REKONSTRUKCJA PRZEBIEGU PROCESÓW PEDOLOGICZNYCH W...

ROCZNIKI GLEBOZNAWCZE TOM LII NR 1/2 WARSZAWA 2001: 99-118

ARTYKUŁ PROBLEM OW Y

KRYSTYNA KONECKA-BETLEY

REKONSTRUKCJA PRZEBIEGU PROCESÓW PEDOLOGICZNYCH W PÓŹNYM PLEJSTOCENIE

I HOLOCENIE W ŚRODKOWEJ POLSCE

Zakład Gleboznawstwa, Katedra Nauk o Środowisku Glebowym SGGW w Warszawie

W STĘP

Gleby współczesne, reliktowe i kopalne czy zespoły gleb kopalnych niezależnie od wieku, w jakim się tworzyły, wskazują na przerwy w akumulacji osadów mineralnych i gromadzenie materii organicznej [Jersak 1976,1988;Konecka-Bet- ley 1976, 1979, 1987; Kowalkowski 1977, 1988; Manikowska 1985, 1991a i b, 1995, 1997, Maruszczak 1986, Prusinkiewicz 1996, Van Vlint-Lanoë 1989].

W wymienionych glebach występują cechy pierwotne, odziedziczone po skale i jej przekształceniach peryglacjalnych [Dylik 1952, 1953; Prószyński 1973; Goździk 1973, 1995; Konecka-Betley, Straszewska 1977; Manikowska 1997; Dobrzański i inni 1977; Konecka-Betley 1976, 1979, Zagórski 1996, Kowalkowski, Borzyszkowski 1977, Bednarek 1991, Vandenberghe 1992, 1993, Maruszczak 1998, Kowalkowski 1996] oraz cechy nabyte, ściśle związane z nakładaj ącymi się - niezależnie od wieku - procesami glebotwórczymi. Gleby badanego obszaru niezależnie od wieku, skały, klimatu, roślinności czy diagenezy osadów mają zapisane w swej budowie morfologicznej i właściwościach biofi- zykochemicznych oraz mikromorfologicznych cechy dawnych (plejstoceńskich) oraz dawnych i aktualnych (holoceńskich) procesów litologiczno-pedologicznych [Konecka-Betley 1982; Konecka-Betley, Zagórski 1996, Konecka-Betley, Baraniecka 1995; Zagórski 1995].

W ostatnim okresie cechy naturalnych procesów glebotwórczych z późnego vistulianu i holocenu są modyfikowane przez działalność człowieka [Musierowicz i in. 1956, 1960,1961;Borek 1975; Chotiński, Starkel 1982; Konecka-Betley i in. 1988; Chojnicki, Czarnowska 1993; Chojnicki 1993].

Poznanie przebiegu dawnych i współczesnych procesów litogenetycznych i pedogenetycznych pozwoliło odtworzyć dawne środowisko geograficzne (histo-

100 K. Konecka-Betley

ria pokrywy glebowej) przy założeniu, że typ gleby charakteryzuje ówczesny krajobraz.

Analizując zjawiska z przeszłości w środkowej Polsce można przewidzieć także, jakie przekształcenia mogą nastąpić w glebach współczesnych przyjmując, że holocen jest najmłodszym, otwartym interglacjałem.

GLEBY INTERGLECJAŁU EEMSKIEGO I WCZESNEGO VISTULIANU

Analizę przemian kopalnej pokrywy glebowej prowadzono na obszarze środkowej Polski, głównie na Nizinie Srodkowomazowieckiej. Podłoże tej Niziny stanowi niecka kredowa, wypełniona osadami trzeciorzędu oraz utworami starszego i środkowego plejstocenu. W rzeźbie terenu można tu wyróżnić poziomy denudacyjne i szerokie doliny z tarasami, często przykryte piaskami eolicznymi i wydmami oraz formy rzeźby ąlacialnej, niekiedy bardzo zniszczone [Turkowska 1992; Menke 1982].

Dla rekonstrukcji poleogeograficznych w środkowej Polsce duże znaczenie ma Kotlina Warszawska [Nowak 1974]. Obejmuje ona swym zasięgiem dwa różne obszary geochemiczne. Na północy rozciąga się szeroka dolina pra-Wisły, na południu - zdenudowane wysoczyzny polodowcowe. Te ostatnie zostały ukształtowane przez zlodowacenia środkowopolskie, głównie zlodowacenie warty. Formy rzeźby glacjalnej są silnie zmienione i często przykryte znacznie młodszymi osadami eolicznymi, pyłowymi.

Od okresu interglacjału eemskiego, przez cały vistulian, przeszły one wiele zmian klimatyczno-roślinnych: od klimatu ciepłego do umiarkowanie chłodnego i zimnego, a w ostatniej fazie nawet pustyni arktycznej. Dopiero po ociepleniu klimatu w późnym glacjale i holocenie cały badany obszar został włączony do strefy leśnej, a rozwój pokrywy glebowej był ściśle związany z roślinnością [Wasylikowa 1964; Madeyska 1995].

Krajobraz geochemiczny interglacjału eemskiego na obszarze zlodowacenia środkowopolskiego był podobny do dzisiejszego obszaru pojezierza najmłodszego vistulianu [Różycki 1968, 1972, 1982; Balińska-Wuttke 1965]. Stwierdzono bowiem na obszarze wysoczyzn warciańskich występowanie dużych ilości jezior i zagłębień bezodpływowych, często po wytapianiu brył martwego lodu, obecnie zarośniętych, w których rozpoczęło się już w interglacjale eemskim gromadzenie materii organicznej, głównie torfów i gytii.

Występowanie eemskich osadów organicznych na obszarze wysoczyzny zostało udokumentowane badaniami pyłkowymi przez Janczyk-Kopikową [1966, 1973, 1975, 1985], Borówko-Dłużakową [1960], Sobolewską [1966], Karasze- wskiego [1972,1975], Krupińskiego [1978] i Krupińskiego, Morawskiego [1993], Na ich podstawie stwierdzono, że badany okres międzylodowcowy trwał długo (15-20 tys. lat) i był bardzo ciepły.

Rozpoczął się on od pojawienia roślinności borowej ze zwiększającą się w czasie liczbą drzew liściastych [Różycki 1968; Janczyk-Kopikowa 1985]. W długim i ciepłym optimum klimatycznym interglacjału eemskiego rozwijają się lasy mieszane i liściaste z dużym udziałem drzew ciepłolubnych, w piętrze podszycia dominuje leszczyna, a następnie grab. Również cis staje się stałym komponentem zbiorowisk roślinnych. Po przejściu długotrwałego okresu ciepłego zmienia się roślinność. Przy znacznym oziębieniu pojawiają się i zaczynają

Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym plejstocenie^ i holocenie w środkowej Polsce ̂ 101

dominować bory świerkowo-sosnowe z niewielkim udziałem w podszyciu drzew liściastych, a następnie bory sosnowo-brzozowe. W kotlinie strop osadów eemskich jest datowany TL na 108 tys. lat BP [Karaszewski 1975].

Typowym diagramem pyłkowym interglacjału eemskiego jest profil z Rogowa [Janczyk-Kopikowa 1985 rys. 2]. Oprócz analizy pyłkowej w profilu tym wykonano również niektóre analizy charakteryzuj ące glebę interglacjalną i współczesną (rys. 1 ) [Konecka-Betley, Czępińska-Kamińska 1985a i b] oraz datowano niektóre osady metodą termoluminescencji [Prószyńska-Bordas i in. 1989 rys. 1].

Na ogół profile palinologiczne z interglacjału eemskiego na badanym obszarze kończą się w obrębie pierwszego oziębienia. Jak stwierdził Różycki [1968,1972], nie jest to oziębienie ostateczne. Na podstawie analizy kilku profilów pyłkowych z terenu Warszawy [Borówko-Dłużakowa 1960; Raniecka-Bobrowska 1954] stwierdzono, że po oziębieniu nastąpiły dwa niewielkie ocieplenia i powrót nawet niektórych drzew liściastych (grab i leszczyna).

Potwierdzeniem sygnalizowanych w latach 50-60 ociepleń poeemskich na obszarze Warszawy jest praca Jastrzębskiej-Mamełka [1985] z terenu środkowej Polski. Autorka ta opracowała palinologicznie stanowisko Rudunki, wydzielając w nim kilka niewielkich ociepleń poeemskich z roślinnością drzewiastą z wczesnego vistulianu. Dziś tych stanowisk jest znacznie więcej [Tobolski 1986; Mama- kowa 1986].

W osadach niektórych zbiorników eemskich stwierdzono oprócz torfów, z których wytworzyły się gleby torfowo-murszowe siedlisk olsowych, występowanie gytii węglanowej i łupków bitumicznych. Można więc przyjąć, że w okresie istnienia zbiorników utwory glacjalne w ich otoczeniu uległy silnej dekalcytacji. W konsekwencji tych zjawisk czy procesów poziomy gleb mineralnych otaczających zbiorniki uległy przemianom, jak na przykład wymywaniu CaC03, przemieszczaniu iłu koloidalnego, często procesom odgórnego oglejenia. Przemieszczone węglany zostały zdeponowane właśnie w niektórych zbiornikach eemskich. Gleby otaczające zbiorniki uległy również zubożeniu w składniki pokarmowe [Konecka-Betley, Czępińska-Kamińska 1985 a i b].

Z piaszczystych glin warciańskich, otaczających zbiorniki, wytworzyły się przede wszystkim gleby płowe z diagnostycznym poziomem Bt argillic, dobrze scementowanym minerałami ilastymi i związkami żelaza. Potwierdzają to nie tylko analizy fizyko-chemiczne, ale również badania mikromorfologiczne [Kone- cka-Betley, Zagórski 1996; Zagórski 1995; Konecka-Betley, Baraniecka 1995; Manikowska 1997].

Na obszarach lessowych kopalne gleby mineralne interglacjału eemskiego wytworzone z lessu zostały zachowane najczęściej jako zespół gleb: interglacjalna gleba płowa [Jersak 1976, 1988; Konecka-Betley 1976, 1987, 1994, 1996; Maru- szczak 1986], najczęściej ogłowiona, przykryta warstwą młodszego lessu o małej miąższości, z nakładającym się procesem gromadzenia młodszej substancji organicznej już chłodnego vistulianu (less najniższy). Gleby wczesnego vistulianu to gleby interstadialne, w wielu przypadkach z dobrze wykształconym diagnostycznym poziomem próchnicznym mollic.

GLEBY VISTULIANUW okresie najmłodszego zlodowacenia środkowa Polska zostaje objęta proce

sami peryglacjalnymi [Dylik 1952, 1953; Prószyński 1973; Goździk 1973, 1995;


O D SŁ O N IĘ C IE ROGÓW

RYSUNEK 1. Rogów. I. Pedostratygrafia i wiek: O - poziom ściółki, А - poziom próchnicy, Eet - poziom eluwialny, Bt - poziom iluwialny, argillic, CDi - osady fluwioglacjalne, D2 - skała osadowa, ił, Tk - torf kopalny, Ł - łupki bitumiczne, Gy - gytia, TL - wiek metodą termoluminescencji. II. Uziarnienie - frakcje: 1. -1 ,0 -0 ,5 mm, 2. - 0,5-0,25 mm, 3. - 0,25-0,1 mm, 4. - 0,1 -0,05 mm, 5. - 0,05-0,02 mm, 6. - 0,02-0,005 mm, 7. - 0,005-0,002 mm, 8. -

RYSUNEK 2. Diagram pyłkowy z Rogowa - FIGURE 2. Pollen diagram from Rogów [Z. Janczyk-Kopikowa 1980] Z o f i a J a n c i y k * K o p i k o w » 1 9 S 0

Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym plejstocenie i holocenie w środkowel Polsce 703

raturach - pustyni arktycznej. Przemiany w osadach warty w środowisku peryglacjalnym są więc różnorodne.

W północnej części kotliny warszawskiej powstają w tym samym czasie niższe od wysoczyzn wznoszących się do 120 m n.p.m. poziomy geomorfologiczne. Tworzy się zastoisko warszawskie, którego wyrazem są zachowane równiny zastoiskowe: na zachodzie w rejonie Błonia, a na wschodzie w rejonie Radzymi- na-Marek. Iły zastoiskowe są datowane metodą TL na 51 000 i 53 000 lat BP w rejonie Błonia (Butrym - Lublin) i na 53 000 lat BP w okolicach Radzymina (Prószyński-Warszawa) [Baraniecka, Konecka-Betley 1987]. Iły te były wiązane wcześniej ze zlodowaceniem środkowopolskim. Zbadane stanowiska Passy [Jan- czyk-Kopikowa 1975] i Ossów [Sarnacka 1982] z osadami eemskimi pod iłami zastoiska warszawskiego pozwoliło uściślić wiek iłów na młodszy od eemu. Nieco później osadzają się przede wszystkim w izolowanych kotlinach wysoczyzn warciańskich osady zbiornikowe piaszczysto-mułkowe lub ilaste. Niekiedy zawierają one domieszkę materii organicznej [Baraniecka, Konecka-Betley 1987]. Analiza palinologiczna takiego stanowiska w Lesznowoli w rejonie Grójca wskazuje na roślinność tundry arktycznej. Datowano radiowęglem materię organiczną z dolnego odcinka profilu na tym stanowisku na 38 000 lat BP (Gd. 551), a z górnego na 30 300 lat BP (Gd. 527). Janczyk-Kopikowa [1978] porównuje pierwszą datę do interstadiału hengelo z kulminacją pyłku świerka do 42%, a drugą z interstadialem denekampf. Pozostałe odcinki tego profilu reprezentują okres zimny z niewielkim udziałem pyłków traw. Podobne datowania środkowego vistulianu z niżu polskiego przedstawiają inni autorzy.

Na wyżynie sandomierskiej w Polanowie Samborzeckim osady lessu młodszego, środkowego datowano metodą termoluminescencji [Konecka-Betley 1996]. Daty kształtuj ą się następuj ąco: poziom Bbr starszy - 40,5±4 ka BP, a Bbr młodszy na 30,0±3 ka BP [Prószyńska-Bordas i współ. 1985]. Gleby wytworzone z tego osadu określono jako interstadialne gleby brunatne arktyczne, z nagromadzeniem w stropie substancji organicznej i z poziomem diagnostycznym cambic Bbr głównie wolnych tlenków żelaza. Z tego odsłonięcia otrzymano jeszcze dwie daty wskazujące na starszy wiek osadów: pierwsza wynosząca 74,0± 11 ka BP w stropie bardzo miąższej interstadialnej gleby czamoziemnej wczesnego vistulianu (Od- derade, Brörup, Amersfoort ?), wytworzonej z lessu młodszego dolnego, oraz datę dla osadu ze znacznie starszego poziomu Bt (argillic) eemskiej interglacjalnej gleby płowej ogłowionej - 114,0± 11 ka BP. Ta ostatnia gleba wytworzyła się z lessu starszego, górnego. Less młodszy górny z poziomu Bt gleby występującej aktualnie na powierzchni tego stanowiska datowano TL na 16,0 ka BP.

Choć oba wymienione stanowiska są bardzo odległe od siebie, to jednak wskazują, że na dużych obszarach środkowej Polski pedologiczne procesy przebiegały podobnie.

W czasie od ostatnich dat (30 300 lat BP) w Lesznowoli do około 20 000 lat BP w środkowej Polsce panuje tundra nie zawsze ciągła [Baraniecka 1973,1982]. Spotykane sporadycznie gleby z tego okresu są słabo wykształcone, często ogle- jone lub z cienką warstwą torfu. Po tym dość długim okresie panowania krzewiastej tundry następuje szybkie, ale krótkotrwałe oziębienie klimatu. Powstaje pustynia arktyczna bez roślinności lub z resztkami arktycznej tundry. Jej wyrazem była zwiększona ilość struktur mrozowych, występujących w serii gliny. Na wysoczyznach występuje warstwa kamienista głazów rzeźbionych przez wiatr [Dylik 1952,1953; Różycki 1972] świadczących o denudacji i deflacji. Niekiedy


można także spotkać na tej powierzchni słabo zaznaczone gleby występujące in situ [Prószyński 1973] lub zniszczone cienkie poziomy próchniczne starszych gleb interstadialnych [Konecka-Betley i in. 1988].

GLEBY SCHYŁKU VISTULIANUGleby kopalne schyłku vistulianu są dobrze udokumentowane w pradolinie

Wisły. Nastąpiła tu bowiem akumulacja serii piaszczystych aluwialnych dużej miąższości. Serie te nie mieściły się w pradolinie i wykraczały poza jej zasięg, zasypując niższe części poziomu zastoiska warszawskiego [Baraniecka, Konecka- Betley 1987]. Powstaje wtedy w pradolinie powierzchnia akumulacyjna tarasu otwockiego [Różycki 1972; Prószyński 1973].

Akumulacja piasków na niektórych obszarach pradoliny kończy się poziomem mułków, które z obszaru Puszczy Kampinoskiej datowano TL na 16,7±5 ka BP, a piaski w ich stropie na 14,5 ka BP [Prószyński i in. 1985]. Zakończenie akumulacji serii otwockiej w pradolinie Wisły kończy się więc około 14 tys. lat BP [Manikowska 1991b].

Data ta uściśliła czas pojawienia się roślinności w części północnej kotliny i rozpoczęcia procesów glebotwórczych, związanych również z ocieplaniem się klimatu. Można je porównać do ocieplenia interstadialnego epe w Holandii, jeszcze przed interstadialem boiling (sensu stricto).

W profilu stratotypowym dla kopalnych gleb schyłku vistulianu okolic Warszawy, w Wiązownie na prawym brzegu Wisły na osadach serii otwockiej pod 20- metrowej wysokości wydmą, rozpoznano glebę gruntowo-glejową, którą datowano 14C. Dwudziestocentymetrowy poziom próchniczny tej gleby posiada 4 daty (od dołu do góry) C14 13 340±130(Gd. 1377), 13 200±120(Gd. 1376) 12860±190 (Gd. 1375) i 12 770±136 (Gd. 1327) lat BP [Baraniecka, Konecka-Betley 1987]. Datowania wskazują, że gleba mogła się zacząć tworzyć w interstadiale epe. Wykonana przez Borówko-Dłużakową [1983] analiza palinologiczna osadów odsłoniętych w Wiązownie wskazuje w dolnym odcinku gleby na zespół lasotun- dry, gdy przewagę ma pyłek Pinus i Betula do 70%, a w mniejszym stopniu Alnus i Larix oraz również pyłek roślin obszarów bezleśnych. W stropie gleby stwierdzono pyłek roślin tundrowo-stepowych. Można przypuszczać, że gleba ze stanowiska Wiązowna Piekiełko występowała znacznie dłużej na powierzchni przed zasypaniem przez młodsze piaski eoliczne w porównaniu z glebą kopalną z interstadiału epe w Kamionie na lewym brzegu Wisły [Manikowska 1995]. Można również przypuszczać, że w datowanym okresie istniały kilkakrotnie warunki dla powstania gleb gruntowo-glejowych.

Na zdenudowanych wysoczyznach nizin środkowopolskich przekształconych peryglacjalnie osadzają się utwory pokrywowe w postaci pyłów eolicznych, utworów pyłowo-piaszczystych i piasków.

Na Mapie Gleb Polski w skali 1:300 000 (wydanej w roku 1956) utwory pyłowe w środkowej Polsce wydzielono jako pyły głównie pochodzenia wodnego. Gleby z nich wytworzone (niecałkowite, niejednorodne) opisano w kilku monografiach [Musierowicz i współ. 1956,1960,1961]. W latach siedemdziesiątych, po wykonaniu różnorodnych badań [Różycki 1972; Karaszewski 1972; Prószyński 1973], a wśród nich fizykochemicznych i mikromorfologicznych [Konecka-Betley, Maj- sterkiewicz 1973; Konecka-Betley 1979] i datowań metodą TL [Konecka-Betley, Czępińska-Kamińska 1985 a i b; Konecka-Betley i in. 1988] określano je jako

Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce^

RYSUNEK 3. Stratotypowe profile i wiek gleb w Kotlinie Warszawskiej (VI Wiązowna Piekiełko, IV C ięciw a-rys. 4) [Konecka-Betley 1991]FIGURE 3. Stratotype profiles and age in the Warsaw Basin (VI Wiązowna Piekiełko, IV Cięciwa - f ig . 4)

utwory eoliczne. Konecka-Betley i Majsterkiewicz [1973] korelowali te utwory z lessem nadleglym Pożaryskiego [1953] i wydzielili je już w latach siedemdziesiątych jako najmłodsze lessy.

W ostatnich latach utwory eoliczne zalegające na osadach vistulianu stwierdzili i wyróżnili także Kozarski [1992, 1990], Kozarski i Nowaczyk [1991] oraz Biernacka i Issmer [1996].

Substrat tych utworów został przygotowany przez wietrzenie mrozowe w okresie panowania pustyni arktycznej. Wietrzenie mechaniczne sprzyjało powstawaniu cząstek pyłowych i piaszczystych wywiewanych przez silne wiatry przez cały rok. Jak podaje Różycki [1972], na równinie błońskiej piaski eoliczne, starsze osadzały się w postaci wałów wydmowych, wykazujących niekiedy kilkadziesiąt km długości. Między tymi wg Różyckiego najstarszymi wydmami osadzały się młodsze utwory pyłowe. Niekiedy nawet pokrywały one powierzchnię wydm. Pyły mogły się osadzać również w zbiornikach wodnych, gdzie często zostały wtórnie wzbogacone w węglan wapnia. W pobliżu Błonia stwierdzono w utworze pyłowym ubogą faunę ślimaków i mięczaków [Prószyński 1973]. Z badań tego autora wynika również, że na większości ziarn utworów pokrywowych występują ślady transportu eolicznego, niekiedy bardzo silnie zaznaczone. Świadczy to o tym, że wywiewanie osadów eolizowanych odbywało się w warunkach klimatu zimnego bez pokrywy roślinnej. Zjawiska te zachodziły najprawdopodobnie przed powstaniem wydm parabolicznych w dolinie pra-Wisły. Utwory pokrywowe eoliczne Prószyński [1973] datuje TL na 14-15 tys. lat BP, choć w niektórych przypadkach mogą być młodsze (np. Rogów - 13 400 BP-lab. lubelskie czy 13 800 - lab. warszawskie). Pyły obejmują swym zasięgiem wysoczyzny na znacz-


nym obszarze środkowej Polski. Choć rozrzucone mozaikowato, stanowią ważny element tego obszaru. W górnym vistulianie kończy się nawiewanie utworów piaszczystych w pradolinie Wisły, a na wysoczyznach zanika gromadzenie się utworów eolicznych. Mimo wahań klimatycznych i wzmagającej się erozji pojawia się roślinność. Teraz dla datowania zjawisk dużego znaczenia nabierają gleby. Najstarsze z nich zachowały się jako gleby kopalne, zwłaszcza w wydmach oraz nie przykryte osadami wydmowymi jako gleby aktualnie występujące na powierzchni z cechami reliktowych, starszych procesów glebotwórczych.

Na wysoczyznach pokrytych utworami pokrywowymi, przede wszystkim utworami eolicznymi, schyłek vistulianu (późny glacjał) rozpoczyna się wzmożonym wietrzeniem, deklacytacją i pojawianiem się roślinności tundry parkowej, z dużą ilością roślinności trawiastej. Prowadzi to do coraz większego nagromadzenia materii organicznej. W pradolinie rozpoczyna się erozja wgłębna, głębokie rozcięcia tarasu otwockiego związane z akumulacją i erozją, co prowadzi do powstawania tarasu falenickiego w böllingu. Niższy taras praski powstaje w allerödzie.

Najstarsze gleby kopalne późnego glacjału w dolinach rzecznych wytworzyły się z mułków, kończących serię piaszczystą górnego vistulianu. W Wiązownej Piekiełku (prawa strona Wisły) z mułków (być może starych mad) wykształciła się gleba gruntowo-glejowa tarasu otwockiego o budowie А-CG. [Konecka-Betley 1982; Baraniecka, Konecka-Betley 1987 - rys. 4, prof. VI]. Na południu w Stężycy koło Dęblina (rys. 4 prof. VIII) na podobnych mułkach w dolinie Wisły występuje także gleba glejowa z dużą ilością próchnicy [Żarski 1990; Konecka- Betley 1991].

Obie gleby (rys. 4, prof. VI i VIII) leżą poziomo na powierzchni tarasu pyłowego i wykazują w części mineralnej podobne uziarnienie, duży stopień wysycenia kationami zasadowymi w warstwach wierzchnich oraz dominację wapnia w kompleksie sorpcyjnym. Przeważa w tych glebach eutroficzny typ wietrzenia materiału mineralnego. Zawartość węgla ogółem w substancji organicznej dobrze zhumifikowanej w Wiązownej Piekiełku w warstwie stropowej młodszej wynosi 2%, a w Stężycy przy wejściu roślinności torfotwórczej - ponad 8%.

Frakcjonowana analiza substancji organicznej (metodą Duchaufoura i Jacqui- na) i datowania radiowęglem dokumentują wiek, rozwój i przebieg procesów glebotwórczych w starszej części późnego glacjału. W spągu poziomu A gleby gruntowo-glejowej w Wiązownej Piekiełku (rys. 4, prof. VI) zawartość węgla substancji organicznej wynosi 0,78%. Dominują w tym poziomie kwasy humino- we, a stosunek CH:CF kształtuje się powyżej 1. Duża ilość humin, przekraczająca 65% węgla ogółem, świadczy o silnym powiązaniu tego składnika z częścią mineralną gleby [Konecka-Betley 1982]. Substancję organiczną tej części poziomu A datowano radiowęglem na 13340±110 lat Gd-1377 i 13220±120 lat Gd- 1376 BP.

W stropie poziomu A tej gleby zawartość węgla kształtuje się powyżej 2%. Dominują tu kwasy fulwowe z nieco mniejszą ilością humin, a stosunek CH:CF spada poniżej 1. Daty radiowęglowe wynoszą: 12860±190 lat, GD-1375 i 12770±130 lat GD-1327 BP.

W stropie gleby z profilu ze Stężycy (rys. 4, prof. VIII) zawartość węgla przekracza 8%. Dominują kwasy fulwowe i duża ilość humin (52%). Stosunek CH:CF kształtuje się poniżej 1. Substancja organiczna bardzo zmurszałego torfu

V I

RYSUNEK 4. Typowe profile w Kotlinie Warszawskiej: I - Liszyno, II - Granica, III - Mariew, IV - Cięciwa I, V - Cięciwa II, VI - Wiązowna Piekiełko, VII - Wiązowna przy szosie, VIII - Stężyca, OD - najstarszy dryas, MD - środkowy dryas, YD - najmłodszy dryas; 1 - poziom próchniczny, 2 - poziom próchniczny słabo rozwinięty, 3 - poziom eluwialny, 4 - iluwialny poziom В z podpoziomami Bh i Bfe, 5 - iluwialny poziom B, 6 - poziom Bv wietrzenia, 7 - torf, 8 - poziom A utworów piaszczystych, 9 - sedymentacja utworów aluwialnych, a - słabo rozwinięta gleba, b - słabo zbielicowana gleba, с -

poziom humusowo-żelazisty, d - gleba rdzawa, e - gleba glejowa; wiek 14C lat BP [Konecka-Betley 1991]FIGURE 4. Ordinary profiles for the Warsaw Basin: I - Liszyno, II - Granica, III - Mariew, IV - Cięciwa I, V - Cięciwa II, VI - Wiązowną Piekiełko, VII - Wiązowną near highway, VIII - Stężyca; OD - Oldest Dryas, MD — Middle (Older) Dryas, YD - Younger Dryas; 1 — humus horizon, 2 - humus horizon weakly developed, 3 - elluvial horizon E, 4 — illuvial horizon В with subhorizons Bh and Bfe, 5 - illuvial horizon B, 6 — weathered horizon Bv, 7 — peat, 8 — A horizon in silt sediments, 9 - silty sediments (old alluvial deposits); a - weakly developed soil, b - weakly leached soil, с - iron humus podzol, d - rusty

soil, e - gley soil; age in radiocarbon years B.P.

Rekonstrukcja przebiegu procesów

pedologicznych w

późnym plejstocenie

i holocenie w

śwdkowej

Polsce_______707


została datowana radiowęglem na 12950±110 lat BP. Opierając się na datach można przyjąć, że stratygraficznie gleba ze Stężycy stanowi środkowe ogniwo między dwoma dolnymi i dwoma górnymi datami z poziomu substancji organicznej z Wiązownej Piekiełka. Gleb tych jako starszych od procesów eolicznych najstarszego dryasu nie można wiązać z żadnym z dwóch ociepleń w okresie zwanym umownie böllingiem sensu lato. Gleby te wytworzyły się w końcowej fazie górnego vistulianu. Mimo nieco młodszego wieku można je paralelizować z interstadiałem epe (Holandia) lub ewentualnie ich początek z interstadialem lascaux (Francja) [Konecka-Betley 1982, 1991].

Analiza palinologiczna osadów z Wiązownej Piekiełka [Borówko-Dłużakowa 1983] wskazuje w dolnej części mułków próchnicznych na wysoką zawartość roślin drzewiastych (AP) w porównaniu do niedrzewiastych (NAP). Udział pyłku Pinus i Betula oraz w mniejszych ilościach Larix i Salix osiąga wartość około 70%. Występuje stale pyłek Hippophae rhamnoides, Juniperus, Ericaceae oraz w dużej ilości pyłek Cyperacae i Graminae. Oznaczone sporomorfy w dolnej części poziomu A dowodzą, że gleba powstała pod zbiorowiskiem laso-tundry klimatu umiarkowanie zimnego.

W stropie poziomu A dominuje pyłek roślin zielnych (NAP), głównie z udziałem traw i turzyc, dochodzącym do 75%. Ilość pyłku Pinus i Betula папа dochodzi tylko do 26%. Pyłek roślin światłożądnych wskazuje na rozwój zbiorowisk roślinnych o charakterze stepowym. Bezleśny, stepowy typ zbiorowiska roślinnego mógł się wytworzyć w klimacie suchym i chłodnym.

Pierwszy etap działalności eolicznej w okresie zwanym umownie najstarszym dry asem, po wytworzeniu się gleby gruntowo-glejowej, rozpoczął się przewiewaniem utworów pyłowych i piaszczystych [Nowaczyk 1986]. W profilu Wiązowna „przy szosie” tworzy się warstwa piaszczysto-pyłowa miąższości 30 cm. Na tym substracie powstaje gleba inicjalna z 2-4-centymetrowym poziomem organicznym, o dość słabym rozkładzie materii organicznej. Zawartość С ogółem wynosi od 0,5 do 0,08%. Frakcjonowana analiza substancji organicznej wskazuje, że w wierzchnim poziomie A słabo rozłożonym występuje przewaga kwasów huminowych w stosunku do fulwowych oraz bardzo mała zawartość humin. Stosunek CH:CF kształtuje się powyżej 1. W dolnej części poziomu A, już bardziej pylastej, wzrasta ilość węgla humin, a stosunek CH:CF spada poniżej 1 [Konecka-Betley 1982]. Jest to gleba inicjalna, najprawdopodobniej rozdzielająca młodszy i starszy człon najstarszego dryasu [Manikowska 1985]. Jej powstanie można wiązać z niewielkim ociepleniem wyróżnianym jako Agard boiling [Baraniecka, Konecka- Betley 1987]. Drugi etap działalności eolicznej w szeroko pojętym najstarszym dryasie prowadzi do powstawania niewielkich inicjalnych form wydmowych do 1 m wysokości. Buduje je materiał piaszczysty bez domieszek pyłowych, na który wkracza uboga roślinność. Gleba z böllingu na lewym brzegu Wisły w Mariewie (Puszcza Kampinoska) otrzymała datę 12160±260 lat, Gd-4391 BP i na prawym brzegu ta sama gleba w Cięciwie dwie daty: 12150±170 lat, Gd-2405 i 12030±160 lat, Gd-2406 BP. Jest to gleba inicjalna składająca się z 2- lub 3-centymetrowej miąższości warstewek lub skupień substancji organicznej. Zawartość węgla dochodzi do około 0,2%. Wykształcenie gleby wskazuje na bardzo słaby przebieg procesu glebotwórczego, związanego z dość zimnym klimatem, mało zwartą pokrywą roślinną oraz najprawdopodobniej występowaniem zmarzliny. Warstwy piasku w poziomie organicznym mogą świadczyć o zachodzących równocześnie procesach wydmotwórczych.

Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce^_______ 709

Oziębienie i osuszenie klimatu w pierwszej części środkowego dryasu spowodowało uruchomienie działalności wydmotwórczej. Powstają w tym czasie kilkunastometrowe wydmy o zmiennej wielkości ziarna i kierunku transportu [Koben- dzina 1961; Baraniecka, Konecka-Betley 1987]. Ocieplenie klimatu w interstadiale alleröd spowodowało pierwszy raz w okresie schyłku ostatniego zlodowacenia opanowanie i utrwalenie wydm przez roślinność drzewiastą. W pierwszej fazie tego okresu są to bory brzozowo-sosnowe, a w drugiej sosnowe [Wasylikowa 1964; Madeyska 1995]. W wyższych partiach stoków wydm powstaje słabo wykształcona gleba bielicowana z plamami poziomu eluwialnego E i nikłymi śladami poziomu iluwialnego B. Z badań innych autorów wynika, że niektóre gleby allerödzkie osiągnęły stadium dużej dojrzałości. Gleba ta w Młodzieszynku została datowana radiowęglem na 108301250 lat [Manikowska 1991 b, 1995; Manikowska, Bednarek 1994], a w Całowaniu na 11380+95 i 11190±65 lat BP [Schild 1982].

W niżej położonej części stoków, a zwłaszcza u podnóży wydm, gleba rozwijała się w warunkach większej wilgotności. Wykazuje wtedy ślady oglejenia i większą zasobność w substancję organiczną. Zawartość węgla w glebie alle- rödzkiej waha się od 0,1 do 0,3% [Konecka-Betley 1982].

W okresie ostatniej fazy wydmotwórczej młodszego dryasu miąższość nagromadzonego materiału eolicznego nie jest zbyt duża. Jest to raczej modelowanie wydm ze środkowego dryasu związane z ochłodzeniem klimatu po alleródzie i podniesieniem lustra wody gruntowej w drugiej części młodszego dryasu. W niektórych przypadkach gleba z alleródu nie przechodzi w stan kopalny i dalej się rozwija już jako bielica do końca mezoholocenu.

Kilka zbliżonych dat C14 z drugiej części młodszego dryasu dokumentuje, że rozpoczynają się procesy torfotwórcze, a działalność wydmotwórcza występuje tylko lokalnie. Daty ze spągu torfów mieszczą się w granicach 10590±360 [Ko- necka-Betley i inni 1996] do 10260±160 lat BP [Konecka-Betley 1986]. Gleby torfowe są kontynuowane do dziś. W tym samym czasie zaczyna się również osadzać kreda jeziorna [Konecka-Betley 1986, 1991; Prusinkiewicz, Noryśkie- wicz 1975], w której spągu występują ślimaki płytkich zbiorników wodnych.

Poziomem diagnostycznym dla wszystkich wydzielonych gleb jest poziom akumulacji próchnicy A mollic o różnym stopniu przemian i wykształcenia. Budowa morfologiczna tych gleb sprowadza się do poziomów A-C.

GLEBY HOLOCENUW holocenie, w okresie preborealnym i na początku okresu borealnego, na

osadach eolicznych młodszego dryasu rozpoczynają się lub są kontynuowane procesy glebotwórcze, pod prześwietlonymi borami z dużym udziałem roślinności zielnej. Na dużych obszarach [Kamińska i in. 1986; Janowska 1994; Czępińska- Kamińska 1986; Bednarek 1988, 1991; Kowalkowski 1977; Konecka-Betley 1982; Manikowska 1985, 1991 a i b, 1995] rozwijają się gleby rdzawe z bardzo dobrze wykształconym poziomem Bv wietrzeniowym. Gleba ta tworzy się w holocenie. Poziom A jest słabo zaznaczony, w wyniku być może późniejszego rozkładu substancji organicznej lub jej niszczenia, przy wznowieniu lokalnej działalności wydmotwórczej. Poziomem diagnostycznym jest rdzawy poziom В v-sideric, powstający w oligotroficznych warunkach wietrzenia na stanowiskach o suchym klimacie glebowym. Mała ilość próchnicy nie sprzyja przemieszczaniu


wolnego żelaza w głąb profilu i tworzeniu się związków kompleksowych, próch- niczno-żelazistych w poziomie Bv [Konecka-Betley 1982; Baraniecka, Konecka- Betley 1987]. Nie przemieszcza się również wolny glin i wolna krzemionka. Gleby te pod koniec okresu borealnego ulegają procesowi bielicowania. Substancję organiczną datowano C14 w Cięciwie na 8770±110, Gd-2407 lat BP [Konecka- Betley 1982] (rys. 4, prof. IV), a w wydmie w Liszynie na 8750±100 lat BP [Kamińska, Konecka-Betley, Mycielska-Dowgiałło 1985]. Jest to przewodnia gleba kopalna dla piasków eoholocenu. W końcu okresu borealnego i początku okresu atlantyckiego z lokalnie przewiewanych piasków młodszego dryasu przy rozprzestrzenianiu się borów sosnowych i zanikaniu roślinności trawiastej powstaje gleba bielicowo-rdzawa datowana radiowęglem w Cięciwie (rys. 4, prof. V) na 8320±110, Gd 2408 lat BP, czyli na początek okresu atlantyckiego. Poziom eluwialny E tej gleby jest słabo zaznaczony.

W okresie atlantyckim proces bielicowania na substracie piaszczystym nasila się ze względu na ciepły i umiarkowanie wilgotny klimat. Zwarte bory sosnowe z domieszką dębu sprzyjają powstawaniu kwaśnej ektopróchnicy [Konecka-Betley 1982]. Na stanowiskach wilgotniejszych pojawia się płytki torf. W Cięciwie oligotroficzny typ wietrzenia prowadzi do powstania dobrze rozwiniętej, dojrzałej gleby z poziomami A-E-B-C, najczęściej bielicy żelazisto-próchnicznej wzbogaconej w podpoziomie Bh w przemieszczane związki kompleksowe próchniczno- żelaziste. W podpoziomie Bfe gromadzą się przemieszczane z poziomów wierzchnich wolne żelazo, glin i krzemionka oraz związku fosforu. Związku te silnie cementują poziom iluwialny spodic, który często ulega orsztynizacji. Frakcjonowana analiza substancji organicznej obrazuje rozmieszczenie węgla w całym profilu. W poziomie AE zawartość węgla wynosi 0,50% w podpoziomie Bhfe - 0,60% i spada w Bfe do 0,17%. W zmurszałym torfie zawartość węgla wynosi ponad 20%. Bardzo duża przewaga kwasów fulwowych, charakterystycznych dla procesu bielicowania, powoduje zmniejszenie stosunku CH:CF do poniżej 0,5. Stosunek ten w pozostałych poziomach kształtuje się powyżej 1, a w torfie powyżej 2. Data C14 z torfu w Cięciwie wynosi 6155±270, Lod-31, a z poziomu Bh 7150±350 Lod-47 lat BP (rys. 4, prof. IV).

Bielice w Kotlinie Warszawskiej, których rozwój rozpoczął się w młodszej fazie okresu borealnego, a z największym nasileniem przebiegał w okresie atlantyckim - o ile nie przeszły w stan kopalny - są kontynuowane do dziś. Jednak od okresu subborealnego przez okres subatlantycki ze znaczenie mniejszym nasileniem. W neoholocenie na tym obszarze w wyniku antropogenicznego przewiewania piasków powstają młode, słabiej wykształcone gleby rdzawe i bielice bez poziomów orsztynowych. Poziomem diagnostycznym dla kopalnych gleb rdzawych jest poziom Bv-sideric, a dla bielic poziom iluwialny - spodic z podpoziomami Bh i Bfe.

Gwałtowne ocieplenie klimatu na progu holocenu spowodowało szybkie wkroczenie drzew liściastych na wysoczyzny polodowcowe. Obficie wkroczył wiąz, w mniejszych ilościach dąb i lipa oraz światłolubne olsza i leszczyna. Można przypuszczać, że na wysoczyznach już w okresie borealnym występowały zespoły leśne typu grądów z dużą ilością roślinności trawiastej. Zespoły te na wysoczyznach rozwijały się prawdopodobnie do końca okresu atlantyckiego, czyli do końca optimum klimatycznego holocenu. Można przyjąć, że wytworzyły się dobrze wykształcone gleby czarnoziemne lub gleby brunatne różnych podtypów. Ochłodzenie klimatu na pograniczu okresów atlantyckiego i subborealnego ujaw

Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce_______ 777

niło się spadkiem krzywej wiązu, co można korelować z wylesieniem obszarów leśnych, powodowanych działalnością człowieka. W tym samym czasie stwierdzono w diagramach pyłkowych wzrost ilości pyłku roślin pastwiskowych (antro- pogenizacja). Zauważalne w neolicie wylesienie spowodowało podniesienie lustra wody gruntowej i ogólne zwilgotnienie klimatu, co doprowadziło do pewnego zabagnienia obniżeń na wysoczyznach, być może zwiększenie zasięgu torfowisk, a nawet powstanie rudy darniowej. Gleby wytworzone z glin i pyłów uległy wtedy oglejeniu o różnym nasileniu. Największe wylesienie tego obszaru rozpoczęło się w epoce brązu, ale przede wszystkim w epoce żelaza. Wtedy właśnie rozwinęło się hutnictwo mazowieckie na zachód od Warszawy.

LITERATURABALIŃSKA-WUTTKE K. 1965: Stratygrafia czwartorzędu okolic Rawy mazowieckiej i Skiernie

wic. Z badań czwartorzędu w Polsce 11 Biul. Inst. Geol. 187: 293-327.BARANIECKA M. D. 1973: Szczegółowa mapa geologiczna Polski arkusz Otwock 1:50 000. Inst.

Geol. Warszawy.BARANIECKA M. D. 1982: Sytuacja geologiczna i rozmieszczenie wydm okolic Warszawy. Rocz.

Glebozn. 33, 3/4:33-57.BARANIECKA M. D., KONECKA-BETLEY K. 1987: Fluvial sediments of the Vistulian and

Holocene in the Warsaw Basin. Geographical Studies (In) Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years. Special Issue No 4. Part II: 151-171.

BEDNAREK R. 1988: The significance of fossil rusty soils for the stratigraphy sand deposits. Biul.Polish Acad. Sc., 26, 2: 209-223.

BEDNAREK R. 1991: Wiek, geneza i stanowisko systematyczne gleb rdzawych w świetle badań paleopedologicznych w okolicach Osia. UMK Rozprawy: 1-102.

BIERNACKA J., ISSMER K. 1996: Analiza mikrostrukturalna osadów lessowych z Klępicza, Pomorze Zachodnie. Przegl. Geol. 44,1: 43-48.

BOREK S. 1975: Kierunki zmian właściwości czarnych ziem błońsko-sochaczewskich po drenowaniu. Rocz• Glebozn. 26, 1: 101-140.

BORÓWKO-DŁUŻAKOWA Z. 1960: Dwa nowe profile interglacjalne z Warszawy w świetle badań paleobotanicznych. Biul. Inst. Geol. 150. Z badań czwartorzędu w Polsce 9: 174-181.

BORÓWKO-DŁUŻAKOWA Z. 1961: Historia flory Puszczy Kampinoskiej w późnym glacjale i holocenie. Przegl. Geogr. 33, 3: 365-382.

BORÓWKA-DŁUŻAKOWA Z. 1982: Rezultaty badań paleobotanicznych spągu profilu Nart w Puszczy Kampinoskiej. Rocz. Glebozn. 33, 34: 113-118.

BORÓWKO-DŁUŻAKOWA Z. 1983: Analiza palinologiczna próbek z substancją organiczną profilu kopalnego w Wiązownie. Maszynopis: 3.

CHOJNICKI K. 1993: Gleby brunatne wytworzone z utworów pokrywowych Równiny Błońsko- Sochaczewskiej. Rocz. Glebozn. 44, 1/2: 93-106.

CHOJNICKI J., CZARNOWSKA K. 1993: Zmiany zawartości fosforu ogółem i rozpuszczalnego oraz Zn, Cu, Pb i Cd w glebach intensywnie użytkowanych rolniczo. Rocz. Glebozn. 44, 3/4: 99-111.

CHOTIŃSKI N., A., STARKEL L. 1982: Naturalne i antropogeniczne poziomy graniczne w osadach holoceńskich Polski i centralnej części Niziny Rosyjskiej. Przegl. Geogr. 54, 3: 202-218.

CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1986: Zależność między rzeźbą terenu a typami gleb obszarów wydmowych Puszczy Kampinoskiej. (W) Wpływ działalności człowieka na środowisko glebowe Kampinoskiego Parku Narodowego. Wyd. SGGW: 5-71.

DOBRZAŃSKI B., KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1977: Procesy kształtowania się gleb wytworzonych z gliny zwałowej Wysoczyzny Siedleckiej. Zesz. Nauk. SGGW-AR w Warszawie, Roi. 16: 9-24.


DYLIK J. 1952: Głazy rzeźbione przez wiatr i utwory podobne do lessu w Polsce Środkowej. Biul. Inst. Geol. 67: 231-331.

DYLIKJ. 1953:0 peryglacjalnym charakterze rzeźby środkowej Polski. ActciGeogr. UŁ, 4: 1-116. GOŹDZIKI. 1973: Geneza i pozycja stratygraficzna struktur peryglacjalnych w środkowej Polsce.

Acta Geogr. Loclz. 31: 1-117.GOŹDZIK J. 1995: A permafrost evolution and its impact on some depositional condition between

20 and 10 ka in Poland. Biul. Perygl. 34: 53-72.JANCZYK-KOPIKOWA 1966: Interglacjał eemski w Golkowie koło Warszawy. Kwart. Geol. 10,

z. 2:453-461.JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1973: Analiza pyłkowa osadów interglacjału eemskiego w Grodzisku

Mazowieckim. Kwart. Geol. 17, 3:JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1975: The Eemian interglacjał sediments at Błonie near Warsaw. Bull.

A cad Sc. Terre, 22, 3/4 147-150.JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1978: Paleobotaniczne opracowania próbek z arkusza Grójec. Arch.

Inst. Geolog. Warszawa: 5.JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1985: Analiza pyłkowa osadów interglacjału eemskiego w Rogowie.

Rocz. Glebozn. 36, 2: 143-151.JANOWSKA E. 1994: Preliminary studies on the sideric horizon of rusty soil with the use of

microchemical x-ray analysis. Rocz. Glebozn. Suppl. 44: 41-53. JASTRZĘBSKA-MAMEŁKA M. 1985: The eemian Interglacjał and early Vistulian at Zgierz -

Rudunki in the Lodz Plateau. Acta Geogr. Lodz. 53: 75.JERSAK K. 1976: Charakter gleb kopalnych w lessach i ich znaczenie pedogeograficzne i

stratygraficzne. Biul. Inst. Geol. 297: 21-39.JERSAK J., 1988: Pozycja stratygraficzna lessów starszych wyżyn południowej Polski. [Strati

graphie position of the older loesses in the uplands of southern Poland]. Problemy paleogeografii czwartorzędu zlodowacenia środkowopolskiego. Ed. Jersak J. Pr. Nauk. U.Śl. 914:22-45.

KAMIŃSKA R., KONECKA-BETLEY K., MYCIELSKA-DOWGIAŁŁO E. 1986: The Liszyno dune in the Vistula valley (east of Płock). Biul. Perygl. 31: 141-162.

KARASZEWSKIW. 1972a: Interglacjał eemski w Skierniewicach ijego znaczenie dla znajomości paleogeografii młodszego plejstocenu. Kwart. Geol. 16,3.

KARASZEWSKI W. 1972b: Pokrywowe utwory pyłowe w Polsce Środkowej (najmłodszy less).Kwart. Geol. 16: 171-182.

KARASZEWSKI W. 1975: Age of the Warsaw Ice Daunned Lake sediments Biul. Acad. Pol. Sc. 22, 3/4: 151-155.

KLATKOWA H. 1994: Evolution du rie de l’agent periglaciaire au Pologne Contrôle. Biul. P ery glac. 33: 79-106.

KOBENDZINA J. 1961: Próba datowania wydm Puszczy Kampinoskiej. Przegl. Geogr. 33, 3: 383-399.

KONECKA-BETLEY K. 1976: Poziomy diagnostyczne śródlessowych gleb kopalnych Polski południowo-wschodniej. Biuletyn 297. Z badań czwartorzędu w Polsce. 18: 121-134.

KONECKA-BETLEY K. 1979: Reliktowe procesy glebotwórcze w glebach współczesnych wytworzonych z gliny zwałowej. Zesz. Nauk. SGGW-AR w Warszawie, Roi. 18: 77-95.

KONECKA-BETLEY K. 1982: Gleby kopalne i reliktowe wydm okolic Warszawy. Rocz. Glebozn. 33,3/4:81-112.

KONECKA-BETLEY K. 1986: Age of soils formed of lacustrine limestone at Olszowieckie Błoto in the Vistulian Valley. XV Kongres MTG. Hamburg: 592-597.

KONECKA-BETLEY K. 1987: Gleby kopalne jako jednostki klasyfikacji stratygraficznej czwartorzędu. Kwart. Geol. 31: 185-190.

KONECKA-BETLEY K. 1991: Late Vistulian and Holocene fossil soils developed from aeolian and alluvial sediments of the Warsaw Basen. Z. Geomorph. N. F. Suppl. 90: 99-105.

KONECKA-BETLEY K. 1994: Fossil soils of late pleistocene developed from loesses. Rocz. Glebozn. 45 suppl.: 55-62.


KONECKA-BETLEY 1996: Polanów Samborzecki gleby kopalne odsłonięcia lessowego. Konf. „Metody badań paleopedologicznych i wykorzystanie gleb kopalnych w paleogeografii”. Komitet Badań Czwartorzędu PAN: 65-66.

KONECKA-BETLEY K., MAJSTERKIEWICZT. 1973: Geneza gleb wytworzonych z pokrywowych utworów pyłowych Polski Środkowej. Rocz. Glebozn. 24, 2: 133-158.

KONECKA-BETLEY K., STRASZEWSKA K., 1977: Badania paleopedologiczne lessów okolic Sandomierza na tle ich stratygrafii. Stud. Geol. Pol. LII: 215-233.

KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1985a: Wiek i kształtowanie się gleb kopalnych osadów organicznych lasów Rogowa (Wysoczyzna Rawska). Rocz. Glebozn. 36, 2: 111-129.

KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1985b: Kopalne osady organiczne w lasach Rogowa jako wskaźniki przemian środowiska. Rocz. Glebozn. 36, 2: 131-141.

KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D., CHOJNICKI J. 1988: Gleby kotliny warszawskiej. Jubileuszowy zjazd 50-lecia 1937-1987 PTG: 1-94.

KONECKA-BETLEY K., BARANIECKA M.D. 1995: Micromorphological differentiation of the top part of the Warta and Odra glacial till complexes. Acta Geogr. Lodz. 68: 117-134.

KONECKA-BETLEY, ZAGÓRSKI Z. 1996: Cechy lito- i pedogenezy w glebach zlodowacenia Warty. Acta Geogr. Lodz. 71: 97-111.

KOWALKOWSKI A. 1977: Dynamika rozwoju późnoplejstoceńskich i holoceńskich gleb z piasków wydmowych w Pomorsku. RoczGlebozn. 28, 3/4: 19-35.

KOWALKOWSKI A., BORZYSZKOWSKIJ. 1977: The role of peryglacial and extraperyglacial perstruction in the soil profile in Central Europa. Folia Quaternaria 49: 25-37.

KOWALKOWSKI A. 1988: Wiek i geneza gleb. Przemiany środowiska geograficznego Polski. Ossolineum: 45-85.

KOWALKOWSKI A. 1996: Glebopokrywy stokowe jako jednostki pedolitostratygraficzne i ich przykłady na północnym stoku głównego masywu Gór Świętokrzyskich. Konf. „Metody badań paleopedogenicznych i wykorzystanie gleb kopalnych w paleogeografii”. Komitet Badań Czwartorzędu PAN: 31-34.

KOZARSKI S. 1990: Pleni and late vistulian eolian phenomena in Poland: new occurrences paleoenvironmental and stratigraphie interpretations. Acta Geogr. Dobrecina, 26-26: 31-45.

KOZARSKI S. 1992: Zmiana warunków depozycji w schyłkowym plejstocenie na obszarach ostatniego zlodowacenia w północnej Polsce. Przegl. Geol. 10: 597-598.

KOZARSKI S., NOWACZYK B. 1991: Lithofacies variation and chronostatigraphy of Late vistulian and Holocene eolian phenomena in north-western Poland. Z. Geomorph. N.F. Suppl. 90: 107-122.

KRUPIŃSKI K.M. 1978: Historia dynamiki rozwoju i zaniku zbiornika interglacjalnego w Żyrardowie. Biul. Inst. Geol. 300. Z badań czwartorzędu w Polsce 19: 153-178.

KRUPIŃSKI K.M., MORAWSKI W. 1993: Geological position and pollen analysis of Eemian Interglacial sediments of Warsaw-Wawrzyszew. Acta Paleobot. 31: 309-346.

MADEYSKA T. 1995: Roślinność Polski u schyłku ostatniego zlodowacenia. Przegl. Geol. 43, 7: 595-599.

MAMAKOWA K., 1986: Lower boundary of the Vistulian and the early Vistulian pollen stratigraphy in continous Eemian-early Vistulian pollen sequences in Poland. Q uaternary Studies in Poland 7: 51-63.

MANIKOWSKA В. 1985: O glebach kopalnych stratygrafii i litologii wydm Polski Środkowej. Acta Geogr. Lodz. 52: 1, 137.

MANIKOWSKA B. 1991 a: Vistulian and Holocene eolian activity, pedostratigraphy and relief evolution in Central Poland. Z. Geomorph. N.F. Suppl. 90: 131-141.

MANIKOWSKA В . 1991b: Dune processes age of dune terrace and Vistulian decline in the Vistula valley neer Wyszogród, Central Poland. Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sc. 39: 137-148.

MANIKOWSKA В. 1995: Aeolian activity differentiation in the area of Poland during the period 20-8 ka BP. Biul. Perygl. 34: 125-165.


MANIKOWSKA В. 1997: Peryglacjalne utwory pokrywowe i kształtowanie profilu glebowego na wysoczyźnie fluwiogalcjalnej w Polsce Środkowej. Rocz. Glebozn. 48, 3/4: 151-167.

MANIKOWSKA B., BEDNAREK R. 1994: Fossil preboreal soil on the dune sand in Central Poland and its significance for the conception of rusty soils (cambic arenosols) genesis. Rocz. Glebozn. Suppl. 44: 27-39.

MARUSZCZAK H. 1986: Loesses in Poland their stratigraphy and paleogeographical interpretation. Ann. UMCS, 41, 2: 15-54.

MARUSZCZAK H. 1998: Problemy interpretacji makroskopowych struktur kriogenicznych w utworach lessowych. [W] Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartość interpretacyjna Wydz. Geogr. i Studiów Regionalnych UW: 135— 150.

MENKE B., 1982: On the Eemian Interglacial and the Weichselian Glacial in Nordwestern Germany(vegetation, stratigraphy paleosols, sediments). Quaternary Studies in Poland 3: 61-68.

MUSIEROWICZ A., OLSZEWSKI Z., KUŹNICKI F., ŚWIĘCICKI C., KONECKA-BETLEY K., LESZCZYŃSKA E. 1956: Gleby województwa warszawskiego. Rocz. Nauk Roln. 75 - D: 1-180.

MUSIEROWICZ A., OLSZEWSKI Z., BROGOWSKI Z., CHLIPALSKA E., KONECKA-BET- LEY K., KĘPKA M., KRÓL H., KUŹNICKI F., LESZCZYŃSKA E., SKORUPSKA T., ŚWIĘCICKI C., TUSZYŃSKI M., 1960: Gleby województwa Łódzkiego. Rocz. Nauk Roln. 8 6 -D : 1-390.

MUSIEROWICZ A., OLSZEWSKI Z., BROGOWSKI Z., KĘPKA M. 1961: Czarne ziemie Błońsko-Sochaczewsko-Łowickie. Rocz. Nauk Roln. 82A, 3: 503-162.

NOWACZYK B. 1986: Wiek wydm w Polsce. UAM: 1-245.NOWAK J. 1974: Stratygrafia plejstocenu północnej części kotliny warszawskiej. Biul. Inst. Geol.

268: 91-160.POŻARYSKI W. 1953: Plejstocen w dolinie Wisły przez wyżyny południowe. Pr. Inst. Geol. 9:

1-125.PRUSINKIEWICZ Z. 1966: Ustalenie wieku chronosekwencji glebowej na mierzejach Świny

metodą radiowęglową C-14. Rocz. Glebozn. 15, supl.: 433-436.PRUSINKIEWICZ Z., NORYŚKIEWICZ B. 1975: Geochemiczne i paleopedologiczne aspekty

genezy kredy jeziornej jako skały macierzystej północnopolskich rędzin. Acta Univ. Nic. Copernici, Geografia 11, 35: 115-127.

PRÓSZYŃSKI M. 1973: Ogólna charakterystyka utworów macierzystych gleb okolic Warszawy (po stronie lewobrzeżnej) ukształtowanych częściowo w warunkach peryglacjalnych. Zjazd PTG „Geneza gleb wydmowych i utworów przekształconych peryglacjalnie na Niżu Polski” PTG: 47-50.

PRÓSZYŃSKA-BORDAS H., PRÓSZYŃSKI M., STAŃSKA-PRÓSZYŃSKA W., 1989: Chronologia termoluminescencyjna profilu aluwialno-lessowego w porównaniu z datowaniami TL eemskich stanowisk jeziorno-bagiennych. Zesz. Nauk. Politech. Śląskiej. Seria Fiz., 61, Geo- chronometria 6: 251-264.

RANIECKA-BOBROWSKA J. 1954: Analiza pyłkowa profilów czwartorzędowych Woli i Żoliborza w Warszawie. Biul. Inst. Geol. 69: 107-140.

RÓŻYCKI S.Z. 1968: Kotlina Gołkowa w ostatnim interglacjale. Acta. Geol. Pol. 18: 623-662.RÓŻYCKI S.Z. 1972: Plejstocen Polski Środkowej na tle przeszłości w górnym trzeciorzędzie.

PWN: 1-250.RÓŻYCKI S.Z. 1978: Od Mocht do syntezy stratygrafii plejstocenu Polski. Rocz. Pol. Tow. Geol.

̂ 48, 3/4: 445-478.RÓŻYCKI S.Z. 1982: Principles of stratigraphies subdivision of Quaternary of Poland. Quaternary.

Studies in Poland 2: 99-106.SARNACKA Z., 1982: Age Revision of the Warsaw Proglacial lake in the Warsaw Region. Biul.

Inst. Geol. 343, 5: 59-70.


SOBOLEWSKA M. 1966: Wyniki badań paleobotanicznych nad eemskimi osadami w Józefowie na Wyżynie Łódzkiej. Biul. Perygl. 15: 303-312.

SCHILD R. 1982: Stratygrafia archeologiczna wydm widziana z Mazowsza. Rocz. Glebozn. 33: 59-80.

TOBOLSKI K., 1986: Paleobotanical studies of the Eemian interglacial and early Vistulian, Władysławów in the vicinity of Turek (preliminary report). Quaternary Studies in Poland 7: 90-101.

TURKOWSKA К. 1992: Osady rzeczne i ewolucja dolin w okresie 20 000-8 000 lat BP na niezlodowaconych nizinnych obszarach Polski. Przegl. Geol. 10: 591-593.

VANDENBERGHE J., 1992: Periglacial Phenomena and Pleistocene Environmental Conditions in the Netherlands - An Overview. Permafrost and Periglacial Processes, 3: 363-374.

VANDENBERGHE J., 1993: Recent results of Pleistocene periglacial research in the Netherlands. Geologie en Mijubouw 72: 103-106.

VAN VLIET-LANOË B. 1998: Frost and soil: implications for paleosols, paleoclimates and stratigraphy. Catena 34: 157-183.

WASYLIKOWA K. 1964: Roślinność i klimat późnego glacjału w środkowej Polsce na podstawie badań w Witowie koło Łęczycy. Biul. Perygl. 13: 260-417.

WICIK В. 1972: Pasowość zjawisk hipergenicznych na obszarze Wysoczyzny Rawskiej i Równiny Błońskiej. Pr. St. Inst. Geogr. UW, 10: 161-164.

ZAGÓRSKI Z. 1995: Mikromorfologiczne cechy procesów lito- i pedogenezy w glebach niejednorodnych wytworzonych z utworów glacjalnych. Rocz. Glebozn. 46, 3/4: 71-93.

ŻARSKI М. 1990: Nowe stanowisko gleb kopalnych w Stężycy na tle budowy geologicznej. Kwart. Geol. 3: 503-510.


KRYSTYNA KONECKA-BETLEY

RECONSTRUCTION OF LATE PLEISTOCENE AND HOLOCENE PEDOLOGICAL PROCESSES

IN THE CENTRAL POLANDDepartment of Soil Environment Sciences, Division of Soil Science,

Warsaw Agricultural University

SUMMARY

At the bottom of central Mazovia Lowland a chalk syncline is present, covered with tertiary sediments and with formations from the older and middle Pleistocene, of varying depth. Its after-glacial denuded uplands are created by the Warta River glacial period. The Warta sediments became significantly transformed under the periglacial conditions of the cool period of vistulianum. The strong denudation occurred in the top parts of the Warta sediments as well as some deformations of the sediments spatial system and, also, transformations of the old relief forms. New frost structures emerged, among which the wedges of primary filling need to be listed, the latter often creating the grid of polygons. This suggests the occurrence of the lasting permafrost (the arctic desert). At the zone of active permafrost, also involutionary structures originated. The sediments originating in the periglacial environment are diverse. Here occur both the water-brought sediments: sandy- muddy ones, the stony sediments creating the horizon of continuous pavement as well as the sandy and dusty sediments, eolian. The latter mentioned sediments are present chiefly in the region of uplands of the Warsaw Valley. Their accumulation was not an uninterrupted process: the periods of soils forming or periods of younger permafrost structures formation occurred in-between.

In the southern part of the Warsaw Valley, lakes covered with organic sediments originated as early as the eem interglacial period (Passy, Ossów); the lakes were subsequently buried. The top of the eem sediments is dated back (TL) for 108 000 years BP (Fig. 1,2). In the period of vistulianum, the lower geomorpholo- gical horizons were formed, eg, the clays of the Warsaw stagnation lake. The clay sediments age was TL dated for 51000-53000 years BP. On the other hand, organic sediments of middle vistulianum present in the uplands (Lesznowola) are dated (with the use of radioactive carbon) for 38000 years BP (Gd. 551) and for 30300 BP (Gd. 527). These datings are comparable to the Hengelo and Denekamp interstadials. In this region one can also meet destroyed soils in situ, as well as thin layers of humus from destroyed horizon A of the interstadial soils (interglacial soils?).

In the Vistula river ice marginal valley, as climate warming proceeded, intensified became the accumulation of the sandy alluvial series. These sands found no enough room in the pre-basin, covering subsequently also the lower levels of the Warsaw stagnation lake. The sand accumulation in some places of the prebasin ends up with the horizon of muds, covered at the end of the glacial period with the dune sediments, eolian. At the period of dunes formation or somewhat earlier, cover sediments emerged in the moraine denundated uplands, those having the

Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce / /7

form of either dusts or dusty sands. The material was prepared by the frost weathering, at the period of dominance of the arctic desert with no vegetation cover. Dusts were also accumulated in small water reservoirs or in wet depressions of the uplands regions, this is supported by the rich fauna of fresh water mollusks. The age of the dusty material as determined with the use of the TL method varied between 14000-15000 years BP. These sediments occur in the upland regions of the Middle Poland. They constitute a mosaic, being however the dominant element of the region.

For dating purposes of the phenomena taking part at the turn of vistulanum/Ho- locene, important are soils (Fig. 3,4). The oldest soils preserved, first of all, in the dunes of the oldest, the older and the younger dryas in the prebasin of Vistula river, have maintained the attributes of fossil soils of the boiling and alleröd interstadials or, they maintained the attributes of relic soils originated mainly under the influence of either tundra vegetation or the coniferous forest type vegetation. The evolutionary process of the soils formed from the eolian sands or alluvial sands has led from the partly developed soils, through the rusty soils and it ended up with the inland type Atlantic podzols. Besides, also the peat soils and mud soils should be considered in the area, the latter are at present in many cases either muck soils or mucky soils.

The upland region eolian dusty formations, deposited on the Warta clays or dusts or, at the clay outcrops, have been predominantly covered by the park tundra. The climate warming has resulted in a rapid invasion of forest communities of the hornbeam-type, with an important share of grassy vegetation. From the poorly developed late glacial soils either black earths originate or brown soils typical for the regions characteristic of the fertile bedrock. Those soils’ degradation processes have started in the Neolithic age, and have been accompanied by the growing activity of man.

Translated by d r hab. Stefan Tarasiuk.

Praca wpłynęła do redakcji w styczniu 2001. Adres autora: prof. dr hab. K. Konecka-BetleyZakład Gleboznawstwa, Katedra Nauk o Środowisku Glebowym SGGW02-528 Warszawa, ul. Rakowiecka 26/30

REKONSTRUKCJA PRZEBIEGU PROCESÓW PEDOLOGICZNYCH W...

Documents

Transcript of REKONSTRUKCJA PRZEBIEGU PROCESÓW PEDOLOGICZNYCH W...