PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY JĘDRZEJ...

PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY

JĘDRZEJ KOTARBIŃSKI

Główny koordynator Szczegółowej mapy geologicznej Polski — A. BERKoordynator regionu Warmii i Mazur — W. MORAWSKI

1:50 000

Arkusz Żuromin (326)(z 2 tab. i 2 tabl.)

WARSZAWA 2000

2

SFINANSOWANO ZE ŚRODKÓW NARODOWEGO FUNDUSZUOCHRONY ŚRODOWISKA I GOSPODARKI WODNEJ

OPRACOWANIE WYKONANO NA ZAMÓWIENIE MINISTRA ŚRODOWISKA

Redakcja merytoryczna: mgr Zofia KLIMCZAK

Akceptował do udostępnianiap.o. Dyrektor Naczelny Państwowego Instytutu Geologicznego

doc. dr hab. Marek NARKIEWICZ

© Copyright by Ministerstwo Środowiskaand Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa 2000

Redakcja techniczna, przygotowanie wersji cyfrowej: Jacek STRĄK

3

SPIS TREŚCI

I. Wstęp .............................................................................................................................................................................5

II. Ukształtowanie powierzchni terenu...............................................................................................................................7

III. Budowa geologiczna .....................................................................................................................................................8

A. Stratygrafia .................................................................................................................................................................8

1. Trzeciorzęd..............................................................................................................................................................9

a. Paleogen ..............................................................................................................................................................9

Paleocen.........................................................................................................................................................9

Oligocen.........................................................................................................................................................9

b. Neogen ..............................................................................................................................................................10

Miocen–pliocen ...........................................................................................................................................10

2. Czwartorzęd ..........................................................................................................................................................10

a. Plejstocen ..........................................................................................................................................................10

Zlodowacenia najstarsze ..................................................................................................................................11

Zlodowacenie Narwi....................................................................................................................................11

Zlodowacenia południowopolskie....................................................................................................................11

Zlodowacenie Nidy......................................................................................................................................11

Stadiał dolny............................................................................................................................................11

Interstadiał...............................................................................................................................................11

Stadiał górny ...........................................................................................................................................12

Zlodowacenie Sanu......................................................................................................................................12

Zlodowacenie Wilgi.....................................................................................................................................12

Interglacjał wielki.............................................................................................................................................13

Interglacjał mazowiecki...............................................................................................................................13

Zlodowacenie Liwca....................................................................................................................................14

4

Zlodowacenia środkowopolskie .......................................................................................................................14

Zlodowacenie Odry .....................................................................................................................................14

Stadiał dolny............................................................................................................................................14

Interstadiał...............................................................................................................................................15

Stadiał górny ...........................................................................................................................................15

Interglacjał lubelski .....................................................................................................................................15

Zlodowacenie Warty....................................................................................................................................16

Stadiał dolny............................................................................................................................................16

Interstadiał...............................................................................................................................................16

Stadiał środkowy.....................................................................................................................................16

Stadiał górny ...........................................................................................................................................17

Interglacjał eemski ...........................................................................................................................................18

Zlodowacenia północnopolskie........................................................................................................................19

Zlodowacenie Wisły ....................................................................................................................................19

Stadiał górny ...........................................................................................................................................19

b. Czwartorzęd nierozdzielony..............................................................................................................................20

c. Holocen .............................................................................................................................................................20

B. Tektonika i rzeźba podłoża czwartorzędu ................................................................................................................21

C. Rozwój budowy geologicznej ..................................................................................................................................22

IV. Podsumowanie ............................................................................................................................................................27

L i t e r a t u r a ...................................................................................................................................................................29

5

I. WSTĘP

Arkusz Żuromin (326) Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000 jest ograniczo-

ny współrzędnymi geograficznymi: 19°45´–20°00´ długości geograficznej wschodniej i 53°00´–53°10´

szerokości geograficznej północnej. Jego powierzchnia wynosi około 312 km2.

Obszar arkusza jest położony na pograniczu dwóch makroregionów fizycznogeograficznych:

Niziny Północnomazowieckiej i Pojezierza Chełmińsko-Dobrzyńskiego; do tego ostatniego należy

mezoregion Równiny Urszulewskiej leżącej po zachodniej stronie doliny Wkry. Do Niziny Północ-

nomazowieckiej w obrębie obszaru arkusza należą mezoregiony: Wzniesienie Mławskie obejmują-

ce północno-wschodnią część obszaru arkusza i Równina Raciąska w części południowo-

-wschodniej (J. Kondracki, 1978). Pod względem administracyjnym prawie cały obszar arkusza

należy do powiatu żuromińskiego (woj. mazowieckie), a jedynie najbardziej północna jego część —

do powiatu działdowskiego (woj. warmińsko-mazurskie). Północno-zachodnia zalesiona część ob-

szaru arkusza, po szosę Żuromin–Lidzbark, włączona została do Górzneńsko-Libardzkiego Parku

Krajobrazowego.

Mapa geologiczna wraz z tekstem objaśniającym i załącznikami została opracowana w Zakła-

dzie Geologii Czwartorzędu Państwowego Instytutu Geologicznego w Warszawie w latach 1995–1999

na podstawie „Projektu badań geologicznych”, zatwierdzonego przez głównego geologa kraju de-

cyzją z dnia 1995.11.06 (KOK/12/95).

Dla udokumentowania mapy geologicznej wykonano i opisano 730 sond ręcznych, wkopów

i odsłonięć oraz 90 sond mechanicznych o łącznym metrażu około 800 m. Zestawienie sond me-

chanicznych dokumentujących przekrój geologiczny A–B przedstawiono w tabeli 1. Wykorzystano

także opisy licznych (ponad 400) sond i płytkich (do 30 m) wierceń z dokumentacji surowcowych.

Odwiercono dwa otwory kartograficzne: Galumin-1 (otw. 1) o głębokości 298 m i Łazy-2 (otw. 18)

o głębokości 296 m.

Dla ustalenia genezy i stratygrafii osadów czwartorzędowych i bezpośredniego podłoża pod-

czwartorzędowego wykonane zostały: standardowe opracowanie litologiczno-petrograficzne

(B. Gronkowska-Krystek, 1998) oraz ekspertyzy mikropaleontologiczna (E. Gawor-Biedowa, 1997)

i palinologiczna (K. Krupiński, 1999).

6

T a b e l a 1

Wykaz wybranych punktów dokumentacyjnych (sond mechanicznych)

Numerna mapie

geologicznej

Numerwedług

notatnikaterenowego

Lokalizacja(miejscowość)

Rzędnaw m n.p.m.

Głębokośćw m Uwagi

1 1040 Zieluń 144,4 16,0 Przekrój geol., bad. palinologiczne 2 1041 Ruda 142,7 10,0 Przekrój geol. 3 1006 Galumin 161,0 10,0 Przekrój geol. 4 1064 na północ od Lubowidza 139,7 16,0 Przekrój geol., bad. palinologiczne 5 1019 Lubowidz 149,0 8,0 Przekrój geol. 6 1079 na południe od Lubowidza 153,0 10,0 Przekrój geol. 7 1078 Łazy 153,0 10,0 Przekrój geol. 8 1084 Poniatowo 127,5 16,0 Przekrój geol. 9 1085 Poniatowo 125,5 12,0 Przekrój geol.10 1086 na południe od Poniatowa 125,5 8,0 Przekrój geol.11 1087 na północ od Swojęcina 124,0 11,0 Przekrój geol.

Wykonano także badania geoelektryczne na linii przekroju głównego (W. Marciniak, 1995a, b,

1996) oraz dokonano reinterpretacji wcześniej wykonanych sondowań geoelektrycznych na ciągu

równoleżnikowym Raczyny–Poniatowo–Kliczewo Duże, prostopadłym do linii przekroju głównego

(W. Marciniak, 1995a, b). Badania te wykorzystano przy sporządzaniu przekroju geologicznego

szczególnie górnej jego części do głębokości około 150 m i szkicu ukształtowania podłoża podczwar-

torzędowego. Miąższy (do 100 m) kompleks starszych glin zwałowych leżących na głębokości około

250 m, bezpośrednio na paleoceńskich marglach piaszczystych, ze względu na zbliżoną odporność

maskował na tyle skutecznie ukształtowanie stropu podłoża, że na przekroju geoelektrycznym

o przebiegu południkowym w ogóle podłoża nie wyinterpretowano. Na przekroju równoleżniko-

wym granica czwartorzęd-podłoże była wyraźna.

Literatura dotycząca obszaru arkusza Żuromin jest dość uboga. Starsze opracowania dotyczące

większych jednostek regionalnych, a zawierające także informacje o budowie geologicznej

i morfologii omawianego obszaru (S. Lencewicz, 1927; W. Nechay, 1927), mają już jedynie

znaczenie historyczne. Z nowszych wymienić należy przede wszystkim prace: Z. Michalskiej

(1967), Z. Lamparskiego (1983), L. Marksa (1980, 1984, 1988) oraz W. Niewiarowskiego

i W. Wysoty (1996), traktujące o podłożu podczwartorzędowym, jego wpływie na wykształcenie

osadów plejstoceńskich oraz ich stratygrafii. Morfologię południkowego odcinka doliny Wkry

opisał J. Kotarbiński (1967). Litologia, stratygrafia i tektonika starszego podłoża została omó-

wiona w pracach zbiorowych pod redakcją S. Marka i W. Pożaryskiego (1970), S. Marka (1983)

oraz S. Marka i M. Pajchlowej (1997). J. Motyl-Rakowska i K. Schoeneich (1970) opisali rów

tektoniczny w okolicach Żuromina.

Przy sporządzaniu mapy wykorzystano opracowania kartograficzno-geologiczne w różnych

skalach, dotyczące omawianego obszaru, m.in.: Przeglądową mapę geologiczną Polski w skali

1:300 000, arkusz Toruń, wydanie A i B (R. Galon, 1947; R. Galon, J. Pacowska, 1953), Mapę

geologiczną Polski w skali 1:200 000, arkusz Brodnica, wydanie A i B (Z. Churski, J. Kotarbiński,

7

M. Liberacki, W. Niewiarowski, C. Wójcik, 1978; J. Kotarbiński, 1978) dającą syntezę budowy

geologicznej i stratygrafii czwartorzędu oraz wykształcenie i ukształtowanie jego podłoża. Wyko-

rzystano także Mapę grawimetryczno-sejsmicznych elementów strukturalnych kompleksu cech-

sztyńsko-mezozoicznego na obszarze wału pomorsko-kujawskiego i obszarów przyległych, arkusz

Brodnica w skali 1:200 000 (P. Zientara, 1988) i Mapę liniowych elementów strukturalnych Polski

w skalach 1:200 000 i 1:500 000 na podstawie analizy komputerowej zdjęć geofizycznych i telede-

tekcyjnych, arkusz Brodnica (M. Graniczny, S. Doktór, R. Kucharski, 1995), będących podsumo-

waniem prac sejsmicznych i grawimetrycznych.

II. UKSZTAŁTOWANIE POWIERZCHNI TERENU

W rzeźbie omawianego obszaru wyróżnić można cztery główne jednostki geomorfologiczne:

wysoczyznę morenową częściowo przekształconą denudacyjnie, równinę denudacyjną, równinę

sandrową oraz dolinę Wkry (tabl. I).

Wysoczyzna morenowa częściowo przekształcona denudacyjnie obejmuje północno-wschodnią

część obszaru arkusza. Przeważają tu wysokości 155–165 m n.p.m. Nadbudowujące tę powierzchnię

wzgórza moren czołowych stadiału górnego (Mławy) zlodowacenia Warty osiągają na północ od

Żuromina 189,5 m n.p.m., tj. około 30 m wysokości względnej. Zagłębienia bezodpływowe powstałe

po wytopieniu brył martwego lodu występują jedynie sporadycznie. Częste są natomiast suche doliny

i dolinki denudacyjne rozcinające zbocza wysoczyzny oraz stoki wzgórz moren czołowych. Wyso-

czyna opada ku południowi długim stokiem ku równinie denudacyjnej, osiągającej 130 m n.p.m.

w części południowej i około 140 m n.p.m. w okolicy Żuromina. Jest to obszar zdenudowanej

wysoczyzny morenowej powstałej w stadiale środkowym (Wkry) zlodowacenia Warty. Stopień

przekształcenia przez procesy denudacyjne jest tu znacznie większy niż w obszarze poprzednio opisa-

nym. Po zachodniej stronie doliny Wkry równina denudacyjna rozcięta jest przez wody roztopowe

płynące od czoła lądolodu zlodowacenia Wisły, tworząc kilka wysp otoczonych piaskami równin

sandrowych poziomu sandrowego I. Ich powstanie jest związane z maksymalnym zasięgiem (w tym

rejonie) lądolodu stadiału górnego (leszczyńsko-pomorskiego) zlodowacenia Wisły, którego czoło

znajdowało się kilka kilometrów na zachód od opisywanego obszaru. Równina sandrowa rozciąga się

głównie po zachodniej stronie doliny Wkry. W swej części północnej osiąga wysokość 150 m n.p.m.

i obniża się ku południowi do około 123 m n.p.m. w części południowej, przy dolinie Wkry. Brak

jest tu zagłębień wytopiskowych, a obecne są jedynie ślady dawnych przepływów wód roztopowych,

których dna są zatorfione.

Dolina Wkry w obrębie arkusza przebiega z północy na południe. W części północnej wąska

(miejscami 200–300 m), kręta i głęboko wcięta (do 30 m) w otaczającą wysoczyznę, rozszerza się

8

ku południowi osiągając przy południowej granicy obszaru arkusza około 1 km. W górnym odcinku

doliny (powyżej Poniatowa) występują w niej wąskie listwy tarasów:

— sandrowych (poziomu sandrowego II), wzniesionych 4,0–5,0 m nad średni poziom wody

w rzece, których powstanie związane jest z odpływem wód roztopowych od czoła lądolodu stacjo-

nującego na linii moren dobrzyńskich (subfaza kujawsko-dobrzyńska stadiału górnego zlodowa-

cenia Wisły),

— nadzalewowych, o wysokości 2,5–3,0 m nad średni poziom wody w rzece.

Dno doliny (tarasy zalewowe), miejscami zatorfione, w części północnej leży na wysokości

około 126 m n.p.m., a w południowej — około 120 m n.p.m.

Tak więc deniwelacje na obszarze arkusza wynoszą prawie 70 m (moreny czołowe — 189,5 m

n.p.m., dno doliny Wkry — 120 m n.p.m.).

Przez obszar arkusza Żuromin przebiega dział wód II rzędu, między dorzeczem Wkry i Skrwy

(prawobrzeżnej). Do tego ostatniego należy niewielki fragment terenu położony w południowo-

-zachodniej części arkusza, w rejonie wsi Raczyny, odwadniany przez Chraponiankę, będącą do-

pływem Skrwy.

Największy, płytki i zarastający, naturalny zbiornik wód stojących — Białe Błoto, o powierzchni

około 12 ha, leży około 3 km na północny zachód od Żuromina. Niewielkie sztuczne zbiorniki to

zalane wyrobiska — żwirownie i doły potorfowe.

III. BUDOWA GEOLOGICZNA

A. STRATYGRAFIA

Obszar objęty arkuszem Żuromin leży w środkowej części synklinorium brzeżnego, zwanej niecką

warszawską lub płocką (S. Marek, red., 1983). Cechą charakterystyczną obszaru jest występowanie

w podłożu podczwartorzędowym rozległego i głębokiego obniżenia zwanego depresją Lidzbarka Wel-

skiego (Z. Lamparski, 1983), z którego znaczna część nieskonsolidowanych osadów trzeciorzędowych

została usunięta. Osady czwartorzędu osiągają natomiast rzadko spotykane miąższości — do 300 m.

Znajomość litologii, stratygrafii i tektoniki podłoża paleozoicznego i mezozoicznego opiera się

na wynikach sześciu (otw. 9, 11, 13, 14, 15 i 31) głębokich (1850,4–3220,3 m) wierceń badawczych

i na badaniach sejsmicznych. Podsumowanie wyników tych badań zawarte jest w pracach: J. Motyl-

-Rakowskiej i K. Schoeneicha (1970), S. Marka i W. Pożaryskiego (1970), S. Marka (1983) oraz

S. Marka i M. Pajchlowej (1997).

Informacje pochodzące z głębokich wierceń, a dotyczące osadów trzeciorzędowych, są nie-

wiarygodne; często pozostają w jaskrawej sprzeczności z wynikami wierceń kartograficznych,

9

studziennych i badań geofizycznych. Wiercenia te nie były w górnych odcinkach rdzeniowane, często

brak jest też opisów litologii i stratygrafii osadów kenozoicznych (trzeciorzęd jest nie rozdzielony).

1 . T r z e c i o r z ęd

W bezpośrednim podłożu osadów czwartorzędowych na obszarze arkusza Żuromin stwierdzono:

w dnie depresji podłoża osady paleocenu, w obrębie elewacji — osady miocenu–pliocenu; osady

oligocenu występują zapewne w kopalnych stokach depresji (tabl. II).

a . P a l e o g e n

Paleocen

Osady paleoceńskie stwierdzono w dwóch otworach kartograficznych — 1 i 18. Są to m a r g l e

p i a s z c z y s t e , szarozielonkawe, o małej zwięzłości, miejscami tylko silniej zdiagenezowane. Ich

wiek został określony na dolny paleocen–dolny dan, na podstawie badań mikropaleontologicznych

(E. Gawor-Biedowa, 1997). Na dolny paleocen wskazują występujące tu otwornice, a szczególnie:

Cibicidoides lectus (Vassilenko), Kolesnikovella europaea (Cushman), Ceratolamarckina tubercu-

lata (Brotzen) i Loxostomoides applinae (Plummer), a także jeżowce Echinocorys obliquus (Nilss.)

(S. Cieśliński, 1997) znane z danu Danii, Szwecji i Polski.

W otworze 18 margle piaszczyste paleocenu leżą na udokumentowanych mikropaleontologicz-

nie osadach górnego mastrychtu (E. Gawor-Biedowa, 1997), a ich miąższość w tym otworze wynosi

6 m (spąg 139,5 m n.p.m., strop 133,5 m n.p.m.).

W otworze 1 miąższość opisywanych osadów przekracza 11 m (strop 109,5 m n.p.m., spągu nie

osiągnięto); nie jest to ich pierwotna miąższość, bowiem górna część wraz z młodszymi osadami

trzeciorzędu została zniszczona.

Na powierzchnię podczwartorzędową osady paleocenu dolnego wychodzą w dnie depresji Lidz-

barka Welskiego.

Oligocen

M u ł k i , m u ł o w c e i i ł y . Informacje dotyczące osadów oligoceńskich na obszarze arkusza

Żuromin pochodzą jedynie z czterech głębokich otworów badawczych (otw. 11, 12, 15 i 31) i odnoszą

się do nich wszystkie zastrzeżenia, o których pisano wcześniej. Znane są z tych otworów szarozielone

mułowce o miąższości od 40 m (otw. 31) do 81 m (otw. 11). Wydaje się, że do oligocenu zaliczono —

przynajmniej częściowo — podobne osady paleocenu, nie wyróżnionego w opisach tych wierceń.

Na sąsiadującym od zachodu arkuszu Skrwilno wiek szarych mułków ilastych i iłów oznaczono

badaniami palinologicznymi (B. Słodkowska, 1994) na dolny oligocen.

10

Na powierzchnię podczwartorzędową osady oligocenu wychodzą zapewne — analogicznie jak

na arkuszu Skrwilno — w dolnej części kopalnego stoku depresji.

b . N e o g e n

Miocen–pliocen

W południowo-wschodniej części obszaru arkusza, we wsi Chamsk, w otworze studziennym

(otw. 41), na wysokości 13,2 m n.p.m. nawiercono iły brązowe z przerostami zielonkawoszarych,

określane przez autora opisu (S. Błażewicza) jako iły pstre i zaliczone przez niego do pliocenu. Jeśli

tak jest to według najnowszych podziałów litostratygraficznych neogenu (M. Piwocki, M. Ziembiń-

ska-Tworzydło, 1995) powstały one na pograniczu miocenu i pliocenu.

Istnieje jednak duże prawdopodobieństwo, że są to osady czwartorzędowe. W sąsiednich

badawczych otworach hydrogeologicznych w Kliczewie Dużym (ark. Szreńsk, 5 km na północny

wschód), Poniatowie (otw. 34), a także w obu otworach kartograficznych (otw. 1 i 18) na tej

samej wysokości (kilka do kilkunastu metrów n.p.m.) stwierdzono brązowoczerwone iły

z przewarstwieniami iłów szarych i szarozielonych, niewątpliwie czwartorzędowe (interglacjał

wielki).

2 . C z w a r t o r z ęd

Utwory czwartorzędowe pokrywają cały obszar arkusza Żuromin. Osiągają tu one rzadko spoty-

kana miąższość — 287,5 i 278,0 m na północ od Żuromina (otw. 18 i 1) i 114(?) m w południowo-

-wschodniej części obszaru arkusza (otw. 41).

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

Podstawą podziału stratygraficznego osadów plejstoceńskich była analiza archiwalnych

i kartograficznych profilów wierceń zestawionych w przekroje geologiczne, analiza paleogeo-

morfologiczna, terenowe obserwacje geologiczne oraz badania palinologiczne. Szczególne trud-

ności napotkano przy rozpoziomowaniu serii glacjalnych starszych zlodowaceń (najstarszych

i południowopolskich). W dolnej części profilów niektórych wierceń stwierdzono bowiem jeden

poziom glin zwałowych makroskopowo dość jednorodnych, o znacznej miąższości (do 48 m),

leżących bezpośrednio na paleoceńskim podłożu. W innych profilach występują nieciągłe

i o małej miąższości serie międzymorenowe (glacilimniczne lub glacifluwialne). W tej sytuacji

wyniki badań litologiczno-petrograficznych stały się głównym — choć nie jedynym — kryte-

rium podziału tego miąższowego kompleksu na różnowiekowe serie glacjalne, co może budzić

pewne wątpliwości.

11

Zlodowacenia najstarsze

Zlodowacenie Narwi

W strefie najniżej położonego stropu podłoża podczwartorzędowego, bezpośrednio na osadach

dolnego paleocenu, stwierdzono (w otw. 18) poziom g l i n z w a ł o w y c h piaszczystych, ciemno-

szarych z zielonkawym odcieniem, z nielicznymi żwirami, wśród których dominują wapienie pół-

nocne — 41,5% (38,1–44,4%) i skały krystaliczne — 29,5% (25,8–34,3%). Wśród licznych okru-

chów skał lokalnych przeważają mułowce trzeciorzędowe (do 17,4%). Współczynniki petrograficzne1/

wynoszą: O/K=1,68, K/W=0,64, A/B=1,42.

Zlodowacenia południowopolskie

Do osadów zlodowaceń południowopolskich zaliczono cztery poziomy glin zwałowych oraz

rozdzielające je osady serii międzymornowych (glacilimniczne, glacifluwialne i fluwialne), a także

leżące powyżej najmłodszych glin południowopolskich osady glacifluwialne i glacilimniczne.

Zlodowacenie Nidy

S t a d i a ł d o l n y

Osady stadiału dolnego tego zlodowacenia rozpoczynają m u ł k i z a s t o i s k o w e (dolne),

akumulowane w czasie transgresji lądolodu w maksymalnych obniżeniach powierzchni podczwarto-

rzędowej (otw. 18), nie całkowicie zapełnionych przez osady najstarszego zlodowacenia — zlodowa-

cenia Narwi. Są to szare mułki, w spągu piaszczyste z pojedynczymi żwirkami, w stropie ilaste z py-

łowatymi (jaśniejszymi) smugami. Ich maksymalna stwierdzona miąższość (otw. 18) wynosi 5 m.

G l i n y z w a ł o w e stadiału dolnego zostały wyodrębnione z miąższego kompleksu glin,

stwierdzonego w obu otworach kartograficznych (otw. 1 i 18), na podstawie badań petrograficz-

nych. Charakteryzują się one współczynnikami petrograficznymi: O/K=1,98–2,07, K/W=0,53–0,54

i A/B=1,63–1,68.

M u ł k i z a s t o i s k o w e (górne) stwierdzono w południowej części obszaru arkusza, w otwo-

rze 34, gdzie miąższość ich przekracza 15 m.

I n t e r s t a d i a ł

P i a s k i r z e c z n e akumulowane w okresie interstadialnym, rozdzielającym dwa nasunięcia

lądolodu zlodowacenia Nidy, stwierdzono w otworze kartograficznym w Strzeszewie (ark. Bieżuń,

1 km na południe od granicy obszaru arkusza Żuromin). Są to piaski różnoziarniste z przewagą

piasków gruboziarnistych i brukiem w spągu. Miąższość ich wynosi 21 m.

1/ O/K — stosunek ilości skał osadowych północnych do skał krystalicznych północnych; K/W — stosunek ilościskał krystalicznych północnych do wapieni północnych; A/B — stosunek ilości skał nieodpornych na wietrzenie doodpornych

12

S t a d i a ł g ó r n y

Stadiał górny zlodowacenia Nidy reprezentują g l i n y z w a ł o w e o znacznej — dochodzącej

do 30 m — miąższości. Gliny te w części spągowej są piaszczyste ze znaczną ilością żwirów, a ku

stropowi przechodzą w ilasto-pyłowate. Przewaga wapieni północnych (44,8–47,4%) nad skałami

krystalicznymi (35,2–35,6%) jest wyraźnie mniejsza niż w glinach zwałowych starszych, podobnie

jak i udział okruchów skał lokalnych (6,6–7,4%). Współczynniki petrograficzne osiągają wartości:

O/K=1,33–1,39, K/W=0,77–0,82, A/B=1,11–1,21.

Zlodowacenie Sanu

Zlodowacenie Sanu reprezentują p i a s k i i m u ł k i z a s t o i s k o w e o miąższości kilku me-

trów, stwierdzone w otworach 1 i 34 oraz leżące ponad nimi g l i n y z w a ł o w e wydzielone na

podstawie badań petrograficznych w profilach obu wierceń kartograficznych (otw. 1 i 18). W profilu

archiwalnego otworu 34 ten sam wiek przypisano wyraźnie wyodrębniającemu się (oddzielonemu od

glin niżej i wyżej leżących osadami międzymorenowymi) poziomowi szarych, piaszczystych glin

zwałowych o miąższości 18 m. W strefie największych głębokości depresji Lidzbarka Welskiego

(otw. 18) miąższość tego poziomu ulega wyraźnej redukcji (nawet do 2 m). Cechą charakterystyczną

tych glin jest przewaga okruchów skał krystalicznych (33,4–46,1%) nad wapiennymi (30,9–38,8%).

Współczynniki petrograficzne wynoszą: O/K=0,97–1,04, K/W=1,08–1,15 i A/B=0,80–0,83.

Zlodowacenie Wilgi

Zlodowaceniu Wilgi przypisano poziom g l i n z w a ł o w y c h wyodrębnionych na podstawie

badań litologiczno-petrograficznych z większego kompleksu glin przewierconego w otworach kar-

tograficznych (otw. 1 i 18) oraz górną część kompleksu glin w archiwalnym otworze w Poniatowie

(otw. 34), oddzieloną od niżej leżących dwumetrową warstwą bruku. Wyraźną oddzielność tego

poziomu glin zwałowych stwierdzono także w archiwalnym otworze w Kliczewie Dużym (ark.

Szreńsk, około 100 m na wschód od wschodniej granicy obszaru arkusza), gdzie oddzielony jest on

od niżej leżących glin 32 m serią osadów zastoiskowych. Miąższość wyróżnionego poziomu glin

zwałowych zlodowacenia Wilgi wynosi 9–15 m. W spągowej części są to gliny piaszczyste, ku

górze przechodzące w pyłowate lub ilaste. We frakcji żwirowej zaznacza się przewaga wapieni pół-

nocnych (34,2–41,0%) nad skałami krystalicznymi (27,3–30,9%). Duży jest udział skał lokalnych

(14,1–28,7%), głównie mułowców, margli piaszczystych i piaskowców paleogeńskich. Charaktery-

styczne dla tego poziomu współczynniki petrograficzne wynoszą: O/K=1,41–1,56, K/W=0,70–0,79,

A/B=1,13–1,31. W stropowej części glin zwałowych stwierdzono spadek węglanowości i wzboga-

cenie frakcji żwirowej w skały odporne na niszczenie, co wskazuje na występowanie tu poziomu

wietrzeniowego (B. Gronkowska-Krystek, 1998).

13

Powyżej glin zwałowych w otworze 18 stwierdzono występowanie przeważnie drobnoziarnis-

tych p i a s k ó w w o d n o l o d o w c o w y c h o miąższości 13 m, w spągowej części z pojedyn-

czymi skośnymi laminami detrytusu organicznego. Piaski te przechodzą w m u ł k i i i ł y

z a s t o i s k o w e . Dolną część 28 m serii osadów zastoiskowych stanowią mułki piaszczyste, prze-

chodzące w typowe iły warwowe, przykryte następnie mułkami oraz drobnoziarnistymi piaskami

pyłowatymi, miejscami z okruchami (do 5 cm długości) uwęglonego drewna. W stropie serii wy-

stępują iły warwowe o kilkumetrowej miąższości. Osady zastoiskowe przewiercono w obu otwo-

rach kartograficznych 1 i 18, gdzie mają miąższość odpowiednio 13 i 8 m oraz nawiercono kilkoma

otworami w okolicach Lubowidza (otw. 3, 5, 7).

Badania palinologiczne kilku próbek osadów pochodzących z tej serii i zawierających domiesz-

ki substancji organicznej „...nie upoważniają do wyciągania wniosków natury stratygraficznej”

(K. Krupiński, 1997). Stwierdzono tu bowiem znaczny udział zredeponowanych sporomorf roślin

trzeciorzędowych oraz planktonu morskiego.

Interglacjał wielki

Interglacjał mazowiecki

P i a s k i , m u ł k i i i ł y r z e c z n e , r z e c z n o - j e z i o r n e i j e z i o r n e . W otworach

kartograficznych 1 i 18 stwierdzono miąższą (około 80 m) serię piasków przedzieloną iłami. Dolna

część tej serii reprezentuje osad fluwioperyglacjalny, wyższa zdaniem B. Gronkowskiej-Krystek

(1998) — typowy osad rzeczny, na co wskazuje cykliczna budowa, niska węglanowość (około 7%)

i wysoki stopień obtoczenia ziarn kwarcu (R=0,31–0,81). Każdy z cykli sedymentacyjnych zaczyna

się osadami piaszczysto-żwirowymi. Ku stropowi zmniejsza się średnica ziarna, aż do osadzenia

mułków i iłów. Dwa dolne cykle sedymentacyjne oddzielone są od górnego warstwą iłów o miąż-

szości od kilku do kilkunastu metrów. W spągu są to iły czerwone, wyżej brunatnoczerwone, prze-

chodzące ku stropowi w iły szare z jaśniejszymi laminami pyłowatymi. Niekiedy iłom towarzyszą

mułki. Osady czerwonego kompleksu ilastego poddane zostały badaniom palinologicznym. Łącznie

przebadano 10 próbek (po 5 w każdym z otworów). K. Krupiński (1997) stwierdził w nich redepo-

zycyjny charakter spektrów pyłkowych oraz brak w tych spektrach elementów wskazujących na

klimat i wiek w jakim te osady powstawały. „Można się jedynie spodziewać, że ich sedymentacja

przebiegała w chłodnych warunkach klimatycznych i braku zwartych zbiorowisk roślinnych. Brak

zbiorowisk roślinnych lub słabe ich zwarcie sprzyjało nasileniu procesów erozyjnych i soliflukcyjno-

-denudacyjnych. Efekty tych procesów zaznaczają się wyraźnie w uzyskanych spektrach badanych

próbek”. Pogląd K. Krupińskiego znajduje potwierdzenie w wynikach badań litologiczno-

-petrograficznych. Według B. Gronkowskiej-Krystek (1998) osady te różnią się w sposób istotny od

wyżej i niżej leżących „...znacznie wyższą węglanowością (12,1–17,5%) jak również podwyższoną

14

zawartością minerałów asocjacji glacjalnej” — amfiboli (49,3%) i piroksenów (9,8%) — co suge-

ruje, że osady te powstawały w okresie czasowego oziębienia klimatu. Spąg wyżej opisanych osa-

dów leży zwykle na wysokości od 0 do 5 m n.p.m. Powyżej leżą osady kolejnego cyklu akumulacji

rzecznej, zaczynające się piaskami ze żwirami a kończące mułkami i iłami.

Miąższa seria osadów piaszczystych, przedzielonych leżącą w poziomie morza warstwą czerwo-

nych iłów, występuje powszechnie w obrębie depresji Lidzbarka Welskiego. Stwierdzono ją w nastę-

pujących otworach: 1, 3, 5, 7, 18, 34, a prawdopodobnie także 32 i 41. W tym ostatnim (archiwalne

wiercenie studzienne) na wysokości 24–22 m n.p.m. (głębokość 101–103 m) stwierdzono występowa-

nie kredy jeziornej. Opisana seria występuje także w obszarach sąsiednich, przede wszystkim w obrę-

bie arkusza Skrwilno (J. Kotarbiński, 1996) oraz Lidzbark Welski (W. Wysota, 1997). Szerokie roz-

przestrzenienie serii piaszczystej i występujących w niej charakterystycznych czerwonych iłów spra-

wiają, że jest ona dobrym poziomem korelacyjnym w obrębie depresji Lidzbarka Welskiego.

Zlodowacenie Liwca

Osady tego zlodowacenia rozpoczynają g l i n y z w a ł o w e ciemnoszare, pyłowato-ilaste,

o nieznacznej — zwykle nie przekraczającej kilku metrów — miąższości. Stwierdzono je w otwo-

rach: 1, 3, 32, 34 i 41. Spąg tych glin występuje na wysokości 34–54 m, a strop — 48–61 m.

W części środkowej obszaru arkusza zostały one zniszczone. Gliny te charakteryzują się następują-

cymi średnimi współczynnikami petrograficznymi: O/K=1,4, K/W=0,83, A/B=1,12.

Wyżej leżą m u ł k i , i ł y i p i a s k i z a s t o i s k o w e . Seria ta zaczyna się mułkami piasz-

czystymi, w spągu z drobnymi pojedynczymi żwirami (np. w otw. 1) lub piaskami pyłowatymi

(w otw. 5, 7, 18), przechodzącymi stopniowo w mułki ilaste a czasem nawet iły warwowe. W gór-

nej części (w otw. 1) pojawiają się ponownie mułki piaszczyste, drobnoziarniste piaski pyłowate

a nawet piaski średnioziarniste. Ta górna część reprezentuje już zapewne osady wodnolodowcowe

(B. Gronkowska-Krystek, 1998). Miąższość tej serii jest największa w północnej części arkusza

(około 30 m). W strefie środkowej osady te są częściowo zniszczone (miąższość około 6 m),

a w części południowej jest ich brak.

Zlodowacenia środkowopolskie

Zlodowacenie Odry


Osady tego stadiału rozpoczynają p i a s k i w o d n o l o d o w c o w e . Są to piaski średnio-

i gruboziarniste, w spągu z pojedynczymi żwirami, w stropie z wkładkami mułków piaszczystych,

stwierdzone w południowej części arkusza (otw. 18, 34), gdzie osiągają miąższość około 10 m.

15

G l i n y z w a ł o w e tego samego wieku występują na obszarze prawie całego arkusza, lecz

ich miąższość w części północnej jest zredukowana do 4–5 m. Badania litologiczno-petrograficzne,

którym poddano próbki tych glin z rdzeni wierceń kartograficznych (otw. 1 i 18), wykazywały dość

istotną rozbieżność w wartościach współczynników petrograficznych glin tego poziomu. W otwo-

rze 1 współczynniki te wynoszą: O/K=1,31, K/W=0,82, A/B=1,13, a w otworze 18 — O/K=1,71,

K/W=0,64, A/B=1,38. Mimo to uznano je za równowiekowe, mając na uwadze niewielką liczbę pró-

bek (po 2 próbki z tego poziomu w każdym z otworów) oraz wyniki analizy paleogeomorfologicznej.


W archiwalnym otworze w Poniatowie (otw. 34) stwierdzono p i a s k i i m u ł k i r z e c z n e ,

z b r u k i e m w s p ą g u , wypełniające kopalną dolinkę wciętą na około 15 m w gliny zwałowe

stadiału przedmaksymalnego zlodowacenia Odry. Uznano je za interstadialne osady rzeczne.


Osady stadiału maksymalnego zlodowacenia Odry rozpoczynają p i a s k i w o d n o l o d o w -

c o w e o kilkumetrowej miąższości, stwierdzone w południowej części obszaru arkusza (otw. 40

oraz otw. kartograficzny Strzeszewo — położony w odległości 1 km na południe od granicy arku-

szy Żuromin i Bieżuń). G l i n y z w a ł o w e tego stadiału mają miąższość około 15 m (otw. 40).

Miejscami są one zniszczone — szczególnie w północnej części obszaru — przez młodszą erozję.

Interglacjał lubelski

P i a s k i i m u ł k i r z e c z n e . W otworze kartograficznym Łazy-2 (otw. 18) pod glinami

zwałowymi zlodowacenia Warty stwierdzono 35 m serię piasków z przewarstwieniami mułków,

w której można dopatrzyć się trzech cykli sedymentacyjnych; każdy z nich rozpoczyna się piaskami

średnio- i gruboziarnistymi przechodzącymi ku górze w piaski średnio- i drobnoziarniste, a kończy

mułkami piaszczystymi bądź drobnoziarnistymi piaskami pyłowatymi. W piaskach drugiego i trze-

ciego cyklu stwierdzono skośne lub częściej poziome laminy podkreślone uwęgloną substancją or-

ganiczną. Jak wynika z badań B. Gronkowskiej-Krystek (1998) środkowa część serii posiada

wszelkie cechy osadów rzeki klimatu umiarkowanego — niską węglanowość (około 5%), dobre

obtoczenie ziarn kwarcu (R = 0,53–0,38), wreszcie przewagę granatów nad amfibolami. B. Gron-

kowska-Krystek określiła dolną część serii jako osady „...być może rzeki we wczesnym jej okresie

kształtowania się (warunki peryglacjalne)...”. Podobnie górna część była akumulowana w chłod-

niejszym klimacie. Rzeczny charakter osadów piaszczystych o zbliżonej miąższości (23,5 m)

stwierdzonych w podobnej sytuacji i na podobnej wysokości w otworze kartograficznym Galumin-1

(otw. 1) jest mniej oczywisty, choć i tu uznano je za osady rzeki peryglacjalnej (B. Gronkowska-

-Krystek, 1998). Miąższą serię piaszczystą w podobnej sytuacji stwierdzono w licznych otworach

16

wiertniczych w północnej i środkowej części obszaru arkusza, m.in. w leżących na linii przekroju

otworach: 1, 4, 5, 7, 8, 18 i 19 oraz poza nim, np. w rejonie Żuromina (otw. 24–29) i Zielonej

(otw. 32). Całej serii przypisano wiek interglacjału lubelskiego (Pilicy), zdając sobie sprawę, że być

może zarówno dolna jej część jak i górna powstały w chłodnym klimacie w czasie wycofywania się

lądolodu zlodowacenia Odry (dolna część), a następnie wkraczania lądolodu zlodowacenia Warty

(górna część).

Opisane piaski, których spąg leży na wysokości 70–85 m n.p.m. a strop około 100 m n.p.m.,

są w części północnej i środkowej obszaru arkusza głównym eksploatowanym poziomem wodono-

śnym, m.in. w Żurominie, Zielonej, Lubowidzu, Osówce, Sinogórze i Straszewach.

Tego samego wieku pyłowate piaski stwierdzono w Poniatowie (otw. 33 i 34), gdzie wypeł-

niają wąską (wskazują na to badania geofizyczne) dolinkę, której dno leży na wysokości około

80 m n.p.m.

Zlodowacenie Warty


Osady stadiału dolnego (Rogowca) zlodowacenia Warty zaczynają się p i a s k a m i z e żw i -

r a m i w o d n o l o d o w c o w ym i o miąższości 1–5 m, stwierdzonymi w otworach 21, 33, 34 i 40.

Przykrywające je g l i n y z w a ł o w e osiągają znaczną miąższość (do 30 m) i występują

powszechnie na obszarze całego arkusza. W części dolnej są to gliny szare, piaszczysto-pyłowate,

w górnej — brązowe i silnie piaszczyste. W otworze 1 stwierdzono, że stropowa część tej gliny nosi

ślady zwietrzenia. Wyliczone — z pominięciem strefy zwietrzałej — współczynniki petrograficzne

wynoszą: O/K=1,40, K/W=0,78, A/B=1,16.


W kartograficznym otworze 18 ponad wyżej opisanymi glinami o miąższości zredukowanej

do 2 m stwierdzono interstadialne p i a s k i i m u ł k i r z e c z n e . W dolnej części są to piaski

średnio- i gruboziarniste z pojedynczymi żwirami, wyżej piaski średnio- i drobnoziarniste, a w stro-

pie mułki. W części środkowej w piaskach spotykane są skośne laminy z detrytusem organicznym,

a w mułkach poziome laminy substancji organicznej. Badania palinologiczne (K. Krupiński, 1997)

wykazały znikomą ilość w znacznym stopniu zniszczonych sporomorf, nie dających podstaw do

wyciągania wniosków stratygraficznych. Piaski i mułki o nieznacznej (około 7%) węglanowości,

szczególnie w części stropowej (około 4%), wypełniają wciętą na około 25 m dolinę.

S t a d i a ł ś r o d k o w y

Stadiał Wkry zlodowacenia Warty reprezentują piaski i żwiry wodnolodowcowe oraz gliny

zwałowe. Osady tego wieku występują przede wszystkim na obszarze wysoczyzny, czyli w części

17

wschodniej obszaru arkusza. Na obszarze sandru — z wyjątkiem ostańców wysoczyzny — zostały

one zniszczone, zapewne przez erozję wód roztopowych.

P i a s k i i żw i r y w o d n o l o d o w c o w e o kilkumetrowej miąższości występują m.in.

w otworach: 1, 2, 3, 4, 18, 19, 27 i 28. W ich spągu w kilku otworach stwierdzono poziom bruku.

G l i n y z w a ł o w e zwykle o miąższości do kilkunastu metrów (do 22 m w otw. 19) są od-

dzielone od niżej leżących glin stadiału Rogowca poprzednio opisanymi piaskami wodnolodowcowy-

mi; niekiedy jednak leżą one bezpośrednio na glinach zwałowych starszych. Są to gliny piaszczysto-

-pyłowate, jednak w niektórych otworach (otw. 1, 5, 7) są to gliniaste piaski i żwiry z otoczakami.

Badania litologiczno-petrograficzne prowadzone na próbkach tych glin z otworu kartograficznego

Łazy-2 (otw. 18) dały następujące współczynniki: O/K=1,33, K/W=0,83 i A/B=1,07. Gliny zwałowe

stadiału Wkry zlodowacenia Warty są najstarszym osadem odsłaniającym się na powierzchni terenu.


Do stadiału górnego (Mławy) zlodowacenia Warty zaliczono niewielkie płaty g l i n

z w a ł o w y c h występujące na zapleczu moren czołowych tego wieku. Jak się wydaje ich miąż-

szość nie przekracza 5 m, bowiem w nielicznych sondach przebijających ten poziom stwierdzono

miąższość około 2 m.

Najpowszechniej występującym na powierzchni terenu osadem, szczególnie w północno-

-wschodniej części obszaru arkusza, są p i a s k i z e żw i r a m i i g ł a z a m i l o d o w c o w e

i w o d n o l o d o w c o w e ( n i e r o z d z i e l o n e ) . Miąższość tych piasków wynosi od 2 do ponad

10 m (w kilku sondach mechanicznych nie przewiercono ich do głębokości 10 m), najczęściej jed-

nak 5–7 m, przy czym ku północy zwiększa się. Pełny ich profil znany jest tylko z sond mechanicz-

nych. Część dolna to piaski średnio- i drobnoziarniste, na ogół dobrze wysortowane, jedynie przy

kontakcie z niżej leżącymi glinami wzbogacone w grubsze frakcje, w tym żwiry. W nielicznych od-

słonięciach sięgających do dolnej części piasków stwierdzono warstwowanie przekątne z laminami

pochylającymi się ku S i SE. Piaski te sprawiają wrażenie osadów wodnolodowcowych i zapewne

zostały osadzone w czasie transgresji lądolodu stadiału Mławy zlodowacenia Warty. Górna część tej

serii, o miąższości do 4 m, to masywne gliniaste piaski różnoziarniste ze żwirem, głazikami, a nawet

głazami. Wśród piasków często spotyka się soczewki i wkładki glin z głazikami, o miąższości

20–30 cm. Przejście dolnej serii w górną jest najczęściej stopniowe do tego stopnia, że wśród war-

stewek piasków spotyka się wkładki glin spływowych o miąższości 2–5 cm nachylonych zgodnie

z laminacją piasków. Głazy (niekiedy o średnicy 1 m) oraz wkładki glin zwałowych sugerują ich

lodowcową (wodnomorenową) genezę. Ponieważ rozdzielenie piasków o prawdopodobnie różnej

genezie jest w sondach trudne, a czasem wręcz niemożliwe, zdecydowano się na połączenie ich

w jedno wydzielenie.

18

P i a s k i , żw i r y i g ł a z y m o r e n c z o ł o w y c h tworzą wzgórza, których główne pas-

mo ciągnie się łukiem otwartym ku północy od Zielonej (179 m n.p.m.) na wschodzie przez Osów-

kę (189,5 m n.p.m.) po Rudę (Ruska Góra — 184 m n.p.m.) na zachodzie. Drobniejsze formy czo-

łowomorenowe występują zarówno na przedpolu jak i na zapleczu ciągu głównego. Budowę tych

form poznano do głębokości 10 m w kilku dużych żwirowniach i sondach mechanicznych. W dol-

nej części są to piaski o różnej granulacji i wielkoskalowym warstwowaniu przekątnym, wśród któ-

rych pojawiają się ławice żwirów o warstwowaniu masywnym, rzadziej przekątnym. W żwirach

tkwią większe otoczaki, a sporadycznie pojawiają się głazy o średnicy do 0,5 m. Niekiedy w mate-

riale tym widoczne są uskoki normalne, których płaszczyzny ślizgowe pochylają się ku południowi.

Górna część to gliniaste piaski różnoziarniste ze żwirami bądź żwiry, masywne, z pojedynczymi

otoczakami i głazami, zwykle o miąższości 2–4 m, wyjątkowo do 7 m.

Na zapleczu głównego ciągu wzgórz czołowomorenowych — w północno-wschodniej części

obszaru arkusza — w wyniku zatamowania odpływu wód roztopowych osadziły się m u ł k i ,

m i e j s c a m i p i a s k i , z a s t o i s k o w e , zwykle o miąższości 1–3 m, wyjątkowo do 7 m.

W północno-wschodniej części obszaru arkusza występują też p i a s k i z e żw i r a m i

w o d n o l o d o w c o w e . Są to głównie piaski średnio- i drobnoziarniste z niewielką domieszką

żwirów, o miąższości kilku metrów (1–5 m), osadzone podczas recesji lądolodu stadiału Mławy

zlodowacenia Warty.

Interglacjał eemski

Osady interglacjału eemskiego zostały stwierdzone w kilku punktach dokumentacyjnych

(sondy mechaniczne) pod przykryciem osadów wodnolodowcowych zlodowacenia Wisły.

P i a s k i i m u ł k i j e z i o r n e o r a z d y i t o r f y zostały stwierdzone w sondzie mecha-

nicznej (punkt dokumentacyjny 1, przekrój geologiczny A–B). Są to (od dołu) piaski średnio- a na-

stępnie drobnoziarniste, mułkowate (przewiercono do głębokości 2 m). Wyżej leży 3 m seria muł-

ków szarych z detrytusem organicznym, 0,6 m warstwa ciemnoszarego dy z wyraźnymi plamami

brązowożółtymi oraz 0,7 m — silnie rozłożonego torfu bez widocznych struktur tkankowych.

Całość przykrywają piaski i żwiry wyższego poziomu sandrowego (I) ze zlodowacenia Wisły

o miąższości około 10 m. W punkcie dokumentacyjnym 2, w analogicznej sytuacji, nawiercono

jedynie szare mułki z detrytusem organicznym, a w punkcie 4 — 6 m serię mułków, 1 m warstwę

prawie czarnego dy, a wyżej piaski ze żwirami wodnolodowcowe.

Osady organiczne z punktów dokumentacyjnych 1 i 4 poddano ekspertyzowym badaniom

palinologicznym. K. Krupiński (1999) stwierdził: „Występujące w dolnej części badanego palino-

logicznie odcinka profilu Zieluń szare mułki wiekowo należy wiązać z późnym glacjałem zlodowa-

cenia poprzedzającego interglacjał eemski. Akumulację spoczywających na tych mułkach osadów

19

typu dy i wyżej zalegających dobrze rozłożonych torfów należy wiązać ze stadium mezokratycz-

nym interglacjału eemskiego”. Górna część osadów organicznych została zapewne zniszczona

przez wody roztopowe, o czym świadczą domieszki humusu w spągowej części wyżej leżących

osadów wodnolodowcowych.

W niniejszym opracowaniu całość osadów jeziornych zaliczono do interglacjału eemskiego.

Zlodowacenia północnopolskie

Zlodowacenie Wisły


Osady zlodowacenia Wisły reprezentowane są przez osady wodnolodowcowe i rzeczne

stadiału górnego (leszczyńsko-pomorskiego).

P i a s k i i żw i r y w o d n o l o d o w c o w e p o z i o m u s a n d r o w e g o I starszego, wyż-

szego pokrywają znaczną powierzchnię w zachodniej części obszaru arkusza. Powstanie ich

związane jest z maksymalnym zasięgiem lądolodu stadiału górnego (leszczyńsko-pomorskiego)

zlodowacenia Wisły, którego czoło przebiegało około 700 m na zachód od północno-zachodniej

części obszaru arkusza. W tym rejonie istniała brama lodowcowa rynny Jezior Bryńskich i to

sprawiło, że w północno-zachodniej części obszaru miąższość tych osadów jest największa —

przekracza 10 m (liczne sondy mechaniczne nie przebiły ich do głębokości 10 m). Tu również

materiał jest najgrubszy — w piaskach grubo- i średnioziarnistych występuje znaczna domieszka

żwirów a także pojedyncze głaziki. W części południowej obszaru arkusza są to przeważnie

piaski średnio- i drobnoziarniste z nieznaczną domieszką żwirów, o miąższości przeciętnie 5–8 m.

W odkrywkach obserwowano przekątne warstwowanie piasków, a nachylenie skośnych lamin

zawiera się w sektorze od SW do SE.

P i a s k i i żw i r y w o d n o l o d o w c o w e p o z i o m u s a n d r o w e g o I I (tarasu san-

drowego Wkry) tworzą wąskie (200–400 m) listwy tego tarasu ciągnące się po obu stronach współ-

czesnej doliny Wkry, szczególnie w północnej części obszaru arkusza, w rejonie Rudy i Lubowidza.

Są to piaski o różnej granulacji, głównie średnio- i drobnoziarniste, z pojedynczymi żwirkami. Ich

miąższość waha się od 1 do 5 m. Akumulacja tych osadów wiąże się z przepływem wód roztopo-

wych od czoła lądolodu zlodowacenia bałtyckiego, który wycofał się z linii maksymalnego zasięgu

na linię moren dobrzyńskich.

P i a s k i i żw i r y r z e c z n e t a r a s ó w n a d z a l e w o w y c h 2 , 5 – 3 , 0 m n . p . r z e k i

( W k r y ) . Zwykle osiągają one miąższość 2–3 m. W dolnej części są to osady korytowe — piaski

średnio- i gruboziarniste, przy kontakcie z niżej leżącymi glinami zwałowymi wzbogacone

w grubsze frakcje — przede wszystkim w żwir. Część górna to osady powodziowe — drobnoziar-

niste, pyłowate piaski z wkładkami mułków piaszczystych (mad).

20

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

P i a s k i i g l i n y d e l u w i a l n e . Są to piaski pyłowate i gliny piaszczyste, wypełniające

dolinki denudacyjne rozcinające zbocza między wysoczyzną a sandrem i stoki wzgórz moren

czołowomorenowych, a także występujące w postaci wąskich listew w dolnych częściach zboczy

i u ich podnóży (czasem ze względów technicznych zostały pominięte na mapie). Ich miąższość

tylko wyjątkowo przekracza 2 m.

P i a s k i p y ł o w a t o - i l a s t e z w i e t r z e l i n o w e ( e l u w i a l n e ) . Osady te występują

płatami pokrywającymi płaskie powierzchnie glin zwałowych i stopniowo (ku dołowi) przechodzące

w nie. Powstały one w wyniku zwietrzenia glin zwałowych (dezintegracji mrozowej, procesów gle-

bowych itp.). Miąższość eluwiów nie przekracza 2 m, dlatego na mapie oznaczono je jako leżące na

glinach zwałowych.

P i a s k i e o l i c z n e występują na wysoczyźnie pokrytej piaskami lodowcowymi na północny

wschód od wsi Ruda. Są to piaski drobnoziarniste tworzące niewielkie pole o urozmaiconej po-

wierzchni, z licznymi niewielkimi pagórkami i zagłębieniami.

c . H o l o c e n

P i a s k i i m u ł k i ( m a d y ) t a r a s ó w z a l e w o w y c h 0 , 5 – 1 , 0 m n . p . r z e k i

( W k r y ) Miąższość tych osadów nie jest dokładnie znana, bowiem ze względu na wysoki poziom

wód gruntowych uniemożliwiających dalsze wiercenie nie przebito ich do głębokości 2,5 m.

W dolnej części (zwykle poniżej 1 m od powierzchni terenu) są to piaski średnio- i gruboziarniste,

czasem z domieszką facji korytowej, wyżej drobnoziarniste piaski pyłowate i mułki piaszczyste

(mady piaszczyste), a nawet mułki ilaste (mady ilaste) facji powodziowej.

P i a s k i i m u ł k i j e z i o r n e stwierdzono w brzeżnej strefie kopalnego jeziora w połu-

dniowo-zachodniej części obszaru arkusza. Są to szare, drobnoziarniste piaski pyłowate i mułki

piaszczyste o miąższości około 2 m.

G y t i e rzadko występują na powierzchni terenu, częściej poniżej przykrywających je torfów.

Są to gytie wapienne o największej stwierdzonej miąższości 2,2 m (T. Krajewski, 1960).

P i a s k i h u m u s o w e , n a m u ł y t o r f i a s t e i t o r f y występują w dnach bezodpływo-

wych zagłębień różnej genezy oraz w dnie doliny Wkry. Torfowiska o największej powierzchni

występują w rejonie wsi Siemcichy i Dębsk, południowej części obszaru arkusza. Są to torfowiska

niskie, w których miąższość torfów leżących na zróżnicowanych litologicznie i stratygraficznie

osadach dochodzi do 3,5 m (rejon Dębska). W brzeżnych partiach torfowisk torfom towarzyszą

często piaski humusowe.

N a m u ł y d e n d o l i n n y c h i z a g ł ę b i e ń b e z o d p ł y w o w y c h o r a z o k r e s o w o

p r z e p ł y w o w y c h występują powszechnie w większości den dolinnych niewielkich cieków

21

i zagłębień bezodpływowych bądź okresowo przepływowych. Są to piaski o różnej granulacji

i zmiennej zawartości humusu.

B. TEKTONIKA I RZEŹBA PODŁOŻA CZWARTORZĘDU

W południowo-zachodniej części obszaru arkusza (od okolic Sinogóry na północy po Swojęcin

na południu) stwierdzono (J. Motyl-Rakowska, K. Schoeneich, 1970) w obrębie kompleksu

cechsztyńsko-mezozoicznego wąski rów tektoniczny przedłużający się w kierunku południowo-

-wschodnim po okolice Płońska. Rów ograniczają uskoki odwrócone. Według J. Motyl-Rakowskiej

i K. Schoeneicha „Uskoki ograniczające rów wygasają pod utworami górnego albu”. Rów powstał

przed cechsztynem, prawdopodobnie na przełomie dewonu i karbonu. Po okresie intensywnego za-

padania wnętrza rowu, trwającym aż po hoteryw, następuje umiarkowane podnoszenie trwające od

aptu po dzień dzisiejszy „...które spowodowało powstanie nad rowem plakantykliny zbudowanej

z utworów górnokredowych i kenozoicznych”.

Rów ten z niewielkimi modyfikacjami był rysowany w kolejnych opracowaniach (m.in.

S. Marek, 1983; P. Zientara, 1988).

Autor niniejszego opracowania po analizie profilów wierceń, w tym także kartograficznych,

nie znalazł podstaw by nanieść uskoki, o których wcześniej była mowa, na przekrój geologiczny

i szkic geologiczny odkryty, nie zaznaczają się one bowiem w górnej kredzie i palocenie.

Informacje o budowie i rzeźbie podłoża pochodzą przede wszystkim z dwóch wierceń karto-

graficznych. Wyniki pozostałych wierceń — szczególnie głębokich — ze względów, o których

wcześniej była mowa, są niewiarygodne w zakresie osadów kenozoicznych. Wzięto pod uwagę

także wiercenia wykonywane na obszarach sąsiednich arkuszy.

Prawie cały obszar arkusza położony jest w obrębie rozległej depresji Lidzbarka Welskiego,

której dość płaskie dno, zbudowane z margli piaszczystych paleocenu dolnego (E. Gawor-Biedowa,

1997), leży na wysokości 100–130 m p.p.m. Przy południowej granicy obszaru arkusza podłoże

podczwartorzędowe wyraźnie się podnosi. W Lutocinie (około 3 km na południe od południowo-

-zachodniej części obszaru) w otworze studziennym stwierdzono 72 m serię mioceńskich piasków

i mułków z dwoma miąższymi pokładami węgla brunatnego. Warstwowanie tych osadów jest

wyraźnie zaburzone, a strop leży na wysokości 37,6 m n.p.m.

Jeśli stwierdzony w otworze studziennym 41 w Chamsku, na wysokości 13,2 m n.p.m. „ił

brązowy z przerostami zielonkawoszarego” należy do serii poznańskiej, a nie do interglacjału wiel-

kiego, to na linii południowej granicy obszaru arkusza istnieje zamknięcie od południa rozległej

depresji Lidzbarka Welskiego, do której od południa uchodzi głęboko wcięta dolina (w otworze

22

kartograficznym w Strzeszewie, 1 km na południe od południowej granicy arkuszy Żuromin i Bie-

żuń, nawiercono podłoże na wysokości 126,2 m p.p.m.).

Utworzenie depresji Lidzbarka Welskiego i sąsiadującej z nią od południowego zachodu ele-

wacji Rypina, której kontynuacją ku południowemu wschodowi są wysoko wyniesione osady mio-

cenu w Lutocinie, należy przypisać głównie egzaracji lodowcowej, a następnie glacitektonice

w czasie najstarszych zlodowaceń. Nie skonsolidowane i względnie plastyczne osady podłoża, po

oligocen włącznie, były wyciskane pod wpływem obciążenia lądolodem najstarszego zlodowacenia,

a następnie dodatkowo deformowane przez późniejszy nacisk dynamiczny lądolodu. Najstarsze

gliny zwałowe, tak zlodowacenia Narwi jak i zlodowaceń południowopolskich, zawierają znaczną

ilość przerobionego materiału trzeciorzędowego oraz jego porwaki. Obecność tych porwaków

w glinach zwałowych zlodowaceń południowopolskich niewątpliwie świadczy o egzaracyjnym od-

działywaniu lądolodów tych zlodowaceń na podłoże, choć zapewne nie wywołało ono tak znacz-

nych przeobrażeń rzeźby podłoża jak to miało miejsce w czasie zlodowacenia najstarszego i doty-

czyło głównie wcześniej utworzonych obszarów elewacji.

Nie można wykluczyć udziału tektoniki w powstawaniu depresji; mogła ona stanowić impuls

dla późniejszych procesów glacitektonicznych. Brak jednak na to dowodów poza zbieżnością kie-

runków pewnych elementów depresji i elewacji, np. południowo-zachodniego kopalnego zbocza

depresji czy też osi elewacji z kierunkami stwierdzonych struktur tektonicznych, np. rowu Płońska,

czy wyznaczonych na podstawie danych teledetekcyjnych liniowych elementów strukturalnych

(M. Graniczny, S. Doktór, R. Kucharski, 1995).

Obszerną dyskusję zagadnień dotyczących genezy i wieku deformacji osadów podłoża w tym

rejonie zawiera opracowanie Z. Lamparskiego (1983).

C. ROZWÓJ BUDOWY GEOLOGICZNEJ

Historię rozwoju geologicznego tego obszaru w paleozoiku i mezozoiku zawiera opracowanie

pod redakcją S. Marka (1983).

W podłożu osadów czwartorzędowych na przeważającym obszarze arkusza występują

morskie osady paleocenu dolnego (montu) — margle piaszczyste (tab. 2). Młodszych osadów

paleoceńskich, eoceńskich i oligoceńskich nie stwierdzono, jednak na podstawie występowania

na sąsiednim arkuszu Skrwilno ilasto-mułkowatych osadów dolnego oligocenu (B. Słodkowska,

1994), uważanych za osady brakiczne powstałe w zbiornikach okresowo zalewanych przez morze

(I. Grabowska, 1965) można wnioskować, że wpływy środowiska morskiego trwały jeszcze

w oligocenie dolnym.

23

Tabela 2TABELA LITOLOGICZNO-STRATYGRAFICZNA

Stratygrafia

Syst

em

Odd

ział

Podo

ddzi

ał

Pięt

ro

Podp

iętro U t w o r y

(opis litologiczny) Procesy geologiczne

Namuły den dolinnych i zagłębień bezodpływowych oraz

okresowo przepływowych — hnQAkumulacja mineralna i organicznaw dnach dolin i zagłębień bezodpły-wowych

Torfy — ht Q Akumulacja organiczna

Namuły torfiaste — hn QtAkumulacja organiczna i mineralna

Piaski humusowe — hp Qh Akumulacja mineralna i organiczna

Gytie — hgy Q Akumulacja organiczna i mineralna

Piaski i mułki jeziorne — hlipQ Akumulacja jeziornaH

ol

oc

en

Piaski i mułki (mady) tarasów zalewowych 0,5–1,0 m n.p.

rzeki (Wkry) —t

hf

ma QAkumulacja rzeczna powodziowa

Piaski eoliczne — Qep Akumulacja eoliczna

Piaski pyłowato-ilaste zwietrzelinowe (eluwialne)

— Qzp

Piaski i gliny deluwialne — Qdpg

Denudacja

Piaski i żwiry rzeczne tarasów nadzalewowych 2,5–3,0 m

n.p. rzeki (Wkry) —t3B

pf

pż 4Q Erozja, a następnie akumulacja rzeczna

Piaski i żwiry wodnolodowcowe poziomu sandrowego II

—3B

pIIfg

pż 4Q

Zlo

do

wa

ce

nia

półn

oc

no

po

lsk

ie

Zlo

do

wa

ce

nie

Wisły

Sta

diał

gó

rny

Piaski i żwiry wodnolodowcowe poziomu sandrowego I

—3B

pIfg

pż 4Q

Erozja, a następnie akumulacja wod-nolodowcowa

Inte

rgla

cjał

eem

ski

Piaski i mułki jeziorne oraz dy i torfy — 4–3pli

pmQ Akumulacja jeziorna i bagienna

Piaski ze żwirami wodnolodowcowe —3W

pfgpż 3Q Akumulacja wodnolodowcowa

Mułki, miejscami piaski, zastoiskowe —3W

pbm 3Q Akumulacja zastoiskowa

Piaski, żwiry i głazy moren czołowych —3W

pgcpż 3Q Akumulacja u czoła lądolodu

Cz

wa

rt

or

zę

d

Piaski ze żwirami i głazami lodowcowe i wodnolodowcowe

(nierozdzielone) —3W

pfgpż 3QS

tad

iał

gó

rny

Gliny zwałowe —3W

pg

g 3Qzw

Wytapianie się materiału skalnego z lodulodowcowego, częściowe odprowadza-nie substancji ilastych przez wody roz-topowe, akumulacja wodnolodowcowakrótkiego transportu


pg

g 3Qzw

Akumulacja lodowcowa

Sta

diał

środ

kow

y

Piaski i żwiry wodnolodowcowe —2W


Pl

ej

st

oc

en

Zlo

do

wa

ce

nia

śro

dk

ow

op

ols

kie

Zlo

do

wa

ce

nie

Wa

rty

Interstadiał Piaski i mułki rzeczne —2–1W

pf

pm 3Q Erozja, a następnie akumulacja rzeczna

24

c.d. tabeli 2


pg

g 3Qzw


Zlo

dow

acen

ieW

arty

Stad

iał

doln

y

Piaski ze żwirami wodnolodowcowe —1W


Inte

rgla

cjał

lube

lski

Piaski i mułki rzeczne —Lp

fpm 3Q Erozja, a następnie akumulacja rzeczna

Gliny zwałowe —3O

pg

g 3Qzw

Akumulacja lodowcowaSt

adiał

górn

y

Piaski wodnolodowcowe —3O

pfgp 3Q Akumulacja wodnolodowcowa

InterstadiałPiaski i mułki rzeczne, z brukiem w spągu

—3–1O

pf

pm 3Q Erozja, a następnie akumulacja rzeczna

Gliny zwałowe —1O

pg

g 3Qzw


Zlo

do

wa

ce

nia

śr

od

ko

wo

po

lsk

ie

Zlo

do

wa

ce

nie

Od

ry

Stad

iał

doln

y

Piaski wodnolodowcowe —1O

pfgp 3Q Erozja, a następnie akumulacja

wodnolodowcowa

Mułki, iły i piaski zastoiskowe —Cp

bmi 3–2Q Akumulacja zastoiskowa

Zlo

dow

acen

ieLi

wca

Gliny zwałowe —Cp

gg 3–2Q

zw Akumulacja lodowcowa

Inte

rgla

cjał

wie

lki

Inte

rgla

cjał

maz

owie

cki

Piaski, mułki i iły rzeczne, rzeczno-jeziorne i jeziorne

—Mp

fpm 3–2Q

Akumulacja w zbiornikuprzepływowym; okresowo przepływzatamowany

Mułki i iły zastoiskowe —Gp

bmi 2Q Akumulacja zastoiskowa

Piaski wodnolodowcowe —Gp

fgp 2Q Erozja, a następnie akumulacja

wodnolodowcowa

Zlo

dow

acen

ieW

ilgi

Gliny zwałowe —Gp

gg 2Q

zwAkumulacja lodowcowa

Gliny zwałowe —Sp

gg 2Q

zwAkumulacja lodowcowa

Zlo

dow

acen

ieSa

nu

Piaski i mułki zastoiskowe —Sp

bpm 2Q Akumulacja zastoiskowa

Stad

iał

górn

y

Gliny zwałowe —3N

pg

g 2Qzw


Interstadiał Piaski rzeczne —3–1N

pfp 2Q Erozja, a następnie akumulacja rzeczna

Mułki zastoiskowe —1N

pb2m 2Q Akumulacja zastoiskowa

Gliny zwałowe —1N

pg

g 2Qzw


Zlo

do

wa

ce

nia

połu

dn

iow

op

ols

kie

Zlo

dow

acen

ie N

idy

Stad

iał d

olny

Mułki zastoiskowe —1N

pb1m 2Q Akumulacja zastoiskowa

Cz

wa

rt

or

zę

d

Pl

ej

st

oc

en

Zlo

dow

acen

iana

jsta

rsze

Zlo

dow

acen

ieN

arw

i

Gliny zwałowe —Ap

gg 1Q

zwEgzaracja, a następnie akumulacjalodowcowa

25

c.d. tabeli 2

Ne

og

en

Mio

cen–

plio

cen

Iły pstre, mułki i piaski z węglem brunatnym— Pl–Mipe

Akumulacja w zbiorniku śródlądowym

Olig

ocen

Mułki, mułowce i iły — OlmAkumulacja w jeziorach przybrzeżnychi lagunach — okresowe wpływy morza

Trz

ec

iorzę

d

Pa

leo

ge

n

Pale

ocen

Margle piaszczyste — Pcmepc

Kre

da

Kre

da

do

lna

Mas

trych

t

Margle — mme Cr

Akumulacja morska w środowiskusublitoralnym

W miocenie powstaje rozległy śródlądowy zbiornik wodny, w którym osadzają się mułki

piaszczyste i piaski drobnoziarniste z węglem brunatnym, a następnie iły brunatne i pstre. Ten typ

sedymentacji trwa także w pliocenie (M. Piwocki, M. Ziembińska-Tworzydło, 1995). Ze względu

na późniejsze znaczne dyslokacje glacitektoniczne nie można określić wysokości pierwotnej po-

wierzchni sedymentacyjnej tych osadów.

Rzeźba przedczwartorzędowa odgrywała znaczną rolę zwłaszcza w rozwoju najstarszych lą-

dolodów na Niżu Polskim. Istniejąca tu zapewne już w preplejstocenie predyspozycja sprzyja trans-

gresji lobu lodowcowego najstarszego zlodowacenia (Narwi) na nie skonsolidowane, plastyczne

osady trzeciorzędu, co spowodowało ich wyciśnięcie i usunięcie aż do sztywnego podłoża, tj. do

margli piaszczystych dolnego paleocenu. Powstała rozległa depresja; wyparte z niej osady trzecio-

rzędu utworzyły elewację, a częściowo zostały też włączone w skład glin najstarszego zlodowace-

nia. Mimo wzmożonej akumulacji glin zwałowych w obszarze depresji, tak podczas zlodowacenia

najstarszego, jak i kolejnych trzech zlodowaceń południowopolskich, różnice hipsometryczne mię-

dzy obszarem depresji i elewacji utrzymywały się, a to za sprawą kolejno zachodzących procesów

egzaracji i erozyjnej działalności wód proglacjalnych i erozji rzecznej w okresach interstadialnych,

a być może i interglacjalnych, choć osadów interglacjałów starszych od wielkiego nie stwierdzono.

Obszar elewacji był cały czas niszczony i obniżany — w okresach glacjalnych przez wkraczające

nań lądolody, w okresach interglacjalnych przez procesy denudacyjne. Istnienie depresji po ustą-

pieniu lądolodu zlodowacenia Wilgi sprzyjało powstaniu w niej rozległego zastoiska, w którym

osadziły się iły, mułki i piaski o miąższości do 40 m. Z czasem — na początku interglacjału wiel-

kiego — zastoisko przekształciło się w jezioro przepływowe odwadniane przez przepływającą

przez nie rzekę. Osadziła się w nim dolna seria piasków o miąższości dochodzącej do 50 m. Zata-

mowanie odpływu, wywołane być może przez czoło lądolodu znajdującego się w znacznej odległo-

ści od badanego obszaru (stwierdzono ochłodzenie klimatu), spowodowało akumulację utworów

rozlewiskowo-zastoiskowych, tj. mułków i iłów tzw. czerwonego kompleksu ilastego o miąższości

26

do 20 m. Następnie zbiornik uzyskał ponownie odpływ w wyniku czego osadziła się górna seria

piasków o miąższości do 30 m.

Lądolód zlodowacenia Liwca osadził cienki pokład glin zwałowych, rozciętych następnie

przez wody proglacjalne. Dalsza recesja lądolodu spowodowała utworzenie zastoiska, w którym

osadziły się mułki i iły. Wody roztopowe płynące od czoła kolejnego transgredującego lądolodu —

stadiału przedmaksymalnego zlodowacenia Odry — w pierwszym etapie rozcięły złożone wcze-

śniej osady zastoiskowe, a następnie akumulowały piaski wodnolodowcowe. Wkraczający lądolód

tego wieku osadził gliny zwałowe. W okresie interstadialnym początkowo miała miejsce erozja —

utworzyła się wcięta na około 15 m dolina rzeczna, której dno pokrył bruk — a następnie akumula-

cja, w wyniku której dolina wypełniła się osadami. Na przedpolu wkraczającego lądolodu stadiału

maksymalnego zlodowacenia Odry osadziły się miejscami piaski wodnolodowcowe, a następnie

gliny zwałowe.

W interglacjale lubelskim (Pilicy) najmłodsze gliny zlodowacenia Odry zostały rozcięte,

utworzyły się doliny rzeczne, które następnie zostały zapełnione piaskami. W niektórych miejscach

górna część tych piasków reprezentuje już osady wodnolodowcowe, które „wykroczyły” z dolin na

obszar ówczesnej wysoczyzny i sygnalizują zbliżanie się czoła kolejnego lądolodu.

Z lądolodem stadiału Rogowca zlodowacenia Warty związana jest akumulacja nie tylko

wspomnianych poprzednio wodnolodowcowych piasków ze żwirami, lecz przede wszystkim miąż-

szy poziom glin zwałowych, w które głęboko (do 25 m) wcięta jest interstadialna dolina rzeczna,

wypełniona następnie piaskami i mułkami.

Wkroczenie lądolodu stadiału Wkry zlodowacenia Warty poprzedzone było akumulacją przed

czołem lądolodu piasków i żwirów wodnolodowcowych. Lądolód ten pozostawił także warstwę

glin zwałowych.

Wkraczający najmłodszy w tym obszarze lądolód — stadiału górnego (Mławy) zlodowacenia

Warty — osadził przed swym czołem piaski wodnolodowcowe, które następnie zostały przykryte

przez wkraczający na nie lądolód wytopionymi z lodu piaskami ze żwirami i głazami. Lądolód ten

dotarł mniej więcej do równoleżnika Żuromina, o czym świadczą występujące tu niewielkie wznie-

sienia czołowomorenowe. Postój jego czoła nie był tu jednak długi. Wycofało się ono kilka kilome-

trów na północ, gdzie podczas dłuższego postoju powstały, osiągające znaczne rozmiary, wzgórza

morenowe głównego ciągu, przebiegające na północ od Zielonej, Osówki i Lubowidza. Jak się wydaje

w tym czasie powstała na północ od Lubowidza rynna subglacjalna, odprowadzająca wody roztopowe

z wnętrza lądolodu na przedpole. Wody te niszczyły wcześniej złożone osady w zachodniej części

obszaru arkusza. Dalsze wycofywanie czoła lądolodu odbywało się etapami. Podczas krótkiego

postoju czoła powstały niewielkie wzniesienia czołowomorenowe na zapleczu ciągu głównego. Wody

odpływające sprzed czoła topniejącego lądolodu akumulowały na wysoczyźnie piaski wodnolo-

27

dowcowe. Lokalnie odpływ ich był utrudniony przez wzgórza głównego ciągu moren czołowych.

W miejscach tych powstawały niewielkie zastoiska, w których osadzały się mułki i piaski pyłowate.

W interglacjale eemskim, w rynnie subglacjalnej położonej na północ od Lubowidza, utwo-

rzyło się jezioro rynnowe, w którym osadziły się początkowo piaski i mułki, a następnie osady

organiczne — dy i torfy. Nie stwierdzono przejawów erozji i akumulacji rzecznej.

W okresie zlodowacenia bałtyckiego podczas dwóch pierwszych stadiałów opisywany obszar

znalazł się w strefie peryglacjalnej, w której zachodziły intensywne procesy denudacyjne. Lądolód sta-

diału górnego tego zlodowacenia w swym maksymalnym zasięgu (faza leszczyńska?) dotarł na odle-

głość 1–5 km na północ od obszaru arkusza Żuromin. W rejonie Bryńska (około 1 km na północny za-

chód od północno-zachodniej części obszaru arkusza) znajdowała się brama lodowcowa, którą wypły-

wały wody z rynny Jezior Bryńskich. Wody te płynąc na południowy wschód i południe niszczyły

w zachodniej części obszaru arkusza osady i formy utworzone w okresie zlodowacenia Warty. Wyko-

rzystując wcześniej istniejącą w okolicach Lubowidza rynnę subglacjalną dokonały przełomu przez

główny ciąg moren czołowych (mławskich), odcinając od zwartego płata wysoczyzny środkowopol-

skiej izolowane „wyspy” morenowe. Akumulacja piasków i żwirów doprowadziła do powstania

(w zachodniej części obszaru arkusza) rozległego starszego i wyższego poziomu sandrowego. Wyco-

fywanie się czoła lądolodu na linię moren czołowych dobrzyńskich (subfaza kujawsko-dobrzyńska)

i odpływ sprzed niego wód roztopowych doprowadził do utworzenia niższego poziomu sandrowego,

występującego w obrębie arkusza w postaci tarasu sandrowego w dolinie Wkry. Położenie obszaru

w strefie peryglacjalnej, w bliskości czoła lądolodu sprawiło, że na stokach wzgórz czołowomoreno-

wych i zboczach między wysoczyzną i sandrem powstawały bardzo intensywnie dolinki denudacyjne

wypełnione następnie deluwiami. Proces ten trwał ze zmniejszającą się intensywnością przez cały plej-

stocen, a nawet w holocenie. Klimat strefy peryglacjalnej sprzyjał intensywnemu wietrzeniu mrozo-

wemu — zaczęły się tworzyć eluwia. Dalsze wycofywanie czoła lądolodu umożliwiły powstanie

w tym obszarze rzeki. W chłodnym klimacie schyłku plejstocenu tworzy się taras nadzalewowy Wkry.

W holocenie trwa proces wypełniania różnej genezy zagłębień bezodpływowych osadami

organicznymi — gytiami, torfami i namułami torfiastymi. W zagłębieniach okresowo przepływowych

i w dnach niewielkich cieków osadzają się namuły piaszczyste, a w dolinie Wkry — piaski i mady

tarasów nadzalewowych.

IV. PODSUMOWANIE

Szczegółowe zdjęcia geologiczne, a przede wszystkim wykonane wiercenia kartograficzne,

wniosły szereg nowych danych dotyczących wieku i ukształtowania podłoża podczwartorzędowego,

a także stratygrafii osadów czwartorzędowych.

28

Niestety, niewielka liczba otworów wiertniczych sięgających do podłoża osadów czwartorzę-

dowych oraz budzące wiele wątpliwości opisy głębokich wierceń w zakresie kenozoiku powodują,

że przedstawioną w niniejszym opracowaniu budowę i rzeźbę powierzchni podczwartorzędowej

należy uznać za w dużym stopniu hipoteczną.

Również podział stratygraficzny utworów czwartorzędowych ma w znacznym stopniu cha-

rakter umowny. Nie rozpoznano tu bowiem żadnych przewodnich poziomów stratygraficznych

(z wyjątkiem interglacjału eemskiego, który jednak nie wnosi nic do tego zagadnienia), których

wiek można by określić metodą paleobotaniczną i na których dałoby się oprzeć stratygrafię

kompleksu plejstoceńskiego.

Badania potwierdziły istnienie rozległej depresji podłoża podczwartorzędowego obejmującej

prawie cały obszar arkusza, z wyjątkiem jego najbardziej południowej części. Słabo skonsolidowa-

ne i plastyczne osady trzeciorzędowe zostały tu usunięte aż do sztywnego podłoża, tj. margli piasz-

czystych paleocenu. Geneza depresji jest najprawdopodobniej złożona. Główne rysy rzeźby pod-

czwartorzędowej powstały w wyniku egzaracji glacjalnej podczas najstarszego zlodowacenia, jed-

nak erozyjna działalność wód proglacjalnych lądolodów zlodowaceń południowopolskich i erozja

rzeczna w okresach interglacjalnych i interstadialnych miała także swój udział. Predyspozycje

tektoniczne są mniej wyraźne, choć nie można ich całkowicie wykluczyć.

Stwierdzono, że dolne części profilów otworów wiertniczych zlokalizowanych w obrębie

depresji tworzą bardzo miąższe gliny morenowe różnych poziomów litostratygraficznych leżących

niemal bezpośrednio na sobie. Ich podział stratygraficzny opiera się w pewnym stopniu na wyni-

kach badań litologiczno-petrograficznych. Wyróżniono gliny zlodowacenia najstarszego oraz trzech

zlodowaceń południowopolskich.

Powyżej stwierdzono w obrębie depresji miąższą, trójdzielną serię osadów nieglacjalnych

podścielających osady zlodowaceń środkowopolskich. Dolną jej część stanowią piaski, w spągu być

może wodnolodowcowe przechodzące w rzeczne. Wyżej leżą osady rozlewiskowo-zastoiskowe

czerwonego kompleksu ilastego — mułki i iły osadzające się w chłodnym klimacie. U górny wy-

stępują ponownie piaski rzeczne. Przyjęto, że cała ta seria powstała w interglacjale wielkim, a dwa

jego cieplejsze okresy przedzielone są okresem chłodniejszym, w którym powstawały czerwone iły.

Ten łatwy do rozpoznania typ osadów występujących powszechnie w depresji Lidzbarka Welskiego

może być przewodnim poziomem plejstoceńskim oddzielającym osady zlodowaceń środkowopol-

skich od osadów zlodowaceń południowopolskich.

Nad tym kompleksem stwierdzono istnienie sześciu poziomów glacjalnych przedzielonych

mniej lub bardziej wyraźnie osadami międzymorenowymi — zastoiskowymi, wodnolodowcowymi

oraz rzecznymi. Zaliczono je do dwóch zlodowaceń środkowopolskich.

29

Znaleziono nowe — nieznane do tej pory — stanowisko jeziornych osadów eemskich,

których wiek określono badaniami palinologicznymi.

Stwierdzono występowanie dwóch poziomów sandrowych związanych z lądolodem zlodowa-

cenia Wisły. Wyższy poziom powstał w czasie maksymalnego jego zasięgu na tym obszarze, niższy

— związany jest z jego fazą recesyjną.

Rozwiązania w trakcie dalszych badań wymaga potwierdzenie bądź zaprzeczenie występo-

wania i wysokiego położenia osadów miocenu-pliocenu w okolicach Chamska, w południowo-

-wschodniej części obszaru arkusza. Umożliwi to określenie południowej granicy depresji.

W związku z pojawiającymi się sugestiami (m.in. w opracowaniu B. Gronkowskiej-Krystek,

1998), że powstanie moren mławskich być może związane jest z nasunięciem lądolodu stadiału

środkowego (Świecia) zlodowacenia Wisły, w trakcie dalszych szczegółowych badań powinien

zostać wyjaśniony stosunek stwierdzonych osadów eemskich do osadów glacjalnych tworzących

te moreny.

Warszawa, 1999 r.

Zakład Geologii Czwartorzędu

Państwowego Instytutu Geologicznego

LITERATURA

C i e ś l i ń s k i S . , 1997 — Orzeczenie dotyczące wieku makrofauny w otworze Galumin, ark. Żuromin (326) SMGP

1:50 000. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

C h u r s k i Z . , K o t a r b i ń s k i J . , L i b e r a c k i M . , N i e w i a r o w s k i W . , W ó j c i k C . , 1978 — Mapa

geologiczna Polski 1:200 000, ark. Brodnica, wyd. A. Inst. Geol. Warszawa.

G a l o n R . , 1947 — Przeglądowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Toruń, wyd. A. Państw. Inst. Geol.

Warszawa.

G a l o n R . , P a c o w s k a J . , 1959 — Przeglądowa mapa geologiczna Polski 1:300 000, ark. Toruń, wyd. B. Inst.

Geol. Warszawa.

G a l o n R . , K o t a r b i ń s k i J . , W ó j c i k C . , 1979 — Objaśnienia do mapy geologicznej Polski 1:200 000,

ark. Brodnica. Inst. Geol. Warszawa.

G a w o r - B i e d o w a E . , 1997 — Wykonanie analizy mikropaleontologicznej 6 próbek z ark. Żuromin Szczegółowej

mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000. Maszynopis. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

G r a b o w s k a J . , 1965 — O środkowooligoceńskim wieku iłów toruńskich na podstawie analizy sporowo-

-pyłkowej. Kwart. Geol. 12, 4.

G r a b o w s k a J . , P i w o c k i M . , 1975 — Wiek i geneza iłów toruńskich w okolicy Torunia na podstawie obser-

wacji palinologicznych i litologicznych. Biul. Inst. Geol. 284.

30

G r a n i c z n y M . , D o k t ó r S . , K u c h a r s k i R . , 1995 — Mapa liniowych elementów strukturalnych Polski

w skalach 1:200 000 i 1:500 000 na podstawie kompleksowej analizy komputerowej zdjęć geofizycznych i telede-

tekcyjnych, ark. Brodnica. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

G r o n k o w s k a - K r y s t e k B . , 1998 — Badania litologiczno-petrograficzne osadów czwartorzędowych, ark.

Żuromin SMGP 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

K o n d r a c k i J . , 1978 — Geografia fizyczna Polski. PWN. Warszawa.

K o t a r b i ń s k i J . , 1967 — Morfologia doliny Wkry między Zieluniem a Bieżuniem. Prz. Geogr. 39, 2.

K o t a r b i ń s k i J . , 1978 — Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Brodnica, wyd. B. Inst. Geol. Warszawa.

K o t a r b i ń s k i J . , 1996 — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Skrwilno (325).

Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

K r a j e w s k i T . , 1960 — Dokumentacja geologiczna torfowisk „Raczyny” (badania wstępne), woj. warszawskie,

pow. żuromiński, gromada Raczyny. Arch. Inst. Melior. i Użyt. Ziel. Falenty k. Warszawy.

K r u p i ń s k i K . , 1997 — Orzeczenie paleobotaniczne dotyczące wybranych próbek osadów ze stanowiska Łazy

i Galumin, ark. Żuromin SMGP 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

K r u p i ń s k i K . , 1999 — Orzeczenie paleobotaniczne dotyczące wybranych próbek ze stanowiska Zieluń i Lubo-

widz, ark. Żuromin SMGP 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

L a m p a r s k i Z . , 1983 — Plejstocen i jego podłoże w północnej części środkowego Powiśla. Stud. Geol. Pol. 76.

L e n c e w i c z S . , 1927 — Dyluwium i morfologia środkowego Powiśla. Pr. Państw. Inst. Geol. 2. 2.

M a r c i n i a k W . , 1995a — Dokumentacja badań geoelektrycznych dla SMGP 1:50 000, ark. Żuromin (326). Centr.

Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

M a r c i n i a k W . , 1995b — Reinterpretacja przekroju geofizycznego, ark. Żuromin (326) SMGP 1:50 000. Centr.


M a r c i n i a k W . , 1996 — Reinterpretacja przekroju geofizycznego, ark. Żuromin (326) SMGP 1:50 000. Centr.


M a r e k S . (red.), 1983 — Budowa geologiczna niecki warszawskiej (płockiej) i jej podłoża. Pr. Inst. Geol. 103.

M a r e k S . , P o ż a r y s k i W . , (red.), 1970 — Ropo- i gazonośność synklinorium warszawskiego na tle budowy

geologicznej. Cz. 2. — Budowa geologiczna synklinorium warszawskiego. Pr. geostr. Inst. Geol. Warszawa.

M a r e k S . , P a j c h l o w a M . , (red.), 1997 — Epikontynentalny perm i mezozoik w Polsce. Pr. Państw. Inst.

Geol. 153.

M a r k s L . , 1980 — Podłoże i stratygrafia osadów czwartorzędowych w SW części Pojezierza Mazurskiego. Kwart.

Geol. 24, 2.

M a r k s L . , 1984 — Zasięg lądolodu zlodowacenia bałtyckiego w rejonie Dąbrówna i Uzdowa (zachodnia część

Pojezierza Mazurskiego). Biul. Geol. UW 28.

M a r k s L . , 1988 — Relation of substrate to the Quaternary paleorelief and sediments western Mazury and Warmia

(Northern Poland). Zesz. Nauk. AGH 14.

M i c h a l s k a Z . , 1967 — Stratygrafia plejstocenu północnego Mazowsza w świetle nowych danych. Acta Geol.

Pol. 17, 3.

M o t y l - R a k o w s k a J . , S c h o e n e i c h K . , 1970 — Budowa geologiczna południowo-zachodniego skłonu

anteklizy mazurskiej. Acta Geol. Pol. 10, 4.

N e c h a y W . , 1927 — Utwory lodowcowe Ziemi Dobrzyńskiej. Spraw. Państw. Inst. Geol. 4, 1–2.

N i e w i a r o w s k i W . , W y s o t a W . , 1996 — Osady interglacjału wielkiego w depresji Lidzbarka Welskiego

(SW część Pojezierza Chełmińsko-Dobrzyńskiego). Biul. Państw. Inst. Geol. 373.

31

P i w o c k i M . , Z i e m b i ń s k a - T w o r z y d ł o M . , 1995 — Litostratygrafia i poziomy sporowo-pyłkowe

neogenu na Niżu Polskim. Prz. Geol. 11.

S ł o d k o w s k a B . , 1994 — Wyniki badań palinologicznych próbek osadów trzeciorzędowych z profilu Budki

Janowskie, ark. Skrwilno SMGP 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

W y s o t a W . , 1997 — Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lidzbark Welski.

Centr. Arch. Geol. Państw. Inst. Geol. Warszawa.

Z i e n t a r a P . , 1988 — Mapa grawimetryczno-sejsmicznych elementów strukturalnych kompleksu cechsztyńsko-

-mezozoicznego na obszarze wału pomorsko-kujawskiego i obszarów przyległych, ark. Brodnica 1:200 000. Centr.


PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY JĘDRZEJ...

Documents

Transcript of PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY JĘDRZEJ...