BookPDF Available

Mapa geologiczna północnej części obszaru przygranicznego Polski i Białorusi 1:250 000 - objaśnienia tekstowe (Geological map of northern Polish-Belarusian cross-border area 1:250 000 - explanatory tekst)

Authors:
WARSZAWA 2011
MAPA GEOLOGICZNA
PÓŁNOCNEJ CZĘŚCI OBSZARU PRZYGRANICZNEGO
POLSKI I BIAŁORUSI
1:250 000
MAPA GEOLOGICZNA
PÓŁNOCNEJ CZĘŚCI OBSZARU PRZYGRANICZNEGO
POLSKI I BIAŁORUSI
1:250 000
GEOLOGICAL MAP
OF NORTHERN PART OF POLISH-BELARUSIAN
CROSS-BORDER AREA
1:250 000
GEOLOGICAL MAP
OF NORTHERN PART OF POLISH-BELARUSIAN
CROSS-BORDER AREA
1:250 000
Redaktorzy naukowi:
Scientic editors:
Leszek Marks, Alexandr Karabanov
Tekst objaśniający
Explanatory text
PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY
PAŃSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY
ISBN 978-83-7538-812-1
Redaktorzy naukowi:
Scientic editors:
Leszek Marks, Alexandr Karabanov
GEOLOGICAL MAP
OF NORTHERN PART OF POLISH-BELARUSIAN
CROSS-BORDER AREA
1:250 000
Tekst objaśniający
Explanatory text
PAŃSTWOWY INSTYTUT GEOLOGICZNY
PAŃSTWOWY INSTYTUT BADAWCZY WARSZAWA 2011
MAPA GEOLOGICZNA
PÓŁNOCNEJ CZĘŚCI OBSZARU PRZYGRANICZNEGO
POLSKI I BIAŁORUSI
1:250 000
Wykonano w ramach projektu miêdzynarodowego finansowanego przez Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wy¿szego
(decyzja nr 497/N-BIA£ORUŒ/2009/0 z dnia 15.06.2009 r.) w nawi¹zaniu do projektu wspó³pracy ujêtego w ramach
Programu Wykonawczego Polsko-Bia³oruskiej Wspó³pracy Naukowo-Technicznej na lata 2008–2010, zatwierdzonego
25.11.2008 r. na 10. posiedzeniu Polsko-Bia³oruskiej Komisji do spraw Wspó³pracy w dziedzinie Nauki i Technologii
Prepared within the international grant, funded by Polish Ministry of Science and Higher Education (Decision no.
497/N-BIA£ORUŒ/2009/0 on June 15, 2009), in connection to a Project of cooperation within the Executive Program of Polish–Belarusian
Scientific and Technical Cooperation in 2008–2010, approved on November 25, 2008, during 10th Plenary Meeting of the Polish–Belarusian
Commission on Cooperation within Science and Technology
Autorzy/Authors:
Andrzej BER1, Bo¿ena GASTO£-PALECHOWSKA1, Tomasz KRZYWICKI1, Stanis³aw LISICKI1,
Leszek MARKS1, £ukasz NOWACKI1, Katarzyna POCHOCKA-SZWARC1, Joanna RYCHEL1, Hanna
WINTER1, Barbara WORONKO2, Marcin ¯ARSKI1
Wspó³praca/In cooperation with:
Vitali BADZIAJ3, Aliaksandr BELIASHOU4, Aliaksandr HLAZ5, Alexandr K. KARABANOV3, Andrei M.
KOVKHUTO5, Alexandr LOBOV5, Sergey O. MAMCHYK5, Olena ZHEVACHEVSKA4
1Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy, Warszawa
Polish Geological Institute – National Research Institute, Warsaw, Poland
2Wydzia³ Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski, Warszawa
Faculty of Geography and Regional Studies, University of Warsaw, Warsaw, Poland
3Institute for Nature Management, National Academy of Sciences of Belarus, Minsk, Belarus
4Geophysical expedition “Belgeologiya”, Minsk, Belarus
5Belarusian Research Geological Exploration Institute, Minsk, Belarus
Akceptowa³ do druku dnia 27.06.2011 r.
Dyrektor Pañstwowego Instytutu Geologicznego
Pañstwowego Instytutu Badawczego
prof. dr hab. Jerzy NAWROCKI
Redakcja/Editor:
El¿bieta Nauwaldt
Sk³ad i ³amanie/Layout and typesetting:
Ewa Œlusarczyk-Krawiec
Projekt ok³adki/Cover design:
Magdalena Sêdek
ISBN 978-83-7538-812-1
© Copyright by Pañstwowy Instytut Geologiczny – Pañstwowy Instytut Badawczy,
Warszawa 2011
Druk Argraf Sp. z o.o., ul. Jagieloñska 76, 03-301 Warszawa
SPIS TREŒCI
CONTENTS
I. Wstêp – Leszek Marks..........................................5
II. RzeŸba powierzchni terenu – Tomasz Krzywicki ............................7
III. Budowa geologiczna z elementami paleogeografii – Tomasz Krzywicki,Stanis³aw Lisicki,
Leszek Marks,Joanna Rychel .....................................11
1. Budowa i ukszta³towanie pod³o¿a osadów czwartorzêdowych – Joanna Rychel ..........12
2. Stratygrafia pod³o¿a czwartorzêdu – Joanna Rychel ........................13
a. Kreda ..............................................15
b. Paleogen ............................................15
c. Neogen .............................................16
3. Stratygrafia i paleogeografia czwartorzêdu – Stanis³aw Lisicki,Tomasz Krzywicki,
Leszek Marks ............................................16
a. Plejstocen ...........................................17
b. PóŸny glacja³ – holocen ....................................27
c. Holocen ............................................27
4. Deformacje glacitektoniczne – Andrzej Ber,Tomasz Krzywicki ..................28
5. Interpretacja budowy geologicznej w ods³oniêciach reperowych – Katarzyna Pochocka-Szwarc,
Barbara Woronko,Tomasz Krzywicki,Joanna Rychel .......................30
6. Wyniki badañ paleobotanicznych profilu Domuraty – Hanna Winter................44
a. Metodyka ............................................46
b. Wyniki analizy py³kowej ....................................46
c. Zmiany roœlinnoœci i klimatu ..................................50
d. Interpretacja stratygraficzna ..................................54
7. Model 3D rejonu Kana³u Augustowskiego – £ukasz Nowacki ...................55
a. Metodyka konstrukcji modelu .................................55
b. Charakterystyka modelu ....................................55
8. Opracowanie redakcyjne map i przekrojów geologicznych – Bo¿ena Gasto³-Palechowska ....61
a. Przygotowanie materia³u wyjœciowego do opracowania mapy .................61
b. Cyfrowanie materia³ów autorskich po generalizacji ......................61
c. Redakcji mapy .........................................62
9. Podsumowanie – Andrzej Ber,Leszek Marks ............................63
Literatura .................................................65
Summary – Leszek Marks,Alexandr K. Karabanov ...........................71
3
SPIS TABLIC
LIST OF PLATES
Tabl. 1. Mapa geologiczna obszaru przygranicznego Polski i Bia³orusi, rejon Sokó³ki i Grodna, 1:250 000
Pl. 1. Geological map of Polish-Belarusian cross-border area,Sokó³ka and Grodno region,1:250,000
Tabl. 2. Mapa geologiczna pod³o¿a czwartorzêdu obszaru przygranicznego Polski i Bia³orusi,
rejon Sokó³ki i Grodna, 1:250 000
Pl. 2. Geological map of Quaternary bedrock in Polish-Belarusian cross-border area,
Sokó³ka and Grodno region,1:250,000
Tabl. 3. Przekroje geologiczne – wklejka
Pl. 3. Geological cross-sections inset
Tabl. 4. Diagram py³kowy osadów interglacjalnych z profilu Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1) – wklejka
Pl. 4. Pollen diagram of interglacial deposits from the borehole section Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1)
inset
4
I. WSTÊP
Mapa geologiczna pogranicza polsko-bia³oruskiego zosta³a opracowana w ramach miêdzy-
narodowego projektu finansowanego przez Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wy¿szego (decy-
zja nr 497/N-BIA£ORUŒ/2009/0 z dnia 15.06.2009 r.) w nawi¹zaniu do projektu wspó³pracy
ujêtego w ramach Programu Wykonawczego Polsko-Bia³oruskiej Wspó³pracy Naukowo-Tech-
nicznej na lata 2008–2010 i zatwierdzonego 25.11.2008 r. na 10. posiedzeniu Polsko-Bia³oru-
skiej Komisji do spraw Wspó³pracy w dziedzinie Nauki i Technologii.
Celem realizacji projektu by³a przestrzenna korelacja g³ównych jednostek litostratygraficz-
nych dla pó³nocnej czêœci polsko-bia³oruskiej strefy przygranicznej w rejonie Grodna, stano-
wi¹cej po³udniow¹ czêœæ Pasa JadŸwingów – fragmentu Zielonych P³uc Europy (Euroregion
Niemen). W ramach projektu przygotowano model przestrzenny dla rejonu Kana³u Augustow-
skiego od jeziora Serwy do rzeki Niemen (ok. 50 km) oraz pilota¿owy arkusz mapy geologicznej
zakrytej i odkrytej w skali 1:250 000 Sokó³ka–Grodno obejmuj¹cej obszar o powierzchni oko³o
4950 km2, w tym po polskiej stronie oko³o 3000 km2(tabl. 1, 2).
Wstêpnym warunkiem realizacji projektu by³o ustalenie wspólnego schematu stratygraficz-
nego osadów czwartorzêdowych Polski i Bia³orusi, wykonane z wykorzystaniem wyników
wczeœniejszych opracowañ (Halicki, 1951; Makhnach, 1959; Nowicki, 1965; Gursky, 1974;
Karabanov, 1987; Matveyev, 1995; Tsapenko, Vielichkievich i in., 1997; Ber, 2000; Lindner,
Astapowa, 2000; Marks, Pavlovskaya, 2003, 2006, 2007; Lindner i in., 2004). Trudnoœci w kore-
lacji osadów czwartorzêdowych Polski i Bia³orusi dotycz¹ przede wszystkim plejstocenu dolne-
go i œrodkowego. Wyró¿niane w polskich schematach stratygraficznych zlodowacenie narwi i in-
terglacja³ augustowski nie maj¹ swoich odpowiedników na Bia³orusi. Z kolei zlodowacenie na-
rwi w podziale stratygraficznym czwartorzêdu Bia³orusi ma zupe³nie inn¹ pozycjê stratygra-
ficzn¹ ni¿ w Polsce. Nie ca³kiem jednoznaczna jest korelacja osadów zlodowacenia odry (sta-
dia³ów odry i warty) w Polsce i zlodowacenia prypeci (stadia³ów dniepru i so¿a) na Bia³orusi.
Celem naukowym projektu by³o wiêc przeprowadzenie korelacji podstawowych jednostek stra-
tygraficznych czwartorzêdu strefy transgranicznej Polski i Bia³orusi, co nie zosta³o jednoznacz-
nie okreœlone we wczeœniejszych schematach stratygraficznych obu krajów.
Wykaz wydzieleñ i symboli dla opracowanej mapy w skali 1:250 000 zosta³ skorelowany
z uzgodnionym wspólnym podzia³em stratygraficznym czwartorzêdu Polski i Bia³orusi.
Sporz¹dzono go na bazie objaœnieñ dla polskich i bia³oruskich map geologicznych i we wspól-
nym uk³adzie stratygraficznym. £¹czy wiêc w sobie elementy wydzieleñ opublikowanych map
geologicznych w skali 1:200 000, polskiej (Ber, 1972a, b) i bia³oruskiej (Zhevachevskaya, 2008),
z wydzieleniami i symbolami Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000 i Mapy
geologicznej Polski w skali 1:500 000 (Marks i in., 2006). Ze wzglêdu na to, ¿e szczegó³owa
mapa geologiczna w skali 1:50 000 nie jest wykonywana na Bia³orusi, wykorzystano mapy
w skali mniejszej (Garetsky, 1989; Gursky, 1990). Dla pó³nocno-wschodniej czêœci opracowy-
wanej mapy korzystano z Mapy geologicznej Litwy w skali 1:200 000 (Guobyte, 1998).
5
Badania terenowe koncentrowa³y siê g³ównie na kompleksowej analizie istniej¹cych
ods³oniêæ, a ich podstawowym celem by³a korelacja transgraniczna wyró¿nianych wydzieleñ
litologiczno-stratygraficznych oraz jednostek geomorfologicznych. Na obszarach, dla których
stwierdzono rozbie¿noœci w interpretacji granic geologicznych, przeprowadzono dodatkowe,
szczegó³owe prace geologiczne i geomorfologiczne, po³¹czone z inwentaryzacj¹ ods³oniêæ i ich
dokumentacj¹ geologiczn¹, w tym opróbowaniem osadów do badañ litologiczno-petrograficz-
nych i datowania metod¹ OSL.
Uzupe³niony w wyniku prac terenowych i przeprowadzonych analiz materia³ zosta³ zestawio-
ny i wykorzystany do opracowania mapy geologicznej w skali 1:250 000 (mapa powierzchniowa
oraz mapa pod³o¿a czwartorzêdu), obejmuj¹cej obszar w strefie przygranicznej Polski i Bia³orusi.
Sposób przedstawienia informacji zawartych na mapie zosta³ opracowany w luŸnym nawi¹zaniu
do Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000. Jednak zarówno opracowana oryginalna
legenda, jak i sposób generalizacji wydzieleñ, zwi¹zany z mniejsz¹ skal¹ i koniecznoœci¹ dosto-
sowania siê do tradycji wykonywania opracowañ geologicznych w obu krajach sprawi³y, ¿e
mapy wykonane w ramach projektu stanowi¹ now¹ jakoœæ w geologicznych opracowaniach
kartograficznych.
W ramach projektu wykonano równie¿ badania paleobotaniczne dla osadów z profilu Domu-
raty na Równinie Augustowskiej. Wprawdzie wstêpna analiza palinologiczna i diatomologiczna
osadów z tego stanowiska zosta³a wykonana ju¿ wczeœniej, w ramach realizacji Szczegó³owej
mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, arkusz Sztabin oraz w ramach dzia³alnoœci statutowej
Pañstwowego Instytut Geologicznego (Winter, Lisicki, 2005; Winter i in., 2008), jednak¿e po-
wtórnie wykonane wiercenie badawcze w Domuratach w 2008 roku pozwoli³o na uzyskanie
rdzenia zawieraj¹cego seriê osadów o znacznie wiêkszej mi¹¿szoœci oraz o innym wykszta³ceniu
litologicznym. Efektem badañ paleobotanicznych by³o odtworzenie zmian roœlinnoœci i klimatu
w czasie interglacja³u koziego grzbietu oraz porównanie uzyskanych wyników z przebiegiem
zmian w interglacjale augustowskim. Opracowany diagram py³kowy z Domuratów stwarza
mo¿liwoœæ uznania go w przysz³oœci za stratotypowy dla tego interglacja³u.
Teren przedstawionego na mapie pogranicza polsko-bia³oruskiego w skali 1:250 000 zosta³
ukszta³towany przez dwa zlodowacenia plejstoceñskie. Czêœæ po³udniowa, obejmuj¹ca wiêk-
szoœæ Wzgórz Sokólskich i fragment Wysoczyzny Bia³ostockiej w Polsce oraz Wysoczyznê Gro-
dzieñsk¹ (Hrodzienskaye Uzvyshcha) na Bia³orusi, zosta³a pokryta przez l¹dolód zlodowacenia
odry/prypeci. Czêœæ pó³nocna z Równin¹ Augustowsk¹ i pó³nocnym fragmentem Wzgórz Sokól-
skich w Polsce, Równina Dainawska (Dainavos Lyguma) na Litwie oraz Nizina Œrednioniemeñ-
ska (Siarednieniomanskaya) na Bia³orusi przykry³ l¹dolód zlodowacenia wis³y/poozieria.
Pierwsze pe³ne kartograficzne opracowanie geologiczne dla polskiej czêœci obszaru przedsta-
wionego na mapie sporz¹dzi³ Ber (1972a, b, c). Mapa zosta³a wykonana w skali 1:200 000 i uzu-
pe³niona objaœnieniami. Arkusze Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000 dla
tego obszaru powstawa³y sukcesywnie w ostatnich 20. latach (Krzywicki, 2001a, b, 2002a, 2005;
Boratyn, 2006; Kmieciak, 2006; Koz³owski, 2006; Kacprzak, Lisicki, 2007; Majewska, 2008a, b;
P³onczyñski i in., 2009a, b; Wrotek, 2009). Dotychczasowe nieliczne opracowania geomorfo-
logiczno-geologiczne polskiej czêœci opracowanego obszaru ró¿nicowa³y genezê rzeŸby Wzgórz
Sokólskich i Wysoczyzny Bia³ostockiej jako utworzon¹ w wyniku deglacjacji frontalnej
z ci¹gami wzgórz czo³owomorenowych (Kondracki, Pietkiewicz, 1967), b¹dŸ wy³¹cznie
z formami rzeŸby deglacjacji arealnej (Musia³, 1992). Autorzy opracowanej mapy pogranicza
wyró¿nili na obszarze Wzgórz Sokólskich elementy obu typów deglacjacji.
6
Czêœæ bia³oruska mapy zosta³a opracowana na podstawie Mapy geologicznej osadów czwar-
torzêdowych Bia³orusi w skali 1:200 000 (Zhevachevskaya, 2008) oraz monografii Wysoczyzny
Grodzieñskiej (Karabanov, 1987 i mat niepubl.). Mapê pod³o¿a czwartorzêdu i przekroje geo-
logiczne (3 równole¿nikowe oraz 2 po³udnikowe) zestawiono na podstawie analizy profili
63 otworów wiertniczych, w tym 37 po stronie polskiej i 26 po stronie bia³oruskiej.
II. RZEBA POWIERZCHNI TERENU
Na zbadanym obszarze pogranicza wyró¿niono cztery g³ówne strefy geomorfologiczne, ró¿-
ni¹ce siê miêdzy sob¹ nie tylko budow¹ geologiczn¹, ale równie¿ rozmiarem i zró¿nicowaniem
form rzeŸby: równiny sandrowe, doliny Niemna i Biebrzy oraz wysoczyzny polodowcowe (fig. 1).
Równiny sandrowe. Na pó³nocy wystêpuj¹ rozleg³e i prawie p³askie równiny sandrowe:
Równina Augustowska, Równina Dainawska i Nizina Œrednioniemeñska. Ich powierzchnia le¿y
na wysokoœci 120–140 m n.p.m., jest rozciêta przez doliny rzek oraz rynny polodowcowe i doliny
marginalne, w których miejscami wystêpuj¹ jeziora. Du¿ym urozmaiceniem terenu s¹ wydmy,
wystêpuj¹ce w wiêkszej liczbie po stronie litewskiej i bia³oruskiej. Na Równinie Augustowskiej
w dolinach marginalnych wystêpuj¹ kemy i ozopodobne formy akumulacji szczelinowej.
Na równinach sandrowych znajduj¹ siê zatorfione obni¿enia, które wskazuj¹ na kierunki
odp³ywu wód roztopowych lub na wytopienie bry³ martwego lodu. Na pograniczu Równiny
Augustowskiej i doliny Biebrzy oraz we wschodniej czêœci Równiny Dainawskiej spod
piasków sandru wy³aniaj¹ siê ostañce starszych wysoczyzn gliniastych, tworz¹c mniej lub bar-
dziej wyniesione ponad powierzchniê równiny „wyspy”. W po³udniowej czêœci Równiny
Dainawskiej, na granicy z Wysoczyzn¹ Grodzieñsk¹ oraz w obrêbie piasków fluwioglacjal-
nych Niziny Œrednioniemeñskiej wystêpuj¹ moreny spiêtrzone maksymalnego zasiêgu zlodo-
wacenia wis³y/poozieria. W po³udniowej czêœci Równiny Œrednioniemeñskiej rozci¹ga siê
równina zastoiskowa.
Dolina Niemna w œrodkowym odcinku rozdziela równiny: Dainawsk¹ i Nizinê Œrednionie-
meñsk¹. Nieco bardziej na po³udniu, pomiêdzy ujœciem rzeki Kotry a Grodnem, Niemen
prze³amuje siê przez pó³nocn¹ czêœæ Wysoczyzny Grodzieñskiej z jej morenami czo³owymi sta-
dia³u warty/so¿a oraz wis³y/poozieria, p³yn¹c g³êbok¹ (15–55 m) i w¹sk¹ (0,3–1,0 km) dolin¹.
Zbocza doliny pociête s¹ tu licznymi w¹wozami o d³ugoœci 1,5–2,0 km, szerokoœci 100–200 m
i g³êbokoœci do 40 m oraz stromych stokach o nachyleniu dochodz¹cym do 30–40°. Najg³êbsze
i najd³u¿sze z w¹wozów (m.in. Zasielsky Rov, Kolodiezhny Rov, Sierebrianny Rov, Ponie-
munsky Rov) rozcinaj¹ zbocza doliny Niemna do powierzchni tarasów zalewowych (Karabanov,
1987). W odcinku prze³omowym powy¿ej koryta Niemna wystêpuj¹ jedynie listwy tarasów
nadzalewowych (Zhevachevskaya, 2008), a poni¿ej w¹skie (100–300 m) tarasy zalewowe (Kara-
banov, 1987). Tarasy najwy¿sze wystêpuj¹ po obu stronach szerokiej (do 2,0–3,5 km) doliny
rzeki £osoœnej, uchodz¹cej do Niemna w Grodnie, utworzonej w czasie maksymalnego zasiêgu
zlodowacenia wis³y/poozieria (Karabanov, 1987).
Poni¿ej prze³omu grodzieñskiego Niemen o szerokoœci koryta 150–300 m p³ynie w dolinie
o szerokoœci od kilkuset do 1000 m (w strefach wystêpowania du¿ych meandrów, jak pod Go¿¹
dolina Niemna rozszerza siê do 4,5 km), która wciêta jest do g³êbokoœci 7–15 m. Od wsi Bierezhany
na pó³noc od Grodna widoczne jest poszerzenie doliny i zwiêkszenie liczby i szerokoœci tarasów
rzecznych. Voznyachuk i Valchik (1978) oraz Karabanov (1987) wyró¿nili 3 poziomy tarasów
7
8
Fig. 1. Zasiêgi l¹dolodu zlodowaceñ odry/prypeci i wis³y/poozieria
Ice sheet limits during Odranian/Pripyatian and Vistulian/Poozierian glaciations
zalewowych: wy¿szy 5–8 m n.p. rzeki, œredni 4–5 m n.p. rzeki i niski 0,5–3 m n.p. rzeki. Na mapie
wszystkie trzy poziomy po³¹czono w jeden. Powy¿ej wystêpuj¹ tarasy nadzalewowe zwi¹zane ze
schy³kiem zlodowacenia wis³y/poozieria. Pomiêdzy Grodnem na po³udniu, a Švendubre (Litwa) na
pó³nocy wystêpuj¹ cztery tarasy nadzalewowe (Voznyachuk, Valchik, 1978):
najwy¿sze (T4, tzw. taras poozierski): 20–22 m n.p. rzeki, powsta³y u schy³ku zlodowacenia
wis³y/poozieria;
-wy¿sze (T3): 17–18 m n.p. rzeki, powsta³y pod koniec najstarszego dryasu;
-œrednie (T2): 13–15 m n.p. rzeki powsta³y w starszym dryasie;
-najni¿sze (T1): 9–12 m n.p. rzeki, powsta³y w pierwszej po³owie m³odszego dryasu.
Najwiêksze rozprzestrzenienie maj¹ tarasy T1. Trzy ni¿sze wystêpuj¹ równie¿ w dolnym
odcinku doliny Czarnej Hañczy, a spoœród nich najbardziej ku zachodowi, a¿ do granicy
polsko-bia³oruskiej, ci¹gn¹ siê tarasy T3. Mi¹¿szoœæ aluwiów buduj¹cych tarasy wynosi 2–5 m
(Karabanov, 1987).
P³aska, bagnista dolina Œwis³oczy, dop³ywu Niemna, powsta³a na osadach zastoiska z okresu
zlodowacenia wis³y/poozieria.
Granice tarasów Niemna przedstawiono na mapie (Zhevachevskaya, 2008), a przy okreœlaniu ich
wieku oparto siê na opracowaniu Voznyachuka i Valchika (1978) i Karabanova (1987). Powstanie
prze³omowej doliny Niemna w tym rejonie Karabanov (1987) wi¹¿e z pionowymi, wznosz¹cymi
ruchami izostatycznymi w okresie recesji l¹dolodu zlodowacenia wis³y/poozieria, których najwiêk-
sze natê¿enie wyst¹pi³o wzd³u¿ granicy maksymalnego zasiêgu tego l¹dolodu.
Dolina Biebrzy rozdziela po polskiej stronie Równinê Augustowsk¹ od Wzgórz Sokólskich.
U schy³ku zlodowacenia wis³y/poozieria dolina pe³ni³a rolê pradoliny, odprowadzaj¹c wody
roztopowe oraz wody Niemna do Kotliny Warszawskiej. We wschodniej czêœci dolina Biebrzy dzieli
siê na 3 odnogi (o szerokoœci 1,0–1,5 km), rozdzielone przez morenowe „wyspy”, bêd¹ce pozo-
sta³oœciami dawnej wysoczyzny. Po stronie bia³oruskiej przechodzi w wyraŸn¹, p³ask¹ dolinê rzeki
Pripiliji, ³¹cz¹c¹ siê nastêpnie z dolin¹ £osoœnej. Na pó³noc od D¹browy Bia³ostockiej dolina Biebrzy
osi¹ga szerokoœæ ok. 6 km, dalej ku zachodowi zwê¿a siê do 2–3 km, a przy ujœciu Brzozówki rozsze-
rza znowu do ok. 6 km. Dno doliny wype³niaj¹ torfy. Wysokoœæ dna wynosi od 120 m n.p.m. na
wschodzie do ok. 112 m n.p.m. na zachodzie. Najwiêksze z izolowanych p³atów wysoczyznowych to
„wyspy” Lipska (do 174 m n.p.m.) i Sztabina (do 153 m n.p.m.). Mniejsze to „wyspy” Rogo¿yna,
Rogo¿ynka, Ja³owa, Kropiwna, Nowego Lipska i Jastrzêbnej. Do krawêdzi wysoczyzny i „wysp”
dobudowane s¹ tarasy kemowe, bêd¹ce œladem przep³ywów wód lodowcowych pomiêdzy wy¿ej
po³o¿onym obszarem a pozosta³ym w dolinnych obni¿eniach lodem. U schy³ku plejstocenu i w holo-
cenie w dolinie akumulowane by³y piaski eoliczne, a miejscami powstawa³y wydmy.
Wysoczyzny polodowcowe wystêpuj¹ na po³udnie od równin sandrowych i od Kotliny
Biebrzañskiej. Ich wiek nale¿y wi¹zaæ ze zlodowaceniem odry/prypeci (stadia³u warty/so¿a).
Ich powierzchnia siêga 229,2 m n.p.m. na Wzgórzach Sokólskich oraz do 247 m n.p.m. na Wyso-
czyŸnie Grodzieñskiej, a deniwelacje osi¹gaj¹ miejscami 20–40 m. Charakteryzuje siê ona wy-
stêpowaniem licznych, du¿ych moren czo³owych i moren spiêtrzonych, które uk³adaj¹ siê w ci¹gi
wyznaczaj¹ce po³o¿enie czo³a l¹dolodu stadia³u warty/so¿a podczas kolejnych etapów recesji.
Szczególnie wyraŸna linijnoœæ ci¹gów czo³owomorenowych jest widoczna w rejonie Sokó³ki,
gdzie wystêpuj¹ wysokie i wyd³u¿one wa³y morenowe oraz potê¿ne sto¿ki marginalne, tworz¹ce
nasadê sandrów recesyjnych. Pó³nocna czêœæ wysoczyzny pozbawiona jest du¿ych form moreno-
wych. Nieliczne formy tworz¹ tu ci¹g w kszta³cie lobu lodowcowego, wewn¹trz którego wystê-
puj¹ du¿e (plateau kemowe) i mniejsze formy kemowe. Na wysoczyŸnie po polskiej stronie
9
10
wystêpuj¹ równie¿ równiny pozastoiskowe oraz pokrywy piasków i ¿wirów lodowcowych i flu-
wioglacjalnych. Nieliczne s¹ formy szczelinowe i ozy oraz moreny martwego lodu. Zachodni¹
czêœæ obszaru wysoczyzny ogranicza zabagniona dolina rzeki Brzozówki, która w czasie recesji
l¹dolodu zlodowacenia wis³y/poozieria pe³ni³a rolê doliny odprowadzaj¹cej wody roztopowe. Po obu
stronach tej doliny ci¹gn¹ siê listwy osadów fluwioglacjalnych z okresu ostatniego zlodowacenia.
Wysoczyzna Grodzieñska nadbudowana jest morenami spiêtrzenia. Oprócz licznych wyso-
kich i d³ugich wa³ów moren czo³owych akumulacyjnych wystêpuj¹ na niej równie¿ równiny
pozastoiskowe i sandrowe stadia³u warty/so¿a.
Inna koncepcja dotycz¹ca stratygrafii osadów pó³nocnej czêœci Wzgórz Sokólskich, repre-
zentowana przez geologów opracowuj¹cych arkusze SMGP 1:50 000 zlokalizowane w tym
rejonie, czyli Sztabin, Suchowola, D¹browa Bia³ostocka, Nowy Dwór, Ryga³ówka i Lipsk nad
Biebrz¹ (Krzywicki, 2005; Koz³owski, 2006; Kacprzak, Lisicki, 2007; Majewska, 2008a, b;
Wrotek, 2009). Uwa¿aj¹ oni, ¿e maksymalny zasiêg zlodowacenia wis³y, prawdopodobnie
w okresie stadia³u œrodkowego (œwiecia), przebiega³ oko³o 20 km na po³udnie od Kotliny Bie-
brzañskiej, gdzie l¹dolód wkroczy³ lobem o szerokoœci ok. 25 km (fig. 1). W tym wypadku
pó³nocna czêœæ Wzgórz Sokólskich by³aby ukszta³towana póŸniej, ni¿ przyjêto to w niniejszej
publikacji. Wschodnia krawêdŸ lobu przebiega³aby po³udnikowo ok. 3 km na zachód o granicy
polsko-bia³oruskiej. Na obszarze zajêtym przez ten hipotetyczny lob wystêpuje pagórkowata
wysoczyzna lodowcowa, z kemami (g³ównie) oraz z morenami martwego lodu, a od zachodu,
po³udnia i wschodu ograniczaj¹ go moreny czo³owe i moreny spiêtrzenia. Moreny czo³owe s¹
raczej niedu¿e, kilka wiêkszych, zamykaj¹cych lob od wschodu wystêpuje w okolicy Jaczników,
Kopczan i Bartników (na mapie wiek czêœci z nich okreœlono jako zlodowacenia odry/prypeci,
a czêœæ jako formy zlodowacenia wis³y (stadia³u g³ównego). Maj¹ one zwykle wysokoœæ
135–180 m n.p.m., wy¿ej wyniesione s¹ jedynie w kilku miejscach (203 m n.p.m. ko³o Nowego
Dworu na wschodzie oraz 211, 213 i 226 m n.p.m. ko³o Kolonii Bachmackiej na zachodzie).
W obrêbie tej czêœci wysoczyzny polodowcowej stwierdzono po polskiej stronie 7 stanowisk osa-
dów organicznych interglacja³u eemskiego/murawiñskiego, nie przykrytych glinami lodowco-
wymi zlodowacenia wis³y/poozieria (fig. 2).
III. BUDOWA GEOLOGICZNA Z ELEMENTAMI PALEOGEOGRAFII
Opracowany obszar znajduje siê w obrêbie wyniesienia mazursko-suwalskiego platformy
wschodnioeuropejskiej. Dane dotycz¹ce pod³o¿a krystalicznego oraz utworów paleozoicznych
i wiêkszoœci mezozoicznych (oprócz kredy) nie zosta³y uwzglêdnione w niniejszym opracowaniu.
Stratygrafiê utworów kredy, paleogenu, neogenu i czwartorzêdu oparto na szczegó³owych
badaniach 63 otworów wiertniczych, w tym 37 w Polsce i 26 na Bia³orusi (tabl. 1–3). Otwory po
11
Fig. 2. Szkic lokalizacyjny stanowisk interglacja³u eemskiego/murawiñskiego
i mazowieckiego/aleksandryjskiego, ods³oniêæ reperowych, kier i wychodni zdeformowanych
glacitektonicznie ska³ pod³o¿a oraz rejonu Kana³u Augustowskiego objêtego modelem 3D
Location sketch of sites of Eemian/Muravian and Mazovian/Alexandrian interglacials,
type exposures, glacial rafts and glaciotectonically deformed deposits of the Quaternary bedrock
and 3D model of the Augustów Canal area
stronie polskiej zosta³y wykonane w ramach prac kartograficznych do arkuszy Szczegó³owej
mapy geologicznej Polski 1:50 000. Siêgaj¹ one pod³o¿a czwartorzêdu, a dla osadów pozyska-
nych z rdzeni wiertniczych tych otworów wykonano analizy litopetrograficzne, palinologiczne
i mikropaleontologiczne. W tym opracowaniu zweryfikowano stratygrafiê poszczególnych,
wczeœniej wyró¿nionych poziomów czwartorzêdowych, opieraj¹c siê na uzupe³nionym, szer-
szym spojrzeniu na wyniki ówczesnych badañ. Dane z otworów z obszaru Bia³orusi uzyskano
w postaci opisów profili i przekrojów geologicznych, uzupe³nionych komentarzami.
Osady czwartorzêdu maj¹ mi¹¿szoœæ od 100 m na pó³nocy do 220–280 m w œrodkowo-za-
chodniej czêœci obszaru polskiego i do 210 m w œrodkowej czêœci obszaru bia³oruskiego (Pavlov-
skaya, Karabanov, 2002). Lokalnie na powierzchni terenu s¹ wyniesione glacitektonicznie,
niewielkie wyst¹pienia kredy pisz¹cej kampanu, margli paleocenu oraz mu³ków i i³ów eocenu
w rejonie Grodna, a tak¿e kilkunastu porwaków kredowo-paleogeñskich w Polsce.
Pó³nocna i œrodkowa czêœæ obszaru arkusza znajduje siê w zasiêgu zlodowacenia wis³y/po-
ozieria. Po stronie polskiej wyznaczono maksymalny zasiêg l¹dolodu ostatniego zlodowacenia,
siêgaj¹cy doliny Biebrzy (fig. 1). Po stronie bia³oruskiej linia zasiêgu l¹dolodu zlodowacenia
wis³y/poozieria wkracza od pó³nocy na Wysoczyznê Grodzieñsk¹, dalej na wschód wchodzi
lobem w dolinê Niemna i nastêpnie biegnie ku pó³nocnemu wschodowi.
Po³udniowa czêœæ omawianego obszaru zosta³a objêta przez l¹dolód stadia³u warty/so¿a,
którego zasiêg maksymalny wystêpuje ok. 120 km na po³udnie od Sokó³ki i 150 km na po³udnie
od Grodna.
1. BUDOWA I UKSZTA£TOWANIE POD£O¯A OSADÓW CZWARTORZÊDOWYCH
Powierzchnia pod³o¿a czwartorzêdu jest bardzo urozmaicona (fig. 3). Wykazuje niewielkie
nachylenie ku zachodowi, ale zaznaczaj¹ siê w niej liczne elewacje i depresje zbudowane z utwo-
rów kredy, paleogenu i neogenu. Strop pod³o¿a wznosi siê do ok. 30 m n.p.m. w centralnej czêœci
pogranicza w rejonie Ryga³ówka-Pohorany, Dêby i Horczaki po stronie polskiej oraz w rejonie
Sapotskin i Grandichi po stronie bia³oruskiej (tabl. 2), co jest niew¹tpliwie zwi¹zane z tektonik¹
(Pavlovskaya, Karabanov, 2002). W czêœci polskiej najwiêksze obni¿enie powierzchni pod³o¿a
czwartorzêdu (poni¿ej 100 m p.p.m), o przebiegu po³udniowy zachód–pó³nocny wschód wystê-
puje w rejonie Sztabina i Lipska. Jego dno buduj¹ ska³y kredy górnej, a mi¹¿szoœæ osadów plej-
stoceñskich wynosi ponad 200 m. Obni¿enie to jest rowem tektonicznym, prawdopodobnie utwo-
rzonym na prze³omie neogenu i plejstocenu i nie zosta³o w istotny sposób przemodelowane przez
l¹dolody plejstoceñskie.
W pó³nocnej i œrodkowej czêœci po stronie bia³oruskiej, na obszarze Wysoczyzny Grodzieñ-
skiej, utwory kredy górnej, paleogenu i neogenu s¹ silnie zdeformowane glacitektonicznie,
tworz¹c ³uski. Zaburzenia te wygasaj¹ ku po³udniowi, a ich wiek okreœla siê na zlodowacenie
odry/prypeci (Karabanov, 1987). Wzd³u¿ Niemna, od okolic Grodna i dalej ku po³udniowi, a na-
stêpnie ku po³udniowemu zachodowi wzd³u¿ doliny Œwis³oczy do granicy pañstwowej, przebie-
ga g³êboka (poni¿ej 140 m p.p.m.) po³udnikowa depresja grodzieñsko-³ososiñska o za³o¿eniach
tektonicznych (Pavlovskaya, Karabanov, 2002). Powsta³a ona najprawdopodobniej na prze³omie
neogenu i czwartorzêdu jako rów tektoniczny, nastêpnie silnie przemodelowywany w plejstoce-
nie przez nasuwaj¹ce siê l¹dolody. Mi¹¿szoœæ osadów czwartorzêdowych w depresji wynosi
150–200 m i le¿¹ one na ska³ach jury i kredy. W pó³nocnej czêœci depresji jej krawêdzie zosta³y
12
zaburzone (Karabanov, 1987) w wyniku glacitektoniki krawêdziowej, spowodowanej przez
l¹dolody zlodowaceñ berezyñskiego i narewskiego (fig. 4). Osady plejstocenu wype³niaj¹ce
depresjê s¹ równie¿ zaburzone glacitektonicznie, co podobnie jak na pozosta³ym obszarze
pó³nocnej czêœci Wysoczyzny Grodzieñskiej mo¿na wi¹zaæ ze zlodowaceniem odry/prypeci.
2. STRATYGRAFIA POD£O¯A CZWARTORZÊDU
Najstarszymi ska³ami stwierdzonymi w analizowanych otworach wiertniczych s¹ granitoidy
proterozoiczne, których strop wystêpuje na wysokoœci oko³o 160–200 m p.p.m. na Bia³orusi.
Bezpoœrednio na nich le¿¹ piaskowce i mu³owce jury œrodkowej o mi¹¿szoœci oko³o 10–30 m,
przykryte wapieniami jury górnej o mi¹¿szoœci 20–30 m oraz osady kredy, paleogenu, neogenu
i czwartorzêdu. Najstarszymi utworami buduj¹cymi pod³o¿e czwartorzêdu s¹ wapienie jury
(oksfordu). Ods³aniaj¹ siê one w dnie po³udnikowej depresji pod³o¿a przebiegaj¹cej przez
Grodno (tabl. 2).
13
Fig. 3. Ukszta³towanie powierzchni pod³o¿a osadów czwartorzêdowych
Relief of Quaternary bedrock
14
Fig. 4. Korelacja podzia³ów stratygraficznych czwartorzêdu Polski, Bia³orusi
i Europy Zachodniej; zacieniono zlodowacenia/och³odzenia
For English version see Fig. 19
a. Kreda
Piaskowce i mu³owce kredy dolnej maj¹ mi¹¿szoœæ 15–30 m. Podœcielaj¹ one utwory kredy
górnej, których sp¹g wystêpuje na wysokoœci 120–170 m p.p.m. Stratygrafia osadów kredy zosta³a
oparta na badaniach otwornic przewodnich (Harapiñska-Depciuch, 1972; Juskowiak-Schoenei-
chowa, Krassowska, 1988; Gawor-Biedowa, 1992, 1999, 2002a, b; Olszewska, 2001a, b;
Paruch-Kulczycka, 2008). Profil ska³ górnokredowych poprzedzaj¹ utwory albu: piaski glauko-
nitowo-kwarcowe z przewarstwieniami piaskowców kwarcowych, w stropie piaski ilaste
z fosforytami. Nad nimi wystêpuj¹ piaski glaukonitowo-kwarcowe z pojedynczymi fosforytami
oraz piaskowce i mu³owce cenomanu dolnego, a wy¿ej – g³ównie kreda pisz¹ca i margle cenomanu
górnego, turonu, koniaku, santonu, kampanu i mastrychtu, które powstawa³y w doœæ g³êbokim
morzu epikontynentalnym. W powierzchni pod³o¿a czwartorzêdu ska³y cenomanu nie ods³aniaj¹
siê. Na WysoczyŸnie Grodzieñskiej mi¹¿szoœæ kredy pisz¹cej dochodzi zazwyczaj do 130 m, ale
w strefach zdeformowanych glacitektonicznie jest wiêksza. Kreda górna w pod³o¿u wystêpuje
najbardziej powszechnie w postaci kredy pisz¹cej, miejscami spotyka siê równie¿ margle kampa-
nu. W zwi¹zku z intensywnymi zaburzeniami glacitektonicznymi zdeformowane utwory kredy
górnej stwierdzono w wielu miejscach na powierzchni terenu w rejonie Grodna, m.in. na zachód
i pó³nocny zachód od tego miasta w okolicy wsi Pushkary i w dolinie rzeki Wo³kuszanki.
Kreda pisz¹ca santonu zawiera domieszkê krzemieni i wystêpuje w powierzchni podczwarto-
rzêdowej prawdopodobnie tylko w okolicy D¹browy Bia³ostockiej na wysokoœci 11 m p.p.m.
(tabl. 2).
Kreda pisz¹ca kampanu zawiera przewarstwienia margli i miejscami domieszkê krzemieni.
Kampan zosta³ rozpoznany na podstawie badañ mikropaleontologicznych fauny otwornicowej
(Gawor-Biedowa, 1992, 1999, 2002a, b; Olszewska, 2001 a, b; Paruch-Kulczycka, 2008) oraz
uzupe³niaj¹cych badañ geofizycznych. Ska³y kampanu wystêpuj¹ doœæ powszechnie po stronie
bia³oruskiej, gdzie bior¹ udzia³ w deformacjach glacitektonicznych. Po stronie polskiej stwier-
dzono je w wielu miejscach w powierzchni podczwartorzêdowej, gdzie nie s¹ na ogó³ zaburzone
glacitektonicznie (tabl. 2). Mi¹¿szoœæ utworów kampanu dochodzi do 65 m w rejonie Sztabina,
a po stronie bia³oruskiej wynosi 25–60 m. Strop margli kampanu le¿y na wysokoœci od 9 m p.p.m.
na po³udnie od D¹browy Bia³ostockiej, na poziomie morza po stronie bia³oruskiej (tabl. 2) i do
109,8 m p.p.m. w Horodniance na po³udnie od Augustowa.
Mastrycht po stronie bia³oruskiej jest wykszta³cony w postaci kredy pisz¹cej o mi¹¿szoœci
oko³o 30 m i stropie na wysokoœci oko³o 20 m p.p.m. Po stronie polskiej s¹ to g³ównie margle,
a miejscami kreda jeziorna. Margle mastrychtu powstawa³y w stopniowo wyp³ycaj¹cym siê mo-
rzu epikontynentalnym. Ich mi¹¿szoœæ wynosi prawdopodobnie oko³o 20 m, a na powierzchni
podczwartorzêdowej stwierdzono je m.in. w rejonie wsi Gruszki. Margle, opoki i gezy mastrych-
tu wystêpuj¹ prawdopodobnie równie¿ w rejonie Jastrzêbnej, gdzie maj¹ mi¹¿szoœæ do 30 m.
b. Paleogen
Paleogen reprezentuj¹ margle oraz i³y, mu³ki i piaski z glaukonitem, miejscami z wk³adka-
mi wêgla brunatnego. Ich mi¹¿szoœæ wynosi ³¹cznie w czêœci polskiej oko³o 30–40 m,
a w bia³oruskiej dochodzi do 40 m. Pocz¹tek sedymentacji paleogeñskiej mia³ miejsce w stosun-
kowo p³ytkim morzu epikontynentalnym, bêd¹cym kontynuacj¹ morza górnokredowego. Straty-
grafia utworów paleogenu opiera siê na wynikach badañ palinologicznych (Piwocki, 2004, S³od-
kowska, 2009). Po stronie polskiej w utworach paleogenu wyró¿niono paleocen, eocen
i oligocen.
15
Ska³y paleocenu to g³ównie margle z domieszk¹ glaukonitu, sporadycznie wapienie margli-
ste, mu³owce i piaskowce (Gawor-Biedowa, 1992, 1999, 2002 a, b; Paruch-Kulczycka, 2008).
Powstawa³y one w doœæ p³ytkim morzu epikontynentalnym, którego recesja nast¹pi³a pod koniec
œrodkowego paleocenu. W czêœci polskiej osady te ods³aniaj¹ siê na powierzchni podczwartorzê-
dowej g³ównie na pó³nocy, a na œrodkowym wschodzie czêsto wystêpuj¹ pod przykryciem m³od-
szych utworów eocenu i oligocenu (tabl. 2). W Mikaszówce maj¹ one mi¹¿szoœæ ponad 23 m
(tabl. 3D), a we wschodniej czêœci Augustowa osi¹gaj¹ maksymalnie 102 m. Strop utworów
paleocenu znajduje siê na wysokoœci od 3,3 m p.p.m. w Kalejtach do 30,6 m p.p.m. w Cisowie.
Ponowny zalew morski mia³ miejsce we dolnym eocenie. Osady eocenu to szarozielonkawe
mu³ki piaszczyste i ilaste, rzadziej mu³owce i i³y z glaukonitem eocenu œrodkowego oraz piaski
z glaukonitem eocenu górnego, zawieraj¹ce szcz¹tki otwornic i fitoplanktonu (S³odkowska, 1995,
2002; Gedl, 2002a, b). Wystêpuj¹ one m.in. w Okó³ku i Mikaszówce (tabl. 3D). Na powierzchni
podczwartorzêdowej ods³aniaj¹ siê g³ównie w po³udniowej czêœci obszaru polskiego, a ich
mi¹¿szoœæ wynosi ³¹cznie od 3,2 w £oœkach (tabl. 2) do 25 m w rejonie jeziora Serwy. Pod koniec
eocenu nast¹pi³a powolna recesja morza epikontynentalnego. Utwory eocenu wystêpuj¹
powszechnie na opracowanym obszarze z wyj¹tkiem okolic Lipska w Polsce i na przewa¿aj¹cej
czêœci obszaru bia³oruskiego. Strop utworów eocenu wystêpuje w pó³nocnej czêœci obszaru na
wysokoœci od 5,7 m n.p.m. w Ma³owistem do 10,8 m p.p.m. w Ho³odolinie.
W oligocenie mia³a miejsce sedymentacja lagunowa z krótkotrwa³ymi ingresjami brakicznymi.
W oligocenie dolnym osadzi³y siê piaski i mu³ki z glaukonitem oraz z wk³adkami wêgla brunatnego
formacji czempiñskiej, wykszta³cone w facji brakicznej i s³odkowodnej. Na powierzchni pod-
czwartorzêdowej wystêpuj¹ one lokalnie we wschodniej i po³udniowej czêœci obszaru po stronie
polskiej. Mi¹¿szoœæ utworów oligocenu wynosi od4mwRyga³ówce (tabl. 3D) do ponad 30 m
w rejonie KuŸnicy. W górnym oligocenie nast¹pi³a ostateczna regresja morza paleogeñskiego.
c. Neogen
Osady neogenu wystêpuj¹ jedynie miejscami w postaci izolowanych p³atów w pod³o¿u
czwartorzêdu w po³udniowo-wschodniej, po³udniowej i œrodkowej czêœci obszaru polskiego oraz
w œrodkowej i po³udniowej czêœci obszaru bia³oruskiego. S¹ reprezentowane przez szare mu³ki
i piaski kwarcowe z przewarstwieniami wêgla brunatnego, wykszta³cone w facjach: lagunowej,
s³odkowodnej i l¹dowej (Stuchlik, 2002). Ich ³¹czna mi¹¿szoœæ wynosi od 1,5 m w Dêbach (tabl.
3D) do 66,2 m w £omach (tabl. 3C). Strop utworów miocenu wystêpuje na wysokoœci 38–2 m
p.p.m. Na tektonicznym wyniesieniu w £omach mi¹¿szoœæ utworów miocenu dochodzi do 66 m,
a ich strop znajduje siê na wysokoœci 49,2 m n.p.m.
3. STRATYGRAFIA I PALEOGEOGRAFIA CZWARTORZÊDU
W polskiej czêœci opracowanego obszaru stratygrafia jest oparta na badaniach rdzeni wiertni-
czych 37 otworów kartograficznych wykonanych dla arkuszy Szczegó³owej mapy geologicznej
Polski 1:50 000 i Mapy geologicznej Polski 1:200 000 oraz na opracowaniach paleobotanicznych
stanowisk interglacjalnych, przede wszystkim z otworów wiertniczych: Kalejty, Czarnucha
i Domuraty (Lisicki, Winter, 2004; Ber i in., 2009; Winter, 2009;) oraz wynikach badañ petrogra-
ficznych frakcji drobno¿wirowej (5–10 mm) glin lodowcowych (Lisicki, 2003). Stratygrafiê
czwartorzêdu po stronie bia³oruskiej opracowano na podstawie profili i przekrojów oraz mapy
geologicznej 1:200 000 (Zhevachevskaya, 2008).
16
W profilu stratygraficznym osadów czwartorzêdowych wyró¿niono utwory plejstocenu
i holocenu (fig. 4). Ze wzglêdu na ró¿n¹ pozycjê zlodowacenia narwi w Polsce i na Bia³orusi,
w dalszej czêœci tekstu ka¿dorazowo nazwie bêdzie towarzyszy³ symbol pl (dotycz¹cy podzia³u
stratygraficznego dla Polski) lub by (dotycz¹cy podzia³u stratygraficznego dla Bia³orusi). Osady
plejstoceñskie zaliczono do zlodowaceñ: narwi pl, nidy/narwi by, sanu 1, sanu 2/berezyny, liwca,
krzny, odry/prypeci i wis³y/poozieria oraz do interglacja³ów: augustowskiego, koziego grzbietu,
ferdynandowskiego/bia³owieskiego, mazowieckiego/aleksandryjskiego, zbójna i eemskiego/mu-
rawiñskiego. Charakterystyczne dla obszaru bia³oruskiego s¹ glacidyslokacje wystêpuj¹ce na
WysoczyŸnie Grodzieñskiej, gdzie osady kredy górnej, paleogenu, neogenu i plejstocenu zosta³y
szczególnie intensywnie zdeformowane przez l¹dolody zlodowaceñ skandynawskich.
Jako ramowy przyjêto nieco zmodyfikowany podzia³ stratygraficzny opracowany dla potrzeb
reambulacji Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000 (Ga³¹zka i in., 2009) i w nawi¹zaniu do
podzia³u stratygraficznego czwartorzêdu Bia³orusi (Vielichkievich i in., 2001). Schemat ten
zosta³ skorelowany ze schematem stratygraficznym czwartorzêdu Europy Zachodniej (fig. 4).
a. Plejstocen
Mi¹¿szoœæ osadów plejstoceñskich w polskiej czêœci obszaru wynosi 100–280 m, zaœ
w bia³oruskiej 50–210 m (Pavlovskaya, Karabanov, 2002). Ka¿dy z oœmiu kompleksów osadów
lodowcowych wydzielanych po stronie polskiej (zlodowacenia narwi pl, nidy, sanu 1, sanu 2, liw-
ca, krzny, odry: stadia³y odry i warty oraz wis³y) i czterech kompleksów po stronie bia³oruskiej
(zlodowacenia narwi by, berezyny, prypeci: stadia³y dniepru i so¿a oraz poozieria) sk³ada siê
z glin lodowcowych oraz rozdzielaj¹cych je osadów fluwioglacjalnych i zastoiskowych. Po stro-
nie polskiej miêdzy tymi kompleksami wystêpuj¹ osady jeziorne interglacja³ów: augustowskie-
go, koziego grzbietu, ferdynandowskiego, mazowieckiego, zbójna i eemskiego, a po bia³oruskiej
– interglacja³ów aleksandryjskiego i murawiñskiego.
Stratygrafia osadów plejstoceñskich w czêœci polskiej zosta³a oparta g³ównie na wynikach ba-
dañ petrograficznych ¿wirów (frakcja 5–10 mm) z glin lodowcowych i w œcis³ym nawi¹zaniu do
wyników badañ palinologicznych osadów miêdzyglinowych. Wyró¿niono i scharakteryzowano
15 litotypów glin lodowcowych, które odpowiadaj¹ poszczególnym nasuniêciom l¹dolodów
skandynawskich, g³ównie rangi stadialnej (Lisicki, 2003). S¹ to litotypy nale¿¹ce do poszczegól-
nych zlodowaceñ: narwi pl (litotypy A1iA2), nidy (N1iN2), sanu 1 (S1iS2), sanu 2 (G1iG2), liwca
(C), krzny (O1iO2), odry (stadia³ odry – litotyp W1i stadia³ warty – litotyp W2) oraz wis³y (B2iB3).
Dla glin lodowcowych obliczono wspó³czynniki petrograficzne O/K, K/W i A/B dla ¿wirów
frakcji 5–10 mm (Lisicki, 2003), charakteryzuj¹ce zale¿noœci miêdzy udzia³em ró¿nych grup ska³
pó³nocnych w ¿wirach glin lodowcowych (O – suma paleozoicznych ska³ osadowych, K – suma
ska³ krystalicznych i kwarcu pó³nocnego, W – suma wapieni i dolomitów, A – suma ska³ nieod-
pornych na niszczenie, czyli wapieni i dolomitów, B – suma ska³ odpornych, czyli krystalicznych
i piaskowców).
Po stronie bia³oruskiej nie przeprowadzono podobnych badañ petrograficznych glin lodowco-
wych, ale jest wysoce prawdopodobne, ¿e wymienione litotypy nale¿y korelowaæ w nastêpuj¹cy
sposób: zlodowacenie narwi by – litotypy: A1,A2,N1iN2,S1iS2, zlodowacenie berezyny – litotypy:
G1iG2, zlodowacenie prypeci: stadia³ dniepru – litotypy: C,O1iO2, stadia³ so¿a – litotypy: W1iW2
oraz zlodowacenie poozieria – litotypy: B2iB3.
Zlodowacenie narwi pl. L¹dolód najstarszego zlodowacenia na obszarze Polski nasuwa³ siê
z pó³nocnego zachodu i pó³nocy, a przed jego czo³em powstawa³y lokalne zastoiska. W czasie
17
deglacjacji nast¹pi³a depozycja glin lodowcowych, piasków i ¿wirów fluwioglacjalnych oraz
i³ów, mu³ków i piasków zastoiskowych. Osady tego zlodowacenia osi¹gaj¹ najwiêksz¹
mi¹¿szoœæ w rowie tektonicznym Sztabina (tabl. 3 A, C) i na po³udniu (tabl. 1, 3B–D) w Domura-
tach (85,3 m), Poniatowiczach (75,2 m) i Szczêsnowiczach (ponad 74,2 m). Na pó³nocnym zacho-
dzie osady zlodowacenia narwi pl s¹ przykryte przez osady interglacja³u augustowskiego.
Gliny lodowcowe osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ w Domuratach (85,3 m – tabl. 1, 3C) oraz
w Poniatowiczach (75,2 m – tabl. 3B, D), co mo¿e wskazywaæ na deformacje glacitektoniczne.
Przewa¿nie jednak ich mi¹¿szoœæ wynosi 10–30 m. Dla glin lodowcowych zlodowacenia narwi
pl obliczono wspó³czynniki petrograficzne O/K, K/W i A/B, a ich uœrednione wartoœci wskazuj¹
na dwudzielnoœæ glin (1,33–0,87–1,08 i 0,92–1,28–0,75). Cech¹ charakterystyczn¹ m³odszych
glin lodowcowych jest bardzo du¿a zawartoœæ mu³owców lokalnych, siêgaj¹ca prawie 80%
w Ma³owistach. W Pohoranach i w Mieleszkowicach w glinach lodowcowych wystêpuje kra
osadów paleogenu (tabl. 3D).
Interglacja³ augustowski jest reprezentowany przez i³y, mu³ki i piaski jeziorne z substancj¹
roœlinn¹ i muszlami miêczaków, miejscami z przewarstwieniami torfów. Wystêpuj¹ na Równinie
Augustowskiej (tabl. 3C), gdzie maj¹ mi¹¿szoœæ do 42 m, a ich sp¹g le¿y na wysokoœci 10–0 m
p.p.m. Powsta³y prawdopodobnie w przep³ywowym zbiorniku jeziornym. Osady te z otworów
wiertniczych w Kalejtach i Czarnusze zosta³y zbadane palinologicznie (Winter, 2009; Lisicki,
Winter, 2004) i jednoznacznie okreœlone jako interglacjalne. W osadach jeziornych z otworów
wiertniczych w Atenach i BliŸnie, zbadanych ekspertyzowo przez H. Winter (por. Krzywicki,
2002b), wystêpuje jedynie py³ek drzew lasów borealnych. Jednak na podstawie podobnego
usytuowania tych osadów wzglêdem glin lodowcowych przyjêto, ¿e mog¹ one równie¿ nale¿eæ
do interglacja³u augustowskiego.
W otworze wiertniczym w Szczêsnowiczach (tabl. 3D) stwierdzono wystêpowanie dobrze
wysortowanych piasków rzecznych o mi¹¿szoœci 15,7 m, o sp¹gu na wysokoœci oko³o 20 m
n.p.m. Osady te mo¿na prawdopodobnie równie¿ powi¹zaæ z interglacja³em augustowskim.
Zlodowacenie nidy/narwi by.L¹dolód tego zlodowacenia nasuwa³ siê z pó³nocnego wscho-
du i pó³nocy. Przed jego czo³em powstawa³y lokalne zastoiska, miejscami wype³niaj¹c dawne
zbiorniki jeziorne interglacja³u augustowskiego. Wkraczaj¹c w po³udnikow¹ depresjê grodzieñ-
sko-³ososiñsk¹ l¹dolód deformowa³ jej krawêdzie. W czasie deglacjacji zachodzi³a depozycja
glin lodowcowych, piasków i ¿wirów fluwioglacjalnych oraz i³ów, mu³ków i piasków zastoisko-
wych, a w interstadiale rozdzielaj¹cym dwie transgresje l¹dolodu powstawa³y i³y, mu³ki i piaski
jeziorne oraz piaski rzeczne z substancj¹ roœlinn¹.
Osady zlodowacenia nidy/narwi by tworz¹ prawie ci¹g³¹ pokrywê na osadach starszych
z wyj¹tkiem po³udniowo-zachodniej czêœci obszaru po stronie bia³oruskiej. Najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ
osi¹gaj¹ w rowie tektonicznym Sztabina w Leszczanach (78,2 m) i Horodniance (51,4 m) (tabl. 1,
3C) oraz w depresji grodzieñsko-³ososiñskiej (do 80 m – tabl. 3A). Sp¹g osadów tego zlodowace-
nia wystêpuje najg³êbiej na wysokoœci oko³o 80 m p.p.m. w rejonie Leszczan i na wysokoœci
oko³o 60 m n.p.m. w depresji grodzieñsko-³ososiñskiej (tabl. 1, 3A). Osady zastoiskowe osi¹gaj¹
najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ – ponad 20m–wrejonie wsi Leszczany i w depresji grodzieñsko-³ososiñ-
skiej. Osady fluwioglacjalne maj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ na obszarze depresji grodzieñsko-³oso-
siñskiej (do oko³o 80 m) i tworz¹ mi¹¿szy poziom w po³udniowej czêœci opracowanego obszaru.
Mi¹¿szoœæ glin lodowcowych wynosi przewa¿nie 10–40 m, wiêcej stwierdzono w Leszcza-
nach (53,2 m) i w Ho³odolinie (53,5 m) oraz na sk³onach depresji grodzieñsko-³ososiñskiej (tabl.
1,3A, C). Jest to prawdopodobnie spowodowane deformacjami glacitektonicznymi. Uœrednione
wartoœci wspó³czynników petrograficznych O/K–K/W–A/B starszych glin lodowcowych
18
z 9 otworów wynosz¹ 2,16–0,51–1,77 i charakteryzuj¹ litotyp N1glin stadia³u dolnego
zlodowacenia nidy. Uœrednione wartoœci wspó³czynników petrograficznych m³odszych glin
lodowcowych z 16 otworów wynosz¹ 1,35–0,81–1,13 i charakteryzuj¹ litotyp N2glin stadia³u
górnego zlodowacenia nidy. W Mieleszkowcach w glinach stadia³u górnego wystêpuje kra
osadów paleogeñskich o mi¹¿szoœci 11 m (tabl. 3D).
Osady interstadialne stwierdzono w 6 otworach wiertniczych. W Cisowie s¹ to dobrze wysor-
towane, rzeczne piaski z substancj¹ roœlinn¹, o mi¹¿szoœci 17,5 m. Wy¿ej le¿¹ jeziorne i³y, mu³ki
i piaski z substancj¹ roœlinn¹, o mi¹¿szoœci 20,2 m. W Czarnusze odpowiadaj¹ im osady jeziorne
o mi¹¿szoœci 4 m, zbadane palinologicznie przez H. Winter (Lisicki, Winter, 2004; Winter, 2008;
por. Kacprzak, Lisicki, 2007b), która stwierdzi³a w nich py³ek drzew lasów borealnych i roœlin
trawiastych, wskazuj¹cy na warunki interstadialne. Osady o podobnym wykszta³ceniu, ale o wiê-
kszej mi¹¿szoœci (33,5 i 40,5 m), le¿¹ce pod m³odszymi glinami zlodowacenia nidy, stwierdzono
na po³udnie od D¹browy Bia³ostockiej w otworach wiertniczych 33 i 35 (tabl. 1), a ekspertyza
palinologiczna wykaza³a, ¿e powstawa³y one w warunkach klimatu borealnego i miejscami tun-
drowego. W rejonie Sokó³ki w otworach wiertniczych 55 i 57 stwierdzono poni¿ej m³odszych
glin zlodowacenia nidy wystêpowanie interstadialnych osadów zbiornikowych o mi¹¿szoœci
5,9–11,0 m, zawieraj¹cych domieszkê substancji roœlinnej. Wysokoœæ sp¹gu wymienionych
interstadialnych osadów jeziornych wynosi od 30 m p.p.m. do 25 m n.p.m.
Interglacja³ koziego grzbietu. Osady tego interglacja³u wykszta³cone s¹ jako jeziorne i³y,
mu³ki i piaski z substancj¹ roœlinn¹, muszelkami miêczaków i miejscami z przewarstwieniami
torfów oraz piaski rzeczne. Wystêpuj¹ po stronie polskiej w rejonie Domurat, w czêœci pó³nocnej
i byæ mo¿e w rejonie Lipska w otworach wiertniczych 21 i 22. W Domuratach (tabl. 1,3C) osady
te maj¹ mi¹¿szoœæ 40 m i zosta³y szczegó³owo zbadane palinologicznie przez H. Winter (Lisicki,
Winter, 2004). Uzyskana dwuoptymalna sukcesja py³kowa jest zdaniem H. Winter odmienna od
sukcesji interglacja³u augustowskiego i interglacja³u ferdynandowskiego. W profilu Domuraty
osady interglacjalne le¿¹ pomiêdzy glinami lodowcowymi zlodowacenia narwi pl i zlodowacenia
liwca. W Horodniance (tabl. 1) osady jeziorne osi¹gaj¹ mi¹¿szoœæ 42,6 m. W wyniku ekspertyzo-
wych badañ palinologicznych (por. Koz³owski, 2006) otrzymano tylko fragment sukcesji roœlin-
nej, ale wyniki te nie wykluczaj¹ mo¿liwoœci zaliczenia ich do tego samego interglacja³u.
W Leszczanach (tabl. 3C) osady jeziorne maj¹ mi¹¿szoœæ 23 m i le¿¹ na piaskach rzecznych
o mi¹¿szoœci 14,6 m. Wyniki ekspertyzowych badañ palinologicznych (por. Koz³owski, 2006),
podobnie jak w Horodniance, nie wykluczaj¹ mo¿liwoœci zaliczenia ich do interglacja³u. W Lesz-
czanach osady interglacjalne le¿¹ miêdzy glinami lodowcowymi zlodowaceñ nidy i sanu 1.
W rejonie Domurat sp¹g omawianych osadów le¿y na wysokoœci 20–0 m p.p.m.
W pó³nocnej czêœci obszaru w Ma³owistych, Fr¹ckach i Okó³ku wystêpuj¹ prawdopodobnie rów-
nie¿ osady jeziorne omawianego interglacja³u, czemu nie przecz¹ ekspertyzowe badania palinolo-
giczne (por. Krzywicki, 2000, 2002b). Osady te le¿¹ na glinach lodowcowych zlodowacenia nidy
w Ma³owistych i Okó³ku i s¹ przykryte glinami lodowcowymi zlodowacenia sanu 1 we Fr¹ckach
i Okó³ku. W tym rejonie sp¹g osadów jeziornych znajduje siê na wysokoœci 10–20 m n.p.m.
Zlodowacenie sanu 1. L¹dolód tego zlodowacenia nasuwa³ siê na omawiany obszar
z pó³nocnego zachodu i nie przyczyni³ siê do jego znacznego przemodelowania. W czasie degla-
cjacji zachodzi³a depozycja osadów fluwioglacjalnych i zastoiskowych.
Do osadów zlodowacenia sanu 1 zaliczono mu³ki i piaski zastoiskowe, piaski i ¿wiry fluwio-
glacjalne i gliny lodowcowe. Wystêpuj¹ one p³atowo i tylko w œrodkowej czêœci zajmuj¹ wiêkszy
obszar (tabl. 1,3D). Najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ osadów zlodowacenia sanu 1 stwierdzono (tabl. 3D)
w Nowym Dworze (33,1 m) i Ostryñskiem (24,7 m). Sp¹g tych osadów wystêpuje najg³êbiej na
19
wysokoœci poziomu morza w rejonie Brzozowa (tabl. 1). Na zachód od niego ca³kowita
mi¹¿szoœæ osadów zlodowacenia sanu 1 dochodzi do 60 m. Osady zastoiskowe osi¹gaj¹
najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ ponad 30 m w rejonie Nowego Dworu, a lokalnie wystêpuj¹ce osady flu-
wioglacjalne – ponad 20 m.
Gliny lodowcowe osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ w Brzozowie (30,8 m – tabl. 1), ale przewa¿nie
5–20 m. Uœrednione wartoœci wspó³czynników petrograficznych O/K–K/W–A/B starszych glin
lodowcowych z 9 otworów wiertniczych wynosz¹ 0,90–1,39–0,70 i s¹ charakterystyczne dla lito-
typu S1glin stadia³u dolnego zlodowacenia sanu 1. Uœrednione wartoœci wspó³czynników
petrograficznych m³odszych glin lodowcowych z 5 otworów wynosz¹ 1,27–0,95–0,94 i dobrze
charakteryzuj¹ litotyp S2glin stadia³u górnego zlodowacenia sanu 1.
Interglacja³ ferdynandowski/bia³owieski. Osady zaliczane do tego interglacja³u s¹ wy-
kszta³cone w postaci mu³ków i piasków z substancj¹ roœlinn¹ i muszelkami miêczaków jezior-
nych. Wystêpuj¹ lokalnie w £apczynie (tabl. 3C) i w Brzozowie (tabl. 1), gdzie maj¹ mi¹¿szoœæ
22,3 m i prawdopodobnie stanowi¹ kontynuacjê sedymentacji zastoiskowej. Badania palinolo-
giczne nie da³y podstaw do jednoznacznego zakwalifikowania tych osadów do interglacja³u
ferdynandowskiego (por. P³onczyñski i in., 2009b; Wrotek, 2009), ale osady jeziorne le¿¹ miêdzy
glinami lodowcowymi o litotypach zlodowaceñ sanu 1 i sanu 2.
W rejonie Lipska w otworach wiertniczych 21 i 22 (tabl. 1) osady jeziorne osi¹gaj¹ bardzo
du¿¹ mi¹¿szoœæ (107 i 84 m), co jest prawdopodobnie efektem deformacji glacitektonicznych.
Ekspertyzowe badania palinologiczne (por. Krzywicki, 2005b) nie okreœli³y jednoznacznie ich
wieku, ale jest prawdopodobne, ¿e górna czêœæ powsta³a w interglacjale ferdynandowskim, po-
niewa¿ wystêpuj¹ one pod glinami lodowcowymi o litotypie zlodowacenia sanu 2.
Zlodowacenie sanu 2/berezyny. L¹dolody zlodowacenia sanu 2/berezyny nasuwa³y siê na oma-
wiany obszar z kierunku pó³nocnego i przyczyni³y siê do ponownego przemodelowania depresji
grodzieñsko-³ososiñskiej (tabl. 1). Przed czo³em starszego l¹dolodu lokalnie osadzi³y siê piaski
i ¿wiry fluwioglacjalne, a w czasie obu deglacjacji – osady fluwioglacjalne i zastoiskowe. Osady
zlodowacenia sanu 2/berezyny (i³y, mu³ki i piaski zastoiskowe, piaski i ¿wiry fluwioglacjalne i gliny
lodowcowe) wystêpuj¹ powszechnie. Wype³niaj¹ one górn¹ czêœæ depresji grodzieñsko-³ososiñskiej
(tabl. 1), gdzie osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ do 90 m, a ich sp¹g le¿y najni¿ej, oko³o 10 m n.p.m.
Osady zastoiskowe osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ do 30 m w rejonie Rowów i Pohoran, a osady
fluwioglacjalne oko³o 30 m w depresji grodzieñsko-³ososiñskiej i koñcz¹ tam sedymentacjê
w obrêbie tej formy kopalnej.
Gliny lodowcowe osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ oko³o 60 m (prawdopodobnie wskutek
deformacji glacitektonicznych) w rejonie depresji grodzieñsko-³ososiñskiej i w Mieleszkowcach
(27,2 m – tabl. 3D), przewa¿nie jednak ich mi¹¿szoœæ wynosi 10–20 m. Uœrednione wartoœci
wspó³czynników petrograficznych O/K–K/W–A/B starszych glin lodowcowych z 12 otworów
wynosz¹ 1,54–0,72–1,26 i dobrze charakteryzuj¹ litotyp G1glin stadia³u dolnego zlodowacenia
sanu 2, natomiast m³odszych glin lodowcowych z 13 otworów wynosz¹ 1,51–0,73–1,23 i s¹ cha-
rakterystyczne dla litotypu G2glin stadia³u górnego zlodowacenia sanu 2 (Lisicki, 2003). Zawar-
toœæ dolomitów paleozoicznych we frakcji 5–10 mm w starszych glinach przekracza miejscami
17%. W stropowej czêœci glin lodowcowych zlodowacenia berezyny w Gornicy po stronie bia³oru-
skiej (tabl. 1) stwierdzono wystêpowania kry utworów paleogenu o mi¹¿szoœci 7 m.
Interglacja³ mazowiecki/aleksandryjski. Osady tego interglacja³u s¹ wykszta³cone
w postaci i³ów, mu³ków i piasków z substancj¹ roœlinn¹, miejscami z muszelkami miêczaków je-
ziornych i rzecznych. Stwierdzono je w Okó³ku, w Nowym Dworze (tabl. 3D), w Brzozowie
(tabl. 1) i w £omach (tabl. 3B, C). Najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ (20,6 m) maj¹ w £omach. Sp¹g osadów
20
interglacjalnych le¿y na wysokoœci od 26,6 w Okó³ku do 80,3 m n.p.m. w Nowym Dworze.
Ekspertyzowe badania palinologiczne zosta³y przeprowadzone tylko dla osadów z Okó³ka i wy-
kaza³y mo¿liwoœæ ich wi¹zania z interstadia³em albo ze schy³kow¹ czêœci¹ interglacjalu (por.
Krzywicki, 2000). W Okó³ku le¿¹ one pod glinami lodowcowymi zlodowacenia krzny, a w pozo-
sta³ych miejscach pod glinami zlodowacenia liwca.
W ¯ydowszczyŸnie (Prinemanskaya, Kolodiezhnyj Rov) nad Niemnem znajduje siê znane
od dawna stanowisko interglacja³u aleksandryjskiego (fig. 2). Pod dwoma zdegradowanymi
pok³adami glin lodowcowych (Halicki, Sawicki, 1935) albo pod jedn¹ glin¹ wi¹zan¹ ze zlodowa-
ceniem prypeci (dnieprowskim: Yakubowskaya, 1976, 1997), ods³aniaj¹ siê gytie jeziorne i torfy
(por. Krzywicki, 1999). Pierwsze badania paleobotaniczne tych osadów zosta³y wykonane jesz-
cze przed drug¹ wojn¹ œwiatow¹ (Jaroñ, 1933), a nastêpnie powtórzone (Makhnach, Yakubov-
skaya, 1975). Badania petrograficzne glin lodowcowych (frakcja 5–10 mm), wystêpuj¹cych
w krawêdzi w¹wozu na po³udniowy zachód od stanowiska osadów interglacjalnych, pozwoli³y
na wyci¹gniêcie wniosku o ich zró¿nicowanym sk³adzie (Dziubek, 2002). W pobli¿u stanowiska
osadów interglacjalnych sk³ad petrograficzny glin lodowcowych pozwala je ³¹czyæ z litotypem
zlodowacenia sanu 2/berezyny, natomiast w stanowisku zlokalizowanym dalej, bli¿ej doliny
Niemna – ze zlodowaceniem krzny. Przeprowadzone dotychczas badania nie dostarczy³y dot¹d
jednoznacznych argumentów potwierdzaj¹cych wystêpowanie osadów interglacja³u aleksan-
dryjskiego w stanowisku ¯ydowszczyzna in situ b¹dŸ w porwaku lodowcowym (por. Dziubek,
2002; Yakubovskaya i in., 2002).
Zlodowacenie liwca. L¹dolód tego zlodowacenia nasuwa³ siê z pó³nocnego wschodu.
Do osadów tego zlodowacenia zaliczono gliny lodowcowe, piaski i ¿wiry fluwioglacjalne oraz
i³y, mu³ki i piaski zastoiskowe. Wystêpuj¹ one doœæ powszechnie, szczególnie w œrodkowej
i po³udniowej czêœci obszaru. Na po³udniu osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ 40–60 m. Sp¹g osa-
dów tego zlodowacenia le¿y na wysokoœci 20–90 m n.p.m. Osady zastoiskowe maj¹ najwiêksz¹
mi¹¿szoœæ 20 m w rejonie Domurat. Osady fluwioglacjalne wystêpuj¹ powszechnie w po³udnio-
wej czêœci obszaru, gdzie w Poniatowicach ich mi¹¿szoœæ wynosi 57,7 m.
Mi¹¿szoœæ glin lodowcowych wynosi przewa¿nie 10–20 m. Uœrednione wartoœci wspó³czyn-
ników petrograficznych O/K–K/W–A/B glin lodowcowych z 20 otworów (1,88–0,59–1,55)
dobrze charakteryzuj¹ litotyp Cglin zlodowacenia liwca. Zawartoœæ dolomitów paleozoicznych
w glinach wynosi w nich 6–26%.
Interglacja³ zbójna. Osady tego interglacja³u s¹ wykszta³cone w postaci piasków rzecznych
oraz mu³ków i piasków z substancj¹ roœlinn¹ jeziornych. Utwory te wystêpuj¹ miêdzy glinami
lodowcowymi zlodowaceñ liwca i krzny. Dobrze wysortowane osady rzeczne stwierdzono
w Nowym Dworze i Mieleszkowicach (tabl. 3D ), gdzie ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 21 m, nato-
miast osady jeziorne wystêpuj¹ we Fr¹ckach (mi¹¿szoœæ 8,6 m). Badania palinologiczne pozwo-
li³y uznaæ je za osady interglacjalne, utworzone w czasie panowania zwartych lasów borealnych,
ale o niesprecyzowanym wieku (por. Krzywicki, 2000).
Zlodowacenie krzny. L¹dolód wkracza³ na omawiany obszar z pó³nocnego wschodu. Do
osadów zlodowacenia krzny zaliczono gliny lodowcowe, piaski i ¿wiry fluwioglacjalne oraz
mu³ki i piaski zastoiskowe. Wystêpuj¹ one powszechnie w pó³nocnej i œrodkowej czêœci obszaru,
brak ich w czêœci po³udniowej. £¹czna ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 70 m w czêœci œrodkowej.
Mu³ki i piaski zastoiskowe osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ (28,1 m) w Leszczanach (tabl. 3C).
Piaski i ¿wiry fluwioglacjalne maj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ 29,3 m w Pohoranach (tabl. 3D).
Gliny lodowcowe zlodowacenia krzny osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ 65,8 m w Ho³odoli-
nie (tabl. 3C). Uœrednione wartoœci wspó³czynników petrograficznych O/K–K/W–A/B
21
starszych glin lodowcowych z czterech otworów wynosz¹ 3,38–0,34–2,43 i charakteryzuj¹
litotyp O1glin stadia³u dolnego zlodowacenia krzny. Gliny te zawieraj¹ najwiêksz¹ iloœæ
wapieni paleozoicznych we frakcji ¿wirowej. W Domuratach, Fr¹ckach i Kalejtach starsze gliny
zlodowacenia krzny tworz¹ mi¹¿sze porwaki w obrêbie m³odszych glin lodowcowych zlodowa-
cenia odry. Uœrednione wartoœci wspó³czynników petrograficznych m³odszych glin lodowco-
wych z 24 otworów wynosz¹ 1,97–0,53–1,73 i charakteryzuj¹ litotyp O2glin stadia³u górnego
zlodowacenia krzny.
Zlodowacenie odry/prypeci. L¹dolód zlodowacenia odry/prypeci nasuwa³ siê na omawiany
obszar z pó³nocy. Osady tego zlodowacenia zaliczono do stadia³u dolnego (odry/dniepru) i sta-
dia³u górnego (warty/so¿a). Wystêpuj¹ one na ca³ym opracowanym obszarze.
Stadia³ odry/dniepru. Do osadów tego stadia³u zaliczono gliny lodowcowe, i³y, mu³ki i piaski
zastoiskowe oraz piaski i ¿wiry fluwioglacjalne. Ich ³¹czna mi¹¿szoœæ dochodzi do 70 m po stro-
nie polskiej i do 30 m po stronie bia³oruskiej. Osady te wystêpuj¹ powszechnie, brak ich jedynie
w rejonie Domurat, ponad rowem tektonicznym w pod³o¿u czwartorzêdu. Osady zastoiskowe
osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ w pó³nocno-wschodniej czêœci po stronie polskiej (tabl. 3A)
w Wo³kuszance (97 m), prawdopodobnie wskutek deformacji glacitektonicznych, podobnie jak
na s¹siedniej Wysoczynie Grodzieñskiej. Osady fluwioglacjalne maj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ,
ponad 40 m na po³udniowy zachód od Sokó³ki w rejonie tzw. Garbu Horczaków (tabl. 3B), gdzie
w podstawie tej formy s¹ równie¿ zaburzone glacitektonicznie osady starszych zlodowaceñ (do
zlodowacenia nidy w³¹cznie). Zdeformowane osady stadia³u odry wystêpuj¹ po stronie polskiej
prawdopodobnie równie¿ w rejonie Cisowa, w pó³nocnej krawêdzi tzw. „wyspy” wysoczyzno-
wej Sztabina (tabl. 3C).
Gliny lodowcowe osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ 31,8 m w £omach (tabl. 1,3B, C), jednak
przewa¿nie ich mi¹¿szoœæ wynosi 10–20 m. Uœrednione wartoœci wspó³czynników petrograficz-
nych O/K–K/W–A/B starszych glin lodowcowych zlodowacenia odry z 26 otworów wynosz¹
1,44–0,76–1,21 i charakteryzuj¹ litotyp W1glin tego stadia³u. Gliny te w kilku otworach s¹ prze-
warstwione piaskami ze ¿wirami, co wskazuje na oscylacyjny charakter transgresji pierwszego
l¹dolodu zlodowacenia odry/prypeci.
Stadia³ warty/so¿a. Osady tego stadia³u wystêpuj¹ powszechnie na powierzchni terenu
w po³udniowej czêœci opracowanego obszaru.
Gliny lodowcowe stadia³u warty/so¿a zajmuj¹ du¿y obszar, szczególnie po stronie bia³oruskiej,
a po stronie polskiej na zachodzie, w zlewni rzeki Brzozówki. Ich mi¹¿szoœæ wynosi 5–30 m.
Uœrednione wartoœci wspó³czynników petrograficznych O/K–K/W–A/B m³odszych glin lodow-
cowych litotypu zlodowacenia odry z 27 otworów wynosz¹ 1,51–0,67–1,31 i charakteryzuj¹
litotyp W2glin stadia³u warty. W glinach tych doœæ licznie wystêpuj¹ porwaki glin zlodowacenia
krzny, a w Horodniance ca³kowicie zastêpuj¹ gliny tego zlodowacenia. W strefie przypowierzch-
niowej gliny lodowcowe stadia³u warty/so¿a s¹ czêsto zwietrza³e.
Piaski, ¿wiry i g³azy lodowcowe tworz¹ ró¿nej wielkoœci p³aty na wysoczyŸnie polodowco-
wej. Czêsto zazêbiaj¹ siê z glinami lodowcowymi stadia³u warty/so¿a lub le¿¹ na nich lub na
osadach starszych (P³onczyñski i in., 2009a).
Piaski, ¿wiry, mu³ki, gliny lodowcowe i g³azy moren spiêtrzonych. Zaburzone warstwy
osadów piaszczysto-¿wirowych buduj¹ wyraŸne, przewa¿nie du¿e wzgórza, które grupuj¹ siê
w po³udniowo-wschodniej czêœci Wzgórz Sokólskich oraz w pó³nocnej i po³udniowej czêœciach
Wysoczyzny Grodzieñskiej. Miejscami, jak w przypadku Garbu Horczaków na po³udniowy
zachód od Sokó³ki, zaburzeniu i uformowaniu uleg³y piaski starszego sandru.
22
Piaski, ¿wiry, gliny lodowcowe i g³azy moren czo³owych akumulacyjnych s¹ przewa¿nie
warstwowane i charakteryzuje je du¿a zawartoœæ frakcji ¿wirowej i g³azowej. Osady te osi¹gaj¹
mi¹¿szoœæ 30–50 m, co jest odzwierciedlone przez wysokoœæ wzgórz. Du¿e nagromadzenie
moren czo³owych wystêpuje na zachód od Sokó³ki i na WysoczyŸnie Grodzieñskiej. Czêœæ tych
moren mo¿e zawieraæ pakiety zdeformowane glacitektonicznie.
Piaski i ¿wiry ozów wystêpuj¹ w okolicach Sokó³ki, ich przebieg jest zgodny z kierunkiem
odp³ywu wód roztopowych (NE–SW). W ozie ko³o Kundzina (tabl. 1) ³¹czna mi¹¿szoœæ osadów
wynosi oko³o 50 m. S¹ one g³êboko zakorzenione w osadach stadia³u odry.
Piaski, ¿wiry i g³azy akumulacji szczelinowej wystêpuj¹ w rejonie miejscowoœci Kraœniany
i Stara Rozedranka, gdzie tworz¹ formy wa³owe o wysokoœci do 10 m. S¹ to piaski drobno- i œred-
nioziarniste ze ¿wirami oraz ¿wiry i g³azy, warstwowane przek¹tnie i poziomo. Struktura osadów
œwiadczy o tym, ¿e kierunek ich transportu by³ zgodny z przebiegiem osi form rzeŸby, w których
wystêpuj¹ (Kmieciak, 2006).
Piaski, mu³ki, ¿wiry i gliny kemów wystêpuj¹ g³ównie w strefie proksymalnej moren
czo³owych na pó³noc od Sokó³ki. Niektóre kemy maj¹ du¿e rozmiary, jak w okolicy Makowian
czy Romanówki (Karpackie Góry, wysokoœæ 229,0 m n.p.m.). Zbudowane s¹ z piasków drobno-
i œrednioziarnistych, typowych dla kemów limnoglacjalnych.
Piaski, ¿wiry i mu³ki tarasów kemowych wystêpuj¹ jedynie w okolicach Sokó³ki, w obni¿e-
niach morfologicznych przy granicy z wysoczyzn¹ polodowcow¹. W okolicy Minkowców s¹ to
dobrze wysortowane ¿ó³te piaski drobnoziarniste i mu³ki (py³y) piaszczyste o mi¹¿szoœci 6 m.
W okolicy To³oczek Dolnych i Kundzina wystêpuj¹ piaski drobno- i œrednioziarniste z do-
mieszk¹ gruboziarnistych, o mi¹¿szoœci powy¿ej 3 m (Boratyn, 2006).
Piaski, ¿wiry, gliny lodowcowe i g³azy moren martwego lodu. Najwiêksza morena martwego
lodu z najwy¿szym punktem Góra Siemkoscielnica (188,6 m n.p.m), znajduje siê w zakolu rzeki
Kumia³ki, dop³ywu Brzozówki, miêdzy Aulakowszczyzn¹ a Laskowszczyzn¹. Inne, mniejsze
formy rozrzucone s¹ na wysoczyŸnie polodowcowej i pomiêdzy morenami czo³owymi w oko-
licach Korycina, Nowowoli, Sokó³ki i Klimówki.
Piaski i ¿wiry fluwioglacjalne wystêpuj¹ powszechnie na powierzchni terenu. Tworz¹ p³aty
lub strefy, czêsto zwi¹zane z odp³ywem sandrowym od moren czo³owych, jak na przyk³ad na
zachód od Sokó³ki w Polsce, czy wzd³u¿ dolin rzek Kamienki, Gornicy i Swis³oczy na Bia³orusi.
W okolicach Szaci³ówki, £ubianki, Smolanki, Zadworzan i Starej Kamionki le¿¹ wysokie wzgó-
rza sto¿ków sandrowych, czêsto o stromych stokach, wczeœniej uznawane za moreny czo³owe
(Boratyn, 2006; Kmieciak, 2006; P³onczyñski i in., 2009a). Zbudowane s¹ z warstwowanych
pakietów ¿wirowo-piaszczysto-g³azowych i zwi¹zane s¹ z po³o¿onymi na pó³noc od nich more-
nami czo³owymi.
Piaski, mu³ki i i³y zastoiskowe wystêpuj¹ zarówno w obni¿eniach typu dolinnego, jak i wytopi-
skowego na zapleczu i przedpolu moren czo³owych. Najwiêksze pola osadów zastoiskowych wy-
stêpuj¹ na po³udnie od Nowego Dworu, na po³udnie i wschód od Sokó³ki, a tak¿e na WysoczyŸnie
Grodzieñskiej.
Interglacja³ eemski/murawiñski. Pod niewielk¹ pokryw¹ deluwialn¹, torfow¹, rzadziej pod
glinami lodowcowymi lub ich rezydum, a sporadycznie na powierzchni terenu stwierdzono w 45
stanowiskach wystêpowanie torfów i mu³ków jeziornych interglacja³u eemskiego/murawiñskie-
go (fig. 2). Wiêkszoœæ stanowisk znajduje siê na WysoczyŸnie Bia³ostockiej, Wzgórzach Sokólskich
i WysoczyŸnie Grodzieñskiej. Dwa stwierdzono na „wyspach” wysoczyznowych na pograniczu
Doliny Biebrzy i Równiny Augustowskiej. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e wiele zag³êbieñ terenowych
wystêpuj¹cych na wysoczyŸnie polodowcowej z okresu stadia³u warty/so¿a, wype³niaj¹ osady
23
jeziorne interglacja³u eemskiego/murawiñskiego (Boratyn, 2006). Stanowiska tego interglacja³u
mo¿na podzieliæ na trzy grupy:
A. Bez przykrycia najm³odszymi glinami lodowcowymi po stronie polskiej (Czaplicka, 1952;
Bitner, 1957; Krzywicki, 2006; Kupryjanowicz, 2008; Wrotek, 2009): Krasne, ¯abickie, Grabo-
wo, Jaczno, Nowy Dwór, Ja³ówka, Kolonia Bachmacka, Kopciówka, Po³omin, Kalwiñszczyzna,
Kolonia Zacisze, Mikielewszczyzna, Kuœciñce, Ludomirowo, Zalesie, Kolonia Putnowce, Jura-
sze, Ja³ówka, Makowlany, Poganica, Chwaszczewo, Starowlany, Trzcianka, Gilbowszczyzna,
Poniatowicze, Bia³ousy, Sobaczewo, Sokó³ka I, Sokó³ka II, Drahle, Bohoniki, Machnacz, Podka-
mionka i Knyszewicze.
Osady w tych stanowiskach to mu³ki, gytie i torfy (miejscami torfy ³upkowe), czarne zwiêz³e
³upki i ³upki ilaste ze szcz¹tkami organicznymi, namu³y torfiaste i piaski z detrytusem roœlinnym
o mi¹¿szoœci 0,7–5,2 m (najwiêksza mi¹¿szoœæ wystêpuje w Grabowie). Osady jeziorne s¹ przy-
kryte osadami deluwiami lub osadami deluwialno-jeziornymi o mi¹¿szoœci 2,0–7,3 m z okresu
zlodowacenia wis³y/pozieria i holocenu.
B. Bez przykrycia najm³odszymi glinami lodowcowymi po stronie bia³oruskiej. Osady
eemskie s¹ przykryte jedynie przez utwory peryglacjalne z okresu ostatniego zlodowacenia i osa-
dy jeziorno-bagienne holocenu (Karabanov, 1987): Cheshchevlany, Grandichy, Rumlovka,
Kamienka, Maloye Demidkowo.
Spoœród wymienionych wy¿ej stanowisk bez przykrycia glinami lodowcowymi, w wysokiej
skarpie w dolinie Niemna znajduje siê jedynie Rumlovka, gdzie osady eemskie (g³ównie kreda
jeziorna) osi¹gaj¹ najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ dochodz¹c¹ do 8 m (Marciniak i in., 2007).
C. Przykryte przez rezyduum najm³odszych glin lodowcowych, osady sp³ywowe z czo³a
l¹dolodu, soliflukcyjne lub peryglacjalno-deluwialne (piaski gliniaste z g³azami, ¿wiry z do-
mieszk¹ i³ów, piaski z soczewami diamiktonu i g³azami) po stronie bia³oruskiej (Voznya-
chuk,1960; Pasiukiewicz i in., 1972; Garetsky, 1980; Karabanov, 1987), przy czym osady przy-
krywaj¹ce maj¹ mi¹¿szoœæ 0,3–5,0 m: Pyshki, Drutsk, Poniemun, Sivkovo, Shchecinovo i Ruso-
ta-Solokhy.
Ocena sytuacji geologicznej osadów interglacja³u eemskiego wystêpuj¹cych na WysoczyŸ-
nie Grodzieñskiej w pobli¿u doliny Niemna jest zró¿nicowana. Stanowiska w Pyshkach, Drut-
sku, Poniemuniu, Sivkovie i Shcheczinovie, zbadane i opisane m.in. przez Szafera (1926), Halic-
kiego, Sawickiego (1935), Dyakowsk¹ (1936), Œrodonia (1950) i Halickiego (1951) wskazy-
wa³y, ¿e osady interglacjalne (i³y, gytie i kredy jeziorne ze œlimakami, torfy oraz diatomit i piaski)
s¹ przykryte przez gliny lodowcowe lub ich rezyduum o ma³ej mi¹¿szoœci. Tak¿e niektórzy bada-
cze bia³oruscy i litewscy (Voznyachuk, 1956; Kryger i in., 1971; Chepulyte, 1966, 1986) uwa¿ali,
¿e w tym regionie osady te zalegaj¹ pod glinami lodowcowymi lub produktami ich rozmycia.
Wed³ug Chepulyte (1986) w Poniemuniu (wschodnie przedmieœcie Grodna) mi¹¿szoœæ glin
przykrywaj¹cych osady eemskie wzrasta³a ku wysoczyŸnie od 1,0 do 9,5 m. Ostatnie badania
osadów interglacjalnych w Poniemuniu (Pavlovskaya i in., 2002) wykaza³y, ¿e osady okreœlane
wczeœniej jako kreda jeziorna to diatomit, a ponad seri¹ interglacjaln¹ wystêpuje s³abo przemyty
bruk (0,2 m), wy¿ej piaski ró¿noziarniste (0,1 m), piaski ró¿noziarniste py³owate (0,5 m) i g³azy
zwietrza³e z piaskami (0,3 m).
W Pyshkach mu³ki jeziorne i torfy interglacja³u eemskiego s¹ przykryte 5 m warstw¹ piasków
i ¿wirów zastoiska skidelskiego, na której le¿¹ piaski z domieszk¹ i³ów oraz soczewami diamikto-
nu o mi¹¿szoœci 1,4 m (Litviniuk i in., 2002).
Nowsze badania badaczy bia³oruskich (Litviniuk i in., 2002; Pavlovskaya i in., 2002)
nie wykazuj¹ obecnoœci glin zlodowacenia wis³y/poozieria ponad osadami interglacja³u
24
eemskiego/murawiñskiego i granicê tego zlodowacenia na wschód od Grodna prowadz¹ oni
1,5–4,0 km na pó³noc od doliny Niemna.
W zachodniej Bia³orusi kreda jeziorna jest najbardziej rozpowszechnionym osadem intergla-
cja³u eemskiego/murawiñskiego i czêsto jest przykryta torfami o mi¹¿szoœci 1–8 m (Karabanov,
1987), a miejscami wystêpuj¹ równie¿ gytie. Wiêkszoœæ stanowisk tego wieku w rejonie œrodkowe-
go Niemna zwi¹zanych jest z jeziorami polodowcowymi na wysoczyŸnie zlodowacenia odry/prypeci
i wystêpuje kilkanaœcie do dwudziestu metrów ponad dzisiejszym dnem doliny Niemna. Niemen
w interglacjale eemskim/murawiñskim utworzy³ dolinê po³o¿on¹ kilka-kilkanaœcie kilometrów na
wschód od opisywanych interglacjalnych zbiorników jeziornych (Lindner, Sañko, 2008).
Cykl rozwojowy roœlinnoœci w rejonie œrodkowego Niemna w okresie od schy³ku zlodowace-
nia odry/prypeci po pocz¹tek zlodowacenia wis³y/poozieria Œrodoñ (1950) zamyka w 3 okresach
obejmuj¹cych 8 faz. Okres pierwszy, to okres lasów szpilkowych z fazami tundry krzewinkowej,
sosnowo-œwierkow¹ i sosnowo-brzozow¹. Okres drugi jest okresem lasów liœciastych z faz¹
dêbowo-wi¹zow¹, faz¹ lasu lipowo-olchowego z grabem (optimum klimatyczne interglacja³u)
i faz¹ lasu grabowo-olchowego ze œwierkiem. Trzeci okres, to schy³ek interglacja³u z lasami
szpilkowymi z faz¹ œwierkowo-sosnow¹ oraz faz¹ sosnow¹ z brzoz¹ i wierzb¹. Œrodoñ (1950)
podkreœli³ liczne wystêpowanie szcz¹tków œwierka syberyjskiego w dolnych partiach profili
z okolic Grodna. Interpretowa³ to wystêpowanie jako wybitnie wschodni¹ cechê ostatniego inter-
glacja³u, poniewa¿ w pó³nocno-wschodniej Europie iloœæ œwierka syberyjskiego w profilach tego
interglacja³u jest jeszcze wiêksza.
Zlodowacenie wis³y/poozieria. L¹dolód transgredowa³ z pó³nocnego wschodu i pozostawi³
kompleks osadów o mi¹¿szoœci dochodz¹cej do 57 m w Czarnusze (tabl. 3C), z³o¿ony z zaburzo-
nych glacitektonicznie glin lodowcowych, osadów fluwioglacjalnych i zastoiskowych. W m³od-
szej fazie ostatniego zlodowacenia (stadia³ g³ówny) czo³o l¹dolodu znajdowa³o siê na po³udnie
od Augustowa, wkroczy³o na „wyspê” Lipska i dotar³o do Wysoczyzny Grodzieñskiej (fig. 1;
Marks, 2002, 2010). Dalej na wschód wkroczy³o w dolinê Niemna docieraj¹c do Grodna. Zasiêg
ten jest datowany na 19–20 ka BP (Marks, 2010). Wed³ug niektórych pogl¹dów l¹dolód zlodowa-
cenia wis³y dwukrotnie transgredowa³ po stronie polskiej, przy czym starszy zasiêg poprze-
dzaj¹cy stadia³ g³ówny by³ wiêkszy od m³odszego (Krzywicki, 2002c, 2005; Koz³owski, 2006;
Kacprzak, Lisicki, 2007a, b; Majewska, 2007, 2008a, b; Wrotek, 2009; Banaszuk, Banaszuk,
2010; fig. 1). Na obecnoœæ starszego l¹dolodu zlodowacenia wis³y wskazuj¹ jednak (poza pewny-
mi przes³ankami morfologii terenu) jedynie uœrednione wartoœci wspó³czynników petrograficz-
nych O/K–K/W–A/B glin lodowcowych z 9 otworów wiert. Wynosz¹ one 1,99–0,55–1,65
i charakteryzuj¹ litotyp B2glin stadia³u œrodkowego zlodowacenia wis³y. Dla najm³odszych glin
z otworu Domuraty wartoœci te wynosz¹: 1,84–0,58–1,56, a dla otworu Laszczany: 2,50–0,40–2,48
(do g³êbokoœci 10 m). Otwory te s¹ zlokalizowane na po³udnie od doliny Biebrzy. Argumentem
przeciwko jest natomiast brak przykrycia osadów organicznych w stanowiskach interglacja³u eem-
skiego na obszarze, który mia³by byæ objêty starszym nasuniêciem l¹dolodu zlodowacenia wis³y.
Piaski i ¿wiry fluwioglacjalne zwi¹zane ewentualnie z recesj¹ starszego l¹dolodu zlodowacenia wis³y
lub z transgresj¹ m³odszego l¹dolodu tego zlodowacenia mog¹ na Równinie Augustowskiej lokalnie
przekraczaæ 20 m (por. tabl. 3C, D).
Gliny lodowcowe zlodowacenia wis³y/poozieria zawieraj¹ miejscami przewarstwienia
piasków i ¿wirów fluwioglacjalnych oraz i³ów i mu³ków zastoiskowych. Gliny lodowcowe sta-
dia³u g³ównego o mi¹¿szoœci do 23,4 m (prawdopodobnie wskutek deformacji glacitektonicz-
nych) w Czarnusze (tabl. 3C) buduj¹ najwiêkszy p³at wysoczyzny „wyspy” Kolnicy w obrêbie
sandru augustowskiego, na po³udnie od jeziora Sajno. Wystêpuj¹ równie¿ na powierzchni terenu
25
w okolicach Rudawki, w pobli¿u granicy z Bia³orusi¹, a tak¿e na dwóch „wyspach” otoczonych
osadami m³odszego sandru nad Niemnem i Bia³¹ Hañcz¹ na Równinie Dainawskiej na Litwie,
chocia¿ wydaje siê, ¿e wyst¹pienia te mog¹ byæ raczej zwi¹zane z wczeœniejszym etapem zlodo-
wacenia wis³y/poozieria (Krzywicki, 1999, 2000; Guobyte, 1998).
Najm³odsze gliny lodowcowe wystêpuj¹ równie¿ lokalnie pod przykryciem osadów sandro-
wych na Równinie Augustowskiej (tabl. 3C, D). Ich mi¹¿szoœæ nie przekracza 10 m, a po³udnio-
wy zasiêg dochodzi do rejonu Cisowa (tabl. 3C) i Ostryñskiego (tabl. 3D). Uœrednione wartoœci
wspó³czynników petrograficznych O/K–K/W–A/B najm³odszych glin lodowcowych z 5 otwo-
rów wynosz¹ 2,25–0,49–1,70 charakteryzuj¹ litotyp B3glin stadia³u górnego zlodowacenia
Wis³y (Lisicki, 2003).
Po stronie bia³oruskiej gliny lodowcowe zlodowacenia poozieria wystêpuj¹ w pó³nocnej
i wschodniej czêœci wysuniêtego na pó³noc garbu Wysoczyzny Grodzieñskiej (okolice Sapotskin
i Grodna) oraz na pó³nocny wschód od Grodna.
Piaski i ¿wiry lodowcowe stwierdzono po stronie polskiej na zachód od Nowego Dworu i ko³o
Pokoœna na wschód od Suchowoli. Ich mi¹¿szoœæ mo¿e wynosiæ lokalnie 15–20 m. Na Bia³orusi
osady te wystêpuj¹ w otoczeniu du¿ej moreny spiêtrzenia na wschód od Sapotskin oraz w kilku
miejscach w dorzeczu Gozhanki, dop³ywu Niemna.
Piaski, ¿wiry, gliny i g³azy moren spiêtrzonych tworz¹ przewa¿nie warstwy nachylone pod
du¿ym k¹tem. Wystêpuj¹ przewa¿nie na Bia³orusi, w pó³nocnej i wschodniej czêœci wysuniêtego
na pó³noc garbu Wysoczyzny Grodzieñskiej (okolice Sapotskin i Grodna) oraz na pó³noc
i wschód od Grodna, w strefie maksymalnego zasiêgu l¹dolodu zlodowacenia wis³y/poozieria.
Moreny te tworz¹ d³ugie i szerokie wzgórza o wysokoœci do 170 m n.p.m., czyli do 80 m ponad
poziom Niemna. Na Nizinie Œrednioniemeñskiej dwie du¿e moreny spiêtrzone s¹ „zatopione”
w osadach sandru i nadbudowane wydmami. Po stronie polskiej osady moren spiêtrzonych
wystêpuj¹ w wielu miejscach, miêdzy innymi w rejonie Cisowa (na pó³noc od Sztabina oraz
w pó³nocno-wschodniej czêœci „wyspy” Lipska.
Piaski, ¿wiry, gliny i g³azy moren czo³owych akumulacyjnych tworz¹ niewielkie moreny na
pograniczu polsko-bia³oruskim oraz na pó³noc od Augustowa. Wystêpuj¹ one w obrêbie lobu
utworzonego w czasie stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y/poozieria.
Piaski i ¿wiry akumulacji szczelinowej tworz¹ ci¹g pod³u¿nych wzgórz wzd³u¿ Kana³u
Augustowskiego, Czarnej Hañczy i rynien jezior G³êbokiego i Szlamy. Mi¹¿szoœæ osadów wyno-
si od kilkunastu do dwudziestu metrów. Wzgórza form szczelinowych wznosz¹ siê 8–14 m ponad
dno otaczaj¹cych obni¿eñ.
Piaski i ¿wiry kemów i moren martwego lodu. Drobne kemy wystêpuj¹ w okolicy Augustowa
oraz na Równinie Augustowskiej w s¹siedztwie jezior Paniewo, Mikaszewo i G³êbokie.
Piaski, ¿wiry i g³azy tarasów kemowych. Przylegaj¹ do „wysp” morenowych oraz pó³noc-
nych stoków wysoczyzny lodowcowej granicz¹cych z dolin¹ Biebrzy. Mog³y powstaæ jako
sandry dolinne w dolinach Biebrzy i NiedŸwiedzicy. Mi¹¿szoœæ osadów tarasowych wynosi od
kilku do 12,5 m. Le¿¹ one przewa¿nie na starszych glinach lodowcowych, a w pobli¿u krawêdzi
„wysp” s¹ przykryte przez torfy. Ich górna powierzchnia jest pokryta miejscami glinami sp³ywo-
wymi, których niewielkie wk³adki wystêpuj¹ równie¿ w osadach tarasowych. Osady te s¹
przewa¿nie warstwowane (nachylenie warstw do 35o). ¯wiry i g³azy wystêpuj¹ czêsto w du¿ych
iloœciach, miejscami s¹ zaglinione. W stropie osadów tarasów kemowych stwierdzono czêsto
obecnoœæ gruboziarnistego materia³u zapylonego, bez³adnie u³o¿onego lub warstwowanego.
Piaski, mu³ki i i³y zastoiskowe zajmuj¹ najwiêksze obszary po stronie bia³oruskiej, na
zapleczu moren spiêtrzonych na wschód od Grodna i Grandichy oraz w dolinie Œwis³oczy.
26
Reprezentuj¹ one fragmenty wiêkszych zbiorników zastoiskowych powsta³ych wskutek zata-
mowania odp³ywu wód Niemna przez czo³o l¹dolodu zlodowacenia wis³y/poozieria. Po stronie
polskiej osady te wystêpuj¹ niewielkimi p³atami, a ich mi¹¿szoœæ wynosi 4,8–11,7 m. Le¿¹ na
piaskach i ¿wirach fluwioglacjalnych, glinach lodowcowych stadia³u warty/so¿a, a w Grabo-
wie ko³o D¹browy Bia³ostockiej – na osadach interglacja³u eemskiego/murawiñskiego.
Piaski, ¿wiry fluwioglacjalne powsta³y w czasie recesji l¹dolodu zlodowacenia wis³y/poozie-
ria, w czasie transgresji i recesji l¹dolodu fazy pomorskiej. Tworz¹ górne, najszerzej rozprze-
strzenione ogniwo sandru augustowskiego oraz sandrów na Równinie Dainawskiej i Nizinie
Œrednioniemeñskiej. Wystêpuj¹ na trzech poziomach morfologicznych: najwy¿szym, wy¿szym
i ni¿szym. Le¿¹ na glinach lodowcowych lub starszych osadach fluwioglacjalnych, a tak¿e zasto-
iskowych zlodowacenia wis³y/poozieria. Ich mi¹¿szoœæ dochodzi do 25 m, a sp¹g znajduje siê na
wysokoœci 95–120 m n.p.m. Najwiêksz¹ mi¹¿szoœæ osadów fluwioglacjalnych stwierdzono na
Równinie Augustowskiej (tabl. 3C, D).
Piaski, ¿wiry i namu³y najwy¿szych tarasów nadzalewowych 20–22 m n.p.rzeki. Miejscami
maj¹ charakter osadów rzeczno-fluwioglacjalnych. Wystêpuj¹ jedynie na Bia³orusi, przede
wszystkim wzd³u¿ Niemna, a tak¿e w dolinie rzeki £osoœnej. Niewielkie, w¹skie listwy tarasowe
wystêpuj¹ tak¿e w prze³omowym odcinku doliny Niemna powy¿ej Grodna.
Piaski, ¿wiry i namu³y wy¿szych tarasów nadzalewowych 17–18 m n.p.rzeki wystêpuj¹
jedynie na Bia³orusi: wzd³u¿ Niemna, od Grodna po ujœcie Czarnej Hañczy, a tak¿e po obu
stronach doliny Czarnej Hañczy.
Piaski i namu³y œrednich tarasów nadzalewowych 13–15 m n.p.rzeki tworz¹ znaczne
powierzchnie w dolinie Niemna poni¿ej Grodna, od okolic Gozhy a¿ po Druskieniki (Druskinin-
kai) na Litwie, a tak¿e w dolinie Czarnej Hañczy i nad dolnym odcinkiem jej dop³ywu Marychy.
Powierzchnie tarasowe obejmuj¹ wewnêtrzne czêœci kilku du¿ych meandrów w dolinie Niemna.
Piaski i namu³y najni¿szych tarasów nadzalewowych 9–12 m n.p.rzeki wystêpuj¹ w dolinie
Niemna po obu stronach rzeki od okolic Gozhy po okolice Švendubre na Litwie.
b. PóŸny glacja³ – holocen
I³y jeziorne wystêpuj¹ jedynie wokó³ jeziora Kolno po³o¿onego na „wyspie” Kolnicy, gdzie
tworz¹ taras jeziorny, wzniesiony do 3,4 m nad wspó³czesne lustro wody. Prawdopodobnie le¿¹
równie¿ pod dnem jeziora (por. Lisicki, 2001). Osady te zaczê³y siê tworzyæ zapewne w interfazie
allerød pod koniec plejstocenu ( Kacprzak, Lisicki, 2007b).
Piaski eoliczne s¹ przewa¿nie drobnoziarniste, miejscami pokrywaj¹ powierzchnie sandrowe
warstw¹ od 0,7 do ponad 2,0 m, gdzieniegdzie le¿¹ na glinach lodowcowych. Pola piasków prze-
wianych stwierdzono przede wszystkim na Nizinie Œrednioniemeñskiej oraz w kilku miejscach
w po³udniowej czêœci Równiny Augustowskiej. Buduj¹ du¿e wydmy œródl¹dowe lub tworz¹
pola, na których le¿¹ wydmy.
c. Holocen
Piaski eoliczne w wydmach wystêpuj¹ w po³udniowych czêœciach równin Augustowskiej
i Dainawskiej i na Nizinie Œrednioniemeñskiej. Le¿¹ na piaskach i ¿wirach fluwioglacjalnych
zlodowacenia wis³y/poozieria. Du¿a czêœæ wydm parabolicznych jest zwrócona ramionami ku
zachodowi i pó³nocnemu zachodowi. Niektóre z nich maj¹ charakter wa³owy. Wysokoœæ wydm
waha siê od kilku do ponad 20 m i taka te¿ jest prawdopodobnie mi¹¿szoœæ ich osadów.
27
Piaski i ¿wiry tarasów zalewowych (rzeczne) wystêpuj¹ w dolinie Niemna tworz¹c najni¿-
sze i przewa¿nie doœæ w¹skie pó³ki. S¹ obecne tak¿e w dolinach Marychy i Czarnej Hañczy,
a miejscami w dolinie Sidry, Brzozówki i jej dop³ywów. Mi¹¿szoœæ osadów wynosi 5–8 m,
a w dolinie Niemna mo¿e byæ wiêksza.
Namu³y torfiaste i piaszczyste oraz piaski humusowe stwierdzono w dolinkach niedu¿ych
rzeczek, dop³ywów wiêkszych rzek, a tak¿e w szerokiej dolinie Œwis³oczy oraz w obni¿eniach
o charakterze wytopiskowym. Ich mi¹¿szoœæ rzadko przekracza 2 m.
Torfy pokrywaj¹ ca³¹ dolinê Biebrzy i doliny jej dop³ywów: Brzozówki, Sidry i innych,
mniejszych. Du¿e równiny torfowe wystêpuj¹ ponadto w po³udniowej czêœci Równiny Augu-
stowskiej, na po³udniu – w dolinie Soko³dy, na pó³nocny zachód od Sokó³ki i w górnym biegu
£osoœnej. Po stronie bia³oruskiej torfy s¹ obecne w szerokiej dolinie Œwis³oczy. Wype³niaj¹ tak¿e
zag³êbienia dawnych meandrów Niemna miêdzy Gozha a Druskienikami. W dolinie Biebrzy
i w dolinach jej dop³ywów mi¹¿szoœæ torfów wynosi 2,5–6,0 m, a w dolinie Brzozówki 0,8–3,2 m.
Na Równinie Augustowskiej ich mi¹¿szoœæ przewa¿nie nie przekracza 2 m.
4. DEFORMACJE GLACITEKTONICZNE
Deformacje glacitektoniczne wystêpuj¹ powszechnie na omawianym obszarze, buduj¹c ró¿-
nego rodzaju struktury i tworz¹c kry (porwaki) w ró¿nych osadach i w formach rzeŸby (fig. 2).
Wysoczyzna Grodzieñska i Wzgórza Sokólskie stanowi¹ pó³nocn¹ czêœæ zdeformowanego
glacitektonicznie masywu interlobalnego obejmuj¹cego Wysoczyznê Bia³ostock¹ (Karabanov,
1987, 2002; Pavlovskaya, Karabanov, 2002; Aber, Ber, 2007), bêd¹cego „glacitektonicznym
wyniesieniem wyspowym” (GWW: Aber, Ber, 2007; Ber, 2009), uformowanym w okresie
zlodowacenia odry/prypeci lub wczeœniej.
W pod³o¿u czwartorzêdu Wysoczyzny Grodzieñskiej zaznacza siê szereg lokalnych wynie-
sieñ: Sapotskin, Lishki i Grandichi (Pavlovskaya, Karabanov, 2002) wskazuj¹cych, podobnie jak
wysokoœæ, kszta³t formy i przebieg fotolineamentów, na zwi¹zek ze strukturami tektonicznymi
g³êbokiego pod³o¿a, po³o¿onego na wysokoœci ok. 200 m p.p.m. oraz z neotektonik¹ (Karabanov,
1997, 2000). Glacitektonicznie zaburzone osady Wysoczyzny Grodzieñskiej tworz¹ przewa¿nie
glacielewacje (moreny spiêtrzone), z³o¿one z ³usek, fa³dów, diapirów i antyklin oraz glacidepre-
sje, o kierunku g³ównie z zachodu na wschód (Pavlovskaya, Karabanov, 2002).
Na podstawie analizy numerycznego modelu rzeŸby terenu i modelu wysokoœciowego (Kara-
banov, 1987) omawianego obszaru stwierdzono w pó³nocnej czêœci Wysoczyzny Grodzieñskiej
ukierunkowanie rzeŸby powierzchni terenu, zaznaczone 3–5 ³ukami o wergencji wskazuj¹cej
kierunek nacisku l¹dolodu ze wschodu na zachód i z pó³nocnego wschodu na po³udniowy zachód.
Na po³udnie od Grodna ³uki zaznaczone w powierzchni terenu i przebiegaj¹ce z pó³nocy na
po³udnie wskazuj¹ kierunek nacisku równie¿ ze wschodu na zachód, jednak prawdopodobnie
wygenerowany przez l¹dolód starszy.
Najstarszymi osadami, zaburzonymi w postaci ³usek, fa³dów i antyklin oraz kier jest kreda
pisz¹ca kredy górnej, czêsto zdeformowana razem z osadami paleocenu i eocenu.
Najbardziej znanymi na badanym obszarze wyst¹pieniami zaburzonej glacitektonicznie kre-
dy pisz¹cej s¹ okolice Grodna i Sapotskin. W okolicach Grodna s¹ to po³o¿one na pó³nocny
zachód od miasta w pobli¿u Niemna stanowiska w Pushkarach, Mio³ach (Mia³ach, Miole,
Mie³awcu, Mielovoy Gore), Grandichach i Pyshkach (Karabanov, 1987, 2000, 2002; Aber, Ber,
2007). Stanowisko Mio³y by³o ju¿ zbadane przez Karolewicza (1929). Ponad kred¹ pisz¹c¹
28
zalegaj¹ tam zielono-¿ó³te warstwy piaszczysto-margliste z glaukonitem paleocenu, a ponad
nimi le¿¹ ciemnozielone i³y i piaski glaukonitowe eocenu. Interesuj¹cy opis pracy wydoby-
waj¹cych kredê w kamienio³omie w Mio³ach przedstawi³ Gloger (1903), który ogl¹da³ to miejsce
podczas podró¿y ³odzi¹ po Niemnie.
W Grandichach i Mielovoy Gore prowadzona jest do dziœ eksploatacja margli. W Pyshkach
ju¿ j¹ zakoñczono. Ods³oniêcia maj¹ 250–1000 m d³ugoœci i od 60–75 do 250 m szerokoœci.
Mi¹¿szoœæ ods³aniaj¹cych siê ska³ wynosi 0,7–10,0 m. Ska³y s¹ zdyslokowane glacitektonicznie
(Karabanov, 1987, 2000, 2002) i na przyk³ad w Pyshkach widoczny jest w nich antyklinalny fa³d
zbudowany z kredy pisz¹cej oraz margli kampanu i mastrychtu. Powy¿ej le¿¹ kwarcowe piaski
glaukonitowe i mu³ki górnego miocenu i dolnego oligocenu, sfa³dowane i tworz¹ce wyciœniêcia
razem z utworami kredy. Osady te s¹ przykryte glinami lodowcowymi i piaskami fluwioglacjal-
nymi o mi¹¿szoœci 1–5 m (Karabanov, 1987, 2002). Strop niezaburzonych osadów kredy wystê-
puje na g³êbokoœci 80–100 m poni¿ej poziomu wody w Niemnie, natomiast zaburzone glacitekto-
nicznie osady ods³aniaj¹ siê na powierzchni terenu.
Do znanych stanowisk na GrodzieñszczyŸnie, gdzie wystêpuj¹ zaburzone glacitektonicznie osady
kredy i paleogenu, nale¿¹ okolice wsi Usovo (Wólka Dorguñska), Lesnaya (Wólka Rz¹dowa)
i Dombrovka (D¹brówka) nad Kana³em Augustowskim, biegn¹cym tu nurtem Czarnej Hañczy
(Karolewicz, 1929; Kongiel, 1937; WoŸny, 1964). W Rz¹dowej i Wólce Dorguñskiej kreda
pisz¹ca, buduj¹ca brzeg i koryto rzeki (Batura, 2001) by³a eksploatowana ju¿ w czasie budowy
Kana³u Augustowskiego. Ponad osadami kredy pisz¹cej le¿¹ tu glaukonitowe margle kredowe
z bakulitami, w górnej czêœci skrzemienia³e oraz powy¿ej nich margle piaszczyste z domieszk¹ mu-
skowitu i glaukonitu z obfit¹ faun¹ œlimaków, ma³¿y i mszywio³ów, z przewarstwieniami twardego
wapienia i warstw¹ 10 cm konkrecji fosforytów (Karolewicz, 1929; Kongiel, 1937). Margle piasz-
czyste maj¹ mi¹¿szoœæ 23 m. Nachylenie warstw tych osadów wynosi 40–55° ku NNW. Na podsta-
wie fauny z margli piaszczystych Kongiel (1937) okreœli³ ich wiek na paleocen.
Bia³a kreda pisz¹ca wystêpuje równie¿ ko³o Teolina w zachodniej czêœci Sapotskin (Kongiel,
1937), a ciemnozielone i³y i piaski glaukonitowe, najprawdopodobniej eocenu, w okolicy wsi
Golovichy przy ujœciu rzeki £osoœnej do Niemna (Karolewicz, 1929). Jest jeszcze jedno
wyst¹pienie kredy nad Niemnem poni¿ej wsi Gozha na jego zachodnim brzegu, w okolicach wsi
Ploskovcy (P³oskowce). Stanowisko to pokazuje Mapa bogactw kopalnych RP (Czarnocki, 1931).
Zaburzone osady kredy górnej w okolicach Sapotskin interpretowane s¹ jako zakorzenione i ostat-
nie z szeregu ³usek glacitektonicznych pod³o¿a czwartorzêdu o rozci¹g³oœci WSW–ENE, wystê-
puj¹cych od Vasilevich i Sapotskin po granicê polsko-bia³orusk¹.
W wielu miejscowoœciach Wysoczyzny Grodzieñskiej (np. Smolanki, Dubovki, Kolpaki,
Glebovichy, Korenievichy, Cidovichy), w ods³oniêciach osadów piaszczysto-¿wirowych we
wzgórzach morenowych oraz na stokach wysoczyzny wystêpuj¹ zaburzenia glacitektoniczne.
Warstwy osadów s¹ nachylone pod du¿ym k¹tem, tworz¹c ³uski, fa³dy, antykliny i diapiry.
Po stronie polskiej, na Wzgórzach Sokólskich, bêd¹cych podobnie jak Wysoczyzna Grodzieñska
masywem interlobalnym (GWW) uwarunkowanym strukturami g³êbokiego pod³o¿a i neotekto-
nik¹, wystêpuj¹ powierzchniowe (glacielewacje i glacidepresje, moreny spiêtrzenia i wyciœniêcia)
i kopalne zaburzenia glacitektoniczne (glacielewacje i glacidepresje, ³uski, fa³dy, antykliny i dia-
piry), zakorzenione i w postaci kier. Analiza numerycznego modelu rzeŸby terenu oraz modelu
wysokoœciowego (Karabanov, 1982) pozwala wyró¿niæ na Wzgórzach Sokólskich ukierunkowa-
nie rzeŸby wyra¿one 6–8 ³ukami wyniesieñ powierzchni terenu, okreœlaj¹cymi w pó³nocnej
i œrodkowej czêœci obszaru nacisk l¹dolodu z pó³nocnego wschodu na po³udniowy zachód i z pó³nocy
29
na po³udnie. Jest to prawdopodobnie zwi¹zane z zaburzaj¹c¹ dzia³alnoœci¹ lobu mazurskiego, co
sugeruj¹ równie¿ ostatnio formu³owane koncepcje dotycz¹ce zasiêgu l¹dolodu zlodowacenia
wis³y na tym obszarze. Natomiast na po³udnie od Wzgórz Sokólskich dwa dobrze zaznaczone
w morfologii terenu ³uki wyniesieñ powierzchni wskazuj¹ na kierunek nacisku ze wschodu na
zachód, w³aœciwy dla lobu litewskiego.
Ze znanych z literatury (Ber, 2004) i czêœciowo ujêtych na Mapie glacitektonicznej Polski
1:1 000 000 (Ber, 2006) powierzchniowych zaburzeñ glacitektonicznych wymieniæ nale¿y wzgó-
rza moren wyciœniêcia z okolic Zadworzan (Boratyn, Krysiak, 2004), ci¹g moren spiêtrzonych
wystêpuj¹cych na po³udniowy wschód od Sokó³ki oraz morenê czo³ow¹ spiêtrzon¹ w Kamieniu.
Osady moren spiêtrzonych w Kamieniu zosta³y zaburzone przez l¹dolód zlodowacenia
wis³y/poozieria, w postaci fa³dów le¿¹cych i pochylonych, o wergencji NNE i NW. Wystêpuj¹ tu
tak¿e liczne uskoki odwrócone (Kacprzak, Krysiak, 2004). Prawdopodobnie równie¿ kreda
pisz¹ca (kampan górny) stwierdzona nad Wo³kuszank¹ przy granicy polsko-bia³oruskiej, która
wspó³wystêpuje z zielono-szarymi piaskami paleocenu dolnego o mi¹¿szoœci powy¿ej 11 m,
zosta³a zdeformowana glacitektonicznie (Krzywicki, 1998, 2001b).
Na Wzgórzach Sokólskich, w po³udniowej czêœci sandru augustowskiego i „wyspie” Lipska
w Kotlinie Biebrzañskiej ju¿ w latach 60. XX w. zanotowano kilkanaœcie wyst¹pieñ kredy
pisz¹cej w postaci kier (porwaków). Wystêpuj¹ one w okolicy D¹browy Bia³ostockiej, nad wspo-
mnian¹ wczeœniej Wo³kuszank¹, w Skieblewie, na „wyspie” Lipska ko³o Kopczan, w Ma³yszów-
ce, Kalnie, Nowym Dworze, Jasionówce, Grodziszczanach, Kolonii Krug³o, Kolonii Brzozowo,
Kolonii Nieroœno, £ozowie i Kolonii Bachmackiej (Wyrwicka, Gajewski, 1962; Gajewski,
1968). Kry stwierdzono na powierzchni lub pod niewielkim przykryciem glin lodowcowych lub
piasków lodowcowych z g³azami. Najwiêksze nagromadzenie kier wystêpuje w okolicy Kolonii
Bachmackiej, gdzie stwierdzono ich 8 o ³¹cznej powierzchni 35 000m2(800 ´600 m), a pozosta³e
maj¹ powierzchniê 500–9000 m2. Mi¹¿szoœæ osadów w krach jest przewa¿nie niewielka i wynosi
kilka metrów, lecz zwiêksza siê ku po³udniowemu zachodowi. Jedynie w Kolonii Bachmackiej
w jednej z kier mi¹¿szoœæ przekracza 25 m (Gajewski, 1968). Wraz z kred¹ pisz¹c¹ wystêpuj¹ tam
piaski i mu³ki glaukonitowe. Kry le¿¹ w obrêbie glin lodowcowych, sporadycznie w utworach
piaszczysto-¿wirowych i wykazuj¹ orientacjê NW–SE. Stratygraficznie s¹ to ró¿ne ogniwa kredy
górnej – od turonu do danu i miejscami zawieraj¹ krzemienie (Kolonia Bachmacka).
5. INTERPRETACJA BUDOWY GEOLOGICZNEJ
W ODS£ONIÊCIACH REPEROWYCH
Na opracowanym obszarze wytypowano cztery ods³oniêcia Choru¿owce, Grymiaczki,
Kurianka i Ryga³ówka (fig. 2), z których pobrano próbki do analiz laboratoryjnych: litologicz-
nych i datowania metod¹ OSL. Celem tych badañ by³o ustalenie pozycji lito- i chronostratygra-
ficznej osadów wystêpuj¹cych w tych stanowiskach. Trzy z nich (Choru¿owce, Kurianka,
Ryga³ówka) znajduj¹ siê w strefie granicznej obszarów objêtych przez zlodowacenia wis³y/poo-
zieria i odry/prypeci.
Prace dokumentacyjno-terenowe przeprowadzono wiosn¹ i jesieni¹ 2010 r. oraz wiosn¹ 2011 r.
Pobrano próbki do analizy: uziarnienia osadów, obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziaren
kwarcowych frakcji piaszczystej (0,5–0,8 mm), zawartoœci wêglanu wapnia, sk³adu minera³ów
ciê¿kich oraz oznaczenia wieku metod¹ OSL (tab. 1).
30
Analizê uziarnienia wykonano na sucho, stosuj¹c zestaw 14 sit, w zakresie frakcji od 0,063 do
16 mm. Na podstawie uzyskanych wyników wyliczono wskaŸniki Folka i Warda (1957) oraz wy-
kreœlono krzywe kumulacyjne w skali prawdopodobieñstwa oraz krzywe czêstoœci. Analizê obto-
czenia i zmatowienia powierzchni ziaren kwarcowych frakcji piaszczystej (0,5–0,8 mm) wyko-
nano wed³ug Cailleux (1942) z póŸniejszymi modyfikacjami, ³¹cz¹c stopieñ obtoczenia ziaren
kwarcowych w 9-stopniowej skali Krumbeina (1941) oraz charakter ich powierzchni. Dokonano
oznaczenia minera³ów ciê¿kich we frakcji 0,1–0,2 mm oraz zawartoœci wêglanu wapnia.
Oznaczenia wieku bezwzglêdnego metod¹ OSL wykonano w Laboratorium Datowañ
Bezwglêdnych Politechniki Œl¹skiej w Gliwicach.
Stanowisko Choru¿owce
Lokalizacja:53º42'30"N, 23º31'90"E.
Stanowisko znajduje siê u ujœcia doliny
NiedŸwiedzicy do doliny Biebrzy,
w odleg³oœci oko³o 2 km od mostu na Bie-
brzy i oko³o 500 m od wsi Ponarlica
(fig. 5). Jest to wkop, pog³êbiony wier-
ceniem, wykonany na po³ogim stoku
(124 m n.p.m.).
Obserwacje geologiczne. Ods³oniê-
cie znajduje siê w zboczu tarasu kemo-
wego, wznosz¹cego siê oko³o3mnad
dnem doliny NiedŸwiedzicy (fig. 5).
Rozpoznano charakter osadów bu-
duj¹cych taras do g³êbokoœci 6 m (fig. 6,
fot. 1). Strop osadów buduj¹ ¿wiry drob-
noziarniste masywne (GPm), o zmiennej
mi¹¿szoœci 0,1–0,6 m. Poni¿ej zalega
warstwa bruku, ze œladami obróbki
31
Fig. 5. Choru¿owce: lokalizacja i plan ods³oniêcia
Choru¿owce: location and plan of the exposure
Tabela 1
Liczba analiz wykonanych dla próbek osadów pobranych w ods³oniêciach
reperowych (Choru¿owce, Grymiaczki, Kurianka, Ryga³ówka)
Number of analyses for samples collected at type exposures
(Choru¿owce, Grymiaczki, Kurianka, Ryga³ówka)
Rodzaj analizy Liczba analiz
Zawartoœæ wêglanu wapnia 31
Uziarnienie 31
Obtoczenie i zmatowienie powierzchni ziaren
kwarcowych frakcji piaszczystej (0,5–0,8 mm) 24
Minera³y ciê¿kie we frakcji 0,1–0,2 mm 14
Oznaczenia wieku metod¹ OSL 10
w œrodowisku eolicznym (fot. 2). Bruk móg³ powstaæ w wyniku denudacji po³o¿onej wy¿ej wyso-
czyzny polodowcowej gliniastej i soliflukcji w warunkach peryglacjalnych. Osady powy¿ej bruku
(próbki CH1–CH3: fot. 1) charakteryzuj¹ siê z³ym wysortowaniem, a ponadto wszystkie maj¹
ujemn¹ skoœnoœæ. Jednoczeœnie ta czêœæ profilu jest odwapniona, co najprawdopodobniej jest
zwi¹zane z procesami glebowymi.
Poni¿ej bruku kamienistego wystêpuj¹ piaski drobnoziarniste masywne (Sm), w których wy-
raŸnie zaznaczaj¹ siê warstewki ¿elaziste o mi¹¿szoœci oko³o 0,5 cm, równoleg³e do powierzchni
i jedna do drugiej (fot. 1). Mog¹ one byæ zapisem zmieniaj¹cej siê mi¹¿szoœci warstwy czynnej.
Osady te (próbki CH4–CH9: fot. 1) s¹ drobnoziarniste, zdecydowanie lepiej wysortowane ni¿
osady powy¿ej bruku i maj¹ dodatni¹ skoœnoœæ. Odwapnienie obserwuje siê jedynie w próbce
CH4, pobranej bezpoœrednio poni¿ej bruku (fot. 1).
Wyniki analizy minera³ów ciê¿kich wykazuj¹, ¿e osady maj¹ zbli¿ony sk³ad w ca³ym
zbadanym profilu. We wszystkich próbkach przewa¿aj¹ amfibole i granaty oraz bardzo niski
jest udzia³ minera³ów bardzo odpornych na niszczenie. Cech¹ odró¿niaj¹c¹ osady powy¿ej
i poni¿ej bruku jest:
– zawartoœæ pierwotnych tlenków ¿elaza (PT¯): w próbkach powy¿ej bruku wynosi ona oko³o
20%, a poni¿ej bruku ich udzia³ nie przekracza 10%;
– obecnoœæ niewielkiej iloœci ziaren eolicznych powy¿ej bruku i ich brak poni¿ej mo¿e wska-
zywaæ na uaktywnienie procesów eolicznych na tym terenie (co potwierdza obecnoœæ graniaków
znalezionych w bruku) lub zmianê Ÿród³a zasilania osadów (por. Woronko, 2001).
Na uwagê zas³uguje bardzo wysoki udzia³ ziaren wykazuj¹cych efekty intensywnego wie-
trzenia chemicznego. Wysoki udzia³ ziaren pêkniêtych oraz ca³kowicie kanciastych œwiadczy
o bardzo intensywnych procesach wietrzenia mechanicznego, np. w warunkach peryglacjalnych,
lub niszczenia w œrodowisku glacjalnym.
Datowanie metod¹ OSL pokazuje, ¿e akumulacja osadów buduj¹cych taras kemowy nastêpo-
wa³a w okresie od 45,6 ±2,6 ka BP do 76,8 ±3,7 ka BP. Nale¿y dodaæ, ¿e data m³odsza pochodzi
z próbki pobranej bezpoœrednio spod gleby, co nie wyklucza jej odm³odzenia.
32
Fig. 6. Choru¿owce: profile litofacjalne
osadów tarasu kemowego z datami OSL
Choru¿owce: lithofacial sections of deposits
of the kame terrace with OSL ages
Interpretacja. Charakter osadów pokazuje,
¿e warunki by³y bardzo stabilne przez ca³y czas
trwania akumulacji. Osady s¹ najprawdopodob-
niej zapisem najbardziej dystalnej czêœci szlaku
sandrowego, który móg³ siê rozwin¹æ po
odst¹pieniu czo³a l¹dolodu albo tarasu kemowe-
go, funkcjonuj¹cych oko³o 80 ka BP.
Po akumulacji osadów buduj¹cych taras,
obszar ten znajdowa³ siê najprawdopodobniej
w strefie peryglacjalnej. Zwi¹zane z tym by³o
funkcjonowanie warstwy czynnej, krótko-
trwa³y rozwój procesów eolicznych zaznaczo-
ny wystêpowaniem graniaków oraz rozwój
procesów stokowych, w tym soliflukcji.
Stanowisko Grymiaczki
Lokalizacja:53º36'72" N, 23º07'34". Stanowisko znajduje siê na pó³noc od Suchowoli, przy
szosie relacji Bia³ystok–Augustów (fig. 7). Zlokalizowane jest w szczytowej partii jednego z pagór-
ków (oko³o 155 m n.p.m.) tworz¹cych ci¹g podobnych form rzeŸby o przebiegu NW–SE,
zaklasyfikowanych wczeœniej (Koz³owski, 2006) jako formy szczelinowe. Budowê pagórka rozpo-
znano do g³êbokoœci oko³o5mweksploatowanym obecnie ods³oniêciu (fot. 3). Uzyskane
informacje uzupe³niono obserwacj¹ osadów w nieeksploatowanym du¿ym wyrobisku, w obrêbie
tego samego pagórka.
33
Fot. 2. Choru¿owce: graniaki z bruku g³azo-
wego na granicy ¿wirów drobnoziarnistych
o strukturze masywnej (GPm) i piasków
drobnoziarnistych o strukturze
masywnej (Sm) tarasu kemowego.
Fot. J. Rychel
Choru¿owce: ventifacts from a boulder lag
at the contact of massive fine-grained
gravels (GPm) and massive fine-grained
sands (Sm) of the kame terrace.
Phot. J. Rychel
Fot. 1. Choru¿owce: bruk g³azowy i ¿wiry
drobnoziarniste o strukturze masywnej (GPm);
zaznaczono miejsca opróbowania osadów do
badañ litologicznych (CH1–CH9), datowania
metod¹ OSL oraz wiek OSL.
Fot. J. Rychel
Choru¿owce: boulder lag and massive
fine-grained gravels (GPm); indicated are
sampling sites for lithologic (CH1–CH9)
and OSL analyses, and OSL ages.
Phot. J. Rychel
Obserwacje geologiczne. W pó³nocnej czêœci
ods³oniêcia wystêpuj¹ ¿wiry o masywnej strukturze
i rozproszonym szkielecie ziarnowym GRm o mi¹¿szo-
œci oko³o 1 m (fig. 8, 9). W kierunku centrum pagórka
przechodz¹c¹ one w ¿wiry o niewyraŸnym warstwowa-
niu przek¹tnym p³askim wielkiej skali Gp.W tym
równie¿ kierunku wzrasta ich mi¹¿szoœæ. Osady maj¹
charakter rytmitu. Upad warstw wynosi oko³o 20º. Tak
wykszta³cone osady podœcielone s¹ ¿wirami masywny-
mi o rozproszonym, a miejscami zwartym szkielecie
ziarnowym GCm (fig. 9), o mi¹¿szoœci oko³o 0,3 m.
Zarówno strop, jak i sp¹g osadów jest erozyjny. Depo-
zycja osadów GRm zachodzi³a najprawdopodobniej
na bardzo krótkim sto¿ku, w jego proksymalnej czêœci,
z przep³ywu przeci¹¿onego zawiesin¹. Pierwotnie
mia³a ona charakter gwa³towny, potem sp³yw zmienia³
siê w zalewy warstwowe. Akumulacja osadów grubo-
ziarnistych mog³a byæ zwi¹zana z zapisem zmiennej intensywnoœci ablacji l¹dolodu.
W zachodniej œcianie ods³oniêcia ¿wiry masywne GRm s¹ nadbudowane glinami lodowco-
wymi Dm(m1), o mi¹¿szoœci do 0,5 m (fig. 8). Gliny maj¹ charakter sp³ywowy. Na kontakcie glin
i ni¿ej le¿¹cych ¿wirów warstwowanych przek¹tnie p³asko wystêpuj¹ zaburzenia niewielkiej skali
w formie pionowo stoj¹cych warstw. Przypuszczalnie s¹ one efektem gwa³townego sp³yniêcia mas.
Powy¿ej glin wystêpuj¹ ¿wiry piaszczyste o strukturze masywnej i rozproszonym szkielecie ziar-
nowym GRm, skrajnie Ÿle wysortowane (fig. 8, 9). Ich mi¹¿szoœæ w obrêbie badanego ods³oniêcia
wynosi oko³o 1,2 m. W nieeksploatowanej obecnie czêœci ¿wirowni, granicz¹cej od po³udnia z opisy-
wan¹ odkrywk¹, mi¹¿szoœæ tych osadów wzrasta do 2–3 m. W sk³adzie minera³ów ciê¿kich dominuj¹
amfibole, biotyt i wêglany. Wystêpuje kilka ziaren serycytu. Genezê osadów nale¿y wi¹zaæ z przep³ywem
hydraulicznym przeci¹¿onym zawiesin¹ i gwa³town¹ depozycj¹, w czasie której nie dochodzi³o do segre-
gacji materia³u. Mo¿liwe, ¿e ¿wiry te wype³niaj¹ bardzo rozleg³¹ rynnê wyciêt¹ w osadach piaszczys-
tych. Dolna czêœæ ods³oniêcia (fig. 8, 9) jest zbudowana z osadów drobnoziarnistych (zespó³ litofacji
Src iFm), w których wykszta³cone s¹ struktury przek¹tnej laminacji riplemarkowej. Takie osady
34
Fig. 7. Grymiaczki: lokalizacja i plan ods³oniêcia
Grymiaczki: location and plan of the exposure
Fot. 3. Grymiaczki, œciana pó³nocna (B):
zaznaczono miejsca opróbowania osadów
do analiz litologicznych (G1–G4), dato-
wania metod¹ OSL oraz wiek OSL.
Fot. K. Pochocka-Szwarc
Grymiaczki, northern wall (B): indicated are
sampling sites for lithologic (G1–G4)
and OSL analyses, and OSL ages
Phot. K. Pochocka-Szwarc
35
Fig. 8. Grymiaczki: profile litofacjalne zachodniej (A) i pó³nocnej (B)
œciany ods³oniêcia z datami OSL
Grymiaczki: lithofacial sections of western (A) and northern (B)
exposure walls with OSL ages
Fig. 9. Grymiaczki: syntetyczny przekrój geologiczny przez morenê
akumulacyjn¹ z datami OSL; objaœnienia jak na fig. 8
Grymiaczki: synthetic geological cross-section of end moraine
with OSL ages; for explanations see Fig. 8
stwierdzono w œcianie pó³nocnej pog³êbionej wkopem do g³êbokoœci 5 m. Mo¿na za³o¿yæ, ¿e piaski
drobnoziarniste buduj¹ trzon badanej formy i reprezentuj¹ akumulacjê w warunkach dolnej czêœci
dolnego re¿imu przep³ywu. Niejednokrotnie okresy przep³ywu by³y rozdzielone etapami dominacji
akumulacji z zawiesiny w wodach stoj¹cych. Odbywa³a siê ona najprawdopodobniej w rozleg³ym
i p³ytkim korycie.
Z osadów w œcianie pó³nocnej pobrano próbki do badañ litologicznych (fot. 3). Wyniki analizy
Cailleux (1942) z póŸniejszymi modyfikacjami pokazuj¹ dominuj¹cy udzia³ ziaren reprezen-
tuj¹cych œrodowisko wodne, z niewielk¹ iloœci¹ ziaren o powierzchni ukszta³towanej w œrodowi-
sku eolicznym (Woronko, 2001). Otrzymane wyniki wskazuj¹ na intensywne niszczenie w œro-
dowisku glacjalnym lub na wietrzenie mrozowe.
Z próbek pobranych z osadów drobnoziarnistych otrzymano dwie daty OSL: 61,5 ±3,4 ka
oraz 110,2 ±4,2 ka (fig. 8, 9,fot. 3).
Interpretacja. Trzon opisywanej formy stanowi¹ osady drobnoziarniste, które mog³y byæ aku-
mulowane w warunkach niskoenergetycznych przep³ywów, np. w kemie. Nadbudowuj¹ je osady
gruboziarniste, powsta³e w warunkach wzmo¿onej ablacji i szybkiej gwa³townej akumulacji.
W tych warunkach powstawa³y drobne deformacje osadów. Formê tê mo¿na uznaæ za morenê
czo³ow¹ akumulacyjn¹, a nie jak pierwotnie uwa¿ano za formê szczelinow¹. Próbki do badañ
OSL pobrano z jednej serii, w której nie stwierdzono ró¿nic w wykszta³ceniu osadów, jak równie¿
obecnoœci powierzchni erozyjnych. W tej sytuacji wyt³umaczenie tak du¿ej ró¿nicy uzyskanego
wieku jest trudne na obecnym etapie badañ.
Stanowisko Kurianka
Lokalizacja: 53º45'01", 23º25'80".
Ods³oniêcie znajduje siê oko³o 300 m
na po³udnie od drogi Lipsk–Kurian-
ka–Ryga³ówka. Jest to pagórek o wysoko-
œci 160 m n.p.m., na zboczu którego znaj-
duje siê obecnie czynna du¿a ¿wirownia,
w której eksploatowane s¹ piaski i ¿wiry.
W najbli¿szym s¹siedztwie znajduje siê
ci¹g pagórków o podobnych wysoko-
œciach (160–149 m n.p.m) i orientacji
NW–SE (fig. 10).
Obserwacje geologiczne. Do najlep-
szych obserwacji geologicznych pos³u¿y³y
œcianyAiBwschodniej czêœci ods³oniê-
cia, które by³y eksploatowane wiosn¹
2011 roku (fig. 11). W profilu A ods³ania
siê od do³u mi¹¿sza seria masywnych ¿wi-
rów GPm przechodz¹ca w piaski warstwo-
wane horyzontalnie Sh. Z tych osadów
uzyskano daty OSL 141,0 ±5,7 ka. Powy¿ej wystêpuj¹ ¿wiry drobnoziarniste, warstwowane hory-
zontalnie GRh oraz ¿wiry o strukturze masywnej GPm. (fig. 11,fot. 4). Osady te przechodz¹ w pia-
ski drobnoziarniste warstwowane poziomo Sh, które s¹ rozciête rynn¹ (fot. 4) o g³êbokoœci oko³o
2–3 m, wype³nion¹ osadami o ziarnie malej¹cym do góry (sekwencje: Gh®Fm iSGh®Fm)
(fig. 11), w których widoczne s¹ liczne uskoki komplementarne (fot. 5). Oprócz nich wystepuj¹
liczne zaburzenia o charakterze ci¹g³ym (fa³d?). Nadk³adem opisywanych osadów s¹ zwarte,
masywne gliny lodowcowe o mi¹¿szoœci oko³o 5 m (fot. 5).
36
Fig. 10. Kurianka: lokalizacja i plan ods³oniêcia
Kurianka: location and plan of the exposure
W œcianie B o orientacji niemal N–S s¹ równie¿ widoczne zaburzenia glacitektoniczne
w ¿wirach masywnych (fot. 5), przewarstwionych piaskami drobnoziarnistymi oraz cienk¹
warstw¹ glin lodowcowych (mi¹¿szoœci oko³o 15 cm). Ze wzglêdu na prowadzon¹ obecnie
eksploatacjê nie by³a mo¿liwa bardziej szczegó³owa penetracja ods³oniêtych œcian.
Z profilu œciany B pobrano z glin dwie próbki do badañ litologiczno-petrograficznych
(fig. 11,fot. 5). Wykonano analizê petrograficzn¹ dla frakcji ¿wirowej 5,0–10,0 mm i >10 mm.
Otrzymane wartoœci wskaŸników petrograficznych wynosz¹: 2,22–0,47–1,97 dla próbki z górnej
czêœci pok³adu oraz 2,16–0,48–1,98 z czêœci dolnej.
Podjêto próbê korelacji otrzymanej wartoœci œrednich wspó³czynników petrograficznych tych
glin (2,19–0,47–1,97) z analizowanymi petrograficznie glinami lodowcowymi wystêpuj¹cymi
w otworach wiertniczych w najbli¿szej okolicy. W rejonie Lipska podobn¹ charakterystyk¹
petrograficzn¹ odznaczaj¹ siê gliny lodowcowe zlodowacenia odry w otworach: Wilkownia
(1,86–0,61–1,40), Ostryñskie (1,82–0,60–1,46) i Lipsk (1,80–0,58–1,62), a w rejonie Sztabina
gliny w otworach wiertniczych Cisów (1,99–0,56–1,50) i Domuraty (2,10–0,54–1,49).
37
Fig. 11. Kurianka: szkic œciany pó³nocnej i wschodniej ods³oniêcia w morenie
spiêtrzonej z datami OSL; pozosta³e objaœnienia jak na fig. 8
Kurianka: sketch of the northern and eastern exposure walls of the push moraine;
for other explanations see Fig. 8
Interpretacja. W ¿wirowni w Ku-
riance widoczne s¹ osady fluwiogla-
cjalne, które na podstawie daty OSL
141,0 ±5,7 ka mo¿na korelowaæ ze
zlodowaceniem odry/prypeci. Osa-
dy te zosta³y zaburzone glacitekto-
nicznie (fot. 4–6). Analizowane
w ods³oniêciu gliny s¹ najprawdopo-
dobniej porwakiem glin starszych,
wyniesionym na powierzchniê pod-
czas spiêtrzania osadów buduj¹cych
formê w Kuriance, w czasie transgre-
sji stadia³u warty/so¿a w zlodowace-
niu odry/prypeci.
38
Fot. 4. Kurianka, œciana A:
piaski i ¿wiry w morenie spiêtrzonej;
zaznaczono miejsce i wynik datowania
OSL, pozosta³e objaœnienia jak na
fig.8i11. Fot. J. Rychel
Kurianka, wall A: sands and gravels
in push moraine; indicated is OSL
sampling site and age; for other
explanations see Figs 8 and 11.
Phot. J. Rychel
Fot. 5. Kurianka: gliny lodowcowe na zdeformowanych
glacitektonicznie piaskach i ¿wirach fluwioglacjalnych
w œcianie A; kwadratem zaznaczono miejsce opróbowa-
nia do analiz litologicznych. Fot. J. Rychel
Kurianka: tills on glaciofluvial sands and gravels,
glaciotectonicly deformed; rectangle indicates sampling
site for lithologic analyses. Phot. J. Rychel
Fot. 6. Kurianka: zaburzone glacitektonicznie gliny
lodowcowe oraz osady piaszczysto-ilaste z glaukonitem
w œcianie C. Fot. J. Rychel
Kurianka: glaciotectonic deformations of tills and glauconite
sands and clays in the wall C. Phot. J. Rychel
Ci¹g pagórków w Kuriance, w których opisywano wystêpowanie ¿wirów i g³azów (Krzywic-
ki, 2005), stanowi niew¹tpliwie morenê spiêtrzon¹, korelowan¹ ze stadia³em warty/so¿a, co
pozostaje w zgodzie ze wczeœniejszymi obserwacjami (Krzywicki, 2005). W ods³oniêciu
w Kuriance na uwagê zas³uguje obecnoœæ starszych glin lodowcowych i stowarzyszonych z nimi
glaukonitowych kompleksów piaszczysto-ilastych (fot. 6) oraz przewarstwieñ wêgla brunatne-
go, bêd¹cego najpewniej fragmentem starszych, spiêtrzonych osadów.
Stanowisko Ryga³ówka
Lokalizacja:53º43'46"N, 23º33'21"E.
Stanowisko znajduje siê na po³udnie od
miejscowoœci Ryga³ówka, w odleg³oœci
oko³o 2,5 km od granicy polsko-bia³oru-
skiej. ¯wirownia jest usytuowana w naj-
wy¿szej partii zbocza tarasu kemowego lub
sandrowego na lewym brzegu doliny rzeki
NiedŸwiedzicy (fig. 12). Obserwacje
struktur sedymentacyjnych by³y mo¿li-
we w du¿ym ods³oniêciu na trzech œcia-
nach, o maksymalnych wysokoœciach
8–9 m. £¹cznie mo¿liwe by³o przeanali-
zowanie charakteru osadów do g³êboko-
œci oko³o 13 m. Dno odkrywki znajduje
siê na wysokoœci 135 m n.p.m.
Obserwacje geologiczne.WRy-
ga³ówce zidentyfikowano szeœæ kom-
pleksów litofacjalnych na podstawie
osadów wystêpuj¹cych w œcianach ods³oniêcia (fig. 13). S¹ to od sp¹gu:
A– piaski drobnoziarniste warstwowane poziomo Sh;
B– ¿wiry masywne GPm,GRm;
C– ¿wiry piaszczyste warstwowane horyzontalnie GSh,przechodz¹ce w piaski o przek¹tnym
warstwowaniu rynnowym St i piaski o przek¹tnej laminacji riplemarków wstêpuj¹cych Src; seriê
koñcz¹ piaski pylaste o przek¹tnej laminacji riplemarków wstêpuj¹cych SFrc;
D– ¿wirów i piasków warstwowane przek¹tnie rynnowo GSt;
E– ¿wiry o strukturze masywnej GRm oraz warstwowane poziomo GRh;
F– diamikton ¿wirowo-piaszczysty DmC.
W œcianie znajduj¹cej siê w najni¿szej czêœci ods³oniêcia wystêpuje kompleks A, reprezentowany
przez piaski drobnoziarniste warstwowane poziomo Sh. Drugorzêdn¹ rolê odgrywaj¹ piaski
o p³askim warstwowaniu przek¹tnym (fig. 13). Osady tego kompleksu wystêpuj¹ powszechnie
w dnie ods³oniêcia, tj. 8–9 m poni¿ej wspó³czesnej powierzchni terenu. Charakteryzuje je znaczna
rozci¹g³oœæ ³awic i ich taflowy pokrój. Sp¹g osadów nie jest ods³oniêty, natomiast strop jest œciêty ero-
zyjnie (fig. 13). Pomiary kierunków paleoprzep³ywów wskazuj¹ na odp³yw wód ku po³udniowemu
wschodowi. Akumulacja osadów wykszta³conych w postaci struktur Sh zachodzi³a w warunkach
p³ytkich przep³ywów górnego p³askiego dna (przep³yw nadkrytyczny).
Kompleks Brozpoczynaj¹ osady masywnych ¿wirów drobnoziarnistych o rozproszonym
szkielecie ziarnowym i matryksie piaszczystym (GRm) (fig. 13). Mi¹¿szoœæ tak wykszta³conych
osadów wynosi oko³o 0,4 m. Kontakt z podœcie³aj¹cymi osadami kompleksu Ajest ostry, erozyjny.
39
Fig. 12. Ryga³ówka: lokalizacja i plan ods³oniêcia
Ryga³ówka: location and plan of the exposure
Depozycja tej serii zachodzi³a w warunkach intensywnego przep³ywu. Nadbudowuj¹ je œrednio-
ziarniste ¿wiry masywne o rozproszonym szkielecie ziarnowym i strukturze typu open-work.
Mi¹¿szoœæ serii wynosi 0,2 m. Powy¿ej wystêpuj¹ osady wykszta³cone w formie rytmitu ¿wirowe-
go o normalnym uziarnieniu frakcjonalnym, w postaci cykli GPm®Gh. Mi¹¿szoœæ poszczegól-
nych par lamin wynosi 0,2–0,3 m. Obserwowana mi¹¿szoœæ tych osadów wynosi oko³o 4 m.
Akumulacja nastêpowa³a w warunkach p³ytkich zalewów warstwowych na sto¿ku przejœciowym,
w bliskim s¹siedztwie czo³a l¹dolodu, jednak nie w strefie bezpoœredniego kontaktu lodowego
40
Fig. 13. Ryga³ówka: profile litofacjalne œcian A,BiCods³oniêcia z datami OSL
A–F – kompleksy litofacjalne; pozosta³e objaœnienia jak na fig.8i11
Ryga³ówka: lithofacial section of exposure walls A, B and C with OSL ages
A–F – lithofacial complexes; for other explanations see Figs 8 and 11
(Pisarska-Jamro¿y, 2008), o czym œwiadczy brak gruboziarnistych osadów sp³ywowych. Osady
kompleksu Bs¹ wiêc zapisem krótkookresowych zmian zasilania ablacyjnego, a litofacje GPm
maksimum fali wezbraniowej. U³o¿enie d³u¿szych osi klastów wskazuje na odp³yw w kierunku
pó³nocno-zachodnim.
Kompleks Co mi¹¿szoœci oko³o 3 m stanowi trzon osadów w profilu C ods³oniêcia (fig. 12, 13;
fot. 7). Sp¹g buduj¹ ¿wiry œrednioziarniste masywne o zwartym szkielecie ziarnowym GPm. Ich
genezê nale¿y ³¹czyæ z gwa³townym wezbraniem i nag³¹ sedymentacj¹. Nadbudowane s¹ one ¿wi-
rami i piaskami warstwowanymi horyzontalnie (SGh). Akumulacja osadów nastêpowa³a w warun-
kach górnego p³askiego dna, w p³ytkich i rozleg³ych korytach. Ku stropowi kompleksu przechodz¹
one w piaski ze ¿wirami warstwowane przek¹tnie rynnowo St. Litofacje St powsta³y w efekcie mi-
gracji trójwymiarowych megariplemarków. Ku stropowi wyraŸnie zmniejsza siê energia œrodowi-
ska transportuj¹cego. Pomiary struktur kierunkowych wskazuj¹, ¿e odp³yw wód odbywa³ siê ku
wschodowi i pó³nocnemu wschodowi. Strop kompleksu Cjest erozyjny. Z osadów tworz¹cych
kompleks Cpobrano próbki do analiz litologicznych (fot. 7) z których wynika, ¿e:
– osady tej serii s¹ dobrze lub œrednio wysortowane;
– w stropie kompleksu stwierdzono bardzo niski udzia³ wêglanów (próbka R11 – 0,63%) oraz
wzbogacenie w Fe3+, zaznaczaj¹ce siê za¿elazieniem, a tak¿e strukturami po dawnych systemach
korzeniowych;
41
Fot. 7. Ryga³ówka, œciana C (por. fig. 13);
objaœnienia fig. 8,11 i13.
Fot. J. Rychel
Ryga³ówka, wall C; for explanations
see Figs 8, 11 and 13.
Phot. J. Rychel
Fot. 8. Ryga³ówka: piaski o przek¹tnej laminacji
riplemarków wstêpuj¹cych (Src) stropu kom-
pleksu Cze œladami procesów glebowych.
Fot. J. Rychel
Ryga³ówka: sands with climbing ripple cross-la-
mination (Src) in the top of the complex C,
with traces of soil processes.
Phot. J. Rychel
– na powierzchni ziaren (fot. 7: próbka R11) s¹ widoczne efekty wietrzenia chemicznego,
którego nale¿y upatrywaæ w dzia³aniu procesów postsedymentacyjnych lub wietrzeniu mrozo-
wym, postêpuj¹cym w warunkach peryglacjalnych.
W stropie osadów piaszczystych (Src) obserwowano œlady struktur najprawdopodobniej
kopalnych systemów korzeniowych (fot. 8). Mo¿na wiêc postawiæ hipotezê, ¿e mamy tu do czy-
nienia z zapisem fragmentu poziomu gleby kopalnej.
Kompleks Cmo¿e reprezentowaæ osady fluwialne – wezbranie w rzece roztokowej (Zieliñ-
ski, 1992). Datowanie osadów kompleksu Cmetod¹ OSL wskazuje, ¿e akumulacja osadów mia³a
miejsce od oko³o 138,1±5,4 ka BP do 105,7±5,1 ka BP i 105,5±5,1 ka BP.
Kompleks Dwystêpuje w profilu B (fig. 13). Tworz¹ go osady wype³niaj¹ce g³êbok¹ rynnê
wyciêt¹ w osadach kompleksu C(fot. 9). G³êbokoœæ rynny wynosi oko³o 3,5 m, a jej szerokoœæ
oko³o 20–25 m. Rynnê wype³niaj¹ ¿wiry i piaski warstwowane przek¹tnie rynnowo GSt (fig. 13).
W sp¹gu litofacji wystêpuj¹ wiêksze klasty, tworz¹ce bruk. Ca³kowita mi¹¿szoœæ osadów wynosi
oko³o 3 m. Pomiary struktur kierunkowych w osadach wype³niaj¹cych rynnê wskazuj¹ na
odp³yw wód ku pó³nocnemu wschodowi. Pokrywa siê to z kierunkiem paleopr¹du w osadach
kompleksu C, w których wyciêta jest rynna. Wielkoskalowe rozmycia s¹ znane z osadów ozów,
jak równie¿ kemów, a ich genezê mo¿na t³umaczyæ skanalizowanym gwa³townym przep³ywem.
Osady kompleksu Ds¹ nadbudowane przez ¿wiry drobnoziarniste o strukturze masywnej GRm
oraz warstwowane horyzontalnie GRh kompleksu E(profil B, fig. 13). Sp¹g kompleksu jest erozyj-
ny. Kompleks wype³nia dwie rynny, jedna w³o¿ona w drug¹. Ku stropowi gradacyjnie zmniejsza
siê frakcja, zachowuj¹c ten sam typ warstwowania GRh. Wyniki analizy uziarnienia osadów tego
kompleksu wskazuj¹, ¿e s¹ one Ÿle wysortowane. Na podstawie analizy Cailluex (1942) z póŸniej-
szymi modyfikacjami widaæ, ¿e podobnie jak w pozosta³ych próbkach z tego stanowiska, ziarna
kszta³towane w œrodowisku eolicznym wystêpuj¹ w œladowych iloœciach. Pozosta³e typy ziaren
wystêpuj¹ w mniej wiêcej podobnych proporcjach. Na uwagê zas³uguje jednak bardzo wysoki
udzia³ ziaren pêkniêtych. Zdecydowanie dominuj¹ ziarna reprezentuj¹ce œrodowisko wodne
42
Fot. 9. Ryga³ówka: ¿wiry i piaski warstwowane przek¹tnie wype³niaj¹ce rynnê (kompleks D),
nadbudowane ¿wirami drobnoziarnistymi o strukturze masywnej kompleksu Ei diamiktonem
¿wirowo-piaszczystym kompleksu F; zaznaczono miejsca datowania metod¹ OSL. Fot. J. Rychel
Ryga³ówka: cross-stratified gravels and sands, filling a channel (complex D), overlain by massive
fine-grained gravels of the complex Eand by gravel-sandy diamicton of the complex F
indicated are OSL dating sites and ages. Phot. J. Rychel
(wysokoenergetyczne pla¿owe). Wydaje siê, ¿e reprezentuj¹ one jeden epizod, rozpoczynaj¹cy siê
bardzo intensywn¹ erozj¹, po której nast¹pi³a depozycja w warunkach górnego p³askiego dna, przy
zmniejszaj¹cej siê energii oœrodka transportuj¹cego. Wiek osadów kompleksu Dokreœlony na pod-
stawie datowania metod¹ OSL, wynosi 85 ±3,7 ka BP oraz 87,4 ±8,3 ka BP (fot. 9).
Kompleks Ejest miejscami nadbudowany diamiktonem ¿wirowo-piaszczystym DmC, komplek-
su Fo mi¹¿szoœci1mirozci¹g³oœci oko³o 10 m. Osady tak wykszta³cone wystêpuj¹ g³ównie w osi po-
tê¿nych kana³ów erozyjnych kompleksu D(fot. 9). Reprezentuj¹ one najprawdopodobniej subaeralne
sp³ywy kohezyjne z powierzchni l¹dolodu na sto¿ku glacimarginalnym. By³ to materia³ bardzo uwod-
niony. Wed³ug Pisarskiej-Jamro¿y (2008) osady tego typu mog³y byæ akumulowane w czasie krótkie-
go epizodu w sezonie letnim, a czynnikiem inicjuj¹cym sp³yw móg³ byæ awans czo³a l¹dolodu.
Interpretacja. W osadach fluwioglacjalnych ods³aniaj¹cych siê w ¿wirowni Ryga³ówka jest
zapis co najmniej dwukrotnego bliskiego postoju czo³a l¹dolodu. Pierwszy jest wyra¿ony osada-
mi ¿wirowymi (kompleks B) wykszta³conymi w postaci rytmitu GPm®GPh, obserwowanego
w sp¹gu ods³oniêcia, drugi natomiast w jego stropie (kompleks F) przez niewielkiej mi¹¿szoœci
sp³ywy kohezyjne DmC. Bior¹c pod uwagê fakt, ¿e osady fluwioglacjalne wystêpuj¹ równie¿ na
wysoczyŸnie na prawym brzegu doliny NiedŸwiedzicy, mo¿na za³o¿yæ, ¿e reprezentuj¹ one jeden
szlak sandrowy. Odp³yw wód odbywa³ siê g³ównie ku pó³nocnemu wschodowi i wschodowi.
W osadach kompleksu Cznaleziono poziom stanowi¹cy najprawdopodobniej fragment kopalnego
poziomu glebowego (w œwietle obecnych badañ, owieku oko³o 100 ka BP). Wyniki datowania metod¹
OSL pokazuj¹, i¿ akumulacja komplek-
su Cmia³a miejsce ponad 105 ka BP
temu i mo¿na j¹ korelowaæ ze stadia³em
warty/so¿a (fig. 14). Oko³o 80 ka BP
osady te zosta³y erozyjnie rozciête i aku-
mulowane by³y w rynnie osady kom-
pleksów DiE. Zdarzenie to mo¿na ko-
relowaæ ze zlodowaceniem wis³y/poo-
zieria (fig. 14). Prawdopodobnie w tym
czasie zerodowana zosta³a czêœæ gleby
wczeœniej wykszta³conej w obrêbie
kompleksu C(fig. 14). Ostatnim epizo-
dem, najprawdopodobniej w czasie
postoju l¹dolodu na linii LGM, by³o ero-
zyjne rozciêcie osadów ods³aniaj¹cych
siê w ¿wirowni w Ryga³ówce i powsta-
nie doliny NiedŸwiedzicy (fig. 14).
Wnioski koñcowe. Wszystkie
opracowane ods³oniêcia znajduj¹ siê
na po³udnie od maksymalnego zasiê-
gu (LGM) ostatniego l¹dolodu pod-
czas stadia³u g³ównego zlodowace-
nia wis³y/poozieria. Stanowiska
Choru¿owce, Kurianka i Ryga³ówka
s¹ zlokalizowane w strefie granicz-
nej obszarów objêtych zlodowace-
niami wis³y/poozieria i odry/prypeci
(stadia³u warty/so¿a).
43
Fig. 14. Ryga³ówka: rekonstrukcja warunków
akumulacji (etapy 1–4)
Ryga³ówka: reconstruction of deposition phases 1–4
Wyniki datowania metod¹ OSL mo¿na zestawiæ w trzy grupy:
·141,0 ±5,7 ka – Kurianka, 138,1 ±5,4 ka – Ryga³ówka. Te najstarsze uzyskane wyniki dato-
wania metod¹ OSL mo¿na korelowaæ ze zlodowaceniem odry/prypeci (stadia³em warty/so¿a).
Daty te pochodz¹ z osadów moreny czo³owej spiêtrzonej (Kurianka: osadów piaszczystych przy-
krytych glin¹ lodowcow¹ oraz z osadów fluwialnych kompleksu C w Ryga³ówce).
W stanowisku Ryga³ówka w kompleksie Cwystêpuje kopalny poziom glebowy, którego
stropowa czêœæ zosta³a erozyjnie usuniêta po 105 ka. Wskazuje to na przerwê w sedymentacji
i rozwój procesów glebowych lub na warunki peryglacjalne. Wymaga to dalszych badañ, bo sta-
nowisko to mo¿e mieæ charakter ponadregionalny z punktu widzenia stratygrafii plejstocenu
wschodniej Polski;
·105,5 ±5,1 ka – Ryga³ówka, 105,7 ±5,4 ka – Ryga³ówka, 110,2 ±4,2 ka – Grymiaczki. Daty
te uzyskano z osadów interpretowanych jako fluwialne (kompleks C w Ryga³ówce), które mo¿na
je korelowaæ ze schy³kow¹ czêœci¹ zlodowacenia odry/prypeci (stadia³u warty/so¿a). W Gry-
miaczkach interpretacja jest utrudniona, poniewa¿ brak wyraŸnej granicy litologicznej w osa-
dach, pomiêdzy którymi ró¿nica wynosi oko³o 40 ka. Generalnie mo¿na przypuszczaæ, ¿e osady
buduj¹ce trzon formy w Grymiaczkach to kem powsta³y w czasie zlodowacenia odry/prypeci
(stadia³u warty/so¿a) nadbudowany osadami morenowymi;
·87,4 ±8,3 ka i 85,5 ±3,7 ka w Ryga³ówce oraz 76,8 ±3,7 ka i 45,6 ±2,6 ka w Choru¿owcach.
Daty pochodz¹ z osadów fluwioglacjalnych (kompleks Dw Ryga³ówce), wype³niaj¹cych
g³êbok¹ rynnê wyciêt¹ (wyerodowan¹) w osadach kompleksu C. Otrzymane wyniki mo¿na kore-
lowaæ ze zlodowaceniem wis³y/poozieria.
W Choru¿owcach datowano osady stanowi¹ce fragment tarasu kemowego lub szlaku sandro-
wego. Datowanie metod¹ OSL wskazuje, ¿e akumulacja odbywa³a siê w czasie, gdy w okolicach
Ryga³ówki powstawa³y osady gruboziarniste wype³niaj¹ce rynnê (kompleks D), tj. oko³o 85 ka
BP. Jednak w stanowisku Choru¿owce brak osadów stanowi¹cych przed³u¿enie odp³ywu wód
fluwioglacjalnych z okolic Ryga³ówki. Próbka, z której uzyskano wiek OSL 45,6 ±2,6, pochodzi
z warstwy po³o¿onej blisko wspó³czesnej gleby i mo¿e reprezentowaæ wiek odm³odzony.
Nale¿y dodaæ, ¿e w Ryga³ówce udokumentowano osady z zapisem bliskiego postoju czo³a
l¹dolodu. Datowanie metod¹ OSL osadów kompleksów A,BiCwskazuje, ¿e ich akumulacja
nastêpowa³a w czasie zlodowacenia odry/prypeci (stadia³u warty/so¿a). Reprezentuj¹ one osady
akumulowane w ró¿nych warunkach i œrodowiskach: A– najprawdopodobniej zwi¹zany z rzek¹
roztokow¹, B– na sto¿ku w bezpoœrednim s¹siedztwie czo³a l¹dolodu, C– mo¿e reprezentowaæ
pojedyncze wezbranie w rzece roztokowej. Osadów tak wykszta³conych, jak w Ryga³ówce nie
stwierdzono w dnie doliny NiedŸwiedzicy, jak równie¿ na jej zboczach. Oznacza to, ¿e w czasie,
kiedy nastêpowa³a akumulacja osadów w rejonie Ryga³ówki, tj. oko³o 105 i 85 ka BP, prawdopo-
dobnie jeszcze nie istnia³a dolina rzeki NiedŸwiedzicy, dzisiaj uchodz¹ca do doliny Biebrzy, jak
równie¿ dolina Biebrzy, a przynajmniej jej górny odcinek.
6. WYNIKI BADAÑ PALEOBOTANICZNYCH PROFILU DOMURATY
Podczas opracowywania arkusza Sztabin (Kacprzak, Lisicki, 2007b) wykonano otwór wiert-
niczy w Domuratach (fig. 2). Seria osadów jeziornych, jeziorno-rzecznych i bagiennych z g³êbo-
koœci 97,2–130,9 m zosta³a zbadana metod¹ analizy py³kowej, a uzyskane wyniki stanowi³y pod-
stawê do wyró¿nienia py³kowej sukcesji domuratowskiej (Winter, Lisicki, 2005). Ze wzglêdu na
nieci¹g³oœæ tej sukcesji zwi¹zan¹ z wystêpowaniem w profilu osadów piaszczystych i brakiem
danych palinologicznych postanowiono wykonaæ nastêpny otwór wiertniczy.
44
Otwór wiertniczy Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1) zosta³ wykonany w ramach tematu
badawczego: „Zintegrowany program p³ytkich wierceñ badawczych dla rozwi¹zania istotnych
problemów budowy geologicznej Polski”. Celem by³o odtworzenie sp¹gu osadów czwartorzêdo-
wych i sprecyzowanie stratygrafii plejstocenu w tej czêœci Polski. Otwór ten jest po³o¿ony na
Nizinie Pó³nocnopodlaskiej, na obszarze Wzgórz Sokólskich, przy pó³nocnej granicy z Kotlin¹
Biebrzañsk¹ i w pobli¿u po³udniowej krawêdzi doliny Biebrzy (Lisicki, 2011).
45
Tabela 2
Opis interglacjalnych osadów organicznych z profilu Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1)
Description of interglacial organic deposits in the section Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1)
G³êbokoœæ [m] Opis osadów
92,20–90,20 Mu³ki, czasami ilaste ze skorupkami miêczaków i detrytusem roœlinnym
94,40–92,20 I³y brunatne ze skorupkami miêczaków, czasami z makroszcz¹tkami roœlinnymi
98,80–94,40 Mu³ki ilaste
107,40–98,80 Piaski z humusem, w sp¹gu z makroszcz¹tkami roœlinnymi
109,30–107,40 Mu³ki ilaste z makroszcz¹tkami roœlinnymi i skorupkami miêczaków
110,10–109,30 I³y oliwkowe
111,00–110,10 Mu³ki ilaste z makroszcz¹tkami roœlinnymi
111,30–111,00 Piaski humusowe, przechodz¹ce w mu³ki piaszczyste
111,54–111,30 Gytie mu³kowate z licznymi skorupkami miêczaków
112,10–111,54 Torfy, miejscami skomprymowane
112,43–112,10 Gytie grubodetrytusowe z makroszcz¹tkami roœlinnymi
112,58–112,43 Torfy
113,60–112,58 Gytie mu³kowate
114,60–113,60 Mu³ki, miejscami z gniazdami lub smugami humusu
114,86–114,60 Torfy ciemnobrunatne, silnie skomprymowane
117,10–114,86 Mu³ki humusowe, czasami z laminami piasków i makroszcz¹tkami roœlinnymi,
w sp¹gu zatorfione
117,60–117,10 Mu³ki torfiaste, z wk³adk¹ torfów na g³. 117,50–117,45 m, z makroszcz¹tkami roœlinnymi
119,80–117,60 Piaski, miejscami mu³kowate, z przewarstwieniami humusu
120,10–119,80 Torfy brunatne, silnie skomprymowane na g³. 120,1–119,85 m
124,00–120,10 Piaski œrednioziarniste, w sp¹gu przechodz¹ce w mu³ki humusowe, a nastêpnie
mu³ki zatorfione
125,90–124,00 I³y brunatne z laminami py³ów
129,00–125,90 Mu³ki ilaste, miejscami i³y mu³kowate z laminami py³ów
Seria osadów czwartorzêdowych o mi¹¿szoœci 223 m le¿y bezpoœrednio na utworach kredy
górnej na wysokoœci oko³o 100–105 m p.p.m. Kompleks osadów plejstoceñskich tworzy³y osady
4–6 zlodowaceñ, wykszta³cone w postaci glin lodowcowych i rozdzielaj¹cych je osadów fluwio-
glacjalnych i zastoiskowych, a tak¿e osady jeziorne, jeziorno-rzeczne i jeziorno-bagienne z prze-
warstwieniami torfów (Lisicki, 2011).
Podczas realizacji tematu „Zintegrowany program p³ytkich wierceñ badawczych dla rozwi¹za-
nia istotnych problemów budowy geologicznej Polski” zosta³a wykonana analiza py³kowa 50 pró-
bek pobranych z otworów wiertniczych Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1). Badaniami palinolo-
gicznymi zosta³a objêta seria osadów z g³êbokoœci 89,8–137,5 m (tab. 2). Ze wzglêdu na ma³¹ liczbê
przeanalizowanych próbek w stosunku do mi¹¿szoœci osadów, uzyskane wyniki by³y niewystar-
czaj¹ce do bardziej szczegó³owego odtworzenia zmian roœlinnoœci i klimatu zapisanych w analizo-
wanej serii.
Nastêpnym etapem badawczym by³o wykonanie badañ palinologicznych dla 60 próbek
w ramach realizacji obecnego opracowania.
a. Metodyka
Próbki przeznaczone do analizy py³kowej zosta³y zmacerowane w laboratorium PIG-PIB
w Warszawie. Laboratoryjne przygotowanie próbek polega³o na rozpuszczeniu wêglanu wapnia
w 10% HCl. Nastêpnie osad by³ gotowany w 7% KOH, a oddzielenie frakcji mineralnej nast¹pi³o
przy u¿yciu cieczy ciê¿kiej (wodny roztwór jodku kadmu i jodku potasu, gêstoœæ ok. 2,1). W³aœciw¹
maceracjê przeprowadzono stosuj¹c zmodyfikowan¹ metodê acetolizy Erdmanna.
Stan zachowania sporomorf by³ ró¿ny. W wielu spektrach wystêpowa³ py³ek bardzo znisz-
czony, porozrywany i skorodowany. Dla próbek o bardzo du¿ym udziale sporomorf obcych dla
czwartorzêdu zosta³a wykonana analiza jakoœciowa.
Wyniki analizy py³kowej z próbek, dla których zosta³a wykonana pe³na analiza przedstawio-
nowtabeli 3. Umieszczone zosta³y tam tylko te próbki, w których policzono co najmniej 250 zia-
ren py³ku. Przy obliczeniach procentowych sumê podstawow¹ wynosz¹c¹ 100% stanowi³ py³ek
drzew i krzewów (AP) oraz krzewinek i roœlin zielnych (NAP). Procentowy udzia³ py³ku roœlin
wodnych, zarodników, planktonu i sporomorf redeponowanych obliczony by³ w stosunku do
sumy podstawowej.
Diagram py³kowy jest diagramem uproszczonym, w którym nie wszystkie taksony zosta³y
umieszczone, a wiele krzywych ma charakter zbiorczy, miêdzy innymi Asteraceae, Caryophylla-
ceae i Ranunculaceae. Krzywa Tilia obejmuje py³ek Tilia cordata t.iTilia platyphyllos t., krzywa
Ericaceae zawiera py³ek Ericaceae undiff., Arctostaphyllos iErica, a na krzyw¹ Ephedra sk³ada
siê py³ek Ephedra,E. distachya t.iEphedra fragilis t.
b. Wyniki analizy py³kowej
Palinostratygrafia. Frekwencja py³ku w spektrach z osadów piaszczystych z g³êbokoœci
129,0–137,5 m jest z regu³y niska, a py³ek bardzo zniszczony. Do najczêœciej wystêpuj¹cych tak-
sonów nale¿y py³ek: Pinus, Picea,Alnus, Betula, Artemisia Poaceae oraz py³ek taksonów
przedczwartorzêdowych Nyssapollenites sp. sp., Sciadopitys, Sequoia. Pojawiaj¹ siê cysty
fitoplanktonu morskiego nale¿¹cego do Dinoflagellata. Taki obraz py³kowy mo¿e potwierdzaæ
wniosek Lisickiego (2011) o fluwioglacjalnym pochodzeniu osadów.
46
47
Tabela 3
Opis lokalnych poziomów py³kowych (L PAZ) z profilu Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1)
Description of locaal pollen zones (L PAZ) in the Domuraty 2 section (Nieznany Bór PIG 1)
Nazwa L PAZ G³êbokoœæ
[m] Opis poziomów
12 3
Do 2 24 Cyperaceae-Poaceae-
Potentilla 90,5–94,1
Poziom z dominacj¹ NAP, przewa¿a py³ek Cyperaceae (maks.
udzia³ 54,2%). Udzia³ Poaceae waha siê od 9,6 do 21,6%, Artemisia
od 3,2 do 7,3%, Chenopodiaceae od 0,4 do 1,5%, Potentilla od 0,5
do 1,4%. Py³ek Betula dochodzi do 25%, Salix do 3,5%, Ericaceae
1,5%. Nielicznie pojawia siê py³ek Betula nana t.
Do223Betula-Larix-Hippophaë 96,7–97,6
Ponownie spadaj¹ wartoœci Pinus sylvestris t., a rosn¹ Betula,Larix
(max. 7,6%) i Picea do 1,8%. Pojawia siê py³ek Hippophae z warto-
œci¹ 1,1%, Ericaceae do 2,4%, Betula nana t. i Ephedra
Do222Pinus sylvestris typ-Poaceae 101,8–98,4
Roœnie udzia³ Pinus sylvestris t.iPicea do 1,9%, a spada Betula do
9%, ale udzia³ NAP nie schodzi poni¿ej 20% z Poaceae, Cyperaceae
iArtemisia jako g³ównymi przedstawicielami. Licznie wystêpuje
py³ek Brassicaceae (2,4%)
Do 2 21 Betula-Juniperus-Poaceae 102,2
Spada udzia³ Pinus sylvestris t., Betula roœnie do 30%, Juniperus
osi¹ga maksimum wystêpowowania 8,1%. Rosn¹cy udzia³ NAP do
30% wynika ze wzrostu wartoœci Poaceae
Do220Pinus-Picea-NAP 106,20–102,85
Nastêpuje spadek wartoœci NAP, przewa¿a AP z udzia³em Pinus
sylvestris t. dochodz¹cym do 66%, Betula iPicea do 5,4%. Py³ek roœlin
zielnych reprezentuj¹ Poaceae, Cyperaceae i Artemisia
Do219Artemisia-Chenopodia-
ceae-Potentilla typ 107,3–106,4
Roœnie udzia³ NAP powy¿ej 50%. Poaceae, Cyperaceae i Artemisia
dominuj¹ wraz z Chenopodiaceae. Najwy¿sze wartoœci osi¹ga
py³ek Potentilla t. 2,7%, Thalictrum 2,1%, Valeriana 1,9%.
Z drzew poza Betula liczniej wystêpuje Picea do 2,3%, Salix do
2,5% i Larix do 1,7%
Do218Betula-Pinus sylvestris
typ-Juniperus 108,0–107,7
Poziom z najwy¿szym udzia³em Betula 51,1%. Pinus sylvestris t.
osi¹ga wartoœæ 48,3%, a Juniperus 5,9%. Pojawia siê py³ek Larix.
Wystêpuje Salix. Spada udzia³ NAP
Do 2 17 NAP-Betula-Salix 110,2–108,3
Poziom cechuje rosn¹cy udzia³ NAP (do 50%). Malej¹ wartoœci
py³ku Pinus sylvestris t., Picea iAbies. Do 25% rosn¹ wartoœci Be-
tula. Ponownie py³ek Salix tworzy krzyw¹ ci¹g³¹ do 3,7%,
a Ericaceae do 2,7%. Krzyw¹ ci¹g³¹ wystêpuje równie¿ py³ek Be-
tula nana t. i Bruckenthalia. Pojawia siê py³ek Ephedra. Wœród
py³ku roœlin zielnych o bardzo du¿ym zró¿nicowaniu taksono-
micznym przewa¿a py³ek Poaceae (do 22%) i Cyperaceae (do
25%). Do taksonów o znacz¹cym udziale nale¿y Artemisia, Che-
nopodiaceae, Apiaceae, Ranunculus acris t. (3,2% maks. wystêpo-
wania), Brassicaceae, Cerastium t., Cirsium t., Thalictrum,He-
lianthemum i inne
48
12 3
Do216Picea-Carpinus-Quercus-
-Abies 111,3–110,2
Rosn¹ wartoœci py³ku Pinus sylvestris t. (40,5–54,5%) i Picea do
12%, a maleje udzia³ drzew ciep³olubnych. Krzyw¹ ci¹g³¹ pojawia
siê Abies z maksymalnym udzia³em do 2,8%. Wartoœci Quercus wa-
haj¹ siê od 2,6–7,9%, Carpinus od 1,9 do 6,1%, Ulmus od 1,3 do
3,0%, a Tilia cordata t. od 0,2 do 1,7%. Wartoœci Corylus nie spa-
daj¹ poni¿ej 1%
Do215Carpinus-Alnus-Picea 111,55–111,4
Spada udzia³ Quercus iUlmus. Maksimum wystêpowania przypada
na py³ek Carpinus – 14,5% i Alnus – 37,1%. W m³odszej czêœci po-
ziomu roœnie udzia³ Picea do 8,9%. Pojawia siê py³ek Acer,Tilia
platyphyllos t. i Ligustrum, a sporadycznie Vitis iBuxus
Do214Alnus-Carpinus-Quercus 111,65–111,60 Pojawia siê py³ek Carpinus z wartoœci¹ 6%. Udzia³ Quercus wzrasta
do 15%, a Alnus do 19%
Do213Quercus-Ulmus-Alnus 112,0–111,7
Nastêpuje spadek udzia³u py³ku Pinus sylvestris t., Quercus (17%)
iUlmus (6,8%) osi¹gaj¹ maksimum wystêpowania. Krzyw¹ ci¹g³¹
wystêpuje py³ek Alnus (powy¿ej 10%) i Tilia cordata t.
Do212Pinus-Quercus-Ulmus 112,2–112,1 Nadal spadaj¹ wartoœci Betula,Pinus sylvestris t. uzyskuje 77,1%,
wartoœci Quercus dochodz¹ do 7%, a Ulmus do 1,6%
Do211Pinus 112,2–112,1 Spada udzia³ Betula i NAP, Pinus osi¹ga wartoœæ 74,7%.
Do210Artemisia-Betula-Larix 113,8–112,3
Zanika py³ek Picea, wartoœci Betula rosn¹ do 27,4%, a Larix do 3%.
Udzia³ Pinus sylvestris t. oscyluje od 25,7 do 51,4%. Udzia³ py³ku
Betula nana t. dochodzi do 1,8%, obecny jest py³ek Ephedra. War-
toœci NAP nie spadaj¹ poni¿ej 30%, ze zmiennym udzia³em Cypera-
ceae. Przewa¿a py³ek Poaceae (28,2%) i Artemisia (maksimum wy-
stêpowania 13,6%) z Chenopodiaceae (2,2%) i Apiaceae (2,2%)
Do 2 9 NAP-Picea-Salix undiff. 114,7–114,1
Wartoœci NAP rosn¹ do 50%. Spadaj¹ wartoœci Picea (0,5–6%),
Corylus iJuniperus,Pinus sylvestris iBetula s¹ zmienne. Udzia³ La-
rix nie przekracza 2%, a Salix dochodzi do 6,7%. G³ównym kompo-
nentem py³ku roœlin zielnych s¹ Cyperaceae z udzia³em do 53,2%
Do28Juniperus-NAP-Picea 115,80–114,85
Nadal spada udzia³ Pinus sylvestris t., Quercus iUlmus. Rosn¹ war-
toœci Betula do 16,6%. Udzia³ Picea siêga 11,7%. Larix Rosn¹ war-
toœci Corylus (2,5–7,5%) oraz Salix do 4,2% i Juniperus do 3,8%.
Obecny jest py³ek Ligustrum iEphedra. Krzyw¹ ci¹g³¹ pojawia siê
py³ek Bruckenthalia. Udzia³ NAP siêga 20%, z przewag¹ Poaceae
i Cyperaceae oraz Artemisia. Zwiêksza siê ró¿norodnoœæ taksono-
miczna, krzyw¹ ci¹g³¹ wystêpuj¹ Chenopodiaceae, Apiaceae,
Cichorioideae, Brassicaceae, Filipendula,Galium t., Anthemis t.,
Potentilla t., Thalictrum i in.
Do27Pinus-Picea-Quercus 117,2–115,9
Spadaj¹cy udzia³ AP przypada na py³ek Pinus sylvestris t., Betula,La-
rix,Salix iAlnus, rosn¹ wartoœci Picea. Pojawia siê Quercus
z udzia³em do 2%. Nadal obecny jest py³ek Ligustrum. Wystêpuje
py³ek Ephedra. Krzyw¹ ci¹g³¹ tworzy Azolla filiculoides iSalvinia.
Roœliny zielne reprezentuj¹ Poaceae (4,2–13,9%), Cyperaceae
(1,5–7,3%) i Artemisia (0,3–2,8%), krzyw¹ ci¹g³¹ formuj¹ Apiaceae,
Chenopodiaceae, Potentilla t., Asteraceae, Brassicaceae, Caryophyllaceae
Tabela 3 cd.
Diagram py³kowy zosta³ podzielony na 24 lokalne zespo³y poziomów py³kowych L PAZ,
które stanowi¹ podstawê charakterystyki roœlinnoœci i zmian klimatu. Szczegó³owy opis pozio-
mów py³kowych wyró¿nionych w diagramie zawarto w tabeli 3.
Wyniki analizy py³kowej z profilu Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1) zawarte w diagramie
py³kowym (tabl. 4) dokumentuj¹ sekwencjê py³kow¹ zawieraj¹c¹ zapis ciep³ych jednostek
klimatostratygraficznych o charakterze interglacjalnym i interstadialnym oraz jednostek ch³od-
nych zwi¹zanych ze zlodowaceniami.
Flora py³kowa poziomów Do 2 1–Do 2 2 jest wskaŸnikiem wystêpowania roœlinnoœci zwi¹zanej
z póŸnym glacja³em, reprezentuj¹cej interstadia³ (poziom Do 2 1) i interfazê w obrêbie stadia³u (po-
ziom Do 2 2). Flora py³kowa poziomów Do 2 3–7, maj¹ca ju¿ cieplejszy charakter, zosta³a zaliczo-
na do ciep³ego okresu Do 2 I. W spektrach przewa¿a py³ek drzew, chocia¿ g³ównie strefy borealnej
(sosny, œwierka i modrzewia oraz wierzby). Jedynie w poziomie Do 2 4 liczniej pojawia siê py³ek
taksonów ciep³olubnych dêbu i wi¹zu. Sk³ad flory py³kowej, znacz¹cy udzia³ NAP i du¿e zró¿nico-
wanie taksonomiczne mog¹ wprawdzie wskazywaæ na interstadia³, jednak obecnoœæ py³ku takso-
nów o cieplejszej wymowie klimatycznej (Ligustrum,Trapa natans,Azolla filiculoides) dokumen-
tuj¹ schy³ek cieplejszej jednostki klimatostratygraficznej rangi interglacja³u.
49
12 3
Do26Betula-Larix-Salix 117,6 Spada udzia³ Pinus iPicea. Roœnie Larix 6,3%, Salix 9,8% i NAP
z Poaceae 15,9%, Artemisia 2,6%, Filipendula 2,1%
Do25Pinus-Picea 119,97–118,00
AP dominuje, przewa¿a py³ek Pinus sylvestris t. (55,7–78,4), wyraŸ-
ny udzia³ Picea (6,8–15,2) i Betula (4,4–17,7%), pojawia siê Larix
z wartoœciami do 1,4%. Corylus tworzy krzyw¹ ci¹g³¹ z wartoœciami
do 4,2%. Pojedynczo wystêpuje py³ek Ligustrum
Do24Pinus-Quercus-Ulmus 120,5 Dominuje py³ek Pinus. Udzia³ Quercus wynosi 4,9%, Ulmus 2,4%,
Tilia cordata 1,2%, a Corylus 3,9%.
Do23Pinus-Betula-Picea 124,5
Dominuje py³ek AP z 63% udzia³em py³ku Pinus, udzia³ Picea do-
chodzi do 5%. Drzewa liœciaste reprezentowane s¹ przez Alnus
12,2% i Betula 6,9%, udzia³ ciep³olubnych jest niski:
Quercus – 1,6%, Ulmus – 1,4%.
Do22Pinus-Betula-NAP 127,4–125,0
Do 30% rosn¹ wartoœci NAP. Spada udzia³ py³ku Alnus,Betula iPi-
cea, roœnie Pinus. Rosn¹ wartoœci Juniperus do 2,7%, a Ericaceae
do 5%. Salix tworzy krzyw¹ ci¹g³¹. Pojawia siê py³ek Betula nana t.
iEphedra.Wzrost wartoœci roœlin zielnych przypada na Artemisia,
Poaceae, Cyperaceae i Chenopodiaceae, ale wyraŸnie nastêpuje
zró¿nicowanie taksonomiczne. Licznie pojawia siê py³ek Brassica-
ceae, Cichorioideae, Cirsium t., Apiaceae, Thalicrum,Polygonum
bistorta t. i Saxifraga.Wysoki udzia³ osi¹ga py³ek taksonów obcych
dla czwartorzêdu
Do21Picea-Pinus-Ericaceae
undiff. 129,25
W poziomie wyznaczonym jedn¹ próbk¹ dominuje py³ek AP, g³ów-
nie Pinus (37,6%), Betula (16%), Alnus (15,4%) i Picea (8,3%).
NAP jest reprezentowany przez Ericaceae (1,8%), Poaceae (4,1%),
Artemisia (3,8%) i Chenopodiaceae (1,5%).
Tabela 3 cd.
Poziomy Do 2 8–10 reprezentuj¹ florê py³kow¹ dokumentuj¹c¹ bardzo silne och³odzenie
klimatu o randze interstadialnej – Do 2 I/II. Wysokie wartoœci i ogromna rozmaitoœæ taksono-
miczna cechuje py³ek NAP i krzewów.
Poziomy Do 2 11–16 stanowi¹ zapis sukcesji interglacjalnej – okresu ciep³ego Do 2 II. Do jej
cech charakterystycznych nale¿y wczesne pojawienie siê py³ku dêbu (Quercus) i wi¹zu (Ulmus),
a nastêpnie olszy (Alnus). Maksymalne wartoœci py³ku dêbu wynosz¹ 17%, a wi¹zu dochodz¹ do
8%. Po kulminacji dêbu i wi¹zu pojawia siê prawie jednoczeœnie py³ek graba (Carpinus) i œwier-
ka (Picea). Maksymalny udzia³ graba wynosi 14,5%, który poprzedza kulminacjê œwierka (mak-
simum wystêpowania 12%). Py³ek jod³y (Abies) pojawia siê jako ostatni w sukcesji interglacjal-
nej. Wprawdzie wartoœci py³ku lipy (Tilia) s¹ niskie, ale notowany jest py³ek Tilia platyphyllos t.
Udzia³ leszczyny (Corylus) jest niski, a py³ek jesionu (Fraxinus) pojawia siê sporadycznie.
O interglacjalnym charakterze ciep³ego okresu klimatycznego Do 2 II œwiadczy wystêpowanie
py³ku Vitis iBuxus.
c. Zmiany roœlinnoœci i klimatu
Sekwencjê py³kow¹ z profilu Domuraty 2 rozpoczyna panowanie luŸnych lasów borealnych
z sosn¹, brzoz¹, œwierkiem i olsz¹ – poziom Do 2 1 Picea-Pinus-Ericaceae. Znacz¹cy udzia³
py³ku bylic (Artemisia), komosowatych (Chenopodiaceae) i przêœli (Ephedra) wskazuje na
wystêpowanie zbiorowisk siedlisk otwartych o charakterze stepowym.
Zapis palinologiczny próbek z g³êbokoœci 125,0–129,25 m jest zarejestrowany w mu³kach,
mu³kach ilastych i i³ach. W spektrach wielu próbek z tej g³êbokoœci wystêpuj¹ bardzo licznie tak-
sony charakterystyczne dla miocenu takie jak: Nyssapollenites,Sciadopityspollenistes,Sequoia-
pollenites,Ilexpollenites,Cupressacites,Tricolporopollenites pseudocingulum,Inaperturopol-
lenites hiatus,Juglandipollis juglandoides,Fusupollenites fusus i inne pochodz¹ce z redepozycji.
Z redepozycji pochodzi tak¿e py³ek taksonów o wy¿szych wymaganiach klimatycznych wspól-
nych dla neogenu i czwartorzêdu oraz Picea iAbies. Prawdopodobnie czêœæ py³ku Pinus mo¿e
pochodziæ z redepozycji, ale czêœæ z dalekiego transportu w warunkach ca³kowitego odlesienia.
W spektrach stwierdzono tak¿e py³ek roœlinnoœci lokalnej, która mog³a rosn¹æ w okolicach
zbiornika, a wiêc Ericaceae, Poaceae, Chenopodiaceae, Cyperaceae, Cichorioideae, Artemisia,
Ephedra fragilis t. Taki charakter spektrów mo¿e wskazywaæ na skrajnie ubog¹ roœlinnoœæ i silne
procesy erozyjne.
Spadek intensywnoœci procesów erozyjnych, wi¹¿¹cy siê byæ mo¿e z popraw¹ warunków
klimatycznych lub/i zmniejszon¹ wilgotnoœci¹ wyrazi³ siê w spektrach próbek poziomu
Do22Pinus-Betula-NAP, w których udzia³ NAP dochodzi³ do 30%, a zró¿nicowanie taksono-
miczne roœlin zielnych jako komponentu lokalnego by³o bardzo du¿e. G³ównymi sk³adnikami
zbiorowisk zielnych by³y bylice (Artemisia), wiechlinowate (Poaceae), turzycowate (Cypera-
ceae), komosowate (Chenopodiaceae), krzy¿owe (Brassicaceae) i inne. Roœlinnoœæ mia³a mie-
szany charakter, p³atowo wystêpowa³y zbiorowiska stepowe z bylicami, komosowatymi i przê-
œlami (Ephedra), tundra zielna z wiechlinowatymi i turzycowatymi. Wa¿nym elementem by³y
zbiorowiska krzewiaste z ja³owcem (Juniperus), wierzb¹ (Salix) i brzoz¹ kar³owat¹ (Betula
nana) oraz tundry krzewinkowej z wrzosowatymi (Ericaceae). Znacz¹cy udzia³ py³ku drzew
charakterystycznych dla strefy borealnej mo¿e dowodziæ obecnoœci tych drzew w zbiorowi-
skach, ale mo¿e tak¿e œwiadczyæ o redepozycji lub dalekim transporcie py³ku sosny, brzozy
i œwierka. Pokrywa roœlinna by³a nadal luŸna i z tym faktem nale¿y wi¹zaæ wystêpowanie spo-
romorf obcych dla czwartorzêdu i silnego zniszczenia ziaren py³ku. Charakter roœlinnoœci
50
i zjawisko redepozycji py³ku oraz zniszczenie py³ku powi¹zane z obecnoœci¹ cyst fitoplanktonu
morskiego nale¿¹cego do Dinoflagellata wskazuje na panowanie warunków klimatycznych
o silnych wp³ywach klimatu subarktycznego.
Dla próbek osadów piaszczystych z g³êbokoœci 124,0–120,5 m wykonano wprawdzie badania
palinologiczne, jednak frekwencja py³ku by³a bardzo niska i nie pozwala³a na interpretacjê
uzyskanych wyników.
Do2I.Zmiany w zbiorowiskach roœlinnych nastêpuj¹ce w poziomie Do 2 3 Pinus-Alnus-Be-
tula wyra¿one spadkiem wartoœci NAP i brzozy (Betula) oraz wzrostem udzia³u py³ku drzew
dokumentuj¹ postêpuj¹ce ocieplenie klimatu. Formuj¹ siê zbiorowiska leœne z przewag¹ sosny
z brzoz¹ i œwierkiem, a byæ mo¿e z dêbem i wi¹zem. Olsza (Alnus) tworzy³a zbiorowiska na tere-
nach wilgotnych.
Dalsza poprawa klimatu zarejestrowana jest w poziomie Do 2 4 Pinus-Quercus-Ulmus,
w którym rosn¹cy udzia³ py³ku dêbu i wi¹zu nale¿y wi¹zaæ z rosn¹cym udzia³em tych drzew
w zbiorowiskach leœnych.
Na przemiany zachodz¹ce w zbiorowiskach leœnych w poziomie Do 2 5 Pinus-Picea wska-
zuj¹ rosn¹ce wartoœci œwierka i brzozy wi¹¿¹ce siê z och³odzeniem i wiêksz¹ wilgotnoœæ klimatu.
Na uwagê zas³uguje pojawianie siê py³ku ligustra (Ligustrum).
Krótkotrwa³y wzrost kontynentalizacji i oziêbienie klimatu wyraŸnie zaznaczaj¹ce siê w po-
ziomie Do 2 6 Betula-Larix-Salix wyra¿a siê ekspansj¹ modrzewia oraz rozprzestrzenieniem siê
zbiorowisk krzewiastych z wierzbami (Salix) i ja³owcem (Juniperus) oraz roœlin zielnych.
W zbiorowiskach zielnych przewa¿a³y wiechlinowate (Poaceae), turzycowate (Cyperaceae),
bylice (Artemisia), komosowate (Chenopodiaceae) z du¿¹ rozmaitoœci¹ innych taksonów.
W sosnowo-œwierkowo-modrzewiowych zbiorowiskach leœnych poziomu Do 2 7 Pinus-Pi-
cea-Quercus domieszkê stanowi³y d¹b i wi¹z. Podszycie tworzy³a leszczyna (Corylus). O luŸ-
nym charakterze lasów mo¿e œwiadczyæ wystêpowanie py³ku ja³owca (Juniperus), szak³aka
pospolitego (Rhamnus catharticus) i ligustra (Ligustrum). Nadal wystêpuj¹ zbiorowiska charak-
terystyczne dla siedlisk otwartych. Py³ek roœlin zielnych cechuje siê rozmaitoœci¹ taksonomiczn¹
z dominacj¹ wiechlinowatych, turzycowatych i bylic. Wskazuje to, ¿e wystêpowanie roœlin
zielnych cechowa³ ró¿norodny charakter zbiorowisk siedlisk otwartych. Czêœæ py³ku roœlin ziel-
nych pochodzi³a z szuwarów otaczaj¹cych zbiornik wodnych.
Zbiorowiska ³¹kowe reprezentuje py³ek Polygonum bistorta,Galium, Sanguisorba officina-
lis,Rumex acetosa t., Cirsium t., Thalictrum,Plantago major, Apiaceae i inne. Na siedliskach
suchych mog³y wystêpowaæ zbiorowiska trawiaste z bylicami, komosowatymi i ró¿nymi gatun-
kami przêœli (Ephedra). Z tymi zbiorowiskami prawdopodobnie nale¿y wi¹zaæ py³ek pos³onka
(Helianthemum), Asteraceae, Carypophyllaceae i innych.
W zbiorniku wodnym bujnie ros³y rdestnice (Potamogeton),paprocie wodne azolla (Azolla)
i salwinia (Salvinia) oraz grzybienie (Nymphaea), osoka (Stratiotes), ró¿ne gatunki wyw³ócznika
(Myriophyllum).
Poziom cechuje bardzo niski udzia³ drzew o wy¿szych wymaganiach klimatycznych. Zjawi-
sko to wskazuje na relatywnie ch³odne zimy. O kontynentalizmie klimatu œwiadczy obecnoœæ
py³ku Ephedra fragilis t. (Granoszewski, 2003) i Polemonium, który prawdopodobnie nale¿y do
Polemonium coeruleum wielosi³u b³êkitnego gatunku subkontynetalnego (Zarzycki in., 2002).
Wystêpowanie py³ku ligustru i brukentali mo¿e œwiadczyæ o wysokich temperaturach lata.
W Polsce obecnie w stanie dzikim wystêpuje jedynie ligustr pospolity (Ligustrum vulgare)
(Tomanek, 1994). Jest to krzew, którego wymagania œwietlne s¹ umiarkowane i roœnie na siedli-
skach o co najmniej umiarkowanych warunkach klimatycznych (Mirek i in., 2002), wykazuj¹c
51
du¿¹ odpornoœæ na mrozy (Tomanek, 1994). Przez Mamakow¹ (1989) jest uznany za roœlinê
bêd¹c¹ wskaŸnikiem ciep³ych warunków klimatycznych.
Wspó³czeœnie rodzaj brukentalia reprezentowany jest przez jeden gatunek Bruckenthalia spi-
culifolia, który na terenie Europy roœnie na obszarach z klimatem kontynentalnym o wysokich
œrednich amplitudach rocznych (Granoszewski, 2003). O ciep³ych latach mo¿e równie¿ œwiad-
czyæ wystêpowanie mikrosporangiów azolli i salwini. Obecnoœæ py³ku kotewki wodnej (Trapa
natans) wskazuje, ¿e temperatura wody podczas kwitniêcia tej roœliny musia³a wynosiæ mini-
mum 20ºC (Karg, 2006).
Do 2 I/II. Wzrost wartoœci py³ku Juniperus i brzozy oraz spadek udzia³u sosny i œwierka
cechuje poziom Do 2 8 Juniperus-NAP-Picea. Zbiorowiska leœne, w których ju¿ wczeœniej
wystêpowa³a brzoza zmniejszy³y swój obszar, ale nadal œwierk stanowi³ znacz¹c¹ domieszkê. Na
dalsze otwarcie krajobrazu zwi¹zanie z och³odzeniem klimatu, szczególnie spadkiem temperatu-
ry latem, wskazuje rozprzestrzenienie siê zbiorowisk krzewiastych z ja³owcem i wierzb¹. Lesz-
czyna jako takson o wysokich wymaganiach œwietlnych i adaptuj¹ca siê do ch³odnych warunków
klimatycznych (Zarzycki i in., 2002) stanowi³a istotny sk³adnik tych zbiorowisk.
W poziomie Do 2 9 NAP-Picea-Salix przetrwa³y jeszcze zbiorowiska leœne z brzoz¹, sosn¹,
œwierkiem i modrzewiem oraz krzewiaste z wierzb¹, rozprzestrzeni³y siê zbiorowiska z turzyca-
mi. Zbiorowiska turzycowo-wiechlinowate o charakterze tundry zielnej tworzy³y mozaikê ze
zbiorowiskami stepowymi zdominowanymi przez bylice i komosowate oraz przêœl w poziomie
Do 2 10 Artemisia-Betula-Larix. Rozwinê³y siê zbiorowiska roœlin zielnych zwi¹zanych z miej-
scami wilgotnymi, z którymi nale¿y wi¹zaæ py³ek turzycowatych, Apiaceae, Cichorioideae,
Brassicaceae, Cirsium t., Thalictrum,Ranunculus flammula t., Rumex acetosa t., Polygonum per-
sicaria t., Filipendula. Na rozwój zbiorowisk ³¹kowych wskazuje pojawienie siê py³ku Lythrum,
Plantago media,Polygonum aviculare t., Polygonum bistorta t., Ranunculus acris t., Valeriana
officinalis t., Serratula t. i inne.
W zanikaj¹cych zbiorowiskach krzewiastych pojawi³a siê brzoza kar³owata (Betula nana).
P³atowo wystêpowa³y zbiorowiska z brzoz¹ i modrzewiem. Taki charakter roœlinnoœci œwiadczy
o rozprzestrzenieniu siê laso-stepo-tundry. Wystêpuj¹ce skokowo wartoœci py³ku Cyperaceae
nale¿y wi¹zaæ raczej z obecnoœci¹ fragmentów pylników ni¿ ze znacznymi zmianami klimatycz-
nymi. Klimat móg³ byæ silnie kontynentalny o czym œwiadczy wysoki udzia³ Cyperaceae, Poaceae,
Artemisia, Chenopodiaceae oraz pojawianie siê py³ku Ephedra fragilis t.
Do 2 II. Ekspansja sosny w poziomie Do 2 11 Pinus wskazuje na uformowanie siê zbiorowisk
leœnych z sosn¹, pocz¹tkowo z du¿ym udzia³em brzozy, a póŸniej z dêbem i wi¹zem w poziomie
Do212Pinus-Quercus-Ulmus. W poziomie Do 2 13 Quercus-Ulmus-Alnus nadal panowa³y
ciep³olubne zbiorowiska dêbowe z wi¹zem i sosn¹, ale wzbogacone o olszê (Alnus) i lipê (Tilia).
Po wkroczeniu graba (Carpinus) w poziomie Do 2 14 Alnus-Carpinus-Quercus nast¹pi³o szybkie
rozprzestrzenienie siê œwierka – poziom Do 2 15 Carpinus-Alnus-Picea. Zbiorowiska leœne
mia³y urozmaicony charakter. Powsta³y wielogatunkowe lasy o charakterze gr¹dów z grabem,
œwierkiem, dêbem, wi¹zem, lip¹ i klonem. Na terenach zalewowych rozwinê³y siê lasy ³êgowe
z olsz¹, wi¹zem i jesionem, a obszary podmok³e porasta³y bagienne lasy olszowe. Leszczyna
stanowi³a g³ówny sk³adnik podszycia, ale na obrze¿ach lasów wystêpowa³ ligustr. Pojawiaj¹cy
siê py³ek winoroœli (Vitis) dokumentuje obecnoœæ tej liany. Zbiornik wodny ponownie zasiedli³a
azolla i salwinia wraz z wyw³ócznikami, grzybieniami, osok¹ i rdestami.
Charakter panuj¹cej roœlinnoœci wskazuje na niezbyt zimne zimy i ciep³e lata w czasie opti-
mum klimatycznego. Py³ek winoroœli (Vitis), byæ mo¿e nale¿¹cego do gatunku Vitis vinifera
subsp. sylvestris, gatunku suboceanicznego, mo¿e wskazywaæ œredni¹ roczn¹ na temperaturê
52
10–20°C (Sobolewska, 1954). Wystêpuj¹cy sporadycznie py³ek bukszpana (Buxus) potwierdza
ciep³y charakter zim (Mamakowa, 1989). Obecnoœæ py³ku Tilia platyphyllos wskazuje, ¿e œrednia
temperatura najcieplejszego miesi¹ca wynosi³a 17,5ºC (Granoszewski, 2003).
Pojawienie siê jod³y wi¹za³o siê z ekspansj¹ sosny w zbiorowiska leœne i ograniczenie udzia³u
zbiorowisk gr¹dowych i olszowych – poziom Do 2 16 Picea-Carpinus-Quercus-Abies. Pojawi³
siê py³ek buka (Fagus), a w zbiorniku wodnym kotewka wodna (Trapa natans). Na relatywnie
ciep³e zimy i wp³ywy klimatu oceanicznego wskazuje obecnoœæ py³ku jod³y, dla której œrednia
temperatura najch³odniejszego miesi¹ca wynosi –4,5ºC (Jaworski, Zarzycki, 1983). Na ciep³e
lata wskazuje obecnoœæ py³ku ligustra, a obecnoœæ py³ku Trapa natans to potwierdza.
Wczesny glacja³. Sukcesja py³kowa z profilu Domuraty 2, obejmuj¹ca poziomy Do 2 17–24,
reprezentuje zmiany roœlinnoœci dokumentuj¹ce wczesny glacja³ z oscylacjami klimatycznymi
o charakterze stadialnym i interstadialnym. Nasilaj¹ce siê och³odzenie i kontynentalizacja klima-
tu doprowadzi³y do ust¹pienia zwartych zbiorowisk leœnych i ponownego rozprzestrzenienia siê
zbiorowisk siedlisk otwartych w poziomie Do 2 17 NAP-Betula-Salix. Udzia³ roœlinnoœci zielnej
dochodzi³ do 50%. Dominuj¹cymi taksonami by³y wiechlinowate, turzycowate oraz bylice i ko-
mosowate. Wystêpowa³o du¿e zró¿nicowanie taksonów wskaŸnikowych, œwiadcz¹ce o rozwoju
ró¿norodnych typów zbiorowisk. Licznie wystêpowa³y Brassicaceae, Caryophyllaceae, Potentil-
la t., Thalictrum,Cerastium t., Asteraceae, Ranunculus acris t., Filipendula,Polygonum bistora t.,
P. aviculare t., Valeriana, Polemonium. Zbiorowiska krzewiaste by³y reprezentowane przez
przêœle, wierzbê i brzozê kar³owat¹. Roœlinnoœæ stanowi³a mozaikê ró¿nych zbiorowisk
roœlinnych reprezentowanych przez stepopodobne zbiorowiska wiechlinowatych i ró¿norodne
zbiorowiska tundrowe. Zbiorowiska tundry krzewinkowej tworzy³y wrzosowate (Ericaceae),
wrzos zwyczajny (Calluna vulgaris) i brukentala. Panowanie zbiorowisk otwartych zosta³o prze-
rwane przez ocieplenie wyra¿one wzrostem udzia³u brzozy, a nastêpnie sosny i modrzewia w po-
ziomie Do 2 18 Betula-Pinus-Juniperus. Ocieplenie interstadialne zaznaczy³o siê rozwojem lu-
Ÿnego lasu brzozowego i zbiorowisk z ja³owcem. Rosn¹cy udzia³ py³ku Pinus i spadek Betula
wskazuj¹ na wkraczanie sosny na stanowiska zajmowane przez brzozê.
Po ciep³ej oscylacji klimatycznej nast¹pi³ powrót zbiorowisk siedlisk otwartych œwiadcz¹cy
o silnym och³odzeniu – poziom Do 2 19 Artemisia-Chenopodiaceae-Potentilla t. Z kontynentali-
zacj¹ klimatu jest zwi¹zany wzrost wartoœci py³ku wiechlinowatych, bylic i komosowatych,
œwiadcz¹cy o rozwoju roœlinnoœci stepowej, a w zbiorowiskach tundrowych dominowa³a roœlin-
noœæ zielna. Zbiorowiska krzewiaste by³y reprezentowane przez wierzbê. Na skutek s³abego
zwarcia pokrywy roœlinnej ponownie zosta³y uruchomione procesy soliflukcyjne, skutkuj¹ce
wzrostem wartoœci sporomorf redeponowanych.
Ocieplenie w poziomie Do 2 20 Pinus-Picea-NAP przyczyni³o siê do ponownego rozwoju
zbiorowisk leœnych. Pocz¹tek tej oscylacji klimatycznej o charakterze interstadialnym wyra¿ony
spadkiem jest NAP i wzrostem wartoœci py³ku sosny i œwierka oraz olszy. Nast¹pi³a ekspansja
lasów sosnowych z brzoz¹ z domieszk¹ œwierka i olszy. Zwarcie lasów by³o niepe³ne o czym
œwiadczy udzia³ NAP siêgaj¹cy 20%.
W wyniku och³odzenia i kontynentalizacji klimatu lasy borealne uleg³y przeobra¿eniu wyra¿one-
mu przez ekspansjê brzozy, która zajmowa³a siedliska zajête przez sosnê i œwierk oraz rozszerzeniem
siê zbiorowisk otwartych z ja³owcem i wierzbami oraz roœlinami zielnym reprezentowanymi g³ów-
nie przez wiechlinowate, bylice i komosowate (poziom Do 2 21 Betula-Juniperus-Poaceae).
Ocieplenie klimatu doprowadzi³o do kolejnego rozwoju zbiorowisk leœnych z sosn¹ i do-
mieszk¹ brzozy i minimalnym udzia³em œwierka w poziomie Do 2 22 Pinus-Poaceae. Wkracza-
nie brzozy i modrzewia w zbiorowiska leœne i zwiêkszeniem ich otwartoœci w poziomie
53
Do223Betula-Larix-Hippophae dokumentuje kontynentalizacjê klimatu i powstanie laso-tun-
dry. P³aty zbiorowisk leœnych o charakterze tajgi budowa³y brzoza, sosna i modrzew z niewiel-
kim udzia³em œwierka. Pojedyncze ziarna py³ku modrzewia wskazuj¹ na lokalne wystêpowanie
tego drzewa w zbiorowiskach leœnych (Hantley, Birks, 1983). Udzia³ modrzewia przekraczaj¹cy
7% mo¿e œwiadczyæ o bardzo licznym wystêpowaniu tego drzewa i jednoczeœnie o ich œwietlisto-
œci. Na otwarcie krajobrazu wskazuje równie¿ pojawienie siê zbiorowisk krzewiastych z wierzb¹,
rokitnikiem, ja³owcem i brzoz¹ krzewiast¹. Obecnoœæ py³ku Ericaceae wskazuje na powstanie
p³atów tundry krzewinkowej z wrzosowatymi.
Zdecydowane pogorszenie klimatu skutkowa³o ekspansj¹ roœlinnoœci siedlisk otwartych
z dominacj¹ rozmaitych zbiorowisk tundrowych z p³atami roœlinnoœci stepowej i zanikiem zbio-
rowisk leœnych (poziom Do 2 24 Cyperaceae-Poaceae-Potentilla). Jedynie brzoza mog³a wystê-
powaæ w postaci pojedynczych stanowisk lub wiêkszych skupieñ. Wzros³o znaczenie zbiorowisk
krzewiastych, o czym œwiadczy rosn¹cy udzia³ py³ku ja³owca, wierzby i rokitnika.
d. Interpretacja stratygraficzna
Porównuj¹c sukcesjê py³kow¹ z profilu Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1) z sukcesj¹ zapi-
san¹ w profilu Domuraty (Winter, Lisicki, 2005) nale¿y stwierdziæ, ¿e miêdzy obu sukcesjami
wystêpuj¹ ró¿nice. W sukcesji z profilu Domuraty 2 brak ci¹g³ej dokumentacji ciep³ego okresu
Do I z zapisem optimum klimatycznego. Okres Do 2 I obejmuje schy³ek tego okresu z wyraŸnym
udzia³em œwierka i NAP, o bardzo zbli¿onym charakterze do schy³ku okresu Do I. Podobieñstwo
cechuje tak¿e ch³odne/glacjalne okresy Do I/II i Do 2 I/II z wysokim udzia³em py³ku roœlin
zielnych i zdecydowanym udzia³em œwierka na pocz¹tku oraz rosn¹cym udzia³em bylic i brzozy
u ich schy³ku.
WyraŸne ró¿nice w obu sukcesjach wystêpuj¹ w drugim ciep³ym okresie. Sekwencja okresu
Do 2 II z profilu Domuraty 2 ma zdecydowanie cieplejszy wyraz, a zapis py³kowy wskazuje na jej
charakter interglacjalny. Sukcesjê cechuje pojawienie siê, niemal równoczesne, dêbu i wi¹zu
oraz rosn¹cy udzia³ py³ku tych drzew. Nastêpnie wkracza olsza i grab. Kulminacja graba jest
poprzedzona rosn¹cym udzia³em œwierka i jod³y. W sukcesji z profilu Domuraty w interglacjale
Do II jednoczeœnie pojawia siê py³ek dêbu, wi¹zu, graba i œwierka, a nawet jod³y. Takie zjawisko
wskazuje na erozjê lub brak sedymentacji osadu z zapisem pocz¹tku stadium mezokratycznego
wyró¿nianego w sukcesjach interglacjalnych. Schy³ek okresu Do II i Do 2 II jest bardzo zbli¿ony.
Przebieg sukcesji py³kowej z profilu Domuraty 2 wskazuje na odrêbnoœæ w stosunku do
sukcesji augustowskiej (Janczyk-Kopikowa, 1996; Winter, 2008). Wprawdzie ogólny obraz
py³kowy sukcesji domuratowskiej i augustowskiej jest zbli¿ony, ale istniej¹ odrêbnoœci ró¿ni-
cuj¹ce wiekowo obie sukcesje. Ró¿nice miêdzy obiema sukcesjami wyraŸnie rysuj¹ siê w okre-
sach ch³odnych i w m³odszym interglacjale. W okresie ch³odnym/glacjale w sukcesji z Domurat
brak jest ciep³ego interstadia³u A I/II, który wystêpuje w sukcesji augustowskiej (Winter,
Janczyk-Kopikowa, 2006).
Wyniki wykonanych ju¿ badañ palinologicznych profilu Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1)
wnios³y nowe dane, które pozwoli³y wyró¿niæ w py³kowej sukcesji domuratowskiej okres ciep³y
w randze interglacja³u. Nadal pozostaje nierozwi¹zany problem starszego okresu klimatycznego,
zapisu roœlinnoœci i rangi klimatycznej.
54
7. MODEL 3D REJONU KANA£U AUGUSTOWSKIEGO
Model geologiczny, czyli mapa geologiczna 3D, jest to nowa generacja map z informacj¹
okreœlon¹ w trzech wymiarach. Stanowi ona syntezê wszelkich dostêpnych informacji geologicz-
nych: map powierzchniowych, map œciêcia poziomego, przekrojów geologicznych i geofizycz-
nych oraz profili otworów wiertniczych. Wszystkie zgromadzone dane podlegaj¹ na bie¿¹co pod-
czas prac kartograficznych analizie w œrodowisku 3D, a w przestrzeni trójwymiarowej mo¿na
weryfikowaæ oraz okreœlaæ interakcje pomiêdzy zebranymi danymi, ich jakoœæ, aktualnoœæ,
dok³adnoœæ, itp. Model geologiczny jest w pe³ni cyfrowym opracowaniem kartograficznym pod-
legaj¹cym odgórnie narzuconym kryteriom, takim jak uk³ad odwzorowania, rozdzielczoœæ pio-
nowa i pozioma oraz stopieñ zgeneralizowania wydzieleñ i powierzchni (CD).
a. Metodyka konstrukcji modelu
Do przygotowania modelu u¿yto oprogramowania gOcad,GRASS GIS oraz Adobe Acrobat
3D. Budowê modelu poprzedza³y prace kameralne, przygotowanie danych oraz ich konwersja do
uk³adu i formatu akceptowanego przez oprogramowanie. Prace te opiera³y siê na nadaniu geore-
ferencji oraz dobraniu przewy¿szeñ dla zeskanowanych przekrojów geologicznych i geofizycz-
nych (gOcad), przeprojektowaniu uk³adów odwzorowania map rastrowych i wektorowych do
uk³adu PUWG 92 (GRASS GIS – biblioteki OGR i GDAL). Dane punktowe, czyli wiercenia
zosta³y zaimportowane w postaci profili z wyznaczonymi sp¹gami wydzieleñ stratygraficz-
nych na podstawie archiwalnych kart otworów oraz wydruków baz danych do mapy Grodno
(GkcoSB), a tak¿e profili rastrowych, którym nadano georeferencje (gOcad). Tak zebrane dane
zosta³y umieszczone w œrodowisku 3D, gdzie przy odpowiednio dobranym przewy¿szeniu
dokonano ich weryfikacji w aspekcie wzajemnego wystêpowania oraz lokalizacji na modelu
terenu. Z punktów 3D oraz zdygitalizowanych przekrojów utworzono powierzchnie sp¹gowe
wydzieleñ stratygraficznych.
Za pomoc¹ oprogramowania Adobe Acrobat 3D dokonano zrzutu geometrii wykonanego
modelu z programu gOcad do makiety modelu zapisanej w ogólnodostêpnym formacie pliku PDF.
Do konstrukcji modelu rejonu Kana³u Augustowskiego u¿yto danych w uk³adzie PUWG 92
oraz danych otrzymanych z generalizowanych map i przekrojów w skali 1:50 000. Model
obejmuje powierzchniê rozci¹gaj¹c¹ siê od jeziora Serwy na wschód a¿ po koryto rzeki Niemen
(fig. 2). Zwizualizowany obszar znajduje siê na trzech arkuszach Szczegó³owej mapy geologicz-
nej Polski w skali 1:50 000 (Krzywicki, 2000, 2002a) i jednego arkusza Mapy geologicznej
osadów czwartorzêdowych Bia³orusi w skali 1:200 000 (Zhevachevskaya, 2008). Wykorzystano
równie¿ dokumentacjê zawart¹ w opracowaniu Krzywickiego (1997).
b. Charakterystyka modelu
Ze wzglêdu na iloœæ i jakoœæ danych w modelu wyznaczono: powierzchniê terenu, po-
wierzchniê den zbiorników oraz wydzielenia litologiczne i powierzchniê pod³o¿a utworów
czwartorzêdowych. Powierzchnia terenu obejmuje 370,615 km2(371,245 km2uwzglêdniaj¹c
ukszta³towanie terenu). Powierzchnia den zbiorników jeziornych zosta³a wykonana na
podstawie planów batymetrycznych jeziora Serwy, szeregu zbiorników na Kanale Augustow-
skim (Gorczyckiego, Orlego, Paniewa, Krzywego i Mikaszewa) oraz jezior: Bro¿ane, P³askie,
55
G³êbokie i Szlamy. G³ówne wydzielenia litologiczne widoczne na modelu to piaski i ¿wiry flu-
wioglacjalne z recesji l¹dolodu zlodowacenia wis³y/poozieria w czasie transgresji i recesji
l¹dolodu fazy pomorskiej, wraz z piaskami eolicznymi i nierozdzielonymi osadami rzecznymi;
gliny lodowcowe, miejscami z przewarstwieniami piasków i ¿wirów fluwioglacjalnych oraz
i³ów i mu³ków zastoiskowych, piaski i ¿wiry fluwioglacjalne zwi¹zane z recesj¹ l¹dolodu star-
szego stadia³u zlodowacenia wis³y/poozieria lub z transgresj¹ l¹dolodu m³odszego stadia³u
tego zlodowacenia, a tak¿e nierozdzielone osady starszych zlodowaceñ i interglacja³ów.
Powierzchnia terenu zbudowana na podstawie SRTM-3 (Shuttle Radar Topography Mis-
sion, 3``) zosta³a przekonwertowana do uk³adu odwzorowania PUWG 92. W obszarze mode-
lu zasiêg wysokoœciowy waha siê od 88,9 w dolinie Niemna do 167,8 m n.p.m. w rejonie
wzgórz sopoækiñskich. Z miejsca zauwa¿alny jest podzia³ na obszar ³agodny i p³aski równiny
sandrowej, miejscami porozcinany dolinami rzek i jeziorami rynnowymi po stronie polskiej
(zakres 115–130 m n.p.m) i urozmaicony ze wzgórzami (115,0–167,8 m n.p.m.) oraz wielki-
mi i g³êbokimi dolinami po stronie bia³oruskiej, w tym szczególnie dolin¹ Niemna (88,9 m
n.p.m.) (fig. 15).
Bry³a glin lodowcowych zlodowacenia wis³y/poozieria na obszarze modelowanym sk³ada siê
z izolowanych p³atów o mi¹¿szoœci do 22 m na terenie Bia³orusi, chocia¿ przewa¿nie jej
mi¹¿szoœæ wynosi 2,5–10,0 m (fig. 16). Gliny lodowcowe zlodowacenia wis³a/poozieria s¹ przy-
kryte i podœcielone nieci¹g³ymi seriami osadów fluwioglacjalnych powsta³ymi podczas ostatnie-
go zlodowacenia.
Strop glin wystêpuje na wysokoœci 137,4–169,3 m n.p.m. W okolicy wsi Rudawka gliny te
wystêpuj¹ na powierzchni terenu, tworz¹c „wyspy” wskutek zniszczenia w czasie recesji l¹dolo-
du przez wody proglacjalne. Ich nieci¹g³oœæ potwierdza batymetria jezior, które maj¹ wiêksz¹
g³êbokoœæ na obszarze pozbawionym glin, zaœ misy s¹ p³askie i p³ytkie, tam gdzie zbiorniki
powsta³y nad osadami glacjalnymi.
Pod³o¿e osadów czwartorzêdu jest zbudowane z osadów paleogenu i kredy (kampanu).
W czêœci po³udniowo-wschodniej osady te s¹ silnie zaburzone glacitektoniczne (fig. 17), oderwa-
ne i przemieszczone w postaci nasuniêæ ku po³udniowemu wschodowi, a nad rzek¹ Wo³kuszank¹
na wschód od wsi Rudawka wystêpuj¹ niemal na powierzchni terenu.
W przestrzeni 3D, w zestawieniu z dostêpnymi danymi dokonano interpretacji przekroju
elektrooporowego, uzyskanego podczas prac terenowych w maju 2010 roku. Ci¹g o d³ugoœci
5 km by³ zlokalizowany na równinie sandrowej na po³udnie od Jeziora Orlego. Na przekroju elek-
trooporowym zaznaczaj¹ siê dwie strefy o niskiej opornoœci – obszary ciemnoniebieskie (fig. 18).
Wskazuje to na wystêpowanie w tych miejscach obszarów podmok³ych i tym samym o zwiêkszo-
nej przewodnoœci. Podmok³oœci tworzy³y siê bezpoœrednio nad p³atami glin lodowcowych, które
tworzy³y kieszenie, w których zbiera³a siê woda. W strefach pozbawionych pokrywy gliniastej
woda infiltrowa³a w g³¹b, co na przekroju wyznaczaj¹ barwy ¿ó³te i czerwone, charakteryzuj¹ce
strefy o du¿ych opornoœciach.
56
57
Fig. 15. Zró¿nicowanie morfologii powierzchni terenu obszaru modelu Kana³u Augustowskiego na tle ukszta³towania powierzchni
podczwartorzêdowej oraz archiwalnych przekrojów geologicznych i profili otworów wiertniczych. W po³udniowo-wschodnim krañcu obszaru
wyraŸnie widoczne deformacje glacitektoniczne pod³o¿a powi¹zane z elewacj¹ powierzchni terenu. W górnym prawym rogu pokazano lokalizacjê
modelu na Mapie pogranicza polsko-bia³oruskiego w skali 1:250 000
Relief of landscape and Quaternary bedrock in the Augustów Canal model area at the background of archival geological cross-sections and borehole
sections. In the south-eastern part of the area there are distinct glaciotectonic deformations of the bedrock, corresponding to the elevated
landscape. Location of the model at the Geological map of the Polish-Belarusian cross-border area, 1:250 000, is in the upper right
58
Fig. 16. Mi¹¿szoœæ glin lodowcowych zlodowacenia wis³y/poozieria w rejonie Kana³u Augustowskiego. Bry³y glin zachowa³y siê
w postaci izolowanych p³atów („wysp”) o mi¹¿szoœci przewa¿nie 2,5–10,0 m (maksymalne mi¹¿szoœci nie przekraczaj¹ 22 m).
Pok³ad glin zosta³ przewa¿nie usuniêty przez wody proglacjalne podczas recesji l¹dolodu. Zamieszczono równie¿
profil geologiczny (Krzywicki, 2001a) oraz profile otworów wiertnicyzch
Thickness of tills of the Vistulian/Poozierian Glaciation in the Augustów Canal area. Tills are preserved as isolated patches (‘islands’),
usually 2.5–10.0 m thick (maximum less than 22 m). A tills has been generally eroded by glacial meltwaters during ice sheet retreat.
Geologic section (Krzywicki, 2001a) and borehole sections are also presented
59
Fig. 17. Ukszta³towanie powierzchni pod³o¿a podczwartorzêdowego – deformacje glacitektoniczne w po³udniowo-wschodniej
czêœci modelu (okolice miejscowoœci Sapoækinie), na tle numerycznego modelu rzeŸby terenu, archiwalnych przekrojów geologicznych,
przekroju elektrooporowego i profili otworów wiertniczych
Relief of Quaternary bedrock – glaciotectonic deformations in the north-eastern part of the model (vicinity
of the village Sapotskin) at a background of a Digital Terrain Model, archival geological cross-sections,
geoelectrical cross-section and borehole sections
60
Fig. 18. Przekrój elektrooporowy w przestrzeni 3D (lokalizacja ci¹gu elektrooporowego na tle powierzchni modelu w prawym górnym rogu).
Obszary o barwie ciemnoniebieskiej wyznaczaj¹ miejsca o mniejszej opornoœci. Strefa horyzontalna wyznacza poziom wód gruntowych
ustabilizowany w piaskach sandrowych, dwie pionowe strefy w centrum i na po³udniowym zachodzie (prawa strona przekroju)
wyznaczaj¹ obszar wystêpowania glin
Geoelectrical cross-section located in the model (in the upper right). Dark-blue areas are low-resistivity zones, a horizontal plane presents groundwater
aquifer within sandur sands, 2 vertical planes in the centre and in the south-west (right-hand side of the section) indicate location of tills
8. OPRACOWANIE REDAKCYJNE MAP I PRZEKROJÓW GEOLOGICZNYCH
Opracowanie cyfrowe arkuszy map wykonano w oprogramowaniu firmy ESRI – czêœæ
opracowania przygotowano w ArcInfo Workstation, w wersji ostatecznej dane zgromadzono
w geobazie personalnej ArcGis ver. 9.3.1.
Makiety do druku dla obydwu arkuszy (tabl. 1,2) zestawiono z wykorzystaniem aplikacji
ArcMap.
a. Przygotowanie materia³u wyjœciowego do opracowania mapy
Materia³ wyjœciowy do opracowania mapy przygotowano z wykorzystaniem danych zgroma-
dzonych w bazie Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000 oraz materia³ów
autorskich arkuszy SMGP, których opracowanie nie zosta³o zakoñczone. W trakcie prac przepro-
wadzono:
·pobranie z bazy arkuszy SMGP wchodz¹cych w zakres opracowania; jeden z arkuszy
wykorzystano w formie rastra z materia³u autorskiego, poniewa¿ brak go w bazie SMGP;
·przeliczenie wspó³rzêdnych arkuszy SMGP na uk³ad „92”, w którym wykonano opracowanie –
arkusze w bazie SMGP przechowywane s¹ w uk³adzie „42”;
·zestawienie arkuszy wchodz¹cych w zakres opracowania w jeden ci¹g³y obszar, rektyfikacja
rastra dla arkusza SMGP_225 (brak cyfrowej wersji arkusza) – dopasowanie do zestawionych
arkuszy:
– zestawienie wydzieleñ geologicznych map w skali 1:50 000,
– zestawienie pozosta³ych elementów mapy,
– zestawienie lokalizacji otworów wiertniczych z poszczególnych arkuszy SMGP;
·wydruk w skali 1:125 000 jako materia³ podk³adowy do przeprowadzenia generalizacji
wydzieleñ geologicznych oraz opracowania przekrojów geologicznych;
·przygotowanie podk³adu topograficznego na podstawie Vmap L2 – granice administracyjne
(granice pañstw – Polska, Bia³oruœ, Litwa), drogi, zbiorniki wodne, rzeki, izohipsy i miasta.
b. Cyfrowanie materia³ów autorskich po generalizacji
Po zakoñczonej analizie i generalizacji dostêpnych danych oraz pracach terenowych na
obszarze opracowania przygotowano materia³y autorskie w formie kalek z wrysowanymi ele-
mentami map jako materia³ wyjœciowy do cyfrowania. Opracowanie map przeprowadzono zgod-
nie z podzia³em na klasy i warstwy obiektów, jakie odpowiadaj¹ opracowaniu SMGP 1:50 000
i MGP 1:200 000. Ten sposób wykonania umo¿liwia bezpoœrednie wykorzystanie danych zgro-
madzonych w zasobach PIG-PIB oraz wykorzystanie zgromadzonych materia³ów do póŸniej-
szych opracowañ.
Do opracowania mapy zaprojektowano zestaw kodów i symboli dla poszczególnych elemen-
tów. W opracowaniu mapy osadów powierzchniowych wykonano dla czêœci polskiej:
·rektyfikacjê do granic opracowania zgeneralizowanych i zeskanowanych (w formacie *.tif)
materia³ów autorskich, wrysowanie i kodowanie granic wydzieleñ geologicznych dla czêœci do
granicy pañstwa, kodowanie wydzieleñ zgodnie z materia³ami autorskimi oraz legend¹ straty-
graficzn¹;
·wprowadzenie na mapê lokalizacji wybranych otworów wiertniczych – kodowanie symboli,
numeracja otworów oraz wprowadzenie danych okreœlaj¹cych profile otworów, dane niezbêdne
do konstrukcji przestrzeni do cyfrowania przekrojów geologicznych;
61
·wrysowanie, na podstawie lokalizacji otworów wiertniczych, linii przekrojów geologicz-
nych – dla przekroju (A–B), który jest publikowany na mapie (tabl. 1), jak równie¿ linii pozo-
sta³ych przekrojów (tabl. 3) – kodowanie zgodnie z ustalon¹ symbolik¹;
·wrysowanie oraz zakodowanie pozosta³ych elementów mapy – linia okreœlaj¹ca maksimum
ostatniego zlodowacenia, stanowiska interglacjalne, wychodnie ska³ pod³o¿a na powierzchni
w deformacjach glacitektonicznych, stanowiska dokumentacyjne oraz zaburzenia glacitekto-
niczne;
Dla czêœci bia³oruskiej mapy:
·czêœæ mapy opracowano w formie cyfrowej na podstawie materia³ów dostarczonych przez
autorów oraz na podstawie arkusza dostêpnej Mapy geologicznej Bia³orusi w skali 1:200 000;
·sposób kodowania i opracowania by³ identyczny jak dla polskiej czêœci mapy.
Mapa pod³o¿a czwartorzêdu zosta³a przygotowana bezpoœrednio w geobazie personalnej
arkusza mapy. Zaprojektowano strukturê poszczególnych warstw mapy pod³o¿a z jej symbolik¹
odmienn¹ od zasad opracowania mapy powierzchniowej:
·zakodowano granice oraz wydzielenia geologiczne zgodnie z opracowanymi symbolami
i legend¹;
·zakodowano i odpowiednio oznaczono izohipsy powierzchni podczwartorzêdowej;
·wrysowano na podstawie lokalizacji wybranych wierceñ i linii przekrojów geologicznych
odpowiednie zakodowanie zgodnie z ustalonymi symbolami linii przekroju, który jest publiko-
wany na arkuszu mapy.
Opracowanie cyfrowe przekrojów geologicznych odby³o siê na bazie zeskanowanych mate-
ria³ów autorskich:
·zaprojektowano i wykonano w odpowiedniej skali przestrzeñ dla opracowania 5 przekro-
jów geologicznych do mapy powierzchniowej oraz przestrzeñ dla przekroju do mapy pod³o¿a
czwartorzêdu – skala pozioma jest zgodna ze skal¹ opracowania mapy i wynosi 1:250 000, skalê
pionow¹ ustalono na 1:10 000;
·odpowiednio zakodowano granice oraz wydzielenia geologiczne, wprowadzono punktowe
elementy zaznaczone na przekrojach (znaleziska fauny i flory kopalnej);
·wprowadzono pozosta³e elementy przekrojów – linie otworów wiertniczych, literowe
oznaczenia linii przekrojów (A–B, C–D, E–F, G–H, I–K), nazwy miejscowoœci dla lokalizacji
wierceñ, literowe oznaczenia stron œwiata oraz opisy podzia³ek skali pionowej.
c. Redakcja mapy
Makiety dla obydwu map w wersji do druku przygotowano w aplikacji ArcMap.
W formacie zaprojektowanym do druku umieszczono na dwóch oddzielnych arkuszach,
poszczególne elementy mapy powierzchniowej oraz mapy pod³o¿a czwartorzêdu – arkusz mapy,
przekrój geologiczny, legendê stratygraficzn¹ i znaki konwencjonalne, skorowidz wykorzysta-
nych materia³ów oraz opisy pozaramkowe. Prace obejmowa³y równie¿:
·dobranie kolorystyki dla map na podstawie stratygrafii wydzieleñ geologicznych;
·dobranie kolorystyki zgodnie ze stratygrafi¹ utworów oraz szrafur na oznaczenie litologii
dla przekrojów geologicznych zarówno zamieszczonych na mapie, jak i w tekœcie;
·rozstawienie numerów wydzieleñ geologicznych zgodnie z legend¹ dla map oraz przekro-
jów geologicznych;
·kompozycjê i zestawienie makiety dla map – opracowanie legendy stratygraficznej oraz le-
gendy znaków konwencjonalnych;
62
·zestawienie i wprowadzenie na obydwie makiety opisów pozaramkowych – nazwiska re-
daktorów naukowych, autorów poszczególnych elementów mapy, redaktora merytorycznego
oraz redaktora technicznego;
·dobranie pozosta³ych elementów mapy – tytu³ mapy, skala, podzia³ka i pozosta³e opisy.
·przygotowanie plików do druku w formacie *.pdf
9. PODSUMOWANIE
W wyniku korelacji wydzieleñ litologiczno-stratygraficznych, której opracowanie by³o g³ów-
nym zadaniem projektu, a tak¿e korelacji jednostek geomorfologicznych, opracowano mapê geolo-
giczn¹ pó³nocnej czêœci obszaru pogranicznego Polski i Bia³orusi dla rejonu Sokó³ka–Grodno
w skali 1:250 000 w wersji zakrytej i odkrytej o powierzchni oko³o 4950 km2, w tym po stronie
polskiej oko³o 3000 km2. Przygotowano równie¿ pilota¿owy model 3D, przedstawiaj¹cy budowê
geologiczn¹ dla rejonu Kana³u Augustowskiego pomiêdzy jeziorem Serwy a Niemnem.
W profilu stratygraficznym czwartorzêdu wyró¿niono osady plejstocenu i holocenu. Ze
wzglêdu na ró¿n¹ pozycjê zlodowacenia narwi w Polsce i na Bia³orusi wprowadzono dodatkowe
uzupe³nienie nazwy tego zlodowacenia z u¿yciem symbolu pl dla obszaru Polski i by dla Bia³oru-
si. Osady plejstoceñskie zaliczono do zlodowaceñ: narwi pl, nidy/narwi by, sanu 1, sanu 2/bere-
zyny, liwca, krzny, odry/prypeci i wis³y/poozieria oraz do interglacja³ów: augustowskiego,
koziego grzbietu, ferdynandowskiego/bia³owieskiego, mazowieckiego/aleksandryjskiego, zbój-
na i eemskiego/murawiñskiego. Stratygrafia osadów lodowcowych w czêœci polskiej zosta³a
oparta na wynikach badañ petrograficznych ¿wirów frakcji 5–10 mm glin lodowcowych
i w œcis³ym nawi¹zaniu do wyników badañ palinologicznych osadów miêdzymorenowych.
Badania palinologiczne osadów z profilu Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1) na Równinie
Augustowskiej udokumentowa³y sekwencjê py³kow¹ zawieraj¹c¹ zapis ciep³ych jednostek
klimatostratygraficznych o charakterze interglacjalnym i interstadialnym oraz jednostek ch³od-
nych zwi¹zanych ze zlodowaceniami. Diagram py³kowy zosta³ podzielony na 24 lokalne zespo³y
poziomów py³kowych L PAZ, które stanowi¹ podstawê charakterystyki roœlinnoœci i zmian kli-
matu w dwóch okresach ciep³ych w randze interglacja³ów, rozdzielone okresem zimnym. Prze-
bieg domuratowskiej sukcesji py³kowej wykazuje odrêbnoœæ w stosunku do sukcesji augustow-
skiej. Mimo zbli¿onego ogólnego obrazu py³kowego sukcesji, ró¿nice miêdzy obiema wyraŸnie
rysuj¹ siê w okresach ch³odnych i w m³odszym interglacjale. Stwarza to mo¿liwoœæ uznania
w przysz³oœci profilu z Domurat za stratotypowy dla interglacja³u koziego grzbietu. Wymaga to
jeszcze kompleksowego wyjaœnienia sytuacji geologicznej tego profilu, co pozwoli na jedno-
znaczne okreœlenie chronostratygrafii sukcesji interglacjalnej.
Na omawianym obszarze pogranicza wyró¿niono cztery g³ówne jednostki geomorfologiczne,
ró¿ni¹ce siê budow¹ geologiczn¹ oraz liczb¹, rozmiarem i zró¿nicowaniem form rzeŸby. S¹ to
równiny sandrowe, dolina Niemna, dolina Biebrzy i wysoczyzny polodowcowe. Powierzchnia
terenu zosta³a ukszta³towana przez dwa zlodowacenia plejstoceñskie. Czêœæ po³udniowa, obej-
muj¹ca wiêkszoœæ Wzgórz Sokólskich i fragment Wysoczyzny Bia³ostockiej w Polsce oraz
Wysoczyznê Grodzieñsk¹, zosta³a objêta przez l¹dolód zlodowacenia odry/prypeci. Czêœæ
pó³nocna, z Równin¹ Augustowsk¹ i pó³nocnym fragmentem Wzgórz Sokólskich w Polsce,
Równin¹ Dainawsk¹ na Litwie oraz Nizin¹ Œrednioniemeñsk¹ na Bia³orusi, zosta³y objête przez
l¹dolód zlodowacenia wis³y/poozieria.
W stanowisku Ryga³ówka udokumentowano osady, w których jest zapis co najmniej dwu-
krotnego bliskiego postoju czo³a l¹dolodu. S¹ to osady akumulowane na sto¿ku sandrowym
63
w bezpoœrednim s¹siedztwie czo³a l¹dolodu oraz przez rzekê roztokow¹. Datowanie metod¹ OSL
wskazuje na akumulacjê w czasie zlodowacenia odry/prypeci (stadia³ warty/so¿a). W osadach
stanowiska Ryga³ówka stwierdzono wystêpowanie fragmentu kopalnego poziomu glebowego,
którego stropowa czêœæ zosta³a usuniêta erozyjnie w okresie po 105 ka. Charakter osadów rzecz-
nych wystêpuj¹cych jedynie w Ryga³ówce wskazuje, ¿e dolina rzeki NiedŸwiedzicy oraz dolina
Biebrzy powsta³y dopiero w m³odszej czêœci zlodowacenia wis³y/poozieria.
Najstarszymi ska³ami stwierdzonymi w analizowanych otworach wiertniczych s¹ granitoidy
proterozoiczne, bezpoœrednio na nich le¿¹ piaskowce i mu³owce jury, przykryte przez wapienie
jury górnej, ska³y kredy oraz osady paleogenu, neogenu i czwartorzêdu.
Powierzchnia pod³o¿a czwartorzêdu jest silnie urozmaicona. Wykazuje niewielkie nachyle-
nie ku zachodowi, ale zaznaczaj¹ siê w niej liczne elewacje i depresje zbudowane ze utworów
neogenu, paleogenu i kredy, co jest niew¹tpliwie zwi¹zane z tektonik¹. Na obszarze Wysoczyzny
Grodzieñskiej i w dolinie Wo³kuszanki na obszarze Polski utwory kredy górnej, paleogenu i neo-
genu s¹ silnie zdeformowane glacitektonicznie, tworz¹c ³uski, fa³dy, antykliny i diapiry. Zabu-
rzenia te, g³ównie w postaci ³usek glacitektonicznych, wygasaj¹ ku po³udniowi, a ich wiek okre-
œla siê na zlodowacenie odry/prypeci.
Nacisk l¹dolodów, co najmniej dwóch zlodowaceñ, jest zapisany tak¿e na powierzchni terenu
w postaci 3–7 ³uków na WysoczyŸnie Grodzieñskiej i wskazuje na kierunek ze wschodu na
zachód i 6–8 na Wzgórzach Sokólskich o kierunkach nacisku z pó³nocnego wschodu na
po³udniowy zachód i z pó³nocy na po³udnie oraz o kierunkach ze wschodu na zachód w po³udnio-
wej czêœci obszaru. Na obu obszarach, a szczególnie na Wzgórzach Sokólskich i terenach przy-
leg³ych wystêpuj¹ liczne kry (porwaki) utworów kredy oraz paleogenu i neogenu.
Opracowany model przestrzenny, czyli mapa geologiczna 3D, dla rejonu Kana³u Augustow-
skiego od jeziora Serwy do rzeki Niemen stanowi now¹ generacjê map z informacj¹ okreœlon¹
w trzech wymiarach, bêd¹c¹ syntez¹ wszelkiej dostêpnej informacji geologicznej. Stwierdzono,
¿e warstwy glin lodowcowych zlodowacenia wis³y/poozieria na obszarze modelowanym
sk³adaj¹ siê z izolowanych p³atów, przykrytych i podœcielonych nieci¹g³ymi seriami osadów flu-
wioglacjalnych powsta³ych podczas ostatniego zlodowacenia. Miejscami wystêpuj¹ one na
powierzchni terenu, tworz¹c „wyspy” o charakterze ostañców, utworzonych wskutek erozji
przez wody proglacjalne w czasie recesji l¹dolodu. Nieci¹g³oœæ glin potwierdza batymetria
jezior, które maj¹ wiêksz¹ g³êbokoœæ na obszarze ich pozbawionym, zaœ misy jezior s¹ p³askie
i p³ytkie tam, gdzie s¹ umiejscowione nad p³atami glin.
Interpretacja przekroju elektrooporowego wykonanego na po³udnie od Jeziora Orlego wyka-
za³a wystêpowanie dwóch stref o niskiej opornoœci, odpowiadaj¹cych strefom podmok³ym i tym
samym o zwiêkszonej przewodnoœci. Podmok³oœci powsta³y bezpoœrednio nad p³atami glin lodow-
cowych, które tworzy³y kieszenie, w których zbiera³a siê woda. W strefach pozbawionych pokrywy
gliniastej woda infiltrowa³a w g³¹b, co na przekroju charakteryzuje strefy o du¿ej opornoœci.
Mapa geologiczna osadów powierzchniowych i pod³o¿a czwartorzêdu pó³nocnej czêœci
pogranicza polsko-bia³oruskiego jest pierwszym wspólnym polsko-bia³oruskim opracowaniem
kartograficznym. Nowatorska skala opracowania 1:250 000, bêd¹ca zaczynem nowej generacji
przegl¹dowych map geologicznych w krajach Unii Europejskiej, jak równie¿ synchronizacja le-
gendy i podzia³u stratygraficznego dla potrzeb mapy stwarza podstawy dla opracowania obszaru
ca³ej strefy pogranicza obu krajów. Dla rejonu Kana³u Augustowskiego pokazano mo¿liwoœci,
jakie stwarza modelowanie 3D dla zobrazowania budowy geologicznej, co mo¿e mieæ zasadni-
cze znaczenie dla racjonalnego wykorzystania zasobów naturalnych i ochrony œrodowiska natu-
ralnego strefy pogranicza polsko-bia³oruskiego, które pod wzglêdem atrakcyjnoœci geologicznej
64
ma potencjalne mo¿liwoœci odegrania wiod¹cej roli w Europie œrodkowo-wschodniej. Wykona-
ne opracowanie mo¿e pos³u¿yæ miêdzy innymi do wytypowania obszarów cennych pod wzglê-
dem geologicznym i do podjêcia próby objêcia ich ochron¹ prawn¹, a tak¿e mieæ wymierny
wk³ad w stworzenie podstaw dla o¿ywienia pó³nocnej czêœci regionu pogranicza polsko-bia³oru-
skiego pod k¹tem jego kompleksowego zagospodarowania turystycznego, w szczególnoœci oto-
czenia Kana³u Augustowskiego i prze³omu Niemna w rejonie Grodna.
LITERATURA
ABER J.S., BER A., 2007 – Glaciotectonism. Elsevier, Amsterdam.
BANASZUK H., BANASZUK P., 2010 – Zagadnienia morfogenezy Niziny Pó³nocnopodlaskiej. Oficyna
Wyd. Polit. Bia³., Bia³ystok.
BATURA W., 2001 – Poszukiwania i pozyskiwanie surowców do budowy Kana³u Augustowskiego. Rocz.
Augustowsko-Suwalski,1. Augustowsko-Suwalskie Towarzystwo Naukowe, Suwa³ki.
BER A., 1972a – Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Sokó³ka, wyd. A. Inst. Geol., Warszawa.
BER A., 1972b – Objaœnienia do Mapy geologicznej Polski 1:200 000, ark. Sejny i Sokó³ka. Inst. Geol.,
Warszawa.
BER A., 1972c – Mapa geologiczna Polski 1:200 000, ark. Sokó³ka, wyd. B. Inst. Geol., Warszawa.
BER A., 2000 – Plejstocen Polski pó³nocno-wschodniej w nawi¹zaniu do g³êbszego pod³o¿a i obszarów
s¹siednich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 152: 1–89.
BER A., 2004 – Polska pó³nocno-wschodnia. Pojezierze Suwalsko-Augustowskie. W: Glacitektonika
wybranych obszarów Polski (red. A. Ber, D. Krzyszkowski). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 408: 81–85.
BER A., 2006 – Mapa glacitektoniczna Polski, 1:1 000 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
BER A., 2009 – Vertical stress of the Pleistocene continental glaciers and its hypothetical evidence in pre-
sent relief of northern Europe. Polish Geol. Inst. Sp. Papers,25: 7–12.
BER A., LISICKI S., WINTER H., 2009 – Stratygrafia dolnego plejstocenu pó³nocno-wschodniej Polski na
podstawie badañ osadów jeziornych z profili Sucha Wieœ (Pojezierze E³ckie) i Czarnucha (Równina Au-
gustowska) w nawi¹zaniu do obszarów Rosji, Litwy i Bia³orusi. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 435: 23–35.
BITNER K., 1957 – Trzy stanowiska flory interglacjalnej w okolicach Sidry. Biul. Inst. Geol., 118:
109–154.
BORATYN J., 2006 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Sokó³ka i Sokó³ka E. Pañstw.
Inst. Geol., Warszawa.
BORATYN J., KRYSIAK Z., 2004 – Stanowisko 3 – Zadworzany. Œrodowisko sedymentacji rozleg³ego
sto¿ka marginalnego w rejonie Wzgórz Sokólskich. XI Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski.
Supraœl, 30.08–03.09. 2004: 121–126. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
CAILLEUX A., 1942 – Les actions eoliennes periglaciaires en Europe. Min. Soc. Géol. France,41.
CHEPULYTE V.A., 1966 – O pierekrytii riss-wirmskich otlozhenii w okresnostiakh goroda Grodno more-
noi poslednego oledenieniya. W: Palinologia w gieologicheskih issledowaniyakh Pribaltiki. Zinatne,
Riga.
CHEPULYTE V.A., 1986 – K diskusji o ploshchadi rasprastranieniya morennogo suglinka poslednego
oledenieniya w juzhnoi Pribaltikie. W: Issledowaniya lednikovyh obrazovanii Pribaltiki, Vilnius.
CZAPLICKA J., 1952 – Opracowanie geologiczne 13 profili badawczych z utworami interglacjalnymi
z okolic Sokó³ki na Podlasiu. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
CZARNOCKI S., 1931 – Mapa bogactw kopalnych Rzeczypospolitej Polskiej, 1:750 000. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
65
DYAKOWSKA J., 1936 – Interglacja³ w Poniemuniu pod Grodnem. Starunia, 14.
DZIUBEK A., 2002 – Tills at Kolodezhny Rov near Grodno (western Belarus). Mat. Field Symposium on
Quaternary geology and geodynamics in Belarus. May 20–25th. 2002, Grodno. Abstract volume,
Minsk: 13–14.
FOLK R.L., WARD W.C., 1957 – Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters.
J. Sedim. Petrol., 27,1: 3–26.
GAJEWSKI Z., 1968 – Objaœnienia do Przegl¹dowej mapy surowców skalnych Polski, ark. Bia³ystok,
1:300 000. Inst. Geol., Warszawa.
GA£¥ZKA D., GASTO£-PALECHOWSKA B., MARKS L., NAUWALDT E., STAÑCZAK Z., 2009 –
Instrukcja reambulacji Mapy geologicznej Polski w skali 1:200 000. Wyd. II, uzupe³nione. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
GARETSKY G.I., 1980 – Osobennosti paleopotamologii lednikovykh oblastiey (na primiere Bielorussko-
wo Poniemaniya). Nauka i Tekhnika, Minsk: 1–281.
GARETSKY G.I. (red.), 1989 – Geologicheskaya karta chetvertichnykh otlozhenii Belorusskoi SSP,
1:500 000. VSEGEI, Leningrad.
GAWOR-BIEDOWA E., 1992 – Trzy orzeczenia mikropaleontologiczne dotycz¹ce próbek z otworów
wiertniczych i odkrywki z ark. Rygol i Rudawka. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
GAWOR-BIEDOWA E., 1999 – Wykonanie badañ mikropaleontologicznych próbek skalnych w celu okre-
œlenia wieku z otworów: Czarnucha, Cisów, Domuraty na arkuszu Sztabin SMGP 1:50 000. Centr. Arch.
Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
GAWOR-BIEDOWA E., 2002a – Badania 10 próbek mikropaleontologicznych pod³o¿a podczwartorzêdo-
wego do ark. Lipsk SMGP 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
GAWOR-BIEDOWA E., 2002b – Wykonanie badañ mikropaleontologicznych 4 próbek z arkusza Sucho-
wola SMGP 1:50 000 z otworów Leszczany i Horodnianka. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol.,
Warszawa.
GEDL P., 2002a – Wyniki badañ mikropaleontologicznych próbek z otworu Zapaszt dla SMGP 1:50 000,
ark. Nowowola. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
GEDL P., 2002b – Ekspertyza dinocystowa utworów z odwiertów kartograficznych £apczyn K-1, £omy
K-2, Trofimówka K-3, ark. Jasionówka SMGP 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol.,
Warszawa.
GLOGER Z., 1903 – Dolinami rzek. Opis podró¿y wzd³u¿ Niemna, Wis³y, Bugu i Biebrzy. Nak³ad Ferdy-
nanda Hösicka. Warszawa.
GRANOSZEWSKI W., 2003 – Late Pleistocene vegetation history and climatic changes at Horoszki Du¿e,
eastern Poland: a paleobotanical study. Acta Paleobot., 4.
GUOBYTE R., 1998 – Quaternary geological map of Lithuania, scale 1:200 000. Geological Survey
of Lithuania, Vilnius.
GURSKY B.N., 1974 – Nizhnii i srednii antropogen Belorussii. Nauka i tekhnika, Minsk: 1–144.
GURSKY B.N., 1990 – Geomorfologicheskaya karta Belorusskoi SSR, 1:500 000. GUGK, Moskwa.
HALICKI B., 1951– Podstawowe profile czwartorzêdu w dorzeczu Niemna. Acta Geol. Pol., 2, 1: 5–101.
HALICKI B., SAWICKI L., 1935 – Sprawozdania z badañ nad stratygrafi¹ czwartorzêdu w dolinie œrodko-
wego Niemna. Pos. Nauk. Pañstw. Inst. Geol., 48: 41–43.
HARAPIÑSKA–DEPCIUCH M., 1972 – Petrografia osadów kredy górnej w pó³nocno-wschodniej czêœci
Ni¿u Polskiego. Biul. Inst. Geol., 261: 171–257.
JANCZYK-KOPIKOWA Z., 1996 – Ciep³e okresy w mezoplejstocenie pó³nocno-wschodniej Polski. Biul.
Pañstw. Inst. Geol., 373: 49–66.
66
JAROÑ B., 1933 – Analiza py³kowa interglacja³u z ¯ydowszczyzny ko³o Grodna. Rocz. Pol. Geol.,
9: 147–183.
JAWORSKI A., ZARZYCKI K., 1983 – Ecology. W: S. Bia³obok (red.). Jod³a pospolita Abies alba Mill.
Nasze drzewa leœne, Monografie popularno naukowe, 4: 317–430. PWN, Warszawa-Poznañ.
JUSKOWIAK-SCHOENEICHOWA M., KRASSOWSKA A., 1988 – Paleomi¹¿szoœci, litofacje i paleo-
tektonika epikontynentalnej kredy górnej w Polsce. Kwart. Geol., 32, 1: 177–198.
KACPRZAK L, LISICKI S., 2007a – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Sztabin. Pañstw.
Inst. Geol., Warszawa.
KACPRZAK L., LISICKI S., 2007b – Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000,
ark. Sztabin. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
KACPRZAK, L., KRYSIAK, Z. 2004 – Stanowisko 1–Kamieñ, morena czo³owa zlodowacenia Wis³y–za-
burzenia glacitektoniczne. W: Ber A, Krysiak Z., Lisicki S. (red.), Zlodowacenia i interglacja³y wschod-
niej Polski, problemy plejstocenu Wysoczyzny Bia³ostockiej. 11 Konferencja Stratygrafia plejstocenu
Polski, Supraœl, 30.08–03.09.2004. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa: 114–117.
KARABANOV A.K., 1987 – Grodnenskaja vozvyshennost’, strojeniye, relief i etapy formirowaniya.
Nauka i Tekhnika”, Minsk: 1–107.
KARABANOV A.K., 1997 – On the influence of neotectonic and processes on glacial morphogenesis.
Quaternary deposits and neotectonics in the area of Pleistocene glaciations. Abstract Volume of the
Field Symposium: 24–25. Minsk.
KARABANOV A.K., 2000 – Glaciotectonics of Belarus. Geol. Quart., 44, 1: 1–7.
KARABANOV A.K., 2002 – Stop 8. Glaciodislocations in the chalk quarry „Pyshki”. Field Symposium on
Quaternary geology and geodynamics in Belarus. May 20–25th. 2002, Grodno. Excursion Guide. Minsk.
KARG S., 2006 – The water chestnut (Trapa natans) as a food resource during the 4th to 1st millennia BC
at Lake Federsee, Bad Buchau (Southern Germany). Environmental Archaelogy,11, 1:125–130.
KAROLEWICZ W., 1929 – Paleogen na ziemiach b. W. Ks. Litewskiego. Pamiêtnik II Zjazdu S³owiañskich
geografów i etnografów w Polsce w r. 1927, 1. Kraków.
KMIECIAK M., 2006 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Nowowola. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
KONDRACKI J., PIETKIEWICZ S., 1967 – Czwartorzêd pó³nocno-wschodniej Polski. W: Czwartorzêd
Polski (red. R. Galon i J. Dylik). PWN, Warszawa: 206–258.
KONGIEL R., 1937 – O wieku siwaka z Wólki Rz¹dowej i Wólki Dorguñskiej ko³o Sopoækiñ. Prace Towa-
rzystwa Przyjació³ Nauk w Wilnie. Wydzia³ Nauk Matematycznych i Przyrodniczych, 11. Wilno.
KOZ£OWSKI I., 2006 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Suchowola. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
KRYGER M.I., KUPCOWA I.A., KURJERAWA L.W., 1971 – Adorvien miezhledavikovykh diatamitav
Paniemuñ–2 goroda Grodna. W: Antrapagen Bielarusi, Minsk.
KRZYWICKI, T. 1997 – Mapa rozprzestrzenienia m³odopejstoceñskich glin zwa³owych w po³udniowej
czêœci Puszczy Augustowskiej, jako podstawa wyznaczenia zasiêgu ostatniego zlodowacenia w pó³noc-
no-wschodniej Polsce. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
KRZYWICKI T., 1998 – Sk¹d wzi¹æ kredê w Puszczy Augustowskiej, czyli o glacielewacji na granicy
polsko-bia³oruskiej. Sprawozdania z czynnoœci i posiedzeñ Polskiej Akademii Umiejêtnoœci, 62: 168.
KRZYWICKI T., 1999 – Maksymalny zasiêg l¹dolodu zlodowacenia Wis³y w pó³nocno-wschodniej Polsce
i obszarach przyleg³ych. Pr. doktorska. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
KRZYWICKI T., 2000 – Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Rygol i Ru-
dawka. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
KRZYWICKI T., 2001a – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Rygol. Pañstw. Inst. Geol.,
Warszawa.
67
KRZYWICKI T., 2001b – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Rudawka. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
KRZYWICKI T., 2002a – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Stacja Augustów. Pañstw.
Inst. Geol., Warszawa.
KRZYWICKI T., 2002b – Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Stacja Au-
gustów. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
KRZYWICKI T., 2002c – The maximum ice sheet limit of the Vistulian Glaciation in northeastern Poland
and neighbouring areas. Geol. Quart., 46, 2: 165–188.
KRZYWICKI T., 2005a – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Lipsk. Pañstw. Inst. Geol.,
Warszawa.
KRZYWICKI T., 2005b – Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Lipsk.
Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
KRZYWICKI T., 2006 – Przegl¹d problemów badawczych górnego plejstocenu i rozwój badañ nad zasiêgami
l¹dolodów skandynawskich w pó³nocnej czêœci Niziny Podlaskiej. Rocz. Augustowsko-Suwalski, 6.
KUPRYJANOWICZ M., 2008 – Vegetation and climate of the Eemian and Early Vistulian lakeland in nor-
thern Podlasie. Acta Paleobot., 48, 1: 3–130.
LINDNER L., ASTAPOVA S.D., 2000 – Pleistocene glacigenic beds, their age and geologic setting in bor-
derland of Poland and Belarus. Geol. Quart., 44, 2: 187–197.
LINDNER L., GOZHIK P., MARCINIAK B., MARKS L., YELOVICHEVA Y., 2004 – Main climatic
changes in the Quaternary of Poland, Belarus and Ukraine. Geol. Quart., 48, 2: 97–114.
LINDNER L., SANKO A., 2008 – PóŸnoplejstoceñski rozwój doliny Niemna w rejonie Grodna na Bia³orusi.
Prz. Geol., 56, 1: 73–80.
LISICKI S., 2001 – Geneza niecki jeziora Œniardwy i budowa geologiczna jej otoczenia w œwietle nowych
danych geologicznych. Biul. Pañstw. Inst. Geol.,397: 133–150.
LISICKI S., 2003 – Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis³y. Pr. Pañstw.
Inst. Geol., 177: 1–105.
LISICKI S., 2011 – Dokumentacja geologiczna otworu badawczego Nieznany Bór PIG 1 (Domuraty 2).
Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
LISICKI S., WINTER., 2004 – Rewizja pozycji stratygraficznej osadów dolnego i œrodkowego plejstocenu
pó³nocno-wschodniej Polski. Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych, 4, seria Geo-
grafia UAM, 68: 259–283.
LITVINIUK G., SHALABODA V., PAVLOVSKAYA I., 2002 – Stop 9. Muravian (Eemian) Interglacial
sediments at Pyshki. Field Symposium on Quternary geology and geodynamics in Belarus, Grodno,
20–25 May 2002. Excursion Guide, Minsk: 46–52.
MAKHNACH N.A., YAKUBOVSKAYA T.V., 1975 – Obiskopayemnoi florie i rastitielnosti Kolodezhno-
go Rva. Stratigrafija i paleogeografia antropogena, Nauka i Tekhnika: 21–48. Minsk.
MAJEWSKA A., 2007 – Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej Polski 1:50 000, ark. Nowy
Dwór. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
MAJEWSKA A., 2008a – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Nowy Dwór. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
MAJEWSKA A., 2008b – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark. Ryga³ówka. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
MAMAKOWA K., 1989 – Late Middle Polish Glaciation, Eemian and Early Vistulian vegetation at Imbra-
mowice near Wroc³aw and the pollen stratigraphy of this part of the Pleistocene in Poland. Acta Palaeo-
bot.29:11–176.
68
MARCINIAK B., YELOVICHOVA J., LINDNER L., SANKO A., 2007– Stanowisko osadów jeziornych
interglacja³u murawiñskiego (eemskiego) w Rumlówce ko³o Grodna. Bia³oruœ. Biul. Pañstw. Inst.
Geol.,425: 75–86.
MARKS L., 2002 – Last Glacial Maximum in Poland. Quater.Sc.Rev., 21: 103–110.
MARKS L., 2010 – Timing of the Late Vistulian (Weichselian) glacial phases in Poland. Quaternary Scien-
ce Reviews, doi:10.1016/j.quascirev.2010.08.008. [dok. elektroniczny]
MARKS L., BER A., GOGO£EK W., PIOTROWSKA K. (red.), 2006 – Mapa geologiczna Polski
1:500 000 wraz z tekstem objaœniaj¹cym. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
MARKS L., PAVLOVSKAYA I.E., 2003 – The Holsteinian Interglacial river network of mid-eastern
Poland and western Belarus. Boreas, 32, 2: 337–346.
MARKS L., PAVLOVSKAYA I.E., 2006 – Correlation of the Saalian glacial limits in eastern Poland and
western Belarus. Quatern. Internat., 149: 87–93.
MARKS L., PAVLOVSKAYA I.E., 2007 – Development of meltwater outflow during Last Glacial Maxi-
mum in the Middle Neman valley region, central Europe. Quatern. Internat., 167–168.
MATVEYEV A.V., 1995 – Glacial history of Belarus. W: J. Ehlers, S. Kozarski, Ph. Gibbard (red.), Glacial
deposits in north-eastern Europe. Rotterdam-Brookfield: 267–276.
MUSIA£ A., 1992 – Studium rzeŸby glacjalnej pó³nocnego Podlasia. Rozpr. Uniw. Warsz., 403.
NOWICKI A.J., 1965 – Czwartorzêd okolic Sokó³ki. Biul. Inst. Geol., 187.
OLSZEWSKA B., 2001a – Wyniki badañ mikropaleontologicznych wykonanych dla SMGP 1:50 000, ark.
Nowowola. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
OLSZEWSKA B., 2001b – Wyniki badañ mikropaleontologicznych dla arkusza Sokó³ka SMGP 1:50 000.
Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
PARUCH-KULCZYCKA J., 2008 – Opracowanie mikropaleontologiczne próbek geologicznych po-
chodz¹cych ze stanowisk: P-VI Brzozowo, P-V Nierosno, P-VI Wola wykonanych na potrzeby SMGP
1: 50 000, ark. D¹browa Bia³ostocka (225). Muz. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
PASIUKIEVICH W.I., NIELIPOVICH A.N., LEVICKAYA R. I., SEMENYUK A.D., 1972 – Krajevyje
obrazowaniya maksimalnoy (ozierskoy) stadii Valdaiskogo oledenieniya zapada Bielarussii. W: Kray-
evye obrazovaniya materikovykh oledenienii, Moskva: 265–268.
PAVLOVSKAYA I., KARABANOV A., 2002 – Geological outline ot the Quaternary in Middle Neman
area. Field Symposium on Quaternary geology and geodynamics in Belarus, Grodno, 20–25 May 2002.
Excursion Guide. Minsk: 58–62.
PAVLOVSKAYA I., LITVINIUK G., 2002 – Poozerian (Weichselian) glaciolacustrine sediments at Dubna
and the evolution of the Skidel ice-dammed lake. W: I. Pavlovskaya (ed.) Field Symposium on Quaterna-
ry geology and geodynamics in Belarus, Grodno, 20–25 May 2002. Excursion Guide, Minsk.
PAVLOVSKAYA I., YELOVICHEVA Y., MURASHKO L., KHYURSEVITH G., SZADKOWSKA M.,
2002 – Muravian (Eemian) sediments at Poniemun as a key to definition of the last glaciation limit and
evolution of the Neman valley. W: I. Pavlovskaya (ed.), Field Symposium on Quaternary geology and
geodynamics in Belarus, Grodno, 20–25 May 2002. Excursion Guide, Minsk.
PIWOCKI M., 2004 – Ni¿ Polski i jego po³udniowe obrze¿enie. Paleogen W: T.M. Peryt, M. Piwocki (red.):
Budowa geologiczna Polski. Stratygrafia. Kenozoik – Paleogen i neogen, 1, 3a: 22–71. Pañstw. Inst.
Geol., Warszawa.
PISARSKA-JAMRO¯Y M., 2008 – Zonation of glaciomarginal environment inferred from Pleistocene
deposits of Myœlibórz lakeland, NW Poland. Geogr. Ann., 90A, 3: 237–249.
P£ONCZYÑSKI J., KUREK S., PREIDL M., 2009a – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, ark.
Jasionówka. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
P£ONCZYÑSKI J., KUREK S., PREIDL M., 2009b – Objaœnienia do Szczegó³owej mapy geologicznej
Polski 1:50 000, ark. Jasionówka. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
69
SANKO A., YELOVICHEVA Y., MOTUZKO A., 2002 – Stop 9. Muravian (Eemian) lacustrine deposits
at Rumlovka. Field Symposium on Quaternary geology and geodynamics in Belarus. May 20–25, 2002,
Grodno. Excursion Guide. Minsk: 54–57.
SHALABODA V., 2001 – Characteristic features of Muravian (Eemian) pollen succession from various
regions of Belarus. Acta Palaebot., 41, 1: 27–41.
S£ODKOWSKA B., 1995 – Wyniki badañ palinologicznych próbek osadów trzeciorzêdowych z profilu
Ma³owiste, ark. Stacja Augustów SMGP 1:50 000. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
S£ODKOWSKA B., 2002 – Wyniki badañ palinologicznych próbek osadów trzeciorzêdowych z otworu
wiertniczego Ho³odolina dla SMGP 1:50 000, ark. Suchowola. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol.,
Warszawa.
S£ODKOWSKA B., 2009 – Palynology of the Paleogene and Neogene from the Warmia and Mazury areas
(NE Poland). Geologos,15, 3/4: 219–234.
SOBOLEWSKA M., 1954 – Dzika winoroœl (Vitis sylvestris Gmel.) w plejstocenie Polski. Biul. Inst. Geol.
69, 5: 159–166.
ŒRODOÑ A., 1950 – Rozwój roœlinnoœci pod Grodnem w czasie ostatniego interglacja³u. Acta Geol. Pol.,1,
4:365–400.
STUCHLIK L., 2002 – Ekspertyza palinologiczna próbek osadów z otworów kartograficznych £apczyn
K-1, £omy K-2, Trofimówka K-3, dla SMGP 1:50 000, ark. Jasionówka. Centr. Arch. Geol. Pañstw.
Inst. Geol., Warszawa.
SZAFER W., 1926 – O florze i klimacie okresu miêdzylodowcowego pod Grodnem. Spraw. Kom. Fizjogr.
PAU,60: 1–40.
TOMANEK J., 1994 – Botanika leœna. PWRiL, Warszawa.
TSAPENKO M.M., MAKHNACH N.A., 1959 – Antropogenoviye otlozheniya Belarussi:1–225. Nauka
i tekhnika, Minsk.
VIELICHKIEVICH F.J., DERJUGO G.W., ZERNITSKAYA W.P., ILKIEVICH G.I., LEVITSKAYA
R.I., LITVINIUK G.I., MATVIEYEV A.V., NAZAROV W.I., SANKO A.F., RYLOVA T.B., KHUR-
SEVICH G.K., YAKUBOVSKAYA T.W., 2001 – Chetviertichnaya sistema (Kvarter) W: A.S. Makhnach,
P.G. Garetsky, A.V. Matvieyev i in. (ed.), Geologia Bielarusi: 325–386. Natsyonalnaya Akademia Nauk
Bielarusi, Institut geologicheskich nauk, Minsk.
VIELICHKIEVICH F.J., KHURSEVICH G.K., RYLOVA T.B., LITVINIUK G.I., 1997 – Stratigraphy
of the Middle Pleistocene of Belarus. Strat. Geol. Correl., 4,6.
VOZNYACHUK L.N., 1956 – O polozhenii granicy poslednego oledenieniya w Bielarussii. Uczen. Zapski
Belarusskovo Gosudartvieunovo Universiteta, Ser. geol., 25: 170–196.
VOZNYACHUK L.N., 1960 – Kratki ocherk stratigrafii antropogenovykh otlozhenii zapadnoi chasti
Grodnenskoi oblasti. W: Mat. konf. mo³odych uchenych AN BSSR (Yestestvennyie nauki) Izd. AN
BSSR, Minsk.
VOZNYACHUK L.N., VALCHIK M.A., 1978 – Morfologiya, stroyenye i istorya razvitya doliny Niemana
w neoplejstocenie i golocenie. Nauka i Tekhnika, Minsk.
WINTER H., 2008 – Zapis palinologiczny zmian roœlinnoœci i klimatu interglacja³u augustowskiego w pro-
filu ¯arnowo (Równina Augustowska, pó³nocno-wschodnia Polska). Prz. Geol., 56, 11: 1011–1018.
WINTER H., 2009 – Sukcesja py³kowa z profilu Czarnucha (Równina Augustowska) i jej znaczenie dla
stratygrafii dolnego plejstocenu pó³nocno-wschodniej Polski. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 435: 109–119.
WINTER H., JANCZYK-KOPIKOWA Z., 2006 – Zapis palinologiczny sukcesji augustowskiej w profilach
Polski pó³nocno-wschodniej. Pr. Kom. Paleogeogr. PAU,4: 103–109.
WINTER H., KHURSEVICH G., FEDENYA S., 2008 – Pollen and diatom stratigraphy of the lacustrine-flu-
vial-swamp deposits from the profile at Domuraty, NE Poland. Geol. Quart., 52, 3: 269–280.
70
WINTER H., LISICKI S., 2005 – Sukcesja py³kowa z Domurat (Wzgórza Sokólskie ) i jej znaczenie dla
plejstocenu Polski pó³nocno-wschodniej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 416: 115–131.
WORONKO B., 2001 – Znaczenie analizy obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji
piaszczystej w interpretacji genetycznej osadów czwartorzêdowych. W: E. Mycielska-Dowgia³³o (red.),
Eolizacja osadów jako wskaŸnik stratygraficzny czwartorzêdu:33–38. UW, Warszawa.
WONY E., 1964 – Macrofaune du Paléogène de Pologne, non compris les Carpathes. Colloque sur le Pal-
éogène. Mémoires du Bureau de Recherches géologiques et minières,28, 2: 555–563.
WROTEK K., 2009 – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski 1:50 000, arkusz D¹browa Bia³ostocka, wraz
z objaœnieniami. Centr. Arch. Geol. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
WYRWICKA K., GAJEWSKI Z., 1962 – Kreda pisz¹ca w œrodkowej i pó³nocnej czêœci woj. bia³ostockiego.
Sprawozdania z posiedzeñ naukowych IG. Kwart. Geol., 6,2.
YAKUBOVSKAYA T.V., 1976 – Paleogeografija likhvinskogo mezhlednikovja Grodnenskogo Ponie-
manja. Nauka i Tekhnika, Minsk.
YAKUBOVSKAYA T.V., 1997 – Kolodeshny Rov outcrop. Symposium Quaternary deposits and neotecto-
nics in the area of Pleistocene glaciations, Guide-book: 21–25. Minsk.
YAKUBOVSKAYA T.V., ZERNITSKAYA V., DZIUBEK A., 2002 – Stop 4. Alexandrian (Holsteinian)
interglacial deposits at Kolodezhny Rov and their relationship with glacial sediments. Mat. Field Sym-
posium on Quaternary geology and geodynamics in Belarus. May 20–25th. 2002, Grodno. Excursion
Guide, Minsk.
ZARZYCKI K., TRZCIÑSKA-TACIK, RÓ¯AÑSKI W., SZEL¥G Z., WO£EK J., KORZENIAK U., 2002
– Ecological indicator values of vascular plant of Poland. Ekologiczne liczby wskaŸnikowe roœlin
naczyniowych Polski. Wyd. Inst. Bot. PAN, Kraków.
ZHEVACHEVSKAYA E.A., 2008 – Geologicheskaya karta chetvertichnykh otlozhenii N-34-XXIV Hrod-
no, Seriya Bielarusskaya, 1:200 000. RUP „Belgeologiya”, Minsk.
ZIELIÑSKI T., 1992 – Moreny czo³owe Polski pó³nocno-wschodniej – osady i warunki ich sedymentacji.
Pr. Nauk. Uniw. Œl., 1325.
SUMMARY
The aim of the project was to verify a spatial correlation of the main lithostratigraphic and geo-
morphologic units for the northern part of the Polish-Belarusian cross-border area in the vicinity
of Sokó³ka and Grodno. Results of the project included firstly a geological map in scale
1:250,000. The map presents an area of about 4940 km2, one fourth of the Polish-Belarusian boun-
dary region. It is composed of 2 sheets, one with land surface geology (Pl. 1) and the other with
Quaternary bedrock (Pl. 2), supplemented with geological sections (Pl. 3), 3D model of the Augu-
stów Watercourse region (CD) and a concise description of the regional geology. The Polish part
of the map was based on generalization of the Detailed Geological Map of Poland, scale 1:50,000
and the Belarusian part – on a geological map, scale 1:200,000. The final version of the joint map
has been verified in the field, supplied with OSL dating and location of several dozen Eemian sites
(Fig. 2). The Quaternary stratigraphy was based on 47 research boreholes, samples from which
were subjected to detailed laboratory analyses, among other to petrographic fine gravel
(5–10 mm) examination of tills and pollen analysis of interglacial lake sediments representing
several interglacials from Cromerian to Eemian (Pl. 3). A new site of a pre-Elsterian interglacial at
Domuraty in Poland was pollen-analyzed, presumably of the Kozi Grzbiet Interglacial age.
71
Proterozoic granites are the oldest rocks noted in the boreholes of the study area. They are
overlain by Jurassic sandstones and siltstones, Cretaceous marls and chalk, Paleogene and Neo-
gene silts sands and brown coal, finally capped with Quaternary sequence. Relief of the Quaterna-
ry bedrock is considerably diversified and slightly inclined westwards. It comprises numerous
elevations and depressions, composed of Neogene, Palaeogene and Cretaceous rocks what is un-
doubtedly connected with tectonics of the area (Fig. 3).
Quaternary sediments are up to 200 m thick. A stratigraphic Quaternary sequence is compo-
sed of Pleistocene and Holocene deposits. The study area is a key one for Quaternary stratigra-
phy and for regional stratotypes in Central Europe. A reliable correlation of stratigraphic sub-
divisions from Poland and Belarus enabled to distinguish the Pleistocene glacial and intergla-
cial sequences (Fig. 19). This area was occupied several times by Scandinavian ice sheets du-
ring the Pleistocene but marginal zones of the two last glaciations only can be examined at the
land surface. Especially in the eastern part of the area, mostly in the Grodno Plateau there are in-
tensive glaciodislocations that comprise Upper Cretaceous to Quaternary deposits. They are
gradually less intensive southwards and developed mostly during the Odranian/Pripyatian
Glaciation (Odra/Dnieper Stadial).
Due to different stratigraphic setting of the Narewian Glaciation in Poland and Belarus its
name was supplemented with extra symbols, either pl for the Polish territory or by for Belarus.
In fact, the Pleistocene deposits were correlated with glaciations: Narewian (pl), Nidanian/Na-
revian (by), Sanian 1, Sanian 2/Berezinian, Liwiecian, Krznanian, Odranian/Pripyatian and Vi-
stulian/Poozerian, and with interglacials: Augustowian, Kozi Grzbiet, Ferdynandowian/Be-
lovezhan, Mazovian/Alexandrian, Zbójnian and Eemian/Muravian (Fig. 19). Stratigraphy of gla-
cial deposits at the Polish part of the area was based on petrographic analysis fine gravels
(5–10 mm) in tills, with direct reference to results of pollen analysis of inter-till deposits.
Palynologic examination of deposits from the section Domuraty 2 (Nieznany Bór PIG 1)
in the Augustów Plain presented a pollen spectrum with warm, interglacial and interstadial clima-
tostratigraphic units, separated with cool units connected with glaciations (Pl. 4,Tables 2,3).
Pollen diagram was subdivided into 24 local pollen assemblage zones (L PAZ). They constitute
the foundations for description of vegetation and climate changes during two successive intergla-
cial-rank warm intervals, separated with a cool episode. The Domuraty succession seems to be
different from the Augustów Interglacial succession: in spite of general similar image, the diffe-
rences are distinct for the cool intervals and during the younger interglacial. Therefore, it seems
possible that the Domuraty sequence can be considered in future for a type section of the Kozi
Grzbiet Interglacial if its geological setting is be fully explained what will univocally determine
a chronostratigraphy of the interglacial succession.
In the investigated cross-border there are four main geomorphologic units, different in their geo-
logy as well as number, dimensions and variety of landforms (Fig. 1). They comprise outwash pla-
ins, Neman River Valley, Biebrza River valley and morainic plateaux. The land surface has been
modelled by two Pleistocene glaciations. The southern part, comprising most of the Sokó³ka Hills
and a fragment of the Bia³ystok Plateau in Poland and the Grodno Plateau was occupied by the ice
sheet of the Odranian/Pripyatian Glaciation. The northern part with the Augustów Plain and nor-
thern fragment of the Sokó³ka Hills in Poland, the Dainava Plain in Lithuania and Middle Neman
Lowland in Belarus were occupied by the ice sheet of the Vistulian/Poozerian Glaciation (Fig. 1).
The analyzed exposures were located to the south of the LGM (Figs 5–14,Phot. 1–9,Table 1).
A geologic record can be of primary stratigraphic significance for the examined area. The site
Ryga³ówka supplies with evidence of at least two close approaches of the ice sheet margin. They
72