykryæ b³êdy podk³adu topograficznego.

Na potrzeby arkusza, zgodnie z projektem prac geologicznych, odwiercono trzy otwory badawcze

(kartograficzne) o ³¹cznym metra¿u 289 m (otw.: 37, 55, 71). Do badañ pobrano 176 próbek glin

zwa³owych, mu³ków i piasków, z czego 86 próbek pochodzi³o z rdzeni wiertniczych, pozosta³e

90 — z ods³oniêæ powierzchniowych i sond. Opracowanie litologiczno-petrograficzne wyko-

na³a Komacka (1998).

II. UKSZTA£TOWANIE POWIERZCHNI TERENU

Zgodnie z regionalizacj¹ fizycznogeograficzn¹ Polski Kondrackiego (1998) obszar arkusza

Nak³o n. Noteci¹ znajduje siê w obrêbie makroregionów: Pojezierze Po³udniowopolskie (po³udniowy

skraj mezoregionu Pojezierze Krajeñskie), Pradolina Toruñsko–Eberswaldzka (zachodni skraj mezo-

regionu Kotlina Toruñska i wschodni mezoregionu Dolina Œrodkowej Noteci) oraz Pojezierze Wiel-

kopolskie (pó³nocny fragment mezoregionu Pojezierze Chodzieskie), wchodz¹cych w sk³ad

podprowincji Pojezierza Po³udniowoba³tyckie.

W granicach badanego obszaru znajduje siê jedynie w¹ski skrawek po³udniowej czêœci Poje-

zierza (Wysoczyzny) Krajeñskiego, zbudowanego z form lodowcowych o wysokoœciach oko³o

90–110 m n.p.m.

W obrêbie mezoregionu Pojezierza (Wysoczyzny) Chodzieskiego, na obszarze arkusza Nak³o

n. Noteci¹ znajduj¹ siê fragmenty wysoczyzny polodowcowej z zachowanymi na jej powierzchni formami:

wytopiskowymi, szczelinowymi i marginalnymi le¿¹cymi na wysokoœci oko³o 85–115 m n.p.m. Pomiêdzy

wyspami wysoczyzny znajduj¹ siê równiny sandrowe i wodnolodowcowe o wysokoœci oko³o 85–95 m

n.p.m. oraz tarasy pradolinne o wysokoœci oko³o 75–80 m n.p.m., œwiadcz¹ce o dawnym odp³ywie

wód z doliny G¹sawki i rynny jezior ¿niñskich na pó³noc, w kierunku pradoliny Noteci (tabl. I).

Pradolina Noteci jest wciêta w wysoczyznê na g³êbokoœæ oko³o 30–50 m. M³ode skarpy wyso-

czyzny opadaj¹ce w kierunku holoceñskich tarasów rzecznych charakteryzuj¹ siê znacznym nachyle-

niem i urozmaicon¹ rzeŸb¹, podczas gdy starsze — dojrza³e skarpy — pokryte s¹ osadami stokowymi.

Na tarasach pradolinnych rozwinê³y siê wydmy, które wkraczaj¹c na równiny sandrowe i wod-

nolodowcowe maskuj¹ spory odcinek stoku pomiêdzy pradolin¹ a Wysoczyzn¹ Chodziesk¹. Wydmy

9

wystêpuj¹ce we wsi Grzeczna Panna stanowi¹ najwy¿sz¹ kulminacjê terenu na obszarze arkusza —

ich wysokoϾ przekracza 130 m n.p.m.

Formy lodowcowe. W y s o c z y z n a m o r e n o w a p ³ a s k a (wysokoœci wzglêdne do 5 m,

nachylenie do 2°) zbudowana z glin zwa³owych, miejscami przykrytych piaskami lodowcowymi, sta-

nowi po³udniow¹ czêœæ Wysoczyzny Krajeñskiej. Pozosta³e obszary wysoczyzny morenowej

p³askiej, wchodz¹cej w obrêb Wysoczyzny Chodzieskiej, znajduj¹ siê w zachodniej czêœci arkusza —

w pobli¿u Szczepic i Kcyni, w centralnej czêœci — w okolicy Jaru¿yna oraz w po³udniowo-wschod-

niej czêœci obszaru arkusza — w okolicy Szubina.

W y s o c z y z n a m o r e n o w a f a l i s t a (wysokoœci wzglêdne 5–10 m, nachylenie oko³o

5°). W pó³nocno-zachodniej czêœci obszaru arkusza wysoczyzna morenowa p³aska przechodzi w bar-

dziej urozmaicon¹ wysoczyznê morenow¹ falist¹ z licznymi zag³êbieniami bezodp³ywowymi. Gliny

zwa³owe przykryte s¹ tu czêsto osadami zboczowymi — glinami soliflukcyjnymi i piaskami deluwial-

nymi. Fragment wysoczyzny morenowej falistej znajduje siê tak¿e na pó³noc od wsi Jaru¿yn, w obrê-

bie Wysoczyzny Chodzieskiej.

Moreny czo³owe powsta³e w fazie nadnoteckiej (lub chodzieskiej — Kozarski, 1962) znajduj¹

siê na zachód od obszaru arkusza. S¹ to m o r e ny c z o ³ o w e s p i ê t r z o n e ( m o r e n y w y c i œ -

n i ê c i a ) z j¹drem glacitektonicznie wyciœniêtym (zbudowanym na ogó³ z i³ów pstrych). Skraj jed-

nego z tych pagórów znajduje siê na pó³noc od Dêbogóry. Kontynuacj¹ moren czo³owych spiêtrzonych

w kierunku wschodnim s¹ m o r e n y c z o ³ o w e a k u m u l a c y j n e wystêpuj¹ce w okolicy

Szczepic, w tym kilka mikroform o œrednicy oko³o 100–200 m i wysokoœci kilku metrów, zbudowa-

nych ze: ¿wirów, piasków i glin zwa³owych.

Formy utworzone w strefie martwego lodu. M o r e n y m a r t w e g o l o d u (wysokoœci

wzglêdne 5–10 m). Na obszarze Wysoczyzny Chodzieskiej w okolicy Grzecznej Panny wystêpuj¹ pa-

góry zbudowane ze: ¿wirów, piasków i glin zwa³owych, otoczone osadami lodowcowymi i wodnolo-

dowcowymi.

Formy wodnolodowcowe. R ó w n i n y s a n d r o w e powsta³e w czasie deglacjacji stadia³u

górnego zlodowacenia Wis³y, wype³niaj¹ obni¿enie miêdzy wyspami wysoczyzny morenowej p³askiej

okolic Jaru¿yna i Szubina. Wysokoœæ tego poziomu sandrowego wynosi oko³o 85–95 m n.p.m. Nie

jest mo¿liwe zrekonstruowanie jego powierzchni, ani ustalenie kierunku odp³ywu wód roztopowych,

gdy¿ brak jest tu ods³oniêæ, a sandr nie stanowi jednej, zwartej powierzchni, lecz sk³ada siê z fragmentów

„przyklejonych” do wysp wysoczyzny, rozciêtych póŸniejszymi (holoceñskimi) dolinkami, powsta³ymi

na za³o¿eniach zag³êbieñ bezodp³ywowych. Niewykluczone, ¿e jest tu kilka poziomów wodnolodow-

cowych — w pobli¿u ozu, na wschód od NiedŸwiadów, wyraŸnie mo¿na wydzieliæ ni¿szy poziom.

10

W zachodniej czêœci obszaru arkusza, na pó³noc od Szczepic, równie¿ znajduj¹ siê fragmenty

poziomu sandrowego, wystêpuj¹cego na podobnej wysokoœci. Jest to sandr dolinny osadzony przez

wody roztopowe p³yn¹ce na po³udnie i po³udniowy wschód, i zwi¹zany z opisywanymi powy¿ej more-

nami czo³owymi akumulacyjnymi okolic Szczepic oraz z trzema dolinkami — rynnami subglacjalnymi,

przekszta³conymi póŸniej w holocenie.

Wspomniane fragmenty równin sandrowych by³y, zdaniem Kozarskiego (1993), zacz¹tkiem

pradoliny powsta³ej w czasie recesji l¹dolodu fazy chodzieskiej.

R ó w n i n y z a s t o i s k o w o - w y t o p i s k o w e rozci¹gaj¹ siê na pó³noc od Piñska i Szubina.

Tworz¹ poziom o wysokoœci oko³o 80–85 m n.p.m., zbudowany z piasków drobnoziarnistych z do-

mieszk¹ piasków œrednioziarnistych i wk³adkami mu³ków, osadzonych w œrodowisku wód stoj¹cych,

b¹dŸ o niewielkim natê¿eniu przep³ywu. Prawdopodobnie istnia³ tu zbiornik zasilany przez wody roz-

topowe (z resztek martwego lodu) i opadowe, sp³ywaj¹ce z wysoczyzny okolic Szubina i jej niewiel-

kich wysp le¿¹cych na pó³noc od miasta. Odp³yw wód ze zbiornika, zachodz¹cy w kierunku

pó³nocnym dolin¹ G¹sawki, zosta³ zatamowany przez wydmy. Niewielkie fragmenty tych równin wy-

stêpuj¹ te¿, w odleg³oœci oko³o 2 km, na po³udnie i wschód od obszaru opisanego powy¿ej — na

pó³nocny zachód oraz na pó³noc od Szubina.

O z y . Na wschód od Szczepic rynnie subglacjalnej towarzyszy oz zbudowany z piasków i ¿wirów,

zachowany obecnie w formie kilku pagórków o wysokoœciach wzglêdnych oko³o 2–5 m i œrednicy kil-

kudziesiêciu metrów. W okolicy Godzimierza znajduje siê drugi oz, o ogólnym przebiegu W-E i kilku

odga³êzieniach, powsta³y zapewne w otwartych szczelinach l¹dolodu. Po obu stronach ozu, w kierunku

obni¿eñ póŸniejszej pradoliny, zosta³ usypany sandr. Zachodni (proksymalny) stok ozu ukryty jest

pod wydmami.

K e m y . Na terenie Wysoczyzny Chodzieskiej wyró¿niæ mo¿na du¿y (o œrednicy oko³o 1 km)

kem w okolicy Chobielina. Kolejny znajduje siê w okolicy Szubina (Dziewcza Góra). Szczytowe par-

tie pagórów kemowych s¹ zbudowane z piasków drobno- i œrednioziarnistych, a ich stoki w du¿ej

mierze pokryte s¹ glinami zwa³owymi. Mniejsze pagórki kemowe znajduj¹ siê na granicy wysoczy-

zny morenowej p³askiej i równin sandrowych.

Œwiadectwem poziomu wodnolodowcowego wy¿szego o oko³o 5 do 10 m od równin sandrowych

s¹ ostañcowe pagórki, oddaj¹ce — w kilku wypadkach — swym kszta³tem kierunek szczelin, w których

zapewne powsta³y. Zachowane fragmenty tego poziomu wydzielono jako p l a t e a u k e m o w e . Za-

liczono do niego, prawie zupe³nie zamaskowany i nadbudowany przez wkraczaj¹ce z pradoliny wydmy,

fragment poziomu o wysokoœci oko³o 90–100 m n.p.m., znajduj¹cy siê na zachód od NiedŸwiadów,

a tak¿e poziom piaszczysty, wy¿szy od otaczaj¹cych go równin sandrowych, po³o¿ony na stoku moreny

czo³owej spiêtrzonej na pó³noc od Dêbogóry.

11

T a r a s y p r a d o l i n n e ( e r o z y j n o - a k u m u l a c y j n e i a k u m u l a c y j n e ) wystê-

puj¹ce na terenie arkusza odpowiadaj¹, wydzielonym przez Galona (1961), tarasom: wy¿szy (I) taras

pradolinny — tarasowi pradolinnemu najwy¿szemu (V), œredni (II) taras pradolinny — tarasowi pra-

dolinnemu przejœciowemu (IV) oraz ni¿szy (III) taras pradolinny — tarasowi górnemu (III).

Wy¿szy (I) taras pradolinny (erozyjno-akumulacyjny). W rejonie S³onaw, pomiêdzy obszarem

wysoczyzny morenowej p³askiej okolic Piñska a wysoczyzn¹ morenow¹ p³ask¹ okolic Elizewa, wody

rzeczne i roztopowe odprowadzane by³y dolin¹ ówczesnej G¹sawki, z po³udnia na pó³noc, w stronê

pradoliny Noteci. Uformowany przez nie poziom jest trudny do zrekonstruowania. Na stokach wyso-

czyzny jego wysokoœæ wynosi oko³o 80 m n.p.m. Wydaje siê, ¿e w okolicy Studzienek (na wysokoœci

oko³o 75 m n.p.m.) ³¹czy siê on z wy¿szym tarasem pradolinnym, do którego zosta³ zaliczony. Wieko-

wo odpowiada wiêc fazie pomorskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Powsta³ przypuszczalnie

na za³o¿eniach sandru osadzanego w czasie topnienia l¹dolodu fazy chodzieskiej (Kozarski, 1993).

Wy¿szy taras pradolinny zajmuje rozleg³y obszar po³udniowego brzegu pradoliny na po³udnie

od Paterka, gdzie wznosi siê na wysokoœci oko³o 70–75 m n.p.m. Jest to taras erozyjno-akumulacyjny,

miejscami erozyjny. Jego powierzchniê stanowi¹: gliny zwa³owe, piaski i ¿wiry wodnolodowcowe,

b¹dŸ pozosta³oœci z ich rozmycia w postaci ¿wirów i g³azów. Miejscami, jak na przyk³ad na po³udnie

od Polichna, powierzchniê tarasu tworz¹ piaski rzeczno-wodnolodowcowe przykrywaj¹ce niewielk¹

wyspê zdenudowanej wysoczyzny. Na powierzchni tarasów liczne s¹ zag³êbienia powsta³e po mar-

twym lodzie.

Œredni (II) taras pradolinny (erozyjno-akumulacyjny) zajmuje obszar pomiêdzy dolin¹ Noteci

i dolin¹ martw¹ na po³udnie od Potulic. Listwa tego tarasu ci¹gnie siê wzd³u¿ pó³nocnego brzegu pra-

doliny i le¿y na niej Nak³o. Wysokoœæ tarasu wynosi tam oko³o 62–65 m n.p.m.

Ni¿szy (III) taras pradolinny (akumulacyjny) powsta³ bez udzia³u wód lodowcowych i uznaje

siê go za rzeczny. Taras o wysokoœci oko³o 60 m n.p.m. tworzy trójk¹t, na którym znajduje siê wieœ

Paterek. Fragmenty tego tarasu wystêpuj¹ na zachodnim brzegu Noteci — na wschód od Jaru¿yna

oraz w Szubinie, gdzie stanowi¹ tarasy G¹sawki.

Na obszarze arkusza Nak³o n. Noteci¹ poni¿ej ni¿szego (III) tarasu pradolinnego wystêpuj¹ dna

dolin rzecznych, wykszta³cone w formie akumulacyjnych tarasów zalewowych, na których rozwinê³y

siê równiny torfowe (miejscami gytiowiska).

R y n n y l o d o w c o w e . Trzy rynny lodowcowe, wystêpuj¹ce na wschód od Szczepic, po-

wsta³y u czo³a l¹dolodu, gdzie tworzy³y bramê lodowcow¹.

Z a g ³ ê b i e n i a p o w s t a ³ e p o m a r t w y m l o d z i e wystêpuj¹ zarówno na obszarze

wysoczyzny, jak i na powierzchni równin sandrowych oraz na tarasach pradolinnych. Szczególnie

12

liczne s¹ w obrêbie wysoczyzny morenowej p³askiej na pó³noc od Szubina oraz dalej na pó³noc, w obrêbie

sandru (nie daj¹ce siê przedstawiæ w skali szkicu).

Liczne, niewielkie zag³êbienia po bry³ach martwego lodu urozmaicaj¹ rzeŸbê powierzchni wy¿-

szych tarasów pradolinnych. W okolicy Paterka szereg dawnych zag³êbieñ zosta³o przetworzonych

w (obecnie suche) dolinki. Wielkie zag³êbienie o œrednicy oko³o 2–3 km, wype³nione osadami holo-

ceñskimi, znajduje siê w okolicy Sipior. Obecnoœæ tych zag³êbieñ potwierdza hipotezê Kozarskiego

(1962), opisuj¹c¹ jak rozleg³e po³acie martwego lodu ze schy³ku fazy poznañsko-dobrzyñskiej sta³y

siê zacz¹tkiem pradoliny Noteci.

W rejonie Nak³a i Olszewki zaznaczaj¹ siê w morfologii pod³u¿ne pagóry o wysokoœciach

wzglêdnych oko³o 5–15 m i kierunku WSW–ENE. Geneza tych form nie jest jasna. Ich budowa wew-

nêtrzna nie jest dobrze rozpoznana. Pokrywaj¹ je gliny zwa³owe o mi¹¿szoœci co najmniej kilku metrów.

Jedynie w Nakle (punkt dok. 5) pod glinami zwa³owymi znajduje siê j¹dro piaszczyste. Obserwowano

tu piaski i mu³ki o zaburzonej strukturze. Zaburzenia te mog¹ mieæ pochodzenie glacitektoniczne

(Skompski, Wysota — informacja ustna). Kszta³t i kierunek pagórów mo¿e oddawaæ linie szczelin —

spêkañ w stagnuj¹cym lodzie, wype³nionych materia³em zwa³owym. Po wytopieniu siê lodu nast¹pi³a

inwersja rzeŸby. Szczeliny sta³y siê pagórami zbudowanymi z glin zwa³owych, a miejsca po martwym

lodzie zosta³y obni¿eniami, czêœciowo wype³nionymi m³odszym materia³em z³aziskowym i deluwial-

nym. Formy te wystêpuj¹ tak¿e dalej na pó³noc, w g³¹b Pojezierza Krajeñskiego. Zdaniem Niewia-

rowskiego i Pasierbskiego (1998) s¹ to drumliny. Analogicznie, choæ z pewnymi zastrze¿eniami,

pagóry te wydzielono jako f o r m y d r u m l i n o p o d o b n e (tabl. I).

Formy rzeczne. Tarasy rzeczne wystêpuj¹ w dolinie Noteci wzd³u¿ obu jej brzegów —

wznosz¹ siê ponad nimi na wysokoœæ oko³o 1–2 m. Œrodkow¹ czêœæ doliny stanowi r ó w n i n a t o r-

f o w a , wewn¹trz której s³abo zarysowuj¹ siê wa³y brzegowe i starorzecza. W bocznych, niewielkich

dolinkach znajduje siê tylko jeden poziom tarasowy, o wysokoœci wzglêdnej oko³o 1–1,5 m n.p. rzeki.

W obrêbie tarasów zalewowych wystêpuj¹ nieliczne s t a r o r z e c z a œ w i e ¿ e ( z a w o d -

n i o n e ) . Zachowa³o siê ich niewiele, gdy¿ dna dolin s¹ przeobra¿one przez u¿ytkowanie rolnicze.

Œlady licznych starorzeczy, obecnie zrekultywowanych, widoczne s¹ tylko na zdjêciach lotniczych,

na przyk³ad na wschód i na zachód od Paterka

D o l i n k i , p a r o w y i m ³ o d e r o z c i ê c i a e r o z y j n e powstawa³y na stokach i w krawê-

dziach wysoczyzny. Na obszarze wy¿szych tarasów pradolinnych dolinki tworzy³y siê w postglacjale,

z po³¹czenia bezodp³ywowych zag³êbieñ wytopiskowych. Dolinki rozcinaj¹ce stoki pradoliny s¹ ró¿nego

wieku i kszta³tu. Nachylenie zboczy najm³odszych z nich miejscami przekracza 30°. Niektóre z paro-

13

wów powsta³y i rozwijaj¹ siê pod wp³ywem czynników antropogenicznych (wciêcia dróg w obrêbie

stoków).

Formy denudacyjne zaczê³y powstawaæ ju¿ pod koniec deglacjacji ostatniego zlodowacenia

(zlodowacenia Wis³y) i tworz¹ siê a¿ do dziœ. Mo¿na tu wydzieliæ formy powsta³e na wysoczyŸnie

oraz na stokach.

R ó w n i n y d e n u d a c y j n e . Fragmenty wysoczyzny morenowej o rzeŸbie z³agodzonej

i wyrównanej przez procesy denudacyjne — g³ównie erozjê wód roztopowych z bry³ martwego lodu

oraz przez procesy stokowe — wydzielono w kilku miejscach, zarówno na Pojezierzu Chodzieskim,

jak i Krajeñskim. Gliny zwa³owe przykryte s¹ tu g³ównie warstw¹ osadów rezydualnych, b¹dŸ glin

sp³ywowych.

S t r e f a d e g r a d a c j i i a g r a d a c j i . Na wszystkich stokach mo¿na wydzieliæ czêœæ górn¹

— degradacyjn¹ i doln¹ — agradacyjn¹. Intensywnie denudowane m³ode stoki, opadaj¹ce ku dolinom,

maj¹ czêœæ agradacyjn¹ stosunkowo skrócon¹, gdy¿ materia³ stokowy jest szybko odprowadzany. Na

starszych stokach wysoczyzny, opadaj¹cych w kierunku tarasów pradolinnych, dominuj¹ca jest czêœæ

agradacyjna. Powstaj¹ tak d³ugie stoki degradacyjno-agradacyjne, jak pó³nocna krawêdŸ Wysoczyzny

Chodzieskiej. Pewien udzia³ w tworzeniu tych stoków maj¹ te¿ osuwiska, lecz nie zosta³y one wyró¿nione

ze wzglêdu na skalê opracowania.

Formy antropogeniczne. W a ³ y i g r o b l e oraz k a n a ³ y i d n a s t a w ó w . W dolinie

Noteci dzia³alnoœæ gospodarcza polega na: regulacji rzeki, budowie kana³ów, œluz, stawów i dróg.

Formy te s¹ czêste i nie wszystkie zosta³y wyró¿nione na szkicu geomorfologicznym. Szczególne za-

gêszczenie grobli znajduje siê przy stawach gospodarstw rybnych ko³o Wystêpu i Œlesina. Dzia³alnoœæ

ta ma miejsce tak¿e w ma³ych dolinkach, gdzie czêsto maskuje naturaln¹ rzeŸbê.

H a ³ d y , n a s y p y , w y s y p i s k a o d p a d ó w k o m u n a l n y c h , o s a d n i k i i g r u n -

t y r e f u l o w a n e . Najwiêcej tych form zlokalizowanych jest na obszarze miasta Nak³a, gdzie pra-

wie 1000 lat osadnictwa doprowadzi³o do zmian przebiegu skarpy tarasu pradolinnego i zasypania

ujœciowych partii dwóch dolinek rozcinaj¹cych wysoczyznê. Teren Placu Zamkowego jest w ca³oœci

sztucznie usypany. Jest to obszar dawnego g r o d z i s k a . Mi¹¿szoœæ warstwy kulturowej przekracza

tu 4,0 m (Henzel i in., 1972 — profil wykopu wykonanego w Nakle). Nasypy i osadniki tworzone s¹

obecnie ko³o cukrowni. Ha³dy ko³o nieczynnej cegielni w Szubinie s¹ ju¿ czêœciowo zrekultywowane.

¯ w i r o w n i e , p i a s k o w n i e - ¿ w i r o w n i e i p i a s k o w n i e s¹ bardzo liczne na terenie pra-

doliny w rejonie Rozwa¿yn–Paterek–Studzienki, a tak¿e ko³o Anielin i ko³o Godzimierza. Po wielu z nich

pozosta³ nie zrekultywowany teren, wymieszane grunty, czêœæ ha³d, opuszczone i nie zalesione wyro-

14

biska. Na szkicu geomorfologicznym formy te zaznaczono tylko w miejscach, w których stanowi¹ one

istotny element morfologiczny.

Obszar arkusza Nak³o n. Noteci¹ nale¿y do zlewni Odry. Ca³y teren przecina rzeka Noteæ, do kt-

órej wpadaj¹, od strony pó³nocnej, niewielkie strumienie. Najwiêkszy z nich to p³yn¹ca wzd³u¿ kra-

wêdzi Wysoczyzny Krajeñskiej Œleska i towarzysz¹cy jej system rowów melioracyjnych i kana³ów —

w tym Kana³ Bydgoski — przecinaj¹cych martwy odcinek pradoliny na wschód od Nak³a. Dolina

Noteci miêdzy Nak³em i Turem, oprócz czêœci wód w³aœciwej rzeki (reszta p³ynie Kana³em Nowo-No-

teckim) prowadzi te¿ wody licznymi rowami i kana³ami.

Wiêksza czêœæ obszaru tarasów pradolinnych na po³udnie od Noteci jest sucha, odwadniana jedy-

nie przez wody podziemne. Istniej¹ce tu dolinki, o zachowanych œladach przep³ywu, s¹ obecnie suche,

b¹dŸ okresowe. Jedynie w okolicy Sipior znajduje siê rozleg³e obni¿enie, które wraz otaczaj¹cymi go

mniejszymi zag³êbieniami, jest wype³nione torfami i odwadniane szeregiem rowów melioracyjnych

w kierunku zachodnim, w stronê Noteci.

Na obszarze wysoczyzny morenowej okolic Jaru¿yna liczne s¹ oczka polodowcowe. Dolinki

i kana³y, odprowadzaj¹ce z nich wody na wschód i na zachód w stronê doliny Noteci, trac¹ wody

zbli¿aj¹c siê do krawêdzi (infiltracji sprzyjaj¹ piaski podœcielaj¹ce osady tworz¹ce wysoczyznê). Jedy-

nie struga p³yn¹ca od okolic NiedŸwiadów na wschód prowadzi wody, choæ i ona wysycha okresowo.

Wody po³udniowej czêœci obszaru arkusza Nak³o n. Noteci¹ odprowadzane s¹ Bia³¹ Strug¹ do doli-

ny G¹sawki (Bia³a Struga wpada do niej ko³o Szubina, ju¿ poza obszarem arkusza). Do rzeki tej wpadaj¹

mniejsze cieki prowadz¹ce wody z okolic: Szczepic, Suchorêczka i Piñska. Na obszarze wyspy wyso-

czyzny na pó³noc od Szubina (odwadnianej przez Bia³¹ Strugê) znajduj¹ siê liczne oczka polodowcowe.

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

1 . P e r m – t r i a s

a . P e r m g ó r n y – t r i a s d o l n y

Z wiercenia w Szubinie (otw. 87) znane s¹ osady permu i triasu. Nie wystêpuj¹ na powierzchni

podczwartorzêdowej (tabl. II).

Osady permu górnego — cechsztynu, w postaci i³ów i soli, nawiercono na g³êbokoœci

1429,0–2149,0 m.

Osady triasu dolnego w facji retu, wykszta³cone w postaci i³ów i margli, nawiercono na g³êbo-

koœci 209,0–1429,0 m.

15

b . T r i a s œ r o d k o w y

I ³ y , m a r g l e i w a p i e n i e triasu œrodowego nawiercono, w otworze 87, na g³êbokoœci

98,4 – 209,0 m.

2 . J u r a

a . J u r a d o l n a

P i a s k o w c e i ³ u p k i. Najstarszymi osadami jakie wystêpuj¹ bezpoœrednio pod utworami

czwartorzêdowymi s¹ osady jury dolnej, rozpoznane w Szubinie i okolicy (m.in. otw. 87, 88). Osady

te s¹ znane z wielu wierceñ (otw.: 43, 56, 60 i in.), gdzie wystêpuj¹ pod przykryciem osadów trzecio-

rzêdu. S¹ to przewa¿nie bia³e i bia³okremowe piaskowce drobnoziarniste i bardzo drobnoziarniste,

w pewnych partiach wzbogacone w jasne ³yszczyki. Pojawiaj¹ siê w nich prze³awicenia i³owców

z syderytami i ³upki.

Zespó³ ten korelowaæ mo¿na z regionalnymi jednostkami litostratygraficznymi — seriami:

s³awêciñsk¹ górn¹, ciechociñsk¹ i boruciñsk¹, które w ujêciu chronostratygraficznym reprezentuj¹

przedzia³ od pliensbachu do toarsu (Dadlez, Dembowska, 1962b).

Strop osadów jurajskich w Szubinie znajduje siê na wysokoœci oko³o 30 m n.p.m., w rejonie

Nak³a–Paterka obni¿a siê do 146,7 m p.p.m w rowie tektonicznym i oko³o 50 m p.p.m. na jego

skrzyd³ach. Nieprzewiercona seria osadów jurajskich osi¹ga mi¹¿szoœæ kilkuset metrów (otw. 69 —

ponad 372,8 m).

3 . T r z e c i o r z ê d

a . P a l e o g e n

Oligocen

M u ³ o w c e , i ³ o w c e i p i a s k i g l a u k o n i t o w e . Osady oligocenu stwierdzono we

wszystkich otworach wiertniczych przebijaj¹cych utwory trzeciorzêdowe (wyj¹tek — otw. 82 w Szubi-

nie, gdzie i³y pstre le¿¹ bezpoœrednio na osadach jurajskich). Le¿¹ one transgresywnie na osadach jury,

a przykryte s¹ utworami ró¿nych poziomów mioceñskich. W rejonie g³êbokich obni¿eñ pod³o¿a w cen-

tralnej czêœci obszaru arkusza osady czwartorzêdowe spoczywaj¹ bezpoœrednio na oligoceñskich.

Pe³na mi¹¿szoœæ utworów oligocenu, w centralnej i pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza,

wynosi oko³o 25–35 m, bez istotnej ró¿nicy pomiêdzy rowem tektonicznym a jego otoczeniem. W czêœci

po³udniowo-zachodniej terenu badañ wzrasta do oko³o 50–60 m. Strop osadów oligocenu znajduje siê

16

na wysokoœci od oko³o 35 m p.p.m. do oko³o 20 m n.p.m., jedynie w rowie tektonicznym utwory te za-

legaj¹ na wysokoœci oko³o 113 m p.p.m.

Wyró¿nia siê tu dwa kompleksy litologiczne, które odpowiadaj¹ warstwom czempiñskim i war-

stwom mosiñskim górnym, nale¿¹cym do oligocenu dolnego — rupelu (Piwocki, 1978; Piwocki,

Ziembiñska-Tworzyd³o, 1995).

Dolna czêœæ osadów (warstwy czempiñskie) tworzy³a siê w œrodowisku przybrze¿no-morskim.

Wystêpuj¹ tu g³ównie ciemnobrunatne mu³owce i i³owce z muskowitem oraz z wk³adkami pia-

sków glaukonitowych. Sporadycznie wystêpuj¹ tu cienkie wkladki wêgla brunatnego. Utwory te

znane i opisywane by³y od dawna jako „i³y toruñskie”. Warstwy mosiñskie to osady œrodowiska morskie-

go — piaski glaukonitowe, mu³owce i i³owce. Charakterystyczne dla osadów oligocenu jest przewa¿nie

zielone zabarwienie serii piaszczystych oraz wystêpowanie w nich ¿wirów kwarcowych tzw. „fasolek”.

b . N e o g e n

Miocen

P i a s k i i m u ³ k i z w k ³ a d k a m i w ê g l a b r u n a t n e g o . Osady miocenu wystêpuj¹

w pod³o¿u prawie ca³ego obszaru arkusza, za wyj¹tkiem g³êbokich rozciêæ erozyjnych w jego cen-

tralnej, po³udniowo-wschodniej i pó³nocno-wschodniej czêœci, gdzie zosta³y zniszczone w starszym

czwartorzêdzie.

Strop osadów miocenu znajduje siê na wysokoœci 61,5 m p.p.m. w rowie tektonicznym (otw. 56)

i oko³o 0–30 m n.p.m. poza nim, osi¹gaj¹c nawet 52,6 m n.p.m. na horœcie w Nakle (otw. 24).

Utwory miocenu nale¿¹ do ró¿nych serii litostratygraficznych. Piwocki (1977) wyró¿nia tu od-

powiedniki warstw: rawickich, œcinawskich, adamowskich, œrodkowopolskich i poznañskich. Naj-

pe³niejszy profil osadów mioceñskich znany jest z obszaru rowu tektonicznego, gdzie w jego

pó³nocnej czêœci ich mi¹¿szoœæ siêga oko³o 95 m (poza rowem mi¹¿szoœæ osadów miocenu waha siê

od kilkunastu do oko³o 60 m). Sedymentacja l¹dowa, a czêœciowo równie¿ brakiczna (w najstarszych

seriach) trwa³a, z licznymi lukami i rozmyciami, przez ca³y miocen górny. Poszczególne serie le¿¹

niezgodnie na podœcielaj¹cych je najczêœciej osadach oligocenu. Utwory mioceñskie reprezentowane

s¹ przez piaski kwarcowe z domieszk¹ jasnych ³yszczyków, czêsto zawêglone, szarobrunatne do czar-

nych. Zawieraj¹ liczne okruchy b¹dŸ smugi wêgla brunatnego, detrytus roœlinny oraz siarczki (spiry-

tyzowane szcz¹tki organiczne). Zdarzaj¹ siê wœród nich wk³adki czystych piasków kwarcowych,

pochodz¹cych z akumulacji rzecznej. W wy¿szych poziomach (od warstw œrodkowopolskich) prze-

wa¿aj¹ osady ilasto-mu³kowate, przewa¿nie ciemnoszare, brunatne, nawet czarne, z rzadkimi wk³ad-

kami piasków.

17

W ca³ym kompleksie mioceñskim wystêpuj¹ pok³ady wêgla brunatnego. Przewa¿a wêgiel za-

piaszczony, z przerostami i³ów i mu³ków, o ró¿nej mi¹¿szoœci od kilku centymetów do kilkunastu

metrów. Na terenie rowu tektonicznego mi¹¿szoœæ pok³adów wyraŸnie roœnie. W jego pó³nocnej czêœci,

na zachód od Nak³a, sumaryczna mi¹¿szoœæ pok³adów bilansowych przekracza 20,0 m. W obecnych

warunkach ekonomicznych nie stanowi to z³o¿a o wartoœci gospodarczej.

Mio-pliocen

I ³ y p s t r e , m i e j s c a m i z w k ³ a d k a m i m u ³ k ó w i p i a s k ó w . Osady te, znane

w literaturze jako i³y poznañskie, do niedawna by³y zaliczane do pliocenu. Wed³ug Piwockiego i Ziem-

biñskiej-Tworzyd³o (1995) granica chronostratygraficzna miocen–pliocen biegnie w obrêbie omawianej

poni¿ej serii litologicznej (w pobli¿u stropu). Utwory te zachowuj¹ ci¹g³oœæ sedymentacyjn¹ z peli-

tycznymi osadami najwy¿szego miocenu i dlatego zaliczono je do mio-pliocenu.

S¹ to i³y plastyczne, szarozielone, pstre lub p³omieniste. Zawieraj¹ lokalnie wk³adki piaszczyste

oraz poziomy wzbogaceñ w wêglan wapnia, choæ na ogó³ s¹ odwapnione. Spotykane s¹ niekiedy

(zw³aszcza w sp¹gu) cienkie wk³adki wêgliste, b¹dŸ z sieczk¹ roœlinn¹. Wystêpuj¹ w nich wtedy czê-

sto drobne kryszta³ki gipsu.

Na terenie arkusza Nak³o n. Noteci¹ mi¹¿szoœæ i³ów pstrych osi¹ga maksymalnie oko³o 25–30 m,

a ich strop wznosi siê na wysokoœci oko³o 10–50 m n.p.m. Zwarta pokrywa utworów mio-plioceñskich

tworzy powierzchniê podczwartorzêdow¹ w pó³nocnej i w po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru arku-

sza — w centralnej, w rejonie wielkich rozciêæ, ich osady zosta³y usuniête.

4 . C z w a r t o r z ê d

Osady czwartorzêdu pokrywaj¹ ca³¹ powierzchniê obszaru arkusza zwart¹ pokryw¹ o mi¹¿szoœci

od oko³o 40 m w rejonie struktury Szubina, oko³o 25 m na horœcie w Nakle, do 152,0 m w rowie tekto-

nicznym w Jaru¿ynie. Œrednia mi¹¿szoœæ wynosi oko³o 60–80 m.

Stratygrafiê osadów czwartorzêdowych opracowano na podstawie analizy hipsometryczno-pa-

leogeograficznej w nawi¹zaniu do punktu reperowego, jakim jest stanowisko interglacja³u eemskiego

w Nakle (Noryœkiewicz, 1978). Nie nawi¹zano do stanowiska w Œmielinie (Rühle, 1953), gdy¿ lokali-

zacja tego stanowiska jest trudna do weryfikacji, a ponadto profil py³kowy nie pozwala, w œwietle

wspó³czesnego stanu wiedzy, na pe³n¹ identyfikacjê poziomu stratygraficznego (Uniejewska, W³odek,

1977). Zaproponowana w niniejszym opracowaniu stratygrafia poziomów glacjalnych w zasadzie jest

zgodna z przyjêt¹ na arkuszu Nak³o Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000 (Uniejewska,

W³odek, 1978) i nawi¹zuje, w du¿ej mierze, do pracy Dzier¿ka (1994). Interpretacja stratygraficzna

i genetyczna osadów nie by³aby mo¿liwa tylko na podstawie materia³ów zebranych z obszaru arkusza

18

Nak³o n. Noteci¹, dlatego ustalono j¹ przez analogie z obszarami s¹siednimi (Butrymowicz, 1997;

Dzier¿ek, 1994). Zagadnienia stratygrafii i genezy osadów czwartorzêdowych na terenie arkusza by³y

ju¿ przedstawiane przez autora (W³odek, 1998).

Wœród osadów czwartorzêdowych wyró¿niono utwory: plejstocenu, holocenu i czwartorzêdu

nierozdzielonego.

a . P l e j s t o c e n

W sk³ad kompleksu plejstoceñskiego wchodz¹ osady: zlodowaceñ po³udniowopolskich, œrod-

kowopolskich i pó³nocnopolskich oraz interglacja³ów wielkiego i eemskiego.

I ³ y i p i a s k i z w ê g l e m b r u n a t n y m t r z e c i o r z ê d o w e j a k o k r y w u t w o -

r a c h p l e j s t o c e ñ s k i c h . Utwory te spotyka siê w kilku otworach (otw.: 3, 56, 79 i in.). Bezpo-

œrednio na zachód od obszaru arkusza odgrywaj¹ istotn¹ rolê morfogenetyczn¹, gdy¿ stanowi¹ tam

j¹dra pagórów moren czo³owych spiêtrzonych, jak ten, którego niewielki fragment znajduje siê na

pó³noc od Kcyni.

Zlodowacenia po³udniowopolskie

Osady starsze od utworów powsta³ych w czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich znajduj¹ siê

w rejonie g³êbokich obni¿eñ pod³o¿a w centralnej czêœci obszaru arkusza. Poza nimi, jedynie w dwóch

niewielkich zag³êbieniach — ko³o Œlesina–Minikowa oraz ko³o Szubina. Na pozosta³ym obszarze

zosta³y prawie ca³kowicie zerodowane.

G l i n y z w a ³ o w e , p i a s k i i m u ³ k i , o ³¹cznej mi¹¿szoœci do kilkudziesiêciu metrów,

znane s¹ z archiwalnych otworów studziennych w Minikowie — otw. 11, 12, i w Œlesinie — otw. 10.

Interpretacja paleogeograficzna tego obszaru wskazuje, ¿e mamy tu prawdopodobnie do czynienia

z zag³êbieniem egzaracyjnym o stromych krawêdziach, którego dno znajduje siê na wysokoœci

oko³o 35 m p.p.m. (otw. 13 zlokalizowany jest poza zag³êbieniem). G³êbokoœæ wystêpowania osadów

wskazuje na wiek starszy od zlodowaceñ œrodkowopolskich. Próba rozpoziomowania, b¹dŸ interpreta-

cja stratygraficzno-genetyczna tych osadów by³aby zbyt arbitralna. Profile otworów 11 i 12, znaj-

duj¹cych siê od siebie w odleg³oœci kilkudziesiêciu metrów, nie s¹ zgodne w opisie litologii, co utrudnia

w³aœciw¹ interpretacjê. W rezultacie jedynym wyjœciem zosta³o ³¹czne potraktowanie tych osadów

jako nierozdzielonych, przypisanych do zlodowaceñ po³udniowopolskich.

Prawdopodobnie osady zlodowaceñ po³udniowopolskich, które równie¿ nale¿y uznaæ za nie-

rozdzielone, wype³niaj¹ sp¹gow¹ czêœæ zag³êbienia, o wysokoœci oko³o 10 m p.p.m. i nieokreœlonej

genezie, znajduj¹cego siê na zachód od Szubina (tabl. III), udokumentowanego otworem zlokalizowa-

nym poza granic¹ obszaru arkusza.

19

G l i n y z w a ³ o w e . W archiwalnych otworach w: Jaru¿ynie (otw. 56), Nakle (otw. 20, 26)

i Paterku stwierdzono wystêpowanie poziomów glin zwa³owych o mi¹¿szoœci oko³o 1–5 m, zalegaj¹cych

na wysokoœci od 61,5 m p.p.m. do oko³o 14 m n.p.m., przy czym w dwóch wypadkach (otw. 26, 56)

opisano dwa pok³ady glin.

Mo¿liwe jest równie¿, ¿e z okresu zlodowaceñ po³udniowopolskich pochodzi 1–2-metrowej

mi¹¿szoœci pok³ad glin zw³owych opisanych w sp¹gu osadów czwartorzêdu w otworach 71 i 72 ko³o

Szczepic. Gliny te wyraŸnie ró¿ni¹ siê pod wzglêdem petrograficznym od le¿¹cych wy¿ej — ich

wspó³czynniki petrograficzne1 O/K; K/W; A/B wynosz¹ odpowiednio: 1,35; 0,76; 1,29, przy wzglêdnej

równowadze granatów i amfiboli (Komacka, 1998).

Przypisywanie wspomnianym glinom konkretnego poziomu stratygraficznego w obrêbie zlodo-

waceñ po³udniowopolskich nie jest mo¿liwe.

P i a s k i i ¿ w i r y w o d n o l o d o w c o w e o mi¹¿szoœci oko³o 35 m wystêpuj¹ w otworze 56

(Jaru¿yn), gdzie prze³awicaj¹ siê z glinami zwa³owymi (tabl. II). Ich strop jest trudny do okreœlenia,

gdy¿ ku górze przechodz¹ w osady interglacjalne. Opisane s¹ jako piaski gruboziarniste, czêsto z do-

mieszk¹ ¿wirów. Cech¹ charakterystyczn¹ jest obecnoœæ okruchów wêgla brunatnego. W otworze 37

wystêpuj¹ na wysokoœci 12,0–17,3 m p.p.m. W badaniach petrograficznych (Komacka, 1998) równie¿

zosta³y uznane za osad wodnolodowcowy.

Interglacja³ ferdynandowski

Analogicznie do Dzier¿ka (1994), badaj¹cego teren le¿¹cy na zachód od obszaru arkusza, wiek

ten przypisano osadom doliny rzecznej, której bieg pokrywa siê w przybli¿eniu z biegiem doliny No-

teci (wyraŸnie widoczny na szkicu geologicznym odkrytym — tabl. III), co znajduje potwierdzenie na

obszarze arkusza Bydgoszcz Zachód (Butrymowicz, 1997) oko³o 7 km na wschód od granicy opraco-

wywanego arkusza.

Na obszarze arkusza Nak³o n. Noteci¹ dolina rzeczna wype³niona osadami interglacja³u ferdynan-

dowskiego udokumentowana jest przez otwór 31 (szczegó³owy przebieg jest hipotetyczny). Jej szero-

koœæ wynosi oko³o 2–4 km. Sp¹g osadów rzecznych wystêpuje na wysokoœci 36,8 m p.p.m. (otw. 31),

strop oko³o 5 m n.p.m. P i a s k i r z e c z n e wype³niaj¹ce dolinê opisane s¹ jako œrednio- i gruboziar-

niste, czêsto z py³em wêgla brunatnego. Dolina wyerodowana jest w pod³o¿u podczwartorzêdowym,

choæ miejscami (otw. 26 ) osady rzeczne le¿¹ na zerodowanych resztkach glin zwa³owych zlodowaceñ

po³udniowopolskich. Mi¹¿szoœæ tych osadów osi¹ga oko³o 40 m.

20

1Wspó³czynniki petrograficzne obliczone dla ¿wirów o œrednicy 5–10 mm, uzyskanych z glin zwa³owych charakteryzuj¹zale¿noœci pomiêdzy ró¿nymi grupami ska³ skandynawskich, gdzie: O — ska³y osadowe, K — ska³y krystalicznei kwarc, W — ska³y wêglanowe, A — ska³y nieodporne na wietrzenie, B — ska³y odporne na wietrzenie

Zlodowacenie Sanu 2 (Wilgi)

G l i n y z w a ³ o w e . Przyjêto, ¿e tego wieku jest 5,0-metrowej mi¹¿szoœci warstwa glin

zwa³owych znana z otworu 26, gdzie jej strop znajduje siê na wysokoœci 9,0 m n.p.m. Gliny te le¿¹ na

serii piasków rzecznych zaliczonych do interglacja³u ferdynandowskiego. Na zbli¿onej wysokoœci

spoczywaj¹ na pod³o¿u podczwartorzêdowym gliny zwa³owe w otworze 60.

Interglacja³ wielki

Doliny rzeczne powsta³e w tym czasie czêœciowo pokrywaj¹ siê z dolinami z interglacja³u ferdy-

nandowskiego, maj¹ jednak wiêksz¹ szerokoœæ wynosz¹c¹ oko³o 3–6 km. Sp¹g osadów znajduje siê

na wysokoœci od oko³o 25 m p.p.m. (w rowie tektonicznym okolic Nak³a) do 10,0 m n.p.m. (otw 60).

Osady rzeczne le¿¹ na zerodowanym pod³o¿u podczwartorzêdowym, na resztkach glin zwa³owych

zlodowaceñ po³udniowopolskich, b¹dŸ na osadach interglacja³u ferdynandowskiego, a w rowie tekto-

nicznym (otw. 37, 40) na piaskach i ¿wirach wodnolodowcowych zlodowaceñ po³udniowopolskich.

W miejscach, gdzie sp¹g osadów znajduje siê wy¿ej — oko³o 10 m n.p.m. (otw. 19, 60), mamy praw-

dopodobnie do czynienia z póŸniejszym cyklem erozyjno-akumulacyjnym tego interglacja³u.

P i a s k i r z e c z n e . Mi¹¿szoœæ osadów wynosi oko³o 35 m. Opisywane s¹ jako piaski grubo-

b¹dŸ œrednioziarniste, miejscami drobnoziarniste, niekiedy z prze³awiceniami mu³ków. Stwierdzona

zosta³a cyklicznoœæ osadów. Czêsto wystêpuje w nich domieszka py³u wêgla brunatnego i nierozpo-

znawalne szcz¹tki roœlinne. W otworach 37 i 55 osady te zosta³y rozpoznane na wysokoœci od 6,0 m

p.p.m. do 15,0 m n.p.m. (otw. 55) i od 12,0 m p.p.m. do 18,0 m n.p.m. (otw. 37). Komacka (1998) zalicza

te piaski do osadów rzeczno-peryglacjalnych.

Piaski rzeczne wype³niaj¹ce rów tektoniczny w rejonie Paterek–Jaru¿yn zaliczono, w du¿ej czêœci,

do interglacja³u wielkiego. Sta³a subsydencja mia³a tu wp³yw na zwiêkszenie mi¹¿szoœci osadów o oko³o

20 m, w stosunku do innych obszarów — le¿¹cych poza rowem.

Zlodowacenia œrodkowopolskie

Okres tych zlodowaceñ pozostawi³ po sobie, na znacznej czêœci Wysoczyzny Chodzieskiej,

zwart¹ pokrywê osadów nale¿¹cych do co najmniej dwóch cykli glacjalnych. W rejonie obni¿eñ w cen-

tralnej czêœci obszaru arkusza i na obszarze czêœci Wysoczyzny Krajeñskiej osady tych zlodowaceñ

zosta³y miejscami usuniête przez erozjê, a na znacznych obszarach zredukowane do jednego, czêsto

niepe³nego poziomu glacjalnego.

Przedstawiony poni¿ej podzia³ osadów zlodowaceñ œrodkowopolskich na zlodowacenia Odry

i Warty oraz interglacja³ lubelski nawi¹zuje do obszarów s¹siednich. Wysokoœæ den dolinnych, g³êbokoœæ

zasypania i rozmiary erozji znajduj¹ analogie na obszarze le¿¹cym na zachód (Dzier¿ek, 1994). W inter-

pretacji stratygraficznej i paleogeograficznej nawi¹zano równie¿ do opracowañ obejmuj¹cych wiêksze

21

obszary. Dotyczy to zw³aszcza pozycji osadów interglacja³u lubelskiego, które zdaniem autora (w od-

ró¿nieniu od Dzier¿ka) nie wyró¿niaj¹ siê tak dobrze, jak interglacja³u eemskiego, ani nie zaznaczaj¹

siê tak wyraŸnie w pod³o¿u, jak utwory wype³niaj¹ce doliny interglacja³u wielkiego.

Zlodowacenie Odry

Osady tego zlodowacenia zachowa³y siê w pe³nym wykszta³ceniu g³ównie w po³udniowo-za-

chodniej czêœci obszaru arkusza — w rejonie Kcyni–Szczepic. Na pozosta³ym obszarze s¹ znacznie

zredukowane, b¹dŸ w ogóle nieznane.

M u ³ k i i i ³ y z a s t o i s k o w e . W dolinach w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza

osady, opisywane jako mu³ki i i³y, o mi¹¿szoœci do 20,0 m, wystêpuj¹ m.in. w otworze 35 na wysokoœci

15,0–29,0 m n.p.m. Le¿¹ w stropie piasków rzecznych interglacja³u wielkiego, b¹dŸ wykraczaj¹ poza

doliny i spoczywaj¹ na osadach miocenu.

Osady te uznane zosta³y za zastoiskowe. W kilku miejscach, na przyk³ad w Minikowie (otw. 12)

i w Sipiorach (otw. 50), zastoisko wkroczy³o na wysoczyznê i jego osady spoczywaj¹ na pod³o¿u pod-

czwartorzêdowym, b¹dŸ na osadach zlodowaceñ po³udniowopolskich.

P i a s k i w o d n o l o d o w c o w e , opisywane jako œrednio- b¹dŸ gruboziarniste, wystêpuj¹

w sp¹gu glin zwa³owych zlodowacenia Odry na ró¿nych wysokoœciach, nawet oko³o 40–47 m

n.p.m. w okolicy Kcyni (otw. 80), a tak¿e pomiêdzy pakietami tych glin zwa³owych (otw. 71) w sytu-

acjach, które nie pozwalaj¹, aby takiemu prze³awiceniu nadaæ rangê stratygraficzn¹. Mi¹¿szoœæ piasków

wynosi tu do kilku metrów. W otworze Szczepice (otw. 71) zosta³y opisane na wysokoœci 13,0–21,0

oraz 30,0–34,0 m n.p.m.

W centralnej czêœci obszaru arkusza, pomiêdzy seriami piasków zaliczonych do interglacja³ów

wielkiego i eemskiego, na wysokoœci oko³o 15–30 m n.p.m., wystêpuje kilku- lub kilkunastometrowej

mi¹¿szoœci warstwa piasków (otw.: 36, 39, 42, 55 i 56). Jej po³o¿enie wskazuje, ¿e mo¿na tê warstwê

uwa¿aæ za powsta³¹ w czasie transgresji l¹dolodu zlodowacenia Odry. Potwierdzeniem tego jest obraz

petrograficzny osadów omawianej warstwy, uzyskanych z otworu 55, ró¿ni¹cy siê od obrazu osadów

rzecznych le¿¹cych powy¿ej i poni¿ej.

G l i n y z w a ³ o w e to typowe gliny piaszczyste, szare, b¹dŸ brunatne. Rozpoznano je m.in.

w otworze Szczepice (otw. 71), gdzie wed³ug Komackiej (1998), która zalicza je do zlodowaceñ

pó³nocnopolskich, wspó³czynniki petrograficzne wynosz¹: 1,11; 0,94; 1,02, przy lekkiej przewadze

amfiboli nad granatami. Sk³ad niewiele siê zmienia w kilku próbkach.

W po³udniowej czêœci obszaru arkusza sp¹g glin znajduje siê na wysokoœci oko³o 15–45 m

n.p.m., a ich mi¹¿szoœæ siêga 35,0 m (otw. 86). Strop nie zawsze jest mo¿liwy do ustalenia, gdy¿ na

22

obszarze wysoczyzny czêsto nie ma wyraŸnej granicy miêdzy obu poziomami glin zwa³owych zlodo-

waceñ œrodkowopolskich.

W centralnej czêœci terenu arkusza, na obszarze obni¿eñ, mi¹¿szoœæ glin jest czêsto zredukowana

do kilku metrów, a ich strop znajduje siê na wysokoœci oko³o 40–50 m n.p.m. W wiêkszej czêœci tego

rejonu, a tak¿e w zachodniej czêœci Wysoczyzny Krajeñskiej, glin zwa³owych zlodowacenia Odry

brak. We wschodniej czêœci tej wysoczyzny gliny zwa³owe wystêpuj¹ na wysokoœci oko³o 30–45 m

n.p.m. (otw. 10, 11).

Interglacja³ lubelski

Okres ten cechowa³ siê erozj¹, która zaznaczy³a siê g³ównie w rejonie obni¿eñ w centralnej czêœci

obszaru arkusza i doprowadzi³a do czêœciowego zniszczenia pokrywy osadów zlodowacenia Odry.

Powsta³y tu doliny rzeczne o dnach znajduj¹cych siê na wysokoœci oko³o 20–30 m n.p.m. Na obszarze

wysoczyzny, na przyk³ad ko³o Kcyni, te¿ wystêpuj¹ doliny tego wieku, a ich dna znajduj¹ siê odpo-

wiednio wy¿ej (otw. 79 — 44,0 m n.p.m.).

P i a s k i r z e c z n e o mi¹¿szoœci dochodz¹cej do 30 m opisane s¹ jako œrednio- i drobno-, nie-

kiedy gruboziarniste

Zlodowacenie Warty

Osady tego zlodowacenia s¹ najstarszymi, jakie w kilku miejscach pojawiaj¹ siê na powierzchni

obszaru arkusza. W jego po³udniowej czêœci tworz¹ doœæ zwart¹ pokrywê, zaœ w rejonie pradoliny i na

pó³noc od niej osady te s¹ przewa¿nie zredukowane.

P i a s k i w o d n o l o d o w c o w e , opisywane jako œrednio- b¹dŸ gruboziarniste, wystêpuj¹

w sp¹gu glin zwa³owych zlodowacenia Warty na wysokoœci oko³o 60 m n.p.m. w rejonie Kcyni lub

oko³o 45 m w rejonie Œlesina. Spotyka siê je tak¿e niekiedy w obrêbie pakietów glin zwa³owych zlodo-

wacenia Warty, jako kilkumetrowe wk³adki (otw. 71). Mi¹¿szoœæ piasków wynosi do kilku metrów.

M u ³ k i i i ³ y z a s t o i s k o w e . W dolinach centralnej czêœci obszaru arkusza mu³ki i i³y,

o mi¹¿szoœci do oko³o 10 m, zosta³y nawiercone w otworach 43 i 56. Le¿¹ one w stropie piasków

rzecznych interglacja³u lubelskiego na wysokoœci oko³o 40–60 m n.p.m.

W po³udniowej czêœci obszaru arkusza, w okolicach Kcyni (otw. 79 i in.) zastoisko wkroczy³o

na wysoczyznê, a jego osady spoczywaj¹ na starszych glinach zwa³owych (zlodowacenia Odry), b¹dŸ

na piaskach rzecznych interglacja³u lubelskiego, na wysokoœci oko³o 55–65 m n.p.m. Spotykane s¹ te¿

lokalnie w innych miejscach (otw. 66, 68).

G l i n y z w a ³ o w e podœcielaj¹ osady organogeniczne interglacja³u eemskiego w Nakle, a nawet

pojawiaj¹ siê na powierzchni tarasów pradolinnych. Na podstawie kilku dokumentacji geologicz-

no-in¿ynierskich wyró¿niono je w dwóch punktach, w centralnej czêœci miasta, na terenie gêsto zabu-

23

dowanym. O ich wieku mo¿na wnioskowaæ na podstawie stosunku do osadów jeziornych interglacja³u

eemskiego (punkt dok. 7). Sytuacja ta pozwala przypuszczaæ, ¿e tego samego wieku s¹ inne,

ods³aniaj¹ce siê w dolnej czêœci skarpy tarasów pradolinnych (na wysokoœci oko³o 55–57 m n.p.m.)

stanowiska glin zwa³owych, które w pobli¿u miejscowoœci Wystêp ods³oniête zosta³y szurfem (punkt

dok. 20). Litologicznie s¹ to typowe, szarobrunatne gliny zwa³owe. Przykrywa je warstwa bruku i ¿wirów.

Wed³ug Komackiej (1998) wyniki analiz nie ró¿ni¹ ich od glin zwa³owych zlodowacenia Odry znanych

z otworu 71. Charakteryzuj¹ je nastêpuj¹ce wspó³czynniki petrograficzne: 1,92; 0,55; 1,66. Gliny te s¹

znacznie bardziej zdiagenezowane ni¿ wy¿ej le¿¹ce gliny zlodowaceñ pó³nocnopolskich, co mo¿na

by³o zauwa¿yæ w trakcie wiercenia sondy mechanicznej w pobli¿u punktu dokumentacyjnego 20.

W Œlesinie profil skarpy o wysokoœci oko³o 12 m ods³oniêto szurfem (punkt dok. 9). W pobli¿u,

w naturalnym ods³oniêciu w dolnej czêœci skarpy, gliny s¹ szarobrunatne z zielonkawym odcieniem,

wy¿ej — szarobrunatne. W szurfie, w stropie glin znajduje siê warstwa bruku, na którym le¿¹ gliny

zwa³owe zlodowaceñ pó³nocnopolskich tworz¹ce wysoczyznê. Nie jest pewne czy ca³y profil glin po-

ni¿ej bruku nale¿y do zlodowacenia Warty. Na podstawie badañ petrograficznych (Komacka, 1998)

wydzielono tu trzy poziomy stratygraficzne, z których, zdaniem autorki, dwa nale¿¹ do ró¿nych sta-

dia³ów zlodowacenia Wis³y, podczas gdy najni¿sz¹, charakteryzuj¹c¹ siê wspó³czynnikami: 1,14;

0,94; 1,00 oraz przewag¹ granatów nad amfibolami, przypisano zlodowaceniu Warty. Zdaniem autora,

w punkcie tym oba horyzonty stratygraficzne glin zwa³owych (zlodowacenia Warty i zlodowaceñ

pó³nocnopolskich — zlodowacenia Wis³y) le¿¹ bezpoœrednio na sobie, a ich granica zaznacza siê so-

czewkami „wprasowanych” piasków w sp¹gu glin górnych. Ponadto gliny dolne wyró¿niaj¹ siê zie-

lonkawoszarym odcieniem.

Gliny zwa³owe zlodowacenia Warty wystêpuj¹ te¿ (brak ods³oniêæ) w kilku miejscach w dolnej

czêœci stoku wysoczyzny na wschód od Œlesina. W dolince ko³o Minikowa gliny te wchodz¹ w obrêb

stoku, ale s¹ przykryte osadami stokowymi. Ods³oniête by³y kilkanaœcie lat temu przy budowie kolek-

tora w Minikowie. Zosta³y wówczas opróbowane przez Butrymowicza (1997). Wyniki badañ petro-

graficznych (Fert, 1987) wyró¿niaj¹ je znacznie w stosunku do glin zwa³owych le¿¹cych wy¿ej.

Na znacznych obszarach centralnej i pó³nocnej czêœci terenu badañ strop zachowanych fragmentów

glin zwa³owych zlodowacenia Warty znajduje siê na wysokoœci oko³o 55–60 m n.p.m. (w Œlesinie do oko³o

80 m n.p.m.). Mi¹¿szoœæ waha siê od oko³o 3 do oko³o 25 m. W po³udniowej czêœci obszaru arkusza strop

glin znajduje siê na wysokoœci oko³o 70–90 m n.p.m., a mi¹¿szoœæ waha siê od oko³o 10 do oko³o 35 m.

Interglacja³ eemski

W okresie interglacja³u eemskiego erozja usunê³a czêœæ osadów poprzednich zlodowaceñ. Doliny

rzeczne powstawa³y w rejonie obni¿eñ w centralnej czêœci obszaru arkusza, rekapituluj¹c rzeŸbê z po-

24

przednich interglacja³ów. Dna dolin znajduj¹ siê na wysokoœci oko³o 25–30 m n.p.m., za wyj¹tkiem

okolic rowu tektonicznego w rejonie Nak³a, gdzie doliny dokumentuje bruk na wysokoœci oko³o 18 m

n.p.m (otw. 37).

Oprócz dolin wspomnianych wy¿ej zachowa³y siê te¿ ich fragmenty wœród wysoczyzny nie-

zdenudowanej, jak dolina w okolicy Kcyni (rekapituluj¹ca dolinê z okresu interglacja³u lubelskiego).

Jej dno znajduje siê na wysokoœci 53,0 m n.p.m. (otw. 69), a osady maj¹ oko³o 20–25 m mi¹¿szoœci.

W podobnym przedziale wysokoœciowym znajduje siê dolina w okolicy Szubina (otw. 88 i in.).

P i a s k i r z e c z n e œrednio i drobno-, miejscami gruboziarniste, osi¹gaj¹ce mi¹¿szoœæ do

oko³o 30 m (a nawet 40 m w rejonie rowu tektonicznego w okolicy Paterka), wype³niaj¹ opisane po-

wy¿ej doliny. Rozpoznane zosta³y otworami badawczymi 37, 55 i innymi. W otworze 55 odnotowano

wzrastaj¹ce ku stropowi warstwy obtoczenie i zmniejszaj¹ce siê œrednice ziarn. Zdaniem Komackiej

(1998) s¹ to osady rzeczno-peryglacjalne.

W kilku otworach (m.in. otw. 22) wœród piasków drobnoziarnistych opisano wk³adki mu³ków,

a w otworze 48 szcz¹tki roœlinne (tabl. II).

G y t i e , t o r f y i m u ³ k i j e z i o r n e datowane jako interglacja³ eemski znalezione zosta³y

w Nakle, w centrum miasta. Zosta³y one dok³adnie przebadane i posiadaj¹ obszern¹ literaturê (Kara-

szewski, 1974; Noryœkiewicz, 1978). S¹ to osady wype³niaj¹ce dobrze zrekonstruowan¹ misê jeziorn¹

o œrednicy oko³o 800 m. Sp¹g osadów znajduje siê na wysokoœci oko³o 45–48 m n.p.m. Ich mi¹¿szoœæ

osi¹ga miejscami nawet 12 m. Osady organogeniczne podœcielone piaskami spoczywaj¹ na glinach

zwa³owych, prawdopodobnie zlodowacenia Warty. Strop osadów jeziornych jest œciêty, na wysokoœci

oko³o 57–60 m n.p.m., przez osady tarasu pradolinnego, ponadto czêœæ po³udniowa misy jeziornej jest

obciêta przez skarpê tarasu. Osadów jeziornych nie widaæ w skarpie, gdy¿ jest ona zasypana przez

osady antropogeniczne prawie 1000-letniego osadnictwa miejskiego.

W profilu osadów przewa¿aj¹ gytie i kreda jeziorna z przewarstwieniami torfów, mu³ków i piasków.

Pod wzglêdem paleontologicznym jest to typowy profil interglacja³u eemskiego, z dobrze wykszta³co-

nym optimum klimatycznym, z maximum Corylus.

Zlodowacenia pó³nocnopolskie

Zlodowacenie Wis³y

Na obszarze arkusza Nak³o n. Noteci¹, a tak¿e w s¹siednich rejonach (Butrymowicz, 1997;

Dzier¿ek, 1994; Listkowska, 1986, 1988; Uniejewska, Nosek, 1990, 1992) nie znaleziono podstaw do

wydzielenia osadów stadia³u dolnego zlodowacenia Wis³y.

Autorzy wspomnianych prac wydzielili osady m³odszego cyklu glacjalnego nazywanego przez

nich faz¹ leszczyñsk¹ b¹dŸ Œwiecia (wed³ug Instrukcji...1996 — stadia³ œrodkowy zlodowacenia

25

Wis³y). Gliny zwa³owe wystêpuj¹ce w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, w dole skarpy

pradoliny, zaliczono do stadia³u œrodkowego, co znajduje potwierdzenie na terenie arkusza Byd-

goszcz Zachód (choæ zdaniem autora, nie mo¿na wykluczyæ, ¿e nale¿¹ one do zlodowacenia Warty).

Na pozosta³ym obszarze arkusza Nak³o n. Noteci¹ nie znaleziono dowodów na istnienie poziomu

glacjalnego starszego ni¿ stadia³ górny — leszczyñsko-pomorski. Osady tego piêtra tworz¹ powierzchniê

wysoczyzny. W ods³oniêciach skarp wysoczyzny nad pradolin¹ Noteci w: Chobielinie, Trzeciewnicy,

Anielinach (punkt dok.: 2, 4, 7 i 17), w których widoczny jest profil przekraczaj¹cy 30,0 m (na wysokoœci

oko³o 60–90 m n.p.m.) — od podstawy do powierzchni wysoczyzny, nigdzie nie ma dwóch poziomów

glin zwa³owych (wykluczyæ nale¿y ewidentne osady sp³ywowe, b¹dŸ osady ró¿nych facji tego samego

cyklu glacjalnego, np. punkt dok. 2). Poni¿ej zaœ, w Nakle, wystêpuj¹ osady interglacja³u eemskiego.

W kilku otworach na wysoczyŸnie (np. otw. 47) wystêpuj¹ dwa, a nawet wiêcej poziomów glin, nie jest

to jednak podstawa do wydzielenia wiêkszej liczby cykli glacjalnych.

Na powierzchni erozyjnych tarasów pradolinnych wystêpuj¹ gliny zwa³owe o niewielkiej

mi¹¿szoœci — w ods³oniêciach 1–2 m, w otworze 38 nawet 5 m. Strop glin znajduje siê na wysokoœci

oko³o 60–70 m n.p.m., poni¿ej sp¹gu glin buduj¹cych wysoczyznê (oko³o 75–90 m n.p.m.), jednak¿e

nigdzie nie wystêpuje superpozycja obu tych glin, sk¹d wniosek, ¿e gliny pojawiaj¹ce siê na tarasach

nie stanowi¹ innego poziomu stratygraficznego, ale s¹ to gliny tego samego wieku, jak na wysoczyŸnie,

lecz ograniczone swoim wystêpowaniem do obszaru pradoliny. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e gliny te

powsta³y z wytopienia zalegaj¹cych w pradolinie martwych lodów, roztopionych przez wody lodow-

cowe p³yn¹ce tworz¹c¹ siê pradolin¹ (Kozarski, 1962, 1993).

I n t e r s t a d i a ³

Seria osadów, g³ównie piaszczystych, o mi¹¿szoœci miejscami przekraczaj¹cej 20,0 m jest bardzo

charakterystycznym poziomem litologicznym, widocznym w dziesi¹tkach ods³oniêæ w skarpach

w dolinie Noteci i rozpoznana tak¿e otworami wiertniczymi w jej pobli¿u. Ma ona wyraŸne rozprze-

strzenienie regionalne oraz sta³¹ pozycjê hipsometryczn¹. Seria ta wystêpuje tak¿e w Dolinie Dolnej

Wis³y i w dolinie Noteci — na zachód od Bydgoszczy. Osady tworz¹ce tê seriê pochodz¹ z okresu

trudnego do sprecyzowania, m³odszego od interglacja³u eemskiego. Zapewne poziom ten obejmuje

równie¿ liczne luki stratygraficzne. Górne partie opisywanej serii zazêbiaj¹ siê z osadami wodnolo-

dowcowymi i zastoiskowymi z okresu stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y.

Ze wzglêdu na analogie z obszarem arkusza Bydgoszcz Zachód (Butrymowicz, 1997) omawian¹

seriê przypisano do interglacja³u Gniewu, z zastrze¿eniem, ¿e zdaniem autora w rzeczywistoœci obejmu-

je ona tak¿e wy¿sze poziomy stratygraficzne — stadia³ œrodkowy oraz interstadia³ grudzi¹dzki.

P i a s k i z a s t o i s k o w e i r z e c z n e , drobnoziarniste, niekiedy py³owate, o warstwowa-

niach równoleg³ych, riplemarkowych, wskazuj¹cych na zbiornik wód stoj¹cych, b¹dŸ o spokojnym

26

przep³ywie, mo¿na uznaæ za osady zastoiskowe, ewentualnie z wk³adkami osadów rzecznych. W partiach

stropowych pojawiaj¹ siê w nich oznaki gwa³towniejszego przep³ywu, co wskazuje na stopniowe

przejœcie do sedymentacji wodnolodowcowej. Miejscami (Œlesin — punkt dok. 12) ku stropowi frakcja

osadów staje siê coraz drobniejsza. Lokalnie, w kilku miejscach po po³udniowej stronie pradoliny, se-

dymentacja przechodzi w typowo zastoiskow¹.

Na terenie arkusza Nak³o n. Noteci¹ osady te najlepiej widoczne s¹ po pó³nocnej stronie pradoliny

Noteci — w okolicy Trzeciewnicy (punkt dok. 8), w Nakle (punkt dok. 5, 6) i w Anielinach (punkt

dok. 1, 2) a po po³udniowej stronie — ko³o Chobielina (punkt dok. 18, 19). W otworach wiertniczych

widaæ je wyraŸnie w pobli¿u pradoliny (np. Wieszki — otw. 46, Lubaszcz — otw. 14) i na ca³ym ob-

szarze pomiêdzy Paterkiem i Szubinem, natomiast w wiêkszej odleg³oœci od doliny Noteci i w kierun-

ku po³udniowo-wschodnim wyklinowuj¹ siê.

Sp¹g wspomnianych osadów nigdzie nie jest widoczny w ods³oniêciach. Z danych wiertniczych

wynika, ¿e znajduje siê na wysokoœci oko³o 55–65 m. Rzêdna stropu po pó³nocnej stronie pradoliny (od

Anielin do okolic Œlesina) wynosi oko³o 70–80 m n.p.m. Po po³udniowej stronie pradoliny, w Chobielinie

— tam gdzie skarpa jest krawêdzi¹ wysoczyzny, nad wspomnian¹ seri¹ znajduj¹ siê i³y i mu³ki zasto-

iskowe oraz gliny zwa³owe stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Strop serii piaszczystej znajduje siê

na wysokoœci oko³o 65–70 m n.p.m. Natomiast w skarpie tarasów pradolinnych, od Rozwa¿yna do

Pauliny, strop wspomnianej serii le¿y na wysokoœci oko³o 60–62 m n.p.m.

Badania petrograficzne utworów tej serii zosta³y wykonane na próbkach pobranych w wielu

punktach dokumentacyjnych (punkt dok.: 2, 8, 12 i 15–18). Na ich podstawie Komacka (1998) okre-

œli³a analizowane osady jako rzeczno-peryglacjalne, b¹dŸ zastoiskowe.

S t a d i a ³ œ r o d k o w y

G l i n y z w a ³ o w e wystêpuj¹ w dolnej czêœci skarpy pradoliny, w okolicy Œlesina i Minikowa.

Na obszarze arkusza Nak³o n. Noteci¹ nie ma dobrych ods³oniêæ tych glin, ale zosta³y one rozpoznane

na terenie arkusza Bydgoszcz Zachód, gdzie zaliczono je do stadia³u Œwiecia (Butrymowicz, 1997).

W Œlesinie, w punkcie dokumentacyjnym 9, do stadia³u œrodkowego zaliczono œrodkow¹ czêœæ

glin zwa³owych. Wed³ug Komackiej (1998) warstwa ta ró¿ni siê od glin, na których spoczywa, a zali-

czonych do zlodowacenia Warty, natomiast jest bliska petrograficznie glinom najwy¿szym, buduj¹cym

wysoczyznê (stadia³ górny zlodowacenia Wis³y). Oddziela je od nich warstwa bruku i wk³adki piasków.

Ko³o Mnikowa gliny te le¿¹ na opisywanych powy¿ej piaskach zastoiskowych i rzecznych interstadia³u

(interstadia³u Gniewu) zlodowacenia Wis³y.

Na pozosta³ej czêœci obszaru arkusza brak jest osadów pochodz¹cych z tego okresu. Zapewne

l¹dolód, który je od³o¿y³ nieznacznie tylko siêga³ poza Dolinê Dolnej Wis³y.

27

S t a d i a ³ g ó r n y

P i a s k i w o d n o l o d o w c o w e (dolne), anaglacjalne. Po pó³nocnej stronie pradoliny, po-

miêdzy Anielinami i Nak³em, ich sedymentacja odbywa³a siê w zbiorniku wodnym, do którego

nastêpnie wkroczy³ l¹dolód, czego efektem jest bardzo wyraŸna granica pomiêdzy piaszczystymi

osadami zastoiskowymi, b¹dŸ wodnolodowcowymi, a glinami zwa³owymi. Granica ta przebiega na

wysokoœci oko³o 82 m n.p.m. Ze wzglêdu na charakter sedymentacji w zbiorniku wodnym osady wod-

nolodowcowe s¹ drobnoziarniste i nigdzie na tym terenie nie przekraczaj¹ frakcji piasków gruboziar-

nistych.

Poza pradolin¹ piaski wodnolodowcowe powsta³e w czasie transgresji l¹dolodu znajduj¹ siê na

ró¿nych wysokoœciach (nawet powy¿ej 90 m n.p.m.), ich mi¹¿szoœæ jest zmienna i na ogó³ nie przekracza

kilku metrów (w otw. 61 osi¹ga 17,0 m). W profilach wielu wierceñ (otw.: 2, 3, 7 i 8) mo¿na obserwowaæ,

wœród wy¿ej le¿¹cych glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, wk³adki piasków wod-

nolodowcowych osi¹gaj¹ce mi¹¿szoœæ kilku metrów. Brak jednak dowodów, aby prze³awicenia te

mia³y znaczenie stratygraficzne, zw³aszcza ¿e ich wystêpowanie nie wykazuje ¿adnej regularnoœci.

I³ y i m u ³ k i z a s t o i s k o w e . W rejonie pradoliny osady te, o niewielkiej mi¹¿szoœci od 0,5

do 1,0 m, to i³y warwowe o doœæ nietypowym wykszta³ceniu (pseudowarwowe). Sk³adaj¹ siê

one z kilku grubych (o mi¹¿szoœci do 10 cm) i nieostrych warw tworz¹cych pakiet o przeciêtnej

mi¹¿szoœci 60 cm. I³y te wystêpuj¹ w Chobielinie oraz w okolicach Polichna i Janowa (punkty

dok.: 15–17). W kilku miejscach podœciela je warstwa piasków bardzo drobnoziarnistych i mu³ków

o mi¹¿szoœci oko³o 1 m (Paulina oraz obszar na zachód od Chobielina). Strop tych osadów znajduje siê na

wysokoœci oko³o 62 m n.p.m. Miejscami (punkt dok. 15, 16) w sp¹gu i³ów warwowych wystêpuje

5–10-centymetrowa warstwa piaskowców gruboziarnistych o lepiszczu wapnistym (strefamineralizacji Ca).

W otworze 46 (Wieszki) zosta³a opisana seria zastoiskowa na wysokoœci oko³o 65–75 m n.p.m.

Nie ma ona jednak zwi¹zku z opisan¹ powy¿ej i pomimo znajduj¹cych siê w pobli¿u (0,5 km) g³êbo-

kich rozciêæ erozyjnych nie zaobserwowano jej na powierzchni. Równie¿ próby nawiercania sond¹

mechaniczn¹ nie da³y ¿adnych rezultatów.

Na pó³noc od Godzimierza, w dolnej czêœci stoku wysoczyzny, osady zastoiskowe w postaci

i³ów warwowych zosta³y nawiercone sond¹ w trzech miejscach na wysokoœci oko³o 70 m n.p.m. Na-

wiercono je równie¿ w odleg³oœci oko³o 2 km na zachód od tego miejsca.

Lokalne zastoisko wype³nione i³ami warwowymi wystêpuj¹cymi poni¿ej glin zwa³owych sta-

dia³u górnego zlodowacenia Wis³y istnia³o ko³o Szubina. Funkcjonowa³a tu do niedawna cegielnia.

Obecnie jest ona nieczynna z powodu wyczerpania z³o¿a. Poniewa¿ teren jest zrekultywowany oma-

wianych osadów nie widaæ w ods³oniêciu. Ich mi¹¿szoœæ wynosi³a oko³o 5–15 m. Wystêpuj¹ na wyso-

koœci oko³o 70–80 m n.p.m. i nawiercane by³y te¿ w kilku otworach w Szubinie (m.in. otw. 83).

28

Osady lokalnego zastoiska znajduj¹ siê tak¿e na pó³noc od pradoliny i s¹ opisane w punkcie do-

kumentacyjnym 13 na wysokoœci oko³o 80 m n.p.m.

G l i n y z w a ³ o w e tworz¹ rozleg³e powierzchnie Wysoczyzny Krajeñskiej i Wysoczyzny

Chodzieskiej. Ich mi¹¿szoœæ wynosi od kilku do oko³o 30 m. W kilku ods³oniêciach skarp pradoliny,

od Trzeciewnicy do Anielin (punkt dok. 2), mo¿na obserwowaæ sp¹gowe partie glin. WyraŸnie widaæ,

¿e dolne partie o mi¹¿szoœci oko³o 1–2 m zosta³y osadzone w œrodowisku wodnym. Gliny s¹ tu warstwo-

wane podobnie do utworów fliszowych. Autor obserwowa³ tak samo wykszta³cone sp¹gowe partie glin

w Wyrzysku oddalonym o oko³o 15 km od zachodniej granicy obszaru arkusza. Wskazuje to na rozmiar

lokalnego zbiornika wodnego, w którym odbywa³a siê sedymentacja glin zwa³owych subakwalnych.

Analizy petrograficzne wykazuj¹, ¿e gliny subakwalne poza struktur¹ ró¿ni¹ siê od typowych glin

zwa³owych zubo¿eniem w ¿wiry, a tak¿e w sk³adniki mniej odporne na wietrzenie (Komacka, 1998 —

punkt dok. 2, próbka 2). Sp¹g glin zwa³owych w miejscowoœciach: Anieliny, Trzeciewnica i Chobie-

lin znajduje siê na wysokoœci oko³o 82 m n.p.m. Poza rejonem pradoliny, w g³êbi wysoczyzny, sp¹g

glin nie wystêpuje ju¿ regularnie na tej samej wysokoœci i znajduje siê przewa¿nie wy¿ej.

W obrêbie tarasów pradolinnych, w okolicach: Paterka, Rozwa¿yna i Polichna, gliny zwa³owe

wystêpuj¹ na wysokoœci oko³o 62–70 m n.p.m. W ods³oniêciach ko³o Polichna w sp¹gu glin widoczna

jest miejscami seria zastoiskowa, opisana powy¿ej jako i³y warwowe stadia³u górnego zlodowacenia

Wis³y. Strop glin, zerodowany i pokryty brukiem, najczêœciej o rozmiarach g³azików, a nawet du¿ych

g³azów, tworzy powierzchniê tarasów. Te cienkie p³aty glin zwa³owych, wystêpuj¹ce w kilku miejscach

w cokole erozyjnym tarasu, ró¿ni¹ siê pod wzglêdem petrograficznym od spotykanych na wysoczyŸnie

(punkt dok. 15, 16) i przypominaj¹ nieco gliny subakwalne wystêpuj¹ce na przyk³ad w punkcie doku-

mentacyjnym 2. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e nie s¹ to gliny z od³o¿enia, ale ¿e wytopi³y siê z p³atów martwego

lodu zalegaj¹cych w pradolinie (na co wskazuj¹ te¿ liczne wytopiska na powierzchni tarasów) w okresie

deglacjacji stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y a¿ do schy³ku plejstocenu. Na wysoczyŸnie (w wierce-

niach) gliny zwa³owe nie wystêpuj¹ na tej wysokoœci, co potwierdza opisany powy¿ej mechanizm po-

wstania specyficznego typu glin spotykanych tylko w dolinie.

Pod wzglêdem petrograficznym gliny zwa³owe buduj¹ce wysoczyznê by³y przebadane w kilku

punktach i nale¿¹ one, zdaniem Komackiej (1998), do ró¿nych typów, w tym i takich, które autorka

zalicza do zlodowaceñ œrodkowopolskich (punkt dok. 3).

¯ w i r y , p i a s k i i g l i n y z w a ³ o w e m o r e n c z o ³ o w y c h . Na obszarze Pojezierza

Chodzieskiego, na pó³noc od Suchorêczka, trzem rynnom lodowcowym towarzyszy kilka pagórków

o œrednicy oko³o 100–200 m. Powierzchnia pomiêdzy pagórkami jest zbudowana z glin zwa³owych,

b¹dŸ piasków lodowcowych, z du¿¹ liczb¹ g³azików w stropie. Niestety brak jest ods³oniêæ poka-

29

zuj¹cych budowê wewnêtrzn¹. O zaliczeniu tych form do moren czo³owych decyduje ich sytuacja

geomorfologiczna, a mianowicie towarzysz¹cy rynnom sandr dolinny powsta³y u czo³a l¹dolodu.

Do moren czo³owych zaliczono te¿ pagóry o niejasnej budowie wewnêtrznej, których

powierzchnia zbudowana jest z piasków, miejscami glin zwa³owych (du¿a zmiennoœæ). Wystêpuj¹

w okolicy Roztrzêbowa, gdzie le¿¹ na linii moren spiêtrzonych, uznanych przez Kozarskiego (1993)

za opowiadaj¹ce fazie chodzieskiej.

P i a s k i i g l i n y z w a ³ o w e m o r e n s p i ê t r z o n y c h . Wyró¿niaj¹ce siê w morfologii

pagóry, uznawane (Kozarski, 1993) za moreny fazy nadnoteckiej (chodzieskiej), znajduj¹ siê na za-

chód od obszaru arkusza Nak³o n. Noteci¹. W ich j¹drach wystêpuj¹ czêsto kry trzeciorzêdowych i³ów

pstrych, spiêtrzone w czasie transgresji l¹dolodu. Niewielki skrawek takiego pagóra znajduje siê przy

granicy terenu arkusza, na pó³noc od Dêbogóry. Podobnie jak w wielu innych pagórach tego typu,

le¿¹cych na zachód od obszaru badañ, i tu na powierzchni znajduj¹ siê tu piaski, prawdopodobnie po-

chodz¹ce z okresu deglacjacji.

¯ w i r y , p i a s k i i g l i n y z w a ³ o w e m o r e n m a r t w e g o l o d u . S¹ to pagóry o nie-

znanej budowie wewnêtrznej. Ich powierzchnia zbudowana jest z piasków, ¿wirów, glin zwa³owych

i g³azików. Formy te, o œrednicy oko³o 0,2–0,8 km, wystêpuj¹ w rejonie obszaru sandrowego w okolicy

Grzecznej Panny.

P i a s k i i ¿ w i r y o z ó w . Niewielki oz z³o¿ony z szeregu pagórków (niektóre z nich o œredni-

cy zaledwie kilkudziesiêciu metrów) ci¹gnie siê wzd³u¿, przeobra¿onej w holocenie, rynny lodowcowej

w okolicy Suchorêczka. Nie ma w nim ¿adnych g³êbszych ods³oniêæ, ¿wiry widoczne s¹ na powierzchni.

Drugi oz, o przebiegu wschód-zachód, znajduje siê w okolicy Godzimierza. Ma d³ugoœæ oko³o

2 km (jego zachodni stok ukrywa siê wœród wydm) i oko³o 100 m œrednicy. Znajduje siê w nim kilka

ods³oniêæ, w których widoczne s¹ piaski wodnolodowcowe osadzone przez wody o du¿ym i zmien-

nym natê¿eniu przep³ywu.

P i a s k i , m i e j s c a m i z p o k r y w ¹ g l i n z w a ³ o w y c h , k e m ó w . Niewielkie formy

kemowe wydzielono na podstawie sytuacji geomorfologicznej. Znajduj¹ siê one w okolicy NiedŸ-

wiadów, w s¹siedztwie równin sandrowych i wodnolodowcowych, powsta³ych w czasie deglacjacji

stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. W punkcie dokumentacyjnym 23 ko³o Samoklêsk, w niewiel-

kiej piaskowni ods³ania siê 2–3-metrowy profil. Widoczne s¹ tam piaski drobno- i œrednioziarniste

œwiadcz¹ce o spokojnej sedymentacji. Ponadto w kilku miejscach widaæ zaburzenia i uskoki spowo-

dowane odprê¿eniem i sp³ywem pakietów osadów na skutek wytapiania podœcielaj¹cych je bry³ mar-

twego lodu.

Niewielkie kemy wystêpuj¹ na pó³nocny zachód od Szubina, gdzie towarzysz¹ zag³êbieniom

wytopiskowym, a tak¿e w okolicy Suchorêczy.

30

Szczytowe partie du¿ych kemów zbudowane s¹ z piasków. Ich stoki pokrywaj¹ gliny zwa³owe

o mi¹¿szoœci miejscami przekraczaj¹cej 2,0 m (niekiedy tylko blokowiska pozosta³e po tej pokrywie).

Tak zbudowane du¿e kemy wystêpuj¹ ko³o Chobielina i Szubina (Dziewcza Góra).

P i a s k i l o d o w c o w e ró¿nych frakcji, czêsto zaglinione, o ró¿nych typach warstwowañ,

miejscami s¹ podobne do piasków wodnolodowcowych, niekiedy zaœ nie maj¹ œladów wyraŸnego

warstwowania. Ich mi¹¿szoœæ jest niewielka i rzadko przekracza 2,0 m.

Powsta³y w ostatniej fazie wytapiania siê martwych lodów, czêsto z rozmywania glin zwa³owych

w trakcie deglacjacji stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y.

W odró¿nieniu od innych piasków akumulowanych w tym czasie nie tworz¹ zwartej powierzchni

— jak sandry, ani form morfologicznych — jak kemy. Wystêpuj¹ powszechnie na powierzchni wyso-

czyzny zbudowanej z glin zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y. Niekiedy s¹ „facj¹ przejœ-

ciow¹” tworz¹c¹ obszary pomiêdzy wysoczyzn¹ morenow¹ a równin¹ sandrow¹, jak na przyk³ad

w okolicy Godzimierza.

P i a s k i p l a t e a u k e m o w e g o . Formy, zbudowane z osadów tu zaliczonych (opisane

w rozdziale II — str. 11) znajduj¹ siê w okolicy Niedzwiadów, w obrêbie równiny sandrowej. Wystêpuj¹

tak¿e dalej na zachód, gdzie ods³aniaj¹ siê pomiêdzy wydmami jako fragmenty twardego pod³o¿a

wœród s³abo skonsolidowanych osadów wydm, które z tarasów pradolinnych wkroczy³y a¿ na wysokoœæ

przesz³o 100,0 m n.p.m. Wydzielono je równie¿ na pó³noc od Dêbogóry — wzd³u¿ moreny spiêtrzonej

znajduj¹cej siê ju¿ prawie ca³kowicie poza zachodni¹ granic¹ obszaru arkusza.

Plateau kemowe zbudowane s¹ z piasków o ró¿nej granulacji. Czêsto wystêpuj¹ w nich ¿wiry

i g³aziki. Materia³ pobrany z niewielkich ods³oniêæ i sond wskazuje na œrodowisko wodnolodowcowe,

co potwierdzaj¹ badania petrograficzne (Komacka, 1998).

P i a s k i w o d n o l o d o w c o w e (górne). Na terenie arkusza Nak³o n. Noteci¹ osady wodno-

lodowcowe, powsta³e w czasie recesji l¹dolodu stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, tworz¹ poziom

sandrowy w rejonie NiedŸwiadów–Grzecznej Panny, na obszarze o powierzchni kilku kilometrów

kwadratowych, pomiêdzy morenami martwego lodu i fragmentami plateau kemowgo.

W zachodniej czêœci obszaru arkusza, wzd³u¿ moren czo³owych i spiêtrzonych w okolicy Dêbo-

góry–Szczepic, a tak¿e ko³o Suchorêczka, sandr dolinny tworzy listwê tarasow¹, o szerokoœci oko³o

100–300 m wzd³u¿ dolinek, które powsta³y z przeobra¿onych rynien lodowcowych. Powierzchnia

sandru, zarówno w zachodniej, jak i wschodniej czêœci obszaru arkusza znajduje siê na wysokoœci

oko³o 85–95 m n.p.m.

Mi¹¿szoœæ osadów wodnolodowcowych — piasków o ró¿nej granulacji z wyraŸn¹ przewag¹ grubo-

ziarnistych, jest bardzo zró¿nicowana i wynosi od nieca³ych 2,0 m w okolicy Szczepic, gdzie le¿¹ one na

31

glinach zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, do ponad 10,0 m w niektórych partiach sandru

w okolicy Godzimierza.

P i a s k i w y t o p i s k o w e . Na pó³noc od Piñska i Szubina znajduje siê równina zastoisko-

wo-wytopiskowa, której powierzchnia wznosi siê na wysokoœci oko³o 80–85 m n.p.m. Ods³oniêcie

w Szubinie Wsi (punkt dok. 28) oraz profile wykonanych sond potwierdzaj¹, ¿e znajduj¹ siê tu piaski

drobnoziarniste z domieszk¹ œrednioziarnistych. Warstwowania laminarne i równoleg³e oraz wk³adki

mu³ków wskazuj¹, ¿e utwory te osadzi³y siê w zbiorniku o raczej stoj¹cej wodzie i o ³agodnym

przep³ywie. Istnia³ tu przypuszczalnie zbiornik zasilany wodami z resztek martwego lodu (krajobraz

wysoczyzny w kierunku Szubina jest typowo wytopiskowy, z licznymi niewielkimi zag³êbieniami po-

wsta³ymi po martwym lodzie) oraz wodami opadowymi. Odp³yw, pocz¹tkowo do doliny G¹sawki i na

pó³noc w stronê pradoliny, zosta³ zamkniêty wydmami, wskutek czego zbiornik zamieni³ siê w jezioro

o s³abym przep³ywie. Generalnie osady te mo¿na traktowaæ jako wytopione z martwego lodu.

Fragmenty tego poziomu znajduj¹ siê te¿ w okolicy Szubina — w odleg³oœci oko³o 1 km na

pó³nocny zachód od miasta oraz pó³nocny wschód od niego, w pobli¿u granicy obszaru arkusza.

Wschodni fragment równiny, okreœlony przez Butrymowicza (1997) jako zastoisko, kontynuuje siê

w kierunku wschodnim.

¯ w i r y , p i a s k i i g ³ a z y r e z y d u a l n e . S¹ to partie osadów tworz¹cych powierzchnie

erozyjnych i erozyjno-akumulacyjnych tarasów pradolinnych, wykszta³cone w postaci pokryw g³azowych

i ¿wirowych z domieszk¹ piasków, le¿¹cych na glinach zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia

Wis³y, b¹dŸ bêd¹cych pozosta³oœciami po ich rozmyciu. Czêste s¹ równie¿ g³azowiska zbudowane

z g³azów o œrednicy przekraczaj¹cej 1,0 m (w Rozwa¿ynie opisano nie istniej¹cy ju¿ g³az o œrednicy

oko³o 8 m). Na znacznych obszarach tarasów pradolinnych gliny zwa³owe zosta³y ca³kowicie rozmyte

a ich jedyn¹ pozosta³oœci¹ s¹ ¿wiry, których mi¹¿szoœæ na ogó³ nie przekracza 2,0 m. Podœcielaj¹ce je

piaski s¹ równie¿ zwi¹zane genetycznie i chronologicznie z powstaniem erozyjnych tarasów pradolin-

nych. Nie mo¿na jednak wykluczyæ, ¿e mog¹ to byæ starsze poziomy wodnolodowcowe.

Warstwa ¿wirowa posiada znaczenie gospodarcze. ¯wiry tego poziomu s¹ lub by³y eksploato-

wane w licznych ¿wirowniach.

P i a s k i r z e c z n o - w o d n o l o d o w c o w e t a r a s ó w p r a d o l i n n y c h ( I + I I )

1 2 , 0 – 1 5 , 0 m n . p . r z e k i ( N o t e c i ) . Poziomy te odpowiadaj¹ wy¿szym (I) i œrednim (II)

tarasom pradolinnym, powsta³ym, wed³ug Galona (1961), w fazie pomorskiej. Zaliczono tu te¿ osady

tarasów ówczesnej G¹sawki p³yn¹cej na pó³noc z okolic Zalesia. W rejonie tym wiercenia

z³o¿owe wykazuj¹ w centralnej czêœci doliny kilkanaœcie metrów piasków gruboziarnistych i ¿wirów.

Natomiast z dala od centrum doliny mi¹¿szoœæ piasków jest niewielka i spada poni¿ej 2,0 m.

32

Na obszarze arkusza Nak³o n. Noteci¹ osady rzeczno-wodnolodowcowe tworz¹ tarasy pradolinne

na po³udnie od Paterka i Polichna oraz w trójk¹cie Wystêp–Gorzeñ–Tur. Mi¹¿szoœæ osadów pradolin-

nych nie jest ³atwa do okreœlenia, gdy¿ czêsto le¿¹ one na starszych piaskach wodnolodowcowych.

W ods³oniêciach zlokalizowanych w krawêdziach tarasów (Polichno, Wystêp) osady wodnolodowcowe,

w postaci piasków i ¿wirów, maj¹ mi¹¿szoœæ oko³o 2–4 metrów.

P i a s k i r z e c z n e t a r a s ó w p r a d o l i n n y c h ( I I I ) 6 , 0 – 8 , 0 m n . p . r z e k i

( N o t e c i ) . Mi¹¿szoœæ osadów tworz¹cych tarasy akumulacyjne — piasków gruboziarnistych

i ¿wirów, wynosi co najmniej kilka metrów. Zag³êbienia po martwym lodzie s¹ tu bardzo nieliczne. Wy-

stêpuj¹ tylko wyj¹tkowo, na przyk³ad we wschodniej czêœci Paterka.

b . C z w a r t o r z ê d n i e r o z d z i e l o n y

Do grupy tej w³¹czono osady, których akumulacja rozpoczê³a siê w schy³kowej fazie deglacjacji

stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, mo¿e wiêc odpowiadaæ wiekowo fazie pomorskiej i trwaæ

przez ca³y schy³ek plejstocenu. Niektóre z tych osadów akumulowane by³y tak¿e w holocenie, a¿ do

czasów wspó³czesnych i dlatego nie mo¿na zdefiniowaæ ich wieku.

G l i n y k o l u w i a l n e ( s o l i f l u k c y j n e ) powsta³y na skutek soliflukcyjnego spe³zywa-

nia pokryw gliniastych na stokach. Litologicznie zbli¿one s¹ do glin zwa³owych, z których powsta-

wa³y, ale ró¿ni¹ siê od nich wiêksz¹ na ogó³ zawartoœci¹ ziarn drobnych frakcji i odwapnieniem.

Potwierdzaj¹ to badania petrograficzne (Komacka, 1998 — punkt dok. 3), z których wynika, ¿e sk³ad

glin koluwialnych jest wyraŸnie zubo¿ony w stosunku do podœcielaj¹cych je glin zwa³owych.

Gliny te na nierównej powierzchni wysoczyzny morenowej, zw³aszcza falistej, pokrywaj¹

cienk¹ warstw¹ gliny zwa³owe i wype³niaj¹ dna obni¿eñ pomiêdzy pagórkami tak, ¿e ich mi¹¿szoœæ

wzrasta do kilku metrów. Na zdjêciach lotniczych s¹ ³atwe do wyró¿nienia, gdy¿ na równej, monoton-

nej powierzchni tworz¹ zaburzenia odpowiadaj¹ce poszczególnym jêzorom koluwiów.

S¹ to najstarsze osady stokowe stwierdzone w obrêbie arkusza Nak³o n. Noteci¹. Ich akumulacja

mia³a miejsce w fazie pomorskiej stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y i póŸniej, a¿ do starszego ho-

locenu.

Do glin koluwialnych zaliczono równie¿ sp³ywy ca³ych pakietów glin zwa³owych, które nie

ró¿ni¹ siê litologi¹ ani sk³adem od macierzystych glin zwa³owych. Osady te, w odró¿nieniu od poprzed-

nich, powstaj¹ a¿ do czasów wspó³czesnych. Nie s¹ jednak tak powszechne jak soliflukcyjne i wystêpuj¹

w niewielu miejscach, na przyk³ad w skarpie na wschód od Chobielina (punkt dok. 21).

P i a s k i , p i a s k i p y ³ o w a t e d e l u w i a l n e i g l i n y k o l u w i a l n e to osady stoko-

we, w sk³ad których wchodz¹ gliniaste koluwia soliflukcyjne, osady deluwialne i proluwia (te ostatnie

wystêpuj¹ w m³odych rozciêciach erozyjnych). Wydzielenie to zosta³o zastosowane tam, gdzie ze

33

wzglêdu na skalê opracowania nie mo¿na by³o oddzieliæ starszych, i le¿¹cych na ogó³ g³êbiej, glin solifluk-

cyjnych od le¿¹cych wy¿ej piasków. Dokumentacje geologiczno-in¿ynierskie z centrum Nak³a pokazuj¹,

¿e taras pradolinny (II) jest w pobli¿u krawêdzi wysoczyzny (z³agodzonej przez sp³ywy) nadbudowany

naprzemianleg³ymi: soczewkami, jêzorami i pok³adami ukoœnie le¿¹cych glin, piasków i ¿wirów.

Mi¹¿szoœæ tych osadów w okolicy stacji kolejowej dochodzi do 10,0 m.

P i a s k i i ¿ w i r y z w i e t r z e l i n o w e ( e l u w i a l n e ) tworz¹ py³owato-piaszczyste po-

krywy (czêsto zawieraj¹ce ¿wiry) o niewielkiej mi¹¿szoœci (z regu³y poni¿ej 2,0 m), pokrywaj¹ce po-

wierzchnie glin zwa³owych, zw³aszcza w rejonie Szubina.

P i a s k i d e l u w i a l n e to osady stokowe, osadzone przez wody opadowe i niewielkich cie-

ków okresowych, a tak¿e przez wody roztopowe. Tworz¹ pokrywy w agradacyjnej czêœci stoków,

wkraczaj¹c na po³o¿one poni¿ej skarp tarasy pradolinne. U podstawy du¿ych krawêdzi erozyjnych

stanowi¹ one osad o mi¹¿szoœci dochodz¹cej do kilku metrów (najwiêksze mi¹¿szoœci obserwuje siê

tam, gdzie krawêdŸ wysoczyzny opada w kierunku wy¿szego tarasu pradolinnego (I) — na zachód od

Jaru¿yna).

Na obszarze wysoczyzny, w obni¿eniach pomiêdzy pagórkami, zalegaj¹, przewa¿nie na glinach

zwa³owych stadia³u górnego zlodowacenia Wis³y, cienk¹ warstw¹ o mi¹¿szoœci nie przekraczaj¹cej

2,0 m. Piaski deluwialne wype³niaj¹ dna ma³ych dolinek i tworz¹ sto¿ki nap³ywowe u ich wylotu.

S¹ to piaski o ró¿nej granulacji, z przewag¹ drobnoziarnistych. W starszych osadach stokowych

czêste jest wystêpowanie licznych poziomów ¿elazistych.

Osady te tworz¹ siê przez ca³y holocen, a uprawy rolne i erozja gleb sprzyjaj¹ ich powstawaniu.

W niektórych miejscach obserwuje siê równie¿ osady stokowe, o których trudno stwierdziæ na ile s¹

one naturalnymi osadami stokowymi, na ile zaœ gruntami naoranymi.

P i a s k i e o l i c z n e w w y d m a c h . Mi¹¿szoœæ osadów wydmowych jest du¿a — przekracza

30,0 m. Najwiêksze kulminacje na obszarze arkusza, przekraczaj¹ce 130,0 m n.p.m, tworz¹ wydmy na

zachód od NiedŸwiadów i Grzecznej Panny. W tym rejonie wydmy bardzo skutecznie maskuj¹ budowê

geologiczn¹. Najwiêksze pola wydmowe znajduj¹ siê na styku tarasów pradolinnych, równin sandro-

wych oraz plateau kemowego, powoduj¹c, ¿e granice geologiczne miêdzy tymi wydzieleniami staj¹

siê trudne do odtworzenia.

P i a s k i e o l i c z n e tworz¹ pokrywy o mi¹¿szoœci nie przekraczaj¹cej 2,0 m.

Pod wzglêdem litologicznym piaski eoliczne i piaski eoliczne w wydmach s¹ na ogó³ drob-

noziarniste, o nieznacznym udziale frakcji py³owej i matowych ziarnach. W stropie s¹ przewa-

¿nie bezstrukturalne i za¿elazione, ni¿ej wyraŸnie warstwowane. Powsta³y u schy³ku fazy

pomorskiej i w okresie starszego dryasu (stadia³ górny zlodowacenia Wis³y).

34

c . H o l o c e n

P i a s k i , p i a s k i p y ³ o w a t e i m u ³ k i r z e c z n e i d e l u w i a l n e . Dolinki niewiel-

kich, niekiedy okresowych, strumieni s¹ wype³nione osadami pochodzenia rzecznego o mi¹¿szoœci

0,5–1,0 m, a tak¿e osadami stokowymi, g³ównie deluwialnymi i proluwialnymi (w profilu pionowym

osady te czêsto s¹ naprzemianleg³e z rzecznymi). W dolinkach tych du¿e znaczenie rzeŸbotwórcze

mia³y bowiem wszelkie procesy stokowe, szczególnie sp³ukiwanie, które dostarcza³y osadów delu-

wialnych na ich dna. W stronê obszarów Ÿród³owych i w mniejszych dolinkach osady deluwialne

przewa¿aj¹ nad rzecznymi.

Osady te to piaski przewa¿nie drobnoziarniste i py³owate, humusowe oraz mu³ki. Miejscami

wystêpuj¹ w nich wk³adki osadów organogenicznych.

W wielu dolinkach mo¿na wydzieliæ tarasy o wysokoœci 1,0–1,5 m i szerokoœci oko³o 50–100 m.

G y t i e i k r e d a j e z i o r n a znane s¹ ze znacznych obszarów martwej czêœci pradoliny Noteci

na po³udnie od Trzeciewnicy, gdzie wystêpuj¹ pod cienk¹ (mi¹¿szoœæ poni¿ej 0,5 m), miejscami

grubsz¹ (mi¹¿szoœæ 1,0–2,0 m) pokryw¹ torfów lub gleb torfiastych. Ich mi¹¿szoœæ siêga tam 8,0 m.

Utwory te wystêpuj¹ równie¿ w bocznych dolinkach cieków wpadaj¹cych do pradoliny (np. w okolicy

Trzeciewnicy), a ponadto w rozleg³ym obni¿eniu wytopiskowym ko³o Sipior.

P i a s k i r z e c z n e t a r a s ó w z a l e w o w y c h 1 , 0 – 2 , 0 m n . p . r z e k i wype³niaj¹ do-

liny Noteci i G¹sawki. Ich mi¹¿szoœæ wynosi kilka metrów. S¹ to piaski œrednio- i drobnoziarniste, na

ogó³ humusowe. Nie s¹ widoczne w ods³oniêciach. Przykrywaj¹ je czêsto torfy, ponadto s¹ one za-

wodnione. Na powierzchni wystêpuj¹ tylko w postaci niewielkich wysp, bêd¹cych pozosta³oœci¹ daw-

nych odsypów meandrowych — na przyk³ad w okolicach wsi: Wystêp, Tur i Polichno.

N a m u ³ y d e n d o l i n n y c h i z a g ³ ê b i e ñ b e z o d p ³ y w o w y c h piaszczysto-py³owate,

z du¿¹ iloœci¹ szcz¹tków organicznych, wystêpuj¹ we wszystkich wilgotnych, zamkniêtych i przep³ywo-

wych obni¿eniach na obszarze wysoczyzny, a tak¿e na terenie tarasów pradolinnych i sandrów, tam

gdzie w pod³o¿u znajduj¹ siê gliny umo¿liwiaj¹ce utrzymanie znacznej wilgotnoœci osadów. Mi¹¿szoœæ

namu³ów jest bardzo ró¿na, rzadko przekracza 2,0 m. Ze wzglêdu na nawodnienie nie mo¿na stwierdziæ,

czy podœcielaj¹ce je piaski s¹ holoceñskie, czy plejstoceñskie. Czêsto wystêpuj¹ facjalne przejœcia

miêdzy: namu³ami, torfami i mu³kami.

T o r f y . W martwej czêœci pradoliny Noteci mi¹¿szoœæ torfów osi¹ga 4,0–7,0 m. Na pozosta³ych

obszarach — ko³o Nak³a i w stronê Tura — tylko w niektórych rejonach ich mi¹¿szoœæ przekracza 2,0 m,

na ogó³ wynosi 1,0–1,5 m. W zag³êbieniach bezodp³ywowych i zag³êbieniach powsta³ych po mar-

twym lodzie wystêpuj¹cych na obszarach tarasów pradolinnych osi¹gaj¹ miejscami znaczniejsze

mi¹¿szoœci (nawet 4,0 m). Torfy doliny Noteci s¹ typu niskiego z przewag¹ turzycowo-trzcinowych,

35

lokalnie mszyste. W okolicy Gorzenia s¹ eksploatowane. Akumulacja torfów mia³a miejsce od m³od-

szego dryasu, osi¹gaj¹c maksimum natê¿enia w okresie atlantyckim.

B. TEKTONIKA I RZEZBA POD£O¯A CZWARTORZÊDU

Przez obszar arkusza Nak³o n. Noteci¹, na linii Szubin–Nak³o, przebiega oœ wa³u kujawskiego

— g³ównej jednostki pod³o¿a mezozoicznego tego rejonu . Po³udniowo-zachodni¹ czêœæ terenu badañ

stanowi skrzyd³o niecki mogileñsko–³ódzkiej.

Podstawow¹ rolê w kszta³towaniu tektoniki obszaru arkusza odegra³y pionowe ruchy pod³o¿a,

które zachodzi³y zapewne wzd³u¿ p³aszczyzn nieci¹g³oœci. Ogromn¹ rolê odegra³a równie¿ tektonika

solna, której si³¹ napêdow¹ by³y pok³ady ewaporatów cechsztyñskich, osi¹gaj¹ce znaczn¹ mi¹¿szoœæ

(rzêdu kilku tysiêcy metrów).

Pulsacyjna aktywnoœæ tektoniczna obszaru mia³a istotny wp³yw na rozk³ad mi¹¿szoœci i facji

osadów mezozoicznych, a tak¿e kenozoicznych. Efektem ruchów wielkopromiennych jest zró¿nico-

wanie pod³o¿a mezozoicznego na wa³ kujawski i otaczaj¹ce go niecki, a tak¿e powstanie form ni¿sze-

go rzêdu, jak na przyk³ad antyklina Nak³a. Tworzy³y siê wówczas równie¿ niewielkie formy salinarne

takie, jak¹ na obszarze arkusza jest struktura Szubina — antyklina zawieraj¹ca w swoim j¹drze wysad

solny. Powstawa³y liczne uskoki, na przyk³ad uskok o kierunku NE–SW, obcinaj¹cy od po³udnia

strukturê Szubina.

W póŸniejszej historii obszaru objêtego arkuszem Nak³o n. Noteci¹ istotne znaczenie ma doœæ

dobrze udokumentowany trzeciorzêdowy rów tektoniczny (Piwocki, 1978), przebiegaj¹cy z pó³nocnego

zachodu na po³udniowy wschód — od Œmielina do Jaru¿yna i NiedŸwiadów. W neogenie i w czwarto-

rzêdzie podlega³ on subsydencji. W miocenie pó³nocna czêœæ rowu pogr¹¿a³a siê szybciej, skutkiem

czego wystêpuj¹ce tu pok³ady wêgla brunatnego charakteryzuj¹ siê najwiêkszymi, na badanym obszarze,

mi¹¿szoœciami. W czwartorzêdzie aktywnoœæ tektoniczna w tej czêœci rowu zmala³a, gdy tymczasem

w czêœci po³udniowej subsydencja spowodowa³a znaczne zwiêkszenie mi¹¿szoœci osadów rzecznych,

g³ównie, jak siê wydaje, w okresie interglacja³u wielkiego (w Jaru¿ynie mi¹¿szoœæ osadów czwarto-

rzêdowych przekracza 150 m). Ma³a liczba otworów wiertniczych nie pozwala na precyzyjn¹ rekon-

strukcjê rowu. Obecny stan rozpoznania struktury, lepszy od przedstawionego w pracy Piwockiego

(1978), umo¿liwi³ rozdzielenie uskoków ograniczaj¹cych rów na uskoki schodkowe, a tak¿e na wy-

znaczenie wielkoœci ich zrzutu (tabl. III). W rzeczywistoœci uskoki te maj¹ zapewne jednak czêœciowo

charakter fleksur, co autor próbowa³ oddaæ na przekrojach geologicznych.

Wskutek dzia³ania czynników wg³êbnych — wypiêtrzania struktur salinarnych i kompensacyjnej

subsydencji obszarów s¹siednich oraz w wyniku erozji rzecznej i lodowcowej (egzaracja), powsta³a

urozmaicona, poligeniczna i ró¿nowiekowa rzeŸba powierzchni podczwartorzêdowej.

36

Pod³o¿e centralnej czêœci obszaru badañ, w du¿ej mierze pokrywaj¹cej siê z pradolin¹ i wspó³czesn¹

dolin¹ Noteci, stanowi¹ poligenetyczne obni¿enia siêgaj¹ce do utworów miocenu i oligocenu. Wed³ug

Doktóra i Granicznego (1995) uk³ad obni¿eñ jest zgodny z lineamentami pod³o¿a, a wiêc maj¹ one uwa-

runkowania tektoniczne. W starszym czwartorzêdzie te elementy strukturalne sta³y siê krawêdzimi in-

terglacjalnych (interglacja³y: ferdynandowski, wielki, lubelski i eemski) dolin rzecznych (dobrze

udokumentowanych w Nakle i Paterku — otw.: 31, 37 i in., a tak¿e otworami wykonanymi na obszarze

arkuszy s¹siednich, na zachód i wschód od Nak³a). W okolicy Nak³a i Paterka omawiana forma dolinna

przecina opisany powy¿ej rów tektoniczny. Otwory w Paterku (otw. 37 i in.) dokumentuj¹ wschodnie

skrzyd³o rowu (które znajduje siê tu nieco wy¿ej ni¿ dno doliny), wskazuj¹c jednoczeœnie jej

po³udniowo-zachodni¹ krawêdŸ. W Turze dwa archiwalne otwory studzienne o rozbie¿nych danych

(otw. 58, 59) zmuszaj¹ do uznania istnienia miêdzy nimi stromej krawêdzi, choæ trudno j¹ powi¹zaæ

z krawêdzi¹ wspomnianej doliny.

W pod³o¿u pó³nocnej czêœci Nak³a znajduje siê niewielki horst, wyniesiony w stosunku do ob-

szarów s¹siednich o oko³o 30–40 m. Strop miocenu (mio–pliocen wyerodowany) znajduje siê tu bez-

poœrednio pod czwartorzêdem, na wysokoœci oko³o 50 m n.p.m. (otw. 24). Pó³nocna krawêdŸ horstu

nie jest znana, natomiast po³udniowa stanowi jednoczeœnie pó³nocny stok omawianej powy¿ej doliny.

Na obszarze Wysoczyzny Krajeñskiej i Chodzieskiej powierzchnia podczwartorzêdowa jest

ma³o urozmaicona. £agodne garby pod³o¿a, o œredniej wysokoœci oko³o 20–30 m, s¹ przykryte osadami

czwartorzêdowymi z okresu zlodowaceñ œrodkowopolskich i pó³nocnopolskich, niekiedy tylko tych

ostatnich.

W pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza znajduje siê g³êbokie (do 37 m p.p.m.)

zag³êbienie o niejasnej genezie (udokumentowane kilkoma otworami w Minikowie i Œlesinie —

otw. 10–12 i in.). Prawdopodobnie jest to obni¿enie egzaracyjne wype³nione osadami zlodowaceñ

po³udniowopolskich.

Wyniesiona struktura Szubina, gdzie na utworach jury dolnej le¿¹ osady m³odszego czwartorzêdu,

nie wyró¿nia siê w rzeŸbie powierzchni podczwartorzêdowej, natomiast na zachód od miasta otwór

Szubin IG-1 (ark. ¯nin — W³odek, 2002) dokumentuje depresjê, której powierzchnia znajduje siê na

wysokoœci oko³o 12 m n.p.m. Obni¿enie jest wype³nione osadami zlodowaceñ, prawdopodobnie

po³udniowopolskich i œrodkowopolskich (jakich nie ma w okolicy). Pod³o¿e czwartorzêdu (osady jury

dolnej) znajduje siê o oko³o 30–40 m ni¿ej ni¿ w Szubinie. Geneza obni¿enia jest niejasna. Trudno

stwierdziæ jednoznacznie czy mamy tu do czynienia ze starym (z okresu co najmniej zlodowaceñ œrod-

kowopolskich) zag³êbieniem egzaracyjnym, dolin¹ rzeczn¹ (trudn¹ do uwzglêdnienia przy próbach

rekonstrukcji paleogeograficznych), czy te¿ jest to zag³êbienie powsta³e jako kompensacja wypiê-

trzaj¹cej siê wci¹¿ jeszcze w starszym czwartorzêdzie struktury Szubina.

37

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Obszar arkusza Nak³o n. Noteci¹ znajduje siê w osiowej czêœci paraantyklinorium œrodkowopol-

skiego. Dyferencjacja Ni¿u Polskiego na parantyklinorium i otaczaj¹ce go niecki nast¹pi³a po kredzie

górnej.

W paleocenie i eocenie (tab. 2) sedymentacja mia³a miejsce jedynie w nieckach, a centralna czêœæ

paraantyklinorium podlega³a erozji rzecznej i denudacji, które doprowadzi³y do zniszczenia osadów

kredowych i czêœci jurajskich, ods³aniaj¹c utwory jury dolnej. Jednoczeœnie rozwija³a siê tektonika sa-

linarna, prowadz¹ca do dalszego ró¿nicowania siê obszaru na formy mniejszego rzêdu — antykliny

i synkliny oraz wypiêtrzaj¹ce siê struktury typu struktury Szubina. Powstawa³y uskoki, tworzy³y siê

rowy i horsty.

W oligocenie dolnym nast¹pi³y ruchy obni¿aj¹ce, które doprowadzi³y do powstania p³ytkiego

zbiornika morskiego. W czasie oligocenu mia³o miejsce zmienne nasilenie ruchów tektonicznych po-

woduj¹ce niestabilnoœæ dna basenu sedymentacyjnego, efektem czego by³y zmiany litologii i facji os-

adów. W rezultacie w okresie tym mamy do czynienia z kilkoma sekwencjami osadów morskich,

lagunowych, a nawet jeziornych (Ciuk, 1974). Tektoniczna ruchliwoœæ mia³a miejsce w skali regio-

nalnej, a nie lokalnej. W odró¿nieniu od tego, co nast¹pi³o póŸniej w miocenie, nie obserwuje siê du¿ej

zmiennoœci poziomej. Osady oligocenu zarówno w rowie, jak i poza nim, maj¹ tak¹ sam¹ mi¹¿szoœæ

i nale¿¹ do tych samych facji. Z koñcem oligocenu nast¹pi³o wynurzenie obszaru, który zosta³ pod-

dany erozji rzecznej i denudacji.

W profilu miocenu wystêpuj¹ czêste luki sedymentacyjne. Powsta³o wtedy kilka lokalnych zbior-

ników s³odkowodnych, okresowo przep³ywowych. Osadzi³y siê tu g³ównie piaski i mu³ki z wk³adka-

mi osadów organodetrytycznych. Powsta³y pok³ady wêgla (ich zasiêg jest lokalny, czêsto wystêpuj¹

na ró¿nych poziomach hipsometrycznych). W miocenie trwa³y procesy tektoniczne, powoduj¹ce

przemieszczenia wzd³u¿ istniej¹cych uskoków, a tak¿e powstanie nowych. Tektoniczna labilnoœæ dna

czêsto by³a zwi¹zana z subsydencj¹, w której efekcie nast¹pi³a dyferencjacja poszczególnych basenów

i lokalne wzrosty mi¹¿szoœci, zauwa¿alne zw³aszcza w sytuacji gdy wzrasta mi¹¿szoœæ pok³adów

wêgla. W rowie ko³o Nak³a mi¹¿szoœæ osadów miocenu siêga 95,0 m, w tym, w jego pó³nocnej czêœci

sumaryczna mi¹¿szoœæ pok³adów wêgla wynosi oko³o 20 m.

W okresie uznanym na terenie arkusza jako mio-pliocen, obni¿aj¹ce ruchy tektoniczne doprowa-

dzi³y do pog³êbienia i po³¹czenia lokalnych zbiorników jeziornych. Powsta³ jeden basen sedymentacyj-

ny obejmuj¹cy znaczne obszary œrodkowej Polski. Odbywa³a siê tu sedymentacja utworów serii

poznañskiej, w tym g³ównie i³ów pstrych. Pojawiaj¹ce siê w nich sporadycznie wk³adki mu³ków i piasków

wskazuj¹ na oscylacje linii brzegowej lub okresowe przep³ywy. Sedymentacja tej serii skoñczy³a siê

w pliocenie dolnym.

38

39

T a b e l a 2TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Utwory(opis litologiczny)

Procesy geologiczne

Sys

tem

Odd

zia³

Pod

oddz

ia³

Piê

tro

Pod

piêt

ro

Cz

wa

rt

or

zê

d

Ho

lo

ce

n

Torfy —t hQ Akumulacja organiczna

Namu³y den dolinnych i zag³êbieñ bezodp³ywowych—

n hQ

Akumulacja mineralna i organicznaw zamkniêtych i przep³ywowych zbiornikachwodnych

Piaski rzeczne tarasów zalewowych 1,0–2,0 m n.p.

rzeki —p

f

h

tQAkumulacja rzeczna

Gytie i kreda jeziorna —gyli

hQ Akumulacja organiczna i mineralna

w jeziorach i starorzeczach

Piaski, piaski py³owate i mu³ki rzeczne i deluwialne—

pfd

hQ

Akumulacja rzeczna i stokowa, mineralnai organiczna w dolinach niewielkich ciekówpowierzchniowych

Piaski eoliczne —p

e Q Powstanie i rozwiewanie pokryweolicznych

Piaski eoliczne w wydmach —p

e wQ Powstanie i rozwiewanie wydm

Piaski deluwialne —p

d Q Zmywy powierzchniowe. Akumulacjadeluwiów

Piaski i ¿wiry zwietrzelinowe (eluwialne) —p¿

z Q Denudacja. Akumulacja pokryw zwietrzeli-nowych

Piaski, piaski py³owate i gliny deluwialne i kolu-

wialne —pg

dk QDenudacja skarp i w¹wozów (soliflukcja, zmywypowierzchniowe). Akumulacja koluwiów,deluwiów i proluwiów

Gliny koluwialne (soliflukcyjne) —g

k Q Soliflukcja. Akumulacja koluwiów

Pl

ej

st

oc

en

Zl

od

ow

ac

en

ia

pó

³n

oc

no

po

ls

ki

e

Zl

od

ow

ac

en

ie

Wi

s³

y

St

ad

ia

³g

ór

ny

Piaski rzeczne tarasów pradolinnych (t III) 6,0–8,0 m

n.p. rzeki (Noteci) —pf

p

B3 tQ 4

Akumulacja rzeczna. Erozja coko³u tarasu

Piaski rzeczno-wodnolodowcowe tarasów pradolinnych

(t I+II) 12,0–15,0 m n.p. rzeki (Noteci) —p

f - fg

p

B3 tQ 4

Akumulacja rzeczno-wodnolodowcowaosadów pradolinnych. Erozja coko³u tarasu

¯wiry, piaski i g³azy rezydualne —¿p

rp

B3Q 4Akumulacja przez wody roztopowe pokrywg³azowych i ¿wirowo-piaszczystych

Piaski wytopiskowe —p

b

p

B3Q 4Akumulacja wytopiskowa

Piaski wodnolodowcowe (górne) —p2

fg

p

B3Q 4Akumulacja wodnolodowcowa (sandrowa)ni¿szego poziomu wodnolodowcowego

Piaski plateau kemowego —p

pk

p

B3Q 4Akumulacja wodnolodowcowa w kontakciez martwym lodem wy¿szego poziomuwodnolodowcowego

Piaski lodowcowe —p

g

p

B3Q 4Akumulacja przez wody lodowcowe

Piaski, miejscami z pokryw¹ glin zwa³owych, kemów

—p

k

p

B3Q 4

Akumulacja wodnolodowcowa (subglacjalna)

Piaski i zwiry ozów —p¿

o

p

B3Q 4Akumulacja wodnolodowcowa w szczelinachlodowych

¯wiry, piaski i gliny zwa³owe moren martwego lodu

—¿p

gm

p

B3Q 4

Akumulacja lodowcowa i wodnolodowcowa.Rozpad l¹dolodu na bry³y martwego lodu

Piaski i gliny zwa³owe moren spiêtrzonych

—pg

gw

p

B3Qzw 4

Egzaracja pod³o¿a. Akumulacja u czo³al¹dolodu

¯wiry, piaski i gliny zwa³owe moren czo³owych

—¿p

gc

p

B3Q 4

Akumulacja u czo³a l¹dolodu

Gliny zwa³owe —g

g

p

BQzw 4

3 Akumulacja lodowcowa (w centralnej czêœciobszaru akumulacja glin zwa³owychw zbiorniku wodnym)

I³y i mu³ki zastoiskowe —im

b

p

B3Q 4Akumulacja zastoiskowa w niewielkich,lokalnych zbiornikach wodnych

Piaski wodnolodowcowe (dolne) —p1

fg

p

B3Q 4Akumulacja wodnolodowcowa

40

c d . t a b e l i 2C

zw

ar

to

rz

êd

Pl

ej

st

oc

en

Zlo

dow

acen

iapó

³noc

nopo

lski

e

Zlo

dow

acen

ieW

is³y

Stadia³œrodkowy

Gliny zwa³owe —g

g

p

BQzw 4

2 Akumulacja lodowcowa (lokalnie,w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaruarkusza)

Interstadia³ Piaski zastoiskowe i rzeczne —p

bfp

B1-2Q 4Akumulacja zastoiskowa i rzeczna. Powstanierozleg³ego zbiornika wodnego

Stadia³dolny Denudacja i erozja rzeczna

Interglacja³eemski

Gytie, torfy i mu³ki jeziorne —gyt

lip

Q 3 4-Akumulacja organiczna i mineralna, jeziorna

Piaski rzeczne —pf

pQ 3 4-

Akumulacja i erozja rzeczna. Denudacjawysoczyzn. Peneplenizacja

Zlo

do

wa

ce

nia

œro

dk

ow

op

ols

kie

Zlo

do

wac

enie

War

ty

Gliny zwa³owe —g

g

p

WQzw 3

Akumulacja lodowcowa

Mu³ki i i³y zastoiskowe —mi

b

p

WQ 3Akumulacja zastoiskowa

Piaski wodnolodowcowe —p

fg

p

WQ 3Akumulacja wodnolodowcowa

Interglacja³lubelski

Piaski rzeczne —p

f

p

LQ 3Denudacja wysoczyzn. Akumulacjarzeczna

Zlo

dow

acen

ieO

dry

Gliny zwa³owe —g

g

p

OQzw 3 Akumulacja lodowcowa

Piaski wodnolodowcowe —p

fg

p

OQ 3 Akumulacja zastoiskowa

Mu³ki i i³y zastoiskowe —mi

bp

OQ 3 Akumulacja wodnolodowcowa

Interglacja³wielki

Piaski rzeczne —p

f

pQ 2 3-

Akumulacja i erozja rzeczna. Denudacjawysoczyzn. Peneplenizacja. Subsydencjaw obni¿eniach rowu tektonicznego

Zlo

dow

acen

iapo

³udn

iow

opol

skie

ZlodowacenieSanu2(Wilgi)

Gliny zwa³owe —g

g

p

GQzw 2 Akumulacja lodowcowa

Interglacja³ferdynan-dowski

Piaski rzeczne —p

f

p

FQ 2

Akumulacja i erozja rzeczna. Subsydencjarowu tektonicznego i obni¿eñ dolinnychw centralnej czêœci obszaru arkusza

Piaski i ¿wiry wodnolodowcowe —p¿

fg

pQ 2

Akumulacja wodnolodowcowa

Gliny zwa³owe —g

g

pQ

zw 2Akumulacja lodowcowa

Gliny zwa³owe, piaski i mu³ki —g p

g

pQ

zw 2Egzaracja pod³o¿a. Akumulacja lodowcowai wodnolodowcowa. Glacitektonika

I³y i piaski z wêglem brunatnym trzeciorzêdowejako kry w utworach plejstoceñskich —

Tr pQ

Egzaracja pod³o¿a osadów czwartorzêdowych.Transport lodowcowy. Depozycja w utwo-rach plejstoceñskich

Trz

ecio

rzêd Neo

gen Mio-pliocen

I³y pstre, miejscami z wk³adkami mu³ków i piasków—

iMPl

pe

Akumulacja w stopniowo zanikaj¹cymzbiorniku œródl¹dowym

MiocenPiaski i mu³ki z wk³adkami wêgla brunatnego—

pmM

Powstanie rowów tektonicznych. Akumulacjaw zbiornikach s³odkowodnych, okresowopo³¹czonych z morzem, deltowa i rzeczna

Pal

eoge

n

Oligocen Mu³owce, i³owce i piaski glaukonitowe —mcic

Ol Akumulacja morska i przybrze¿no-morska

Jura

Jura

doln

a

Piaskowce i ³upki — pcJ1 Akumulacja morska

Tri

as

Tti

asgó

rny

I³y, margle i wapienie — i 2T Akumulacja morska

Powy¿ej i³ów pstrych nie ma ju¿ na terenie arkusza ¿adnych osadów trzeciorzêdowych, ani po-

chodz¹cych z preglacjalnego okresu czwartorzêdu. Trwa³a wówczas erozja rzeczna i denudacja. Przypusz-

czalnie mia³y miejsce dalsze ruchy pod³o¿a, zarówno wzd³u¿ ukszta³towanych uprzednio powierzchni

nieci¹g³oœci, jak te¿ polegaj¹ce na subsydencji pewnych obszarów i wynoszeniu innych. Wypiêtrza³a

siê struktura Szubina i prawdopodobnie pogr¹¿a³o siê obni¿enie na zachód od niej. Aktywny by³ rów

tektoniczny w okolicy Nak³a, a szczególnie jego pogr¹¿aj¹ca siê czêœæ po³udniowa, wype³niana wówczas

osadami powstaj¹cymi w œrodowisku wód rzecznych i roztopowych (odwrotnie ni¿ w trzeciorzêdzie,

kiedy silniejszej subsydencji podlega³a czêœæ pó³nocna). Zapewne w tym okresie, w centralnej czêœci

obszaru arkusza Nak³o n. Noteci¹, zarysowa³ siê pas poligenetycznych obni¿eñ o przebiegu równole-

¿nikowym, który w ci¹gu kolejnych interglacja³ów stanowi³ strefê odnawiaj¹cych siê procesów erozji

dolinnej (W³odek, 1980).

Materia³y uzyskane w toku prac nad arkuszem Nak³o n. Noteci¹ nie pozwalaj¹ na identyfika-

cjê szcz¹tkowych p³atów osadów lodowcowych — zachowanych w dnie, b¹dŸ na stokach obni¿eñ

— z poszczególnymi poziomami stratygraficznymi zlodowaceñ najstarszych i po³udniowopolskich.

Na terenie po³o¿onym na zachód od obszaru badañ Dzier¿ek (1994) wyró¿nia osady czterech zlodo-

waceñ: Narwi, Nidy, Sanu i Wilgi. Na wschodzie, na obszarze arkusza Bydgoszcz Zachód, Butrymo-

wicz (1997) wyró¿nia osady dwóch cykli glacjalnych w obrêbie zlodowaceñ po³udniowopolskich.

Proces ró¿nicowania siê powierzchni na obni¿enia, które stawa³y siê dolinami rzek intergla-

cjalnych i na obszary silnie denudowanych wysoczyzn, doprowadzi³ do usuniêcia znacznej czêœci

utworów. P³aty starszych osadów lodowcowych i wodnolodowcowych zachowa³y siê prawie

wy³¹cznie w rejonie obni¿eñ w centralnej czêœci obszaru arkusza, na wysokoœci oko³o 10–60 m p.p.m.

Na obszarze wyniesionego pod³o¿a pozosta³y jedynie niewielkie fragmenty tych osadów.

W okresie starszego plejstocenu, w pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza, powsta³o, za-

pewne drog¹ egzaracji, zag³êbienie wype³nione osadami lodowcowymi (jego dno znajduje siê na wy-

sokoœci oko³o 37 m p.p.m.). Niewykluczone, ¿e wtedy powsta³o te¿ obni¿enie w rejonie Szubina.

Doliny rzeczne starszego plejstocenu, które rozci¹ga³y siê równole¿nikowo na obszarze pasa

obni¿eñ centralnych, mo¿na odnieœæ do dwóch okresów interglacjalnych. Dolina powsta³a w intergla-

cjale ferdynandowskim wciê³a siê w pod³o¿e do poziomu oko³o 35 m p.p.m. i zosta³a wype³niona

osadami o mi¹¿szoœci oko³o 40 m. Mia³a oko³o 2–4 km szerokoœci. Dolina rzeczna powsta³a w intergla-

cjale wielkim jest szersza, ma oko³o 3–6 km szerokoœci. Jej dno znajduje siê na wysokoœci od oko³o 25

do oko³o 10 m p.p.m., a wype³niaj¹ j¹ osady o mi¹¿szoœci oko³o 30 m. U schy³ku interglacja³u wielkie-

go mia³a miejsce peneplenizacja na poziomie oko³o 20–30 m n.p.m., ze s³abo zaznaczaj¹cym siê ob-

szarem wododzia³owym na linii Studzienki–Szubin na wysokoœci oko³o 35–40 m n.p.m. Na po³udnie

od niego teren znów obni¿a³ siê do oko³o 25–30 m n.p.m.

41

Wkroczenie l¹dolodu zlodowacenia Odry poprzedzone by³o powstaniem w pó³nocno-wschodniej

czêœci obszaru arkusza zastoiska na poziomie oko³o 15–30 m n.p.m., a póŸniej serii wodnolodowcowej.

Osady lodowcowe stanowi dochodz¹ca do 35 m mi¹¿szoœci warstwa glin zwa³owych, które dobrze

zachowa³y siê zw³aszcza w po³udniowej czêœci obszaru arkusza.

Zlodowacenie Warty zaznaczy³o siê podobn¹ sekwencj¹ osadów, z tym, ¿e zachowa³y siê tylko

niewielkie p³aty utworów zastoiskowych, na poziomie oko³o 40–60 m n.p.m., w centralnej czêœci ob-

szaru arkusza i ich fragmenty w okolicy Kcyni na podobnej wysokoœci. L¹dolód tego zlodowacenia

pozostawi³ po sobie oko³o 20–30 m glin zwa³owych.

Oba poziomy glacjalne zlodowaceñ œrodkowopolskich dzieli okres erozji rzecznej i denudacji,

które usunê³y, zw³aszcza w centralnej czêœci obszaru arkusza, czêœæ osadów lodowcowych zlodowa-

cenia Odry. Nastêpnie mia³a miejsce akumulacja serii piaszczystych o mi¹¿szoœci oko³o 20 m. Od-

dzielenie osadów rzecznych od interglacjalnych na podstawie opisów wierceñ archiwalnych nie

zawsze jest mo¿liwe, zw³aszcza w centralnej czêœci terenu arkusza, gdzie osady te le¿¹ bezpoœrednio

na sobie. Na podstawie materia³ów uzyskanych w rejonie znajduj¹cym siê bezpoœrednio na zachód od

obszaru arkusza, Dzier¿ek (1994) odnosi ten okres do interglacjalu lubelskiego (lubawskiego) i przyj-

muje, ¿e mi¹¿szoœæ osadów akumulacji rzecznej przekroczy³a tam 30 m (dochodz¹c nawet do 50 m).

Na obszarze wschodniej czêœci Wysoczyzny Krajeñskiej i na WysoczyŸnie Chodzieskiej gliny

zwa³owe obu zlodowaceñ œrodkowopolskich le¿¹ bezpoœrednio, lub prawie bezpoœrednio, na sobie.

W interglacjale eemskim erozja rzeczna i denudacja spowodowa³y, w centralnej czêœci obszaru

arkusza, zniszczenie znacznej czêœci osadów lodowcowych do poziomu oko³o 20–40 m n.p.m. i po-

wstanie dolin rzecznych. W Szubinie erozja rzeczna siêgnê³a a¿ do osadów jury. Mi¹¿szoœæ osadów

rzecznych wype³niaj¹cych doliny przekracza 30 m. W jeziorach i starorzeczach powstawa³y osady or-

ganiczne (Chobielin — otw 48). Wype³nienie dolin rzecznych i denudacja wysoczyzny doprowadzi³y

do wzglêdnej peneplenizacji obszaru — powstania, w centralnej czêœci arkusza i w zachodniej czêœci

Wysoczyzny Krajeñskiej, powierzchni denudacyjnej na poziomie oko³o 50–60 m n.p.m. (W³odek,

Uniejewska, 1977). W pó³nocno-wschodniej czêœci obszaru arkusza wysoczyzna wznosi³a siê na wy-

sokoœæ oko³o 70 m n.p.m., a w po³udniowej —w okolicy Szczepic–Kcyni — na wysokoœæ oko³o 85 m

n.p.m. Niewielka dolina rzeczna istnia³a te¿ w okolicy Kcyni.

Och³odzenie we wczesnej fazie zlodowaceñ pó³nocnopolskich (stadia³ dolny zlodowacenia

Wis³y) na terenie arkusza zaznaczy³o siê denudacj¹ i erozj¹ rzeczn¹. Nie zachowa³y siê ¿adne osady

tego wieku.

W interstadiale (interstadiale Gniewu), przed wkroczeniem l¹dolodu stadia³u œrodkowego zlodo-

wacenia Wis³y, w zachodniej czêœci Wysoczyzny Krajeñskiej, na obszarze obecnej doliny Noteci i jej

poziomów tarasowych po liniê Godzimierz–NiedŸwiady– Studzienki istnia³, siêgaj¹cy doliny Dolnej

42

Wis³y, rozleg³y basen sedymentacyjny. Sp¹g zbiornika znajduje siê na wysokoœci oko³o 55–65 m n.p.m.

Akumulacja w tym zbiorniku trwa³a tak¿e w nastêpnym interstadiale, przechodz¹c stopniowo w sedymen-

tacjê zastoiskow¹ b¹dŸ wodnolodowcow¹. Wype³niaj¹ce zbiornik osady to, w g³ównej mierze, piaski

drobnoziarniste z wk³adkami mu³ków, miejscami z pakietami piasków œrednioziarnistych, znacz¹cymi

wiêksze natê¿enie przep³ywu. Sedymentacja skoñczy³a siê na poziomie oko³o 80 m n.p.m.

W stadiale œrodkowym l¹dolód zlodowacenia Wis³y przykry³ tylko niewielk¹, pó³nocno-wschodniej

czêœæ obszaru arkusza. Poza poziomem glin zwa³owych nie ma na tym terenie ¿adnych osadów tego wieku.

L¹dolód stadia³u górnego (leszczyñsko-pomorskiego) rozpocz¹³ sedymentacjê glinami zwa³owy-

mi osadzanymi pocz¹tkowo w zbiorniku wodnym. L¹dolód ten siêga³ daleko na po³udnie (faza lesz-

czyñska). Miejscami sedymentacjê lodowcow¹ poprzedzi³a zastoiskowa (Szubin, Minikowo — na

poziomie oko³o 70–80 m n.p.m.). Podczas deglacjacji na zachód od obszaru arkusza Nak³o n. Noteci¹

zaznaczy³a siê linia postoju, b¹dŸ lokalnej transgresji l¹dolodu (faza chodzieska — Kozarski, 1993).

Wyznaczaj¹ j¹ zw³aszcza pagóry moren spiêtrzonych (ale tak¿e mniejsze formy), pochodz¹cych

(zdaniem autora) zapewne z transgresji l¹dolodu i przykrytych osadami piaszczystymi z jego recesji.

Linia tych moren na terenie arkusza zaznacza siê tak¿e pagórkami moren czo³owych w okolicy

Suchorêczka i towarzysz¹cym im sandrem sypanym w kierunku po³udniowym i po³udniowo-wschodnim.

Powsta³y te¿ ozy.

We wschodniej czêœci obszaru arkusza, w rejonie NiedŸwiadów i Grzecznej Panny, mia³a miejsce

deglacjacja arealna. Jej pozosta³oœci¹ s¹ moreny martwego lodu i kemy.

Wytopi³ siê najpierw wy¿szy poziom wodnolodowcowy — plateau kemowego na wysokoœci

oko³o 90–100 m n.p.m., a póŸniej ni¿szy — sandr, którego powierzchnia wznosi siê na wysokoœci

oko³o 85–95 m n.p.m. Równiny sandrowe, wraz z wielkimi bry³ami martwego lodu pozostaj¹cymi

w obni¿eniach w po³udniowej czêœci obszaru arkusza, sta³y siê zacz¹tkiem póŸniejszej pradoliny.

Bry³y lodu spoczywa³y tu na wysokoœci oko³o 65 m n.p.m., a wiêc na powierzchni uprzednio wyero-

dowanej w osadach dawnego zbiornika jeziornego. Z p³atów tych wytopi³y siê lokalnie niewielkie pa-

kiety i³ów warwowych i cienkie (do 5,0 m mi¹¿szoœci) pok³ady nietypowych glin zwa³owych. Na

pó³noc od Piñska i Szubina, w lokalnym zbiorniku jeziornym, wody pochodz¹ce z topnienia mar-

twych lodów osadzi³y seriê piasków drobnoziarnistych.

W koñcowym etapie stadia³u górnego (faza pomorska) wody p³yn¹ce pradolin¹ utworzy³y

wy¿sze (I) tarasy pradolinne. Na obszarze arkusza ich wysokoœæ wynosi oko³o 70–75 m n.p.m.

Coko³em erozyjnym tych tarasów s¹ gliny zwa³owe wytopione z bry³ martwego lodu. Powierzchnie

tarasów pokrywaj¹ ¿wiry i piaski pochodz¹ce z rozmycia tych glin i osady rzeczno-wodnolodowcowe.

Wytopi³y siê p³aty martwego lodu. U schy³ku tej fazy powsta³y œrednie (II) tarasy pradolinne o wyso-

43

koœci oko³o 60–70 m n.p.m. Wody p³yn¹ce z po³udnia, z rynny ¿niñskiej dolin¹ G¹sawki, ³¹czy³y siê

z pradolinnymi w okolicy Studzienek. Nieco póŸniej powsta³y ni¿sze (III) akumulacyjne tarasy prado-

linne o wysokoœci oko³o 60 m n.p.m. U schy³ku plejstocenu zerwana zosta³a ³¹cznoœæ pradoliny z Dolin¹

Dolnej Wis³y. Gwa³townie zmniejszone natê¿enie przep³ywu wód spowodowa³o, ¿e pradolina od Nak³a

na wschód sta³a siê martwa i zaczê³a wype³niaæ siê osadami organicznymi, w tym kred¹ jeziorn¹

o znacznej mi¹¿szoœci — do 8,0 m. Powsta³o rozleg³e dno doliny. Na tarasach pradolinnych wytapia³y

siê resztki martwego lodu, a w zag³êbieniach rozpoczê³a siê akumulacja organiczna.

U schy³ku plejstocenu, w œrodowisku peryglacjalnym, na powierzchni wysoczyzny mia³a miejsce

sedymentacja soliflukcyjna. U stóp pagórków, w zag³êbieniach bezodp³ywowych, a tak¿e poni¿ej

krawêdzi erozyjnych gromadzi³y siê koluwia, zazêbiaj¹ce siê z piaszczystymi deluwiami, które stop-

niowo, w miarê ocieplania siê klimatu, sta³y siê dominuj¹cymi osadami zboczowymi. Tworzy³y siê

liczne parowy i dolinki erozyjne, równie¿ wype³niane przez osady stokowe i proluwialne.

Obni¿enie podstawy erozyjnej i zwi¹zane z tym osuszenie tarasów pradolinnych spowodowa³o

zamieranie dolinek, które siê w ich obrêbie rozwija³y.

Ch³odny schy³ek plejstocenu i pocz¹tek holocenu by³ okresem wydmotwórczym. Na tarasach pra-

dolinnych powstawa³y rozleg³e pola piasków eolicznych i wydm, które wkroczy³y te¿ na poziomy sandrowe

maskuj¹c krawêdzie miêdzy nimi. Wysokoœæ wydm miejscami przekracza 30,0 m. Wydmy odciê³y

odp³yw wód na pó³noc dolin¹ G¹sawki. Rzeka kieruje swoje wody na wschód, a jej porzucona, szeroka na

oko³o 5 km, dolina staje siê martwa, odwadniana jedynie przez Bia³¹ Strugê w kierunku po³udniowym.

W holocenie rozcinane s¹ krawêdzie wysoczyzny. W wielu wypadkach ma na to wp³yw dzia³al-

noœæ gospodarcza cz³owieka. Trzebie¿ lasów i uprawy rolne na obszarach wysoczyzny prowadz¹ do

silnej degradacji stoków i denudacji w¹wozów, tworzenia pokryw deluwialnych. Niektóre obni¿one

obszary w pobli¿u dolinek erozyjnych wype³niaj¹ siê osadami naoranymi, których mi¹¿szoœæ docho-

dzi do 2,0 m.

W dnach dolin dzia³alnoœæ cz³owieka polega na regulacji rzek i zaorywaniu czêœci starorzeczy.

Powstaj¹ obiekty budownictwa wodnego — groble, stawy i kana³y (Kana³ Bydgoski). Na terenie

miast powstaj¹ nasypy, które równie¿ zmieniaj¹ pierwotn¹ rzeŸbê terenu. W Nakle zasypano dwie do-

linki i usypano teren obecnego Placu Zamkowego — dawnego grodziska.

Dzia³alnoœæ gospodarcza obejmuje równie¿ eksploatacjê kruszywa naturalnego. Na terenie wy-

¿szych (I) tarasów pradolinnych szczególnie chêtnie eksploatowane s¹ piaski i ¿wiry rezydualne. Wy-

robiska poeksploatacyjne w rejonie Paterka zajmuj¹ powierzchniê kilku kilometrów kwadratowych

(nie zawsze s¹ zrekultywowane). Powstaj¹ nasypy, wysypiska i osadniki (cukrownia w Nakle).

44

IV. PODSUMOWANIE

Obszar arkusza Nak³o n. Noteci¹ zosta³ skartowany w ca³oœci przez autora, przy wykorzystaniu

zdjêæ lotniczych. Stratygrafia pokrywaj¹cych powierzchniê terenu osadów czwartorzêdowych zosta³a

wyprowadzona na podstawie analizy hipsometryczno-paleogeograficznej, w nawi¹zaniu do punktu

reperowego jakim jest stanowisko interglacja³u eemskiego w Nakle.

Sytuacja geologiczna stanowiska pozwoli³a na wyró¿nienie powy¿ej niego osadów jednego cy-

klu glacjalnego. Zdaniem autora odpowiada on fazie poznañsko-dobrzyñskiej, co w rozumieniu

Instrukcji... 1996 oznacza stadia³ górny (leszczyñsko-pomorski) zlodowacenia Wis³y. Jedynie w pó³noc-

no-wschodniej czêœci obszaru arkusza znajduj¹ siê osady stadia³u œrodkowego (stadia³u Œwiecia).

Na powierzchni terenu wystêpuj¹ równie¿ osady zastoiskowe i rzeczne interstadia³u (intersta-

dia³u Gniewu, b¹dŸ grudzi¹dzkiego) zlodowacenia Wis³y oraz utwory rzeczne i wodnolodowcowe

pochodz¹ce ze schy³ku glacja³u i z holocenu.

Poni¿ej udokumentowanych osadów interglacja³u eemskiego i pochodz¹cych z tego okresu

dolin rzecznych wystêpuj¹ osady zlodowaceñ œrodkowopolskich. Wyró¿niono zlodowacenia

Odry i Warty oraz interglacja³ lubelski.

Osady starszych zlodowaceñ (zlodowaceñ po³udniowopolskich) wystêpuj¹ jedynie w postaci

niewielkich p³atów. Przynale¿noœæ stratygraficzna tych osadów i rozcinaj¹cych je wielkich dolin

rzecznych zosta³a ustalona analogicznie do obszarów s¹siednich, g³ównie w oparciu o wyniki badañ

Dzier¿ka (1994).

Osady i ukszta³towanie pod³o¿a czwartorzêdu by³y stosunkowo dobrze poznane ju¿ przed

przyst¹pieniem do prac nad arkuszem. Usystematyzowanie archiwalnych otworów wiertniczych,

w tym kilku nowszych, pozwoli³o na uœciœlenie obrazu ukszta³towania pod³o¿a.

Autorowi nie uda³o siê wyjaœniæ niektórych zagadnieñ:

1. We wschodniej i po³udniowo-wschodniej czêœci obszaru arkusza ukszta³towanie pod³o¿a jest

s³abo rozpoznane. Rów tektoniczny, szczegó³owo udokumentowany w rejonie Nak³a, dalej w kierunku

po³udniowo-wschodnim „rozmywa siê” i nic nie mo¿na powiedzieæ o jego po³o¿eniu. Podobnie s³abo

rozpoznane s¹ zag³êbienia pod³o¿a wystêpuj¹ce na zachód od Szubina i w pó³nocno-wschodniej czêœci

obszaru arkusza — w Minikowie.

2. G³êboka dolina rzeczna wystêpuj¹ca w centralnej czêœci obszaru arkusza, przypisana inter-

glacja³owi wielkiemu i ferdynandowskiemu, jest udokumentowana w okolicy Nak³a, a nastêpnie do-

piero 20 km na wschód, ju¿ poza terenem arkusza Nak³o n. Noteci¹. Jej przebieg jest hipotetyczny,

choæ potwierdzony przez dane geofizyczne (Doktór, Graniczny, 1995). Brak jest udokumentowania

palinologicznego tej doliny. Mo¿na mieæ nadziejê, ¿e opisywane w kilku archiwalnych otworach

„szcz¹tki roœlinne” zostan¹ kiedyœ zauwa¿one i opracowane przy wierceniu kolejnych otworów.

45

3. Ostatnim wa¿nym problemem jest wyjaœnienie pewnych niezgodnoœci w ujêciu stratygrafii

ostatniego zlodowacenia miêdzy arkuszem Nak³o n. Noteci¹ i arkuszami po³o¿onymi na wschód od

po³udnika 19°45’. Jak ju¿ autor kilkakrotnie wspomina³, na przewa¿aj¹cej czêœci obszaru arkusza po-

wy¿ej interglacja³u eemskiego wystêpuj¹ osady tylko jednego cyklu glacjalnego. Autor nie wie jak

pogodziæ te obserwacje z wydzieleniami na arkuszach: Koronowo (Listkowska, 1986, 1988), Byd-

goszcz Zachód (Butrymowicz, 1997), £abiszyn (Uniejewska, Nosek, 1990b, 1992) i G¹sawa (Unie-

jewska, Nosek, 1990a, 1993).

Opracowano w GEO-SPEC s.c.

Przedsiêbiorstwie Us³ug Geologicznych i Wiertniczych

w Warszawie

Zak³ad Geologii Czwartorzêdu

Pañstwowego Instytutu Geologicznego

Warszawa, 1998 r.

LITERATURA

A d a m i e c - C h o d k i e w i c z o w a D . , 1954 — Przegl¹dowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Bydgoszcz,

wyd. B. Inst. Geol., Warszawa.

A d a m i e c - C h o d k i e w i c z o w a D . , 1962 — Materia³y archiwum wierceñ. 12, 2. Przegl¹dowa mapa geologiczna

Polski 1:300 000, ark. Bydgoszcz. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

B a r a n J . , 1954 — Kartowanie p³ytkimi wierceniami starszego pod³o¿a na kulminacji wypiêtrzenia kujawsko-pomor-

skiego w obszarze Inowroc³aw–Bydgoszcz. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

B a r t k o w s k i T . , 1953 — The role of buried „dead ice” in the formation of the postglacial landscape of Central

Great-Poland. Bull. Soc. Amis. Sc. Pozn., Ser. B.: 123–145.

B a r t k o w s k i T ., 1968 — Podzia³ Polski pó³nocno-zachodniej na regiony fizycznogeograficzne. Zesz. Nauk. UAM Ser.

Geogr., 4.

B u t r y m o w i c z N . , 1997 — Mapa i objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Bydgoszcz

Zachód (318). Cenrt. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

C h u r s k a Z . , 1966 — PóŸnoglacjalne formy denudacyjne na zboczach pradoliny Noteci–Warty i doliny Drwêcy. Stud.

Soc. Sc. Torunensis, Sect. C., 6, 1: 1–108.

C h u r s k i T . , 1961 — Morfologia dna Pradoliny. Stud. Soc. Sc. Torunensis, Sec. C.

C h u r s k i T . , 1964 — Morfologia dna pradoliny Noteci–Warty (maszynopis). IMUZ, Falenty.

C h u r s k i T . , 1971 — Charakterystyka gytii we wschodniej czêœci pradoliny Noteci–Warty. Badania gytiowisk i gytii

w Polsce. Zesz. probl. Post. Nauk. Rol., 107: ss. 272.

C i u k E . , 1970 — Schematy litostratygraficzne trzeciorzêdu Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 14, 4: 754–765.

D a d l e z R . , 1978 — Stan litostratygrafii epikontynentalnej dolnej jury w Polsce i propozycje jej usystematyzowania.

Kwart. Geol., 22, 4: 773–787.

D a d l e z R . , D e m b o w s k a J . , 1962a — Mapa Geologiczna Paraantyklinorium Pomorskiego bez osadów czwartorzêdu

z podaniem profilów otworów wiertniczych, które osi¹gnê³y pod³o¿e trzeciorzêdu 1:100 000. Inst. Geol., Warszawa.

46

D a d l e z R . , D e m b o w s k a J . , 1962b — Budowa Geologiczna Paraantyklinorium Pomorskiego (opisy wierceñ).

Biul. Inst. Geol., Warszawa.

D a d l e z R . , D e m b o w s k a J . , 1963 — Mapa geologiczna Parantyklinorium Pomorskiego bez osadów trzeciorzêdu

1:200 000. Inst. Geol., Warszawa.

D a d l e z R . , D e m b o w s k a J . , 1965 — Budowa geologiczna Paraantyklinorium Pomorskiego. Pr. Inst. Geol.,

40. ss. 175.

D a d l e z R . , M a r e k S . , 1969 — Styl strukturalny kompleksu cechsztyñsko-mezozoicznego na niektórych obszarach

Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 13, 3: 543–565.

D e e c k e W . , 1907 — Geologie von Pommern. Berlin.

D e m b o w s k a J . , 1959 — Zarys stratygrafii liasu i doggeru w okolicy Szubina. Prz. Geol., 7, 6: 265–268.

D o k t ó r S . , G r a n i c z n y M . , 1995 — Sprawozdanie z opracowania mapy liniowych elementów strukturalnych

Polski w skalach 1:200 000 i 1:500 000 na podstawie kompleksowej analizy komputerowej zdjêæ geofizycznych i te-

ledetekcyjnych. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

D y j o r S . , 1987 — M³odotrzeciorzêdowy i eoplejstoceñski rozwój sieci kopalnych dolin w Polsce na tle ewolucji pale-

ogeograficznej obszaru bruzdy œrodkowoeuropejskiej. W: Problemy m³odszego neogenu i eoplejestocenu w Polsce

(materia³y konferencji naukowej). Ossolineum, Wroc³aw: 13–42.

D z i e r ¿ e k J . , 1994 — Czwartorzêd w rejonie doliny œrodkowej Noteci (rêkopis rozprawy doktorskiej).

F e r t Z . , 1987 — Badania petrograficzno-litologiczne osadów czwartorzêdowych dla Szczegó³owej mapy geologicznej

Polski 1:50 000, ark. Bydgoszcz Zachód (318). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

F r i e d b e r g W . , 1921 — Kopalnia soli w Wapnie ko³o Kcyni. Kosmos, 46: 209–220.

G a l o n R . , 1929 — Kujawy „Bia³e” i „Czarne”. Szkic morfologiczny. Bad. Geogr., 4/5. Spraw. Pozn. TPN, 1. Poznañ:

47–72.

G a l o n R . , 1949 — Przegl¹dowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Bydgoszcz, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa.

G a l o n R . , 1953 — Przegl¹dowa mapa geomorfologiczna woj. bydgoskiego. Prz. Geogr., 25, 3: 79–87.

G a l o n R . , 1961 — Morphology of the Noteæ–Warta (or Toruñ–Eberswalde) ice marginal streamway. Pr. Geogr. Inst.

Geogr. PAN, 29: ss. 96.

G a l o n R . , 1968 — Nowe fakty i zagadnienia dotycz¹ce genezy pradoliny Noteci–Warty i dolin z ni¹ zwi¹zanych.

Prz. Geogr., 40, 4: 791–808.

G a l o n R . , 1981 — Wybrane zagadnienia stratygrafii i chronologii Vistulianu w Polsce. Prz. Geol., 29, 9: 445–452.

G a l o n R . , R o s z k ó w n a L . , 1967 — Zasiêgi zlodowaceñ skandynawskich i ich stadia³ów recesyjnych na obszarze

Polski. W: Czwartorzêd Polski (R. Galon, J. Dylik, red.). Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: 18–38.

H e n z e l W . , K o r n a t o w s k a Z . , H i l c z e r Z . , 1972 — Studia i materia³y osadnictwa Wielkopolski wczesnohi-

storycznej. 4. Wroc³aw.

J e n t z s c h A . , 1913 — Der vortertiäre Untergrund des norddeutschen Flachlandes. W: Festschr. XII allg. dtsch.

Bergmannstag Breslau. 1. Beitr. z. Geol. Ostdeutschlands, Berlin: 1–48.

K a r a s z e w s k i W . , 1973 — Warunki geologiczne wystêpowania osadów interglacja³u eemskiego w Nakle. Kwart.

Geol., 17, 4: 803–808.

K o m a c k a D . , 1998 — Badania petrograficzno-litologiczne osadów czwartorzêdowych dla Szczegó³owej mapy geo-

logicznej Polski 1:50 000, ark. Nak³o n. Noteci¹ (317). Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

K o n d r a c k i J . , 1998 — Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa.

47

K o z a r s k i S . , 1962 — Recesja ostatniego l¹dolodu z pó³nocnej czêœci Wysoczyzny GnieŸnieñskiej a kszta³towanie siê

pradoliny Noteci–Warty. Pr. Kom. Geogr.-Geol. Wydz. Mat.-Przyr. Pozn. Tow. Przyj. Nauk., 2, 3: ss. 154.

K o z a r s k i S . , 1986 — Skale czasu a rytm zdarzeñ geomorfologicznych vistulianu na Ni¿u Polskim. Czas. Geogr., 57,

2: 247–270.

K o z a r s k i S . , 1991 — Litostratygrafia górnego plenivistulianu Niziny Wielkopolskiej w granicach ostatniego zlodo-

wacenia: nowe dane i interpretacje. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych (A. Kostrzewski,

red.).. UAM Ser. Geogr., 50: 471–496.

K o z a r s k i S . , 1992 — Glacial landscape and Northern Greath Poland Lowland: an Outline. W: Last ice sheet dyna-

mics and deglaciation in the North European Plain, Poznañ–Berlin 4–9 V 1992. Excursion–Guide: 4–10 (M. Bose,

L. Kasprzak, S. Kozarski, red.). Prz. Geogr., 64, 3–4: 420–421.

K o z a r s k i S . , 1993 — Morfostratygraficzna i litostratygraficzna pozycja subfazy chodzieskiej w pó³nocno-wschod-

niej Wielkopolsce (streszczenie referatu). W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych. II Semina-

rium.Poznañ, 14–15 X 1993. Streszczenia referatów i opisy posterów. Instytut Badañ Czwartorzêdu UAM, Poznañ:

35–36.

K o z a r s k i S . , S z u p r y c z y ñ s k i J . , 1958 — Terasy pradoliny Noteci miêdzy Nak³em a Milczem. Prz. Geogr., 30,

4: 671–681.

K r y g o w s k i B . , 1952 — Zagadnienie czwartorzêdu i pod³o¿a œrodkowej czêœci Niziny Wielkopolskiej. Biul. Inst.

Geol., 2, 66: 189–217.

L i n d n e r L . , L a m p a r s k i Z . , D ¹ b r o w s k i S . , 1982 — River valleys of Mazovian Interglacial in eastern Cen-

tral Europe. Acta Geol. Pol., 32, 3–4.

L i s t k o w s k a H . , 1986 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Koronowo (279). Pañstw. Inst. Geol.,

Warszawa.

L i s t k o w s k a H . , 1988 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1: 50 000, ark. Koronowo (279).

Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

M a k o w s k a A . , 1980 — Late Eemian with Preglacial and Glacial Part of Vistulian Glaciation in the Lower Vistula Re-

gion. Quatern. Stud., 2: 37–55.

M a k o w s k a A . , 1982 — Paleogeographic Environment for Eemian Marine Transgression on the Lower Vistula. Biul.

Inst. Geol., 5, 343: 31–49.

M a k o w s k a A . , 1986 — Morza plejstoceñskie w Polsce — osady , wiek i paleogeografia. Pr. Inst. Geol., 120: ss. 174.

M a k o w s k i A . S . , 1931 — O wêglach brunatnych na Pomorzu. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 30: 9–10.

M a r k s L . , 1991a — Attempt of correlation of the Saale Glaciation in Central European Lowland. Bull. Pol. Acad. Sc.

Earth Sc., 39, 2: 187–198.

M a r k s L . , 1991b — Zasiêgi l¹dolodów zlodowacenia Wis³y w œrodkowej i wschodniej Polsce. UAM Ser. Geogr., 50:

531–538.

M o j s k i J . E . , 1968 — Zarys stratygrafii zlodowacenia pó³nocnopolskiego (Ba³tyckiego) w pó³nocnej i œrodkowej

czêœci Polski. W: Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce (R. Galon, red.). Pr. Geogr. Inst. Geogr. PAN, 74:

37–64.

M o j s k i J . E . , 1985 — Tablica stratygraficzna obszaru Polski i krajów oœciennych na tle Europy Centralnej (W. Po¿aryski,

red.). Inst. Geol., Warszawa.

M r ó z e k W . , 1958 — Wydmy Kotliny Toruñsko-Bydgoskiej. W: Wydmy œródl¹dowe Polski. 2, 1. Warszawa.

48

M r ó z e k W . , 1960 — Morfogeneza Kotliny Toruñsko-Bydgoskiej ze szczególnym uwzglêdnieniem teras. Spraw.

Tow. Nauk. w Toruniu za 1959 r., 12, 1–4: 76–78.

M u r a w s k i T . , 1968 — Mapa morfogenetyczna Wysoczyzny Krajeñskiej 1:100 000 (rêkopis w posiadaniu autora).

N i e w i a r o w s k i W . , P a s i e r b s k i M . , 1998 — Osobliwoœci wykszta³cenia osadów czwartorzêdowych w œrodko-

wej czêœci pojezierza Krajeñskiego. W: Stratygrafia Plejstocenu Polski. V konferencja. Iznota.

N o r y œ k i e w i c z B . , 1978 — Interglacja³ eemski w Nakle nad Noteci¹. Acta palaeobot., 19, 1.

P i w o c k i M . , 1978 — Warunki geologiczne i perspektywy wykorzystania z³o¿a wêgla brunatnego w rejonie Nak³a nad

Noteci¹. Prz. Geol., 26, 10: 371–388.

P i w o c k i M . , Z i e m b i ñ s k a - T w o r z y d ³ o M . , 1995 — Litostratygrafia i poziomy sporowo – py³kowe neogenu

na Ni¿u Polskim. Prz. Geol. 11: 916–927

P o ¿ a r y s k i W . , 1952 — Pod³o¿e mezozoiczne Kujaw (szkic geologiczny). Biul. Inst. Geol., 55: ss. 62.

P o ¿ a r y s k i W . , 1964 — Zarys tektoniki paleozoiku i mezozoiku Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 8, 1: 1–32.

R a c z y ñ s k a A . (red.), 1987 — Budowa geologiczna wa³u pomorskiego i jego pod³o¿a. Pr. Inst. Geol., 119: ss. 269.

R ó ¿ y c k i Z . , 1971 — Sprawozdanie z prac geologiczno-poszukiwawczych za wêglem brunatnym w rejonie Byd-

goszcz–Inowroc³aw. PG–Wroc³aw. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

R ü h l e E . , 1954 — Profil geologiczny utworów czwartorzêdowych w Œmielinie ko³o Nak³a na Pomorzu. W: Z badañ

czwartorzêdu w Polsce. Biul. Inst. Geol., 69: 149–151.

S i l i w o ñ c z u k Z . , 1977 — Charakterystyka geologiczno-surowcowa poziomów tarasowych pradoliny Noteci-Warty.

Kwart. Geol., 21, 1: 153–173.

S t a n k o w s k a A . , S t a n k o w s k i W . , 1991 — Morfo-, lito- i chronostratygrafia Vistulianu we wschodniej Wielko-

polsce. UAM Ser. Geogr., 50: 563–571.

S o n n t a g P . , 1919 — Geologie von Westpreussen. Berlin.

Œ r o d o ñ A . , 1954 — Interglacjalny torf ze Œmielina ko³o Nak³a na Pomorzu (opracowanie botaniczne). W: Z badañ

czwartorzêdu w Polsce. Biul. Inst. Geol., 5, 69: 153–156.

U n i e j e w s k a M . , N o s e k M . , 1978 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Nak³o, wyd. B. Inst. Geol.,

Warszawa.

U n i e j e w s k a M . , N o s e k M . , 1990a — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. G¹sawa (398).

Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

U n i e j e w s k a M . , N o s e k M . , 1990b — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. £abiszyn (358).

Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

U n i e j e w s k a M . , N o s e k M . , 1992 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. £abi-

szyn (358). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

U n i e j e w s k a M . , N o s e k M . , 1993 — Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. G¹sawa

(398). Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

U n i e j e w s k a M . , N o s e k M . , W ³ o d e k M . , 1979 — Objaœnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark.

Nak³o. Inst. Geol., Warszawa.

U n i e j e w s k a M . , W ³ o d e k M . , 1976 — Materia³y archiwalne do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark.

Nak³o. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

U n i e j e w s k a M . , W ³ o d e k M . , 1977 — Zagadnienie stratygrafii plejstocenu okolic Nak³a (streszczenie referatu).

Kwart. Geol., 21, 4: 919–920.

49

U n i e j e w s k a M . , W ³ o d e k M . , 1978 — Mapa gologiczna Polski 1:200 000, ark. Nak³o, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa.

W ³ o d e k M . , 1980 — M³odszy plejstocen w rejonie Nak³a nad Noteci¹. Prz. Geol., 28, 8: 453–456.

W ³ o d e k M . , 1998 — Zlodowacenie pó³nocnopolskie w dolinie Noteci. W: Stratygrafia Plejstocenu Polski. V konfe-

rencja, Iznota.

W ³ o d e k M . , 2002 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. ¯nin (357). Centr. Arch. Geol. Pañstw.

Inst. Geol., Warszawa.

W o l d s t e d t P . , 1932 — Über Randlagen der letzen Veresung in Ost-deutschland und Polen und über die Herausbil-

dung des Netze – Warthe – Urstromtal. Jb. Preuss. Landesanst., 52: 59–67.

Z i e r h o f f e r A . , 1925 — Zagadnienie powierzchni poddyluwialnej na ziemiach polskich. W: Pok³osie Geogr., Lwów:

275–324.

Z n o s k o J . , 1957 — Sprawozdanie roczne z 1956 r. z prac geologicznych w osadach jury brunatnej na obszarze elewacji

Szubina . Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.

50

Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000Ark. Nak³o n. Noteci¹ (317)

Tablica I

SZKIC GEOMORFOLOGICZNY

Skala 1:100 000

� Copyright by Ministerstwo Œrodowiskaand Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2003

Opracowa³: M. W£ODEK

Formy lodowcowe

Formy wodnolodowcowe

Formy utworzone w strefie martwego lodu

Formy eoliczne

Formy rzeczne

Formy denudacyjne

Formy utworzone przez roœlinnoœæ

Formy antropogeniczne

Wysoczyzna morenowa p³aska(wysokoœci wzglêdne do 5 m, nachylenie do 2 )o

Wysoczyzna morenowa falista(wysokoœci wzglêdne 5–10 m, nachylenie oko³o 5o)

Moreny czo³owe akumulacyjne

Moreny czo³owe spiêtrzone (moreny wyciœniêcia)

Moreny martwego lodu

Równiny sandrowe

Równiny zastoiskowo-wytopiskowe

Ozy

Kemy

Rynny lodowcowe

Tarasy pradolinne (erozyjne)

Tarasy pradolinne(erozyjno- i akumulacyjne)akumulacyjne

Plateau kemowe

Zag³êbienia powsta³e po martwym lodzie

Formy drumlinopodobne

Wydmy

Starorzecza œwie¿e (zawodnione)

Krawêdzie

Dolinki, parowy i m³ode rozciêcia erozyjne

Równiny denudacyjne

Strefa degradacji i agradacji

Równiny torfowe

Wa³y i groble

Kana³y

¯wirownie (¯), piaskownie-¿wirownie (P¯),piaskownie (P) i glinianki (G)

Grodziska

Dna stawów

Ha³dy (h), nasypy (n), wysypiska odpadówkomunalnych (w), osadniki (o) i grunty refulowane (r)

¯

0 1 2 3 4 5 km

NAK£On. Noteci¹

Œlesin

Tur

Potulice

Wystêp

Jaru¿yn

NiedŸwiady

Staw Kardynalski

Kana³ Bydgoski

s

17 30’o

17 30’o 17 45’o

17 45’o

5310’

o

5300’

o5300’

o

5310’

o

Noteæ

¯

¯

¯

G

P

Godzimierz

SzubinPiñsko

S³onawyElizewoSzczepice

Dêbogóra

Sipiory

PolichnoRozwa¿yn

Anieliny

Olszewka

P¯

P¯¯, r

¯

¯

¯, r

P¯

o

¯, r

Paterek

Studzienki

Noteæ

n

sI II III

o

s

s

s

s s

s

s

ss

¯,w

Grzeczna Panna

h

18

24 26

2628

3333

118

2

25

34

3846

47

47

47

46

46

4442

42

41

41

47

47

47

48

4848

48

40

38

34

45

77

777777

7

464643

4546

47

36

33

35

3130

34

12

36

32

31

36

30

28

10

81819

Otw. 48Otw. 55Otw. 56Otw. 11

NESE

DC

Otw. 35

Potulice MinikowoChobielinJaru¿ynPiñskoSzubin

Otw. 88

Otw. 87Otw. 83

Grzeczna Panna

Kana³B

ydgoski

No

teæ

8 8210

66616162116

1615

21

26 25

66

6222113

9

9108 16

1617

3

125

2424 26

26

262425

26

25

46 43

43

43

47

48

31

3530

37

35

31

32

34

28

1424

25

27

12

(2149,0)

130 130

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

120 120

110 110

100 100

90 90

80 80

70 70

60 60

50 50

40 40

30 30

20 20

10 10

0 0

-10 -10

-20 -20

-30 -30

-40 -40

-50 -50

-60 -60

-70 -70

-80 -80

-90 -90

-100 -100

-110 -110

-120 -120

49

48

48

48

U w a g a : pozosta³e objaœnienia jak na mapie geologicznej

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

M lPM lP

M

Ol

J

T

Q

Q

Q

Q

Q

p

p

p

gzwgzw

gzwgzw

im

p1

p

p

gzwgzw

gzwgzw

mi

p

p

p

p

p¿

gzwgzw

g pzwg pzw

mi

p

Tr

ipeipe

pm

mcic

pc

i

1

2

¿p

p

p2

p

p¿

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

p

B3 tIIIB3 tIII

B3

B3

B3

B2

B3

B3

B1-2

W

O

W

W

O

F

O

L

B3

B3

B3

B3

B3

f

b

g

g

g

b

fg

bf

f

g

g

b

fg

fg

f

f

fg

g

g

b

f

gm

k

fg

pk

r

12 —12 —

15 —15 —

18 —18 —

24 —24 —

27 —27 —

25 —25 —

26 —26 —

28 —28 —

30 —30 —

31 —31 —

35 —35 —

32 —32 —

33 —33 —

36 —36 —

38 —38 —

40 —40 —

41 —41 —

42 —42 —

43 —43 —

37 —37 —

34 —34 —

44 —44 —

45 —45 —

46 —46 —

47 —47 —

48 —48 —

49 —49 —

21 —21 —

19 —19 —

16 —16 —

17 —17 —

14 —14 —

Q

Q

Q

Q

Q

Q

Q

p

gy

p

p

p¿

p

p

h

h

tf

li

e

d

z

dk

e w

3 —3 —

4 —4 —

6 —6 —

8 —8 —

9 —9 —

10 —10 —

7 —7 —

Q

Q

t

n

h

h

1 —1 —

2 —2 —

Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000Ark. Nak³o n. Noteci¹ (317)

Tablica II

PRZEKRÓJ GEOLOGICZNY C–D

Opracowa³: M. W£ODEK

ZNAKI PETROGRAFICZNE

Namu³y

Mu³owceG³azy

¯wiry

Piaski

Piaskowce

Mu³ki

I³y

Gliny zwa³owe

Wapienie

Torfy

Wêgiel brunatny

Gytie i kreda jeziorna

� Copyright by Ministerstwo Œrodowiskaand Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2003

0 1 2 3 4 5 km

4

4

4

4

4

4

4

4

3-4

3

3

3

3

3

2-3

2

2

2

2

3

3

4

4

4

4

4

NAK£On.Noteci¹

Paterek

SzubinJ1 33,0

J1 31,6

<39,6

<45,7MPI 20,8

Tr 30,0

Tr 13,6

Tr 37,0

Tr <38,5

Tr 13,8Tr 15,0 Tr 10,5

Tr 14,3

MPI28,9

MPIMPI

MPI

MPI

MPI

MPI

MPI

Ol

Ol

Ol

Ol

Ol

Ol

Ol

OlM

M

M

M

M

M

M

M

M

J1

J1

J1

85 8788

83

82

8677

76

J127,8

75

72

63 62

60

50

36

39

44

64

54

52

51

61

79

80

78

71

7027

69 73

74

25

26

81

M

Tr 35,5

ATr 29,1

<57,4

Tr 17,3

Tr 15,0

Tr 7,5

Tr 4,4

Tr 19,5

Tr -16,5

Tr 30,6

Tr 41,7

Tr 37,5

Tr -18,5

Tr -25,0

<-11,3

Tr -36,8

Tr -2,0

Tr 31,0

<41,5

<49,0

<40,0

Noteæ

Noteæ

Kana³ Bydgoski

43Tr 39,0

<18,838

37Tr -17,3

4042

41Tr 13,0

34

31

1

15

16

Tr 4,4

17

18

21

Tr -35,0

<52,9

Tr -11,223

Tr 50,3

<21,2

28

26<-21,0

7

4

5

<27,0

Tr 28,6

Tr 34,1

Tr 24,2

Tr 34,9

29Tr 41,5

30Tr 21,8

24Tr 52,6

3

<51,2

61

9Tr 29,0

8

32

33

<-41,010

13

Tr 36,0

12

12

11Tr -35,0

Tr -37,0

35

Tr 15,0

Tr -15,0

<29,948

57<9,4

67

Tr 40,059

58

<7,4

55Tr -22,4

Tr -61,5

Tr -58,0

65

17 45’o17 30’o

17 30’o 17 45’o

5300’

o5300’

o

5310’

o 5310’

o

J1 33,0C

D Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000Ark. Nak³o n. Noteci¹ (317)

Tablica III

SZKIC GEOLOGICZNY ODKRYTY

Skala 1:100 000

� Copyright by Ministerstwo Œrodowiskaand Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2003

Opracowa³: M. W£ODEK

+10

1

Tr 41,7

7

AB

CD

TR

ZE

CIO

RZ

ÊD

JURA

NE

OG

EN

PALEO-GEN

JURADOLNA

I³y pstre, miejscami z wk³adkami mu³ków i piasków

Piaski i mu³ki z wk³adkami wêgla brunatnego

Mu³owce, i³owce i piaski glaukonitowe

Piaskowce i ³upki

Izohipsy stropu utworów podczwartorzêdowych w m n.p.m.

Uskoki (liczba oznacza wysokoϾ zrzutu w metrach)

Uskoki kontynuuj¹ce siê w osadach czwartorzêdowychw formie krawêdzi (liczba oznacza wysokoœæ zrzutu w metrach)

Granice geologiczne

Krawêdzie

Krawêdzie egzaracyjne

Zaburzenia glacitektoniczne

Wybrane otwory wiertnicze z numeracj¹ wed³ug mapy geologicznej(symbol oznacza wiek: Tr — trzeciorzêd, MPI — mio-pliocen,J — jura dolna; liczba rzêdn¹ powierzchni podczwartorzêdowejlub rzêdn¹ zakoñczenia otworu w osadach czwartorzêdowych, w m n.p.m.)

1

Wybrane punkty dokumentacyjne

Linia przekroju geologicznego na mapie geologicznej

Linia przekroju za³¹czonego w tekœciegeologicznego

MIO-PLIOCEN

MIOCEN

OLIGOCEN

10 m

10 m

<15,4

M

56

MPI

0 1 2 3 4 5 km