Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie ... 08... · Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy... 71 Studia

71Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy...Studia Limnologica et Telmatologica (STUD LIM TEL)

8 2 71-80 2014

Abstract: The aim of this paper is to describe the sediments infill-ing the palaeolake basin in the Jordanowo-Niesulicko subglacial channel near Lubrza, in the Lubusz Lakeland. The investigation was performed in the framework of the research project that aim to recognize lateglacial settlement in the Lubusz Lakeland on the background of palaeoenvironment changes. Based on dense drill-ings network we examined (1) the morphology of the lake basin bottom, (2) the presence of basal peat and (3) types and thickness of gyttja. The radiocarbon dates of the basal peat show that the beginning of melting out of dead ice took place in Alleröd. The palinological analysis reveals high rate of vegetation changes, sug-gesting instability of the climate during this period. Among the archeological artefacts there are some dated in Alleröd – so called Federmesser culture and in Younger Dryas – Sviderian Culture.

Key words: the subglacial channel, peat, gyttja, artefacts, palynology

Abstrakt: Celem artykułu jest przedstawienie budowy geologic-znej kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy, na Pojezierzu Lubuskim. Badania prowadzono w ram-ach projektu badawczego, którego głównym celem jest komple-ksowe rozpoznanie charakteru późnoglacjalnego osadnictwa na Pojezierzu Lubuskim w kontekście zmian paleośrodowiskowych. Gęsta sieć wierceń sondą mechaniczną pozwoliła rozpoznać (1) konfigurację dna badanego zbiornika, (2) miejsca występowania tzw. torfu bazalnego, znaczącego początki wytapiania się brył pogrzebanego lodu oraz (3) typy i miąższość leżącej na nim gytii. Daty radiowęglowe torfu bazalnego wskazują, że początek wytapi-ania się brył lodu mógł nastąpić w allerödzie. Analizy palinolog-iczne ukazują znaczną dynamikę roślinności u schyłku zlodowa-cenia wisły i potwierdzają niestabilność klimatu w tym okresie. Wśród znalezisk archeologicznych zarejestrowano koncentracje artefaktów łączonych z okresem allerödzkim (kultura Federmess-er) i młododryasowym (kultura świderska).

Słowa kluczowe: rynna glacjalna, torf, gytia, artefakty, palinologia

Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy, Pojezierze Lubuskie

Morphology and the bottom deposits of the palaeolake basin in the Jordanowo-Niesulice subglacial channel near Lubrza, the Lubusz Lakelands

Magdalena Ratajczak-Szczerba1, Iwona Sobkowiak-Tabaka2, Iwona Okuniewska-Nowaczyk3

1Instytut Geoekologii i Geoinformacji, Wydział Nauk Geograficznych i Geologicznych, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, ul. Dzięgielowa 27, 61-680 Poznań, email: [email protected]

2,3Instytut Archeologii i Etnologii, Polska Akademia Nauk, Ośrodek Studiów Pradziejowych i Średniowiecznych, ul. Rubież 46, 61-612 Poznań, email: [email protected], 3 [email protected]

72 Magdalena Ratajczak-Szczerba, Iwona Sobkowiak-Tabaka, Iwona Okuniewska-Nowaczyk

WprowadzenieBadany kopalny zbiornik znajduje się na północny

wschód od miejscowości Lubrza, w obrębie makroregio-nu Pojezierze Lubuskie (Kondracki 2000) i w północno-wschodniej części mezoregionu Pojezierza Łagowskiego. Pod względem geomorfologicznym leży w północnej części Wysoczyzny Lubuskiej, we Wzgórzach Osieńsko-Sulechow-skich (Bartkowski 1970) (ryc. 1).

Miejscowość Lubrza leży w obrębie strefy moren czołowych spiętrzonych, układających się na linii Lubrza-Ługów-Rzeczyca (Żynda 1963, 1967), morfologicznie nale-żących do fazy poznańskiej zlodowacenia bałtyckiego, da-towanego na 18 800 lat BP (Kozarski 1995). Wysokości bez-względne wzgórz morenowych położonych na wschód od miejscowości Lubrza wahają się od 100,9 m n.p.m. do 138 m n.p.m. Subglacjalna rynna jordanowsko-niesulicka ciągnie się od miejscowości Jordanowo, leżącej na północ od Lu-

Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań: A. Pojezierze Łagowskie, wg podziału Kondrackiego (2000); B. Mapa geomorfologiczna rynny jordanow-sko-niesulickiej wg. Chmal (2003): 1 – wysoczyzna morenowa płaska, 2 – wysoczyzna morenowa falista, 3 – moreny czołowe przeważnie akumulacyjne, 4 – moreny martwego lodu, 5 – równiny sandrowe i wodnolodowcowe, 6 – rynny subglacjalne, 7 – doliny wód roztopowych, 8 – wzórza morenowe przekształcone, 9 – kanały, 10 – jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obsza- – wzórza morenowe przekształcone, 9 – kanały, 10 – jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obsza- wzórza morenowe przekształcone, 9 – kanały, 10 – jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obsza- – kanały, 10 – jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obsza- kanały, 10 – jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obsza- – jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obsza-jeziora. Kwadratem zaznaczono obszar badań; C. Szkic geomorfologiczny obsza-ru badań. 1 – równina akumulacji biogenicznej, 2 – poziom sandrowy, 3 – krawędź wysoczyzny morenowej, 4 – moreny czołowe, 5 – stoż- – równina akumulacji biogenicznej, 2 – poziom sandrowy, 3 – krawędź wysoczyzny morenowej, 4 – moreny czołowe, 5 – stoż- równina akumulacji biogenicznej, 2 – poziom sandrowy, 3 – krawędź wysoczyzny morenowej, 4 – moreny czołowe, 5 – stoż- – poziom sandrowy, 3 – krawędź wysoczyzny morenowej, 4 – moreny czołowe, 5 – stoż- poziom sandrowy, 3 – krawędź wysoczyzny morenowej, 4 – moreny czołowe, 5 – stoż- – krawędź wysoczyzny morenowej, 4 – moreny czołowe, 5 – stoż- krawędź wysoczyzny morenowej, 4 – moreny czołowe, 5 – stoż- – moreny czołowe, 5 – stoż- moreny czołowe, 5 – stoż- – stoż- stoż-ki napływowe, 6 – dolinki erozyjno-denudacyjne, 7 – wody powierzchniowe; 8 – archeologiczne stanowiska badawcze (Lubrza stan. 8, 10, 11, 37, 42); w czarnym prostokącie – obszar badań geologicznych; Lu18 i L-33/2 miejsca poboru rdzeni do badań osadów organicznych.Fig. 1. Location of the research area: A. Lubuskie Lake District Pojezierze Łagowskie, according to Kondracki (2000); B. Geomorphologi-Location of the research area: A. Lubuskie Lake District Pojezierze Łagowskie, according to Kondracki (2000); B. Geomorphologi-: A. Lubuskie Lake District Pojezierze Łagowskie, according to Kondracki (2000); B. Geomorphologi-Lubuskie Lake District Pojezierze Łagowskie, according to Kondracki (2000); B. Geomorphologi- Pojezierze Łagowskie, according to Kondracki (2000); B. Geomorphologi-cal map of the Jordanowo-Niesulickie glacial troughs according to Chmal (2003): 1 – flat moraine plateau, 2 – undulated and hummocky moraine plateau, 3 – end moraines, mostly accumulative, 4 – dead ice moraines, 5 – outwash plains, 6 – subglacial troughs, 7 – melt-out water valleys, 8 – transformed moraine hills, 9 – artificial channels, 10 – lakes. In square – the investigated area; C. 1 – biogenic matter accumulation plain, 2 – outwash plains level (sandur), 3 – edge of subglacial channels, 4 – moraine hills, 5 – alluvial fans, 6 – erosion–denudative valleys, 7 – water reservoirs; 8 – archaeologically investigated areas (Lubrza site: 8, 10, 11, 37, 42). In black poligon – the area of geological investigation; Lu18, L-33/2 – location of drillings in organic deposits.

1 2 3 4

5 6 7 8

9 10

C

L-33/2

Lu18

A

B

73Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy...

brzy, obecną doliną Paklicy, dalej wzdłuż Kanału Niesulic-kiego przez Jezioro Paklicko Wielkie, Jezioro Goszcz, Jezio-ro Lubie i ku południo-zachodowi do Jeziora Niesłysz. Dłu-gość rynny wynosi około 18 km, szerokość wynosi od 400 do 2000 metrów, a głębokość waha się od 10 do 30 metrów. W sieci hydrograficznej w okolicy Lubrzy funkcjonuje Je-zioro Kociołek i dwa mniejsze zbiorniki, leżące na północny wschód od Lubrzy. W dnie rynny jordanowsko-niesulickiej występują wały kemowo-ozowe oraz ostańce denudacyjne (jeden położony jest na zachód od Lubrzy) (Chmal 2003). Rynna jordanowsko-niesulicka ponadto ogranicza najwyż-szą powierzchnię sandrową, leżącą na rzędnej około 130 m n.p.m., która odpowiada I poziomowi sandrowemu (Żyn-da 1963, 1967). Poziom ten występuje w postaci szczątko-wej w okolicy Łagowa i na południe od Zagórza. Kolejne poziomy wodnolodowcowe odpowiadające poziomom san-drowym powstawały podczas kolejnych etapów deglacjacji ostatniego lądolodu skandynawskiego podczas zasięgu fazy poznańskiej na tym obszarze (Chmal 2003).

Badania na stanowiskach archeologicznych w Lu-brzy podjęto w związku z realizacją projektu badawcze-go1, którego celem jest kompleksowe rozpoznanie charak-teru późnoglacjalnego osadnictwa na Pojezierzu Lubuskim w kontekście przemian paleośrodowiskowych. Szczególnie istotne są interdyscyplinarne studia prowadzone na stano-wiskach skupionych wokół kopalnego zbiornika wodnego, położonego w rynnie jordanowsko-niesulickiej (ryc. 1).

Budowa geologiczna obszaru badańNa powierzchni terenu w obrębie krawędzi wysoczy-

zny wzdłuż jordanowsko-niesulickiej rynny subglacjalnej odsłaniają się piaski i żwiry wodnolodowcowe pochodzą-ce z okresu transgresji lądolodu zlodowacenia Wisły (Chmal 2003). Są to przeważnie piaski drobnoziarniste, szarożółte. Wzgórza czołowomorenowe leżące na wschód od Lubrzy zbudowane są głównie z piasków i żwirów wodnolodowco-wych, gliny zwałowej, mułków i piasków zastoiskowych zde-formowanych, z wkładkami i łuskami osadów mioceńskich, wykształconych przeważnie w postaci mułków, iłów, pia-sków i węgla brunatnego. Węgiel brunatny leży na różnych głębokościach, od 2 do 100 metrów (Chmal 2003). Analizo-wany fragment rynny jordanowsko-niesulickiej wypełniony jest torfami i namułami torfiastymi, leżącymi na gytiach, pia-skach i namułach den dolinnych (Chmal 2003).

Zastosowane metody badawczePodstawowym celem badań było szczegółowe roz-

poznanie budowy geologicznej kopalnego zbiornika jezior-nego, w sąsiedztwie którego stwierdzono ślady osadnic-twa paleolitycznego. W celu rekonstrukcji misy i morfolo-

1 Projekt został sfinansowany ze środków Narodowego Centrum Nau-ki przyznanych na podstawie decyzji numer DEC-2011/01/D/HS3/04134.

gii dna kopalnego zbiornika przeprowadzono serię wierceń za pomocą sondy typu Instorf oraz próbnikiem ręcznym (tzw. laską holenderską Eijkelkamp). Wykonano 65 wierceń, wzdłuż 6 linii profilowych. Wiercenia wykonywano co 20, 30, 40 lub 50 metrów. Stworzono w ten sposób gęstą sieć wierceń. Pobrano 3 rdzenie osadów organicznych o niena-ruszonej strukturze sondą typu Instorf. We wszystkich po-branych rdzeniach osiągnięto mineralne podłoże serii orga-nicznej. Posługując się metodą interpolacji graficznej wy-konano mapy: morfologii dna zbiornika, miąższości gytii i torfu leżącego w stropie serii organicznej oraz występowa-nia tzw. torfu bazalnego. Do oznaczania osadów limnicz-nych korzystano z klucza zaproponowanego przez Troels-Smitha (1995), Markowskiego (1980) i Tobolskiego (2000).

W 2013 roku pobrano rdzeń (Lu18, ryc. 1,2,3,4) osa-dów organicznych, łącznie z piaszczystymi osadami podło-ża. Do tej pory do analiz pobrano próbki z tych samych głę-bokości ze spągowego odcinka osadów organicznych (z głę-bokości 713-600 cm), osobno do oznaczania zawartości wę-glanu wapnia i do określania udziału części mineralnych. Próbki poddano analizom susząc je najpierw w temperaturze 105°C. Następnie oznaczono zawartość węglanu wapnia me-todą Scheiblera, a części mineralnych przez określenie strat na prażeniu w temperaturze 550°C przez 4 godziny.

Archeologiczne prace wykopaliskowe prowadzono zgodnie z metodyką badań właściwą dla stanowisk paleoli-tycznych, polegającą na ręcznej eksploracji nawarstwień w wykopach, w ramach siatki metrowej. Osady z każdego me-tra kwadratowego przesiewano na sitach o średnicy oczek 5 mm, w ramach warstw mechanicznych o miąższości 10 cm. Artefakty z każdego metra i warstwy inwentaryzowa-ne były osobno.

Do rekonstrukcji paleośrodowiska wykorzystano badania palinologiczne. W celu uzyskania zawiesiny sporo-morf (ziaren pyłku i zarodników) z rdzenia osadów bio-genicznych pobrano próbki o objętości 1 cm3 w zależności od zmienności osadów, tempa sedymentacji w różnych, kil-kucentymetrowych odstępach, a w części spągowej – co 1 cm. Następnie poddano je standardowej obróbce chemicz-nej z wykorzystaniem acetolizy metodą Erdtmana (Faegri, Iversen 1978). Mikroszczątki identyfikowano korzystając z mikroskopu BX Olympus (600×). Przy zestawieniu danych, obliczeniach procentowych, konstrukcji i wykreśleniu dia-gramu wykorzystano program komputerowy POLPAL 2000 (Walanus, Nalepka 1999).

Niezbędną informacją przy rekonstrukcji zmian śro-dowiskowych jest wiek bezwzględny osadów organicznych, wskazujących na początek wytapiania się brył pogrzebane-go lodu. W tym celu pobrano próbki torfu bazalnego. Da-towania mikropróbek wykonano najnowocześniejszą obec-nie techniką akceleratorową (AMS) w Poznańskim Labora-torium Radiowęglowym.


Wyniki

Morfologia dna kopalnego zbiornikaBadania geomorfologiczne i geologiczne prowadzo-

no w kopalnym zbiorniku, w rynnie jordanowsko-niesulic-kiej, leżącym na północ od miejscowości Lubrza. W cen-tralnej części analizowanego akwenu znajduje się wypłyce-nie (ryc. 2). Tworzy je owalna forma na dnie paleozbiornika. Miąższość przykrywających ją osadów organicznych wyno-si minimalnie 2,8 metra nad jej środkiem. Od tego miejsca dno paleozbiornika opada koncentrycznie na zewnątrz, aż do rozpoznanej głębokości 9,5 metra (osady organiczne nie zostały przewiercone), która jest maksymalną stwierdzoną do tej pory głębokością paleozbiornika i jednocześnie mak-symalną miąższością osadów organicznych wypełniających tę część rynny. Ku północy dno przechodzi w kopalny stro-my stok, natomiast ku południowi zbiornik wypłyca się ła-godniej (ryc. 2).

Budowa geologiczna badanego kopalnego zbiornikaNajwiększa rozpoznana miąższość osadów bioge-

nicznych wypełniających kopalny zbiornik wnosi 9,5 me-tra i składają się na nie: gytia i torf. Torf występuje w stro-pie osadów i przykrywa cały obszar warstwą o miąższości od 0,1 metra do ponad 1,7 metra. Torf stwierdzono również w spągu osadów organicznych wypełniających rynnę. Ten tak zwany torf bazalny (Błaszkiewicz 2005, 2007) nie wy-stępuje w postaci ciągłej warstwy przykrywającej całe dno badanego akwenu. Obecność torfu bazalnego odnotowa-no w trzech skupiskach w północnej części analizowane-go akwenu (ryc. 3). Płaty torfu bazalnego leżą na stokach wypukłej, owalnej formy występującej w środku badanego paleozbiornika. Niewielki płat torfu bazalnego rozpoznano w południowej części zbiornika, około 100 metrów od jego brzegów. Brak informacji o torfie bazalnym w najgłębszych fragmentach zbiornika, gdyż w tych miejscach nie osiągnię-to spągu osadów organicznych. Omawiany torf jest zróż-nicowany. Przeważa torf mszysty – bardzo słabo rozłożo-ny, z dobrze zachowanymi makroskopowymi szczątkami

Ryc. 2. Mapa głębokości paleozbiornika i morfologii jego dna: 1 – lokalizacja rdzenia Lu18, 2 – lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 – głębo- – lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 – głębo- lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 – głębo- – głębo- głębo-kość zbiornika w metrachFig. 2. The map of the paleolake depth and bottom morphology; 1 – location of Lu18 drilling, 2 – location of the L-33/2 drilling, 3 – the depth of the paleolake in metres.

Ryc. 3. Mapa występowania tzw. torfu bazalnego: 1 – lokalizacja rdzenia Lu18, 2 – lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 – torf bazalny, 4 – brak torfu bazalnego, 5 – brak danych.Fig. 3. The map showing the distribution of the basal peat: 1 – loca-tion of Lu18 drilling, 2 – location of the L-33/2 drilling, 3 – basal peat, 4 – areas devoid of basal peat, 5 – lack of data.

1-2 2-3 3-4 4-5 5-6

6-7 7-8 8-9 >9 metry/metres

3

1 2

0 100 m

3 4 5

1 2

0 100 m


mchów, natomiast torf bardzo mocno rozłożony przypomi-na gytię grubodetrytusową lub gytię mineralną. Miąższość torfu bazalnego, w zachodniej części badanego zbiornika, waha się od 5 cm do 40 cm. Natomiast we wschodniej czę-ści tego zbiornika odnotowano 80 cm miąższość tego osa-du. Są to wartości duże. Najczęściej warstwy torfów bazal-nych o miąższościach wynoszących średnio 10-40 cm od-notowywano dla obniżeń jeziornych, w których początek sedymentacji nastąpił w okresie bölling-alleröd bądź pre-borealnym (Błaszkiewicz, 2007, 2011 i cytowana tam lite-ratura). Natomiast torf bazalny w analizowanym akwenie pochodzi z okresu allerödzkiego (12000±60 BP, Poz-31273, rdzeń L-33/2, ryc. 1. oraz Okuniewska-Nowaczyk 2011b).

Gytia wypełnia cały badany kopalny zbiornik, ale jest zróżnicowana zarówno pod względem rodzaju jak i grubości warstwy (ryc. 4). Miejscami przechodzi ona w kredę piszącą (gdy zawartość węglanów przekracza 80%, ryc. 5). Gytia o największej miąższości wypełnia najgłębsze fragmenty zbiornika (ryc. 4). Maksymalna odnotowana do tej pory miąższość gytii to 9,3 m. Gytia wypełniająca zbior-

nik występuje w kilku typach: gytia wapienno-detrytusowa i mineralna szara, beżowa i oliwkowa. Gytia, która odkła-dała się po fazie torfowiskowej to gytia wapienno-mineral-na. W stropie osadów biogenicznych dominuje gytia detry-tusowo-wapienna, oliwkowo-brązowa z przewarstwieniami malakofauny oraz szczątkami roślinnymi. W profilach wy-konanych bliżej strefy brzegowej zaobserwowano przewar-stwienia węgielków drzewnych.

Analiza podstawowych cech fizykochemicznych osadówZawartość węglanu wapnia: W celu przeprowa-

dzenia szczegółowych badań interdyscyplinarnych pobra-ny został rdzeń Lu18 osadów biogenicznych o miąższości 713 cm (ryc. 2). Analizie poddano do tej pory spągowy od-cinek osadów organicznych (z głębokości 713-600 cm). W wierceniu osiągnięto mineralne podłoże. Wykonano rów-nież wstępną analizę palinologiczną pobranego rdzenia, na-tomiast w niniejszym artykule zostały zaprezentowane wy-niki analizy rdzenia osadów organicznych L-33/2 pobrane-go w części południowej analizowanego zbiornika kopal-nego (ryc. 1). Pozostałe badania (analiza makroskopowych szczątków roślinnych, malakologiczna) są w toku.

Zawartość węglanu wapnia w analizowanym me-trze osadów spągowych pobranego rdzenia wzrasta ku stro-powi (ryc. 5). Najmniejszą zawartością CaCO3 charaktery-zują się próbki pobrane z torfu bazalnego i z gytii leżącej bezpośrednio na tym torfie. Zawartość CaCO3 waha się od 13% do 36% na głębokości 713-703 cm. W miarę postępu-jącej akumulacji osadów jeziornych w postaci gytii węgla-nowo-detrytusowej zawartość węglanu wapnia wzrasta od 59% do 63% na głębokości 702-693 cm. Wyżej leżą osady o zawartości CaCO3 ponad 80%, co pozwala zaklasyfiko-wać je jako kreda jeziorna (wg terminologii zaproponowa-nej przez Markowskiego 1980).

Zawartość strat prażenia jako miara zawartości materii organicznej:

W analizowanym spągowym fragmencie pobranych osadów jeziornych obserwuje się dość duże wahania zawar-tości części mineralnych i materii organicznej. Należy brać pod uwagę fakt, że wynik może być nieco zawyżony, z po-wodu częściowego rozkładu węglanu oraz utraty wody za-wartej w minerałach ilastych (Rutkowski 2007). W torfie bazalnym zawartość materii mineralnej waha się od 2,85% do 13,04%. W gytii leżącej bezpośrednio na torfie bazalnym zawartość części mineralnych spada ku stropowi od war-tości 8-10% do 3-6%. Na głębokości 672, 668, 655-650 cm zawartość materii organicznej osadów jeziornych osiąga 100% (ryc. 5). Jednocześnie wysoka jest zawartość CaCO3 w tych próbkach, w przedziale 71,4% do 99,2%. Ryc.4. Mapa miąższości gytii w paleozbiorniku: 1 – lokalizacja

rdzenia Lu18, 2 – lokalizacja rdzenia L-33/2, 3 – miąższość gytii w metrach.Fig. 4. The map of the thickness of gyttja: 1 – location of Lu18 drilling, 2 – location of the L-33/2 drilling, 3 – the depth of gyt-the depth of gyt-tja in metres.

0-1 2-3 3-4 4-5

6-7 7-8 8-9 >9metrymetres

5-6

1-2

1 2

0 100 m

3


Wskaźnik węglanowości osadów:W analizie zmian poziomu wody stosuje się rów-

nież, oprócz wielu innych, wskaźnik węglanowości osadów (CaCO3/OM) (Wojciechowski 2000). Uwzględnia on relację między zawartością węglanu wapnia, a zawartością mate-rii organicznej. Stanowi ilościową miarę zmienności litolo-gicznej osadów. Wysokie wartości tego wskaźnika wskazują na znaczną przewagę zawartości węglanu wapnia nad ma-terią organiczną. Świadczy to o większym zwilgotnieniu kli-matu, wyższym poziomie wody, a także zmianach głęboko-ści zbiornika, gdyż procesy ługowania węglanu wapnia uza-leżnione są od wilgotności klimatu (Wojciechowski 2000). Największy udział CaCO3 w osadach powinien występować w okresach o wyższych opadach atmosferycznych. W anali-zowanych osadach przewaga węglanu wapnia nad zawarto-ścią materii organicznej jest niewielka (ryc. 5E) i występuje zaledwie w kilku próbkach. Dominują natomiast małe war-tości wskaźnika węglanowości (poniżej wartości 1), co jest efektem przewagi zawartości materii organicznej nad wę-glanem wapnia. Jak podaje Wojciechowski (2000) taka sy-tuacja jest charakterystyczna dla osadów fazy niskiej wody. Autor ten zaobserwował w jeziorach kórnicko-zaniemy-skich tego typu stan dla osadów akumulowanych w alle-rödzie (ok. 11 000 – 11 800 lat BP).

Analiza archeologicznaŚlady osadnictwa społeczności paleolitycznych,

których obecność jest generalnie łączona z okresem alle-rödzkim (kultura Federmesser), zarejestrowano w postaci dwóch koncentracji artefaktów krzemiennych na stanowi-sku nr 42 (ryc. 1) w Lubrzy (Kabaciński, Sobkowiak-Taba-ka 2011a), kilkuset artefaktów na stanowisku nr 10 (Oku-niewska-Nowaczyk, Sobkowiak-Tabaka 2014) oraz w po-staci 1 narzędzia na sąsiednim stanowisku nr 8 (Pyżewicz i in. 2008).

Nad brzegami ówczesnego jeziora osiedlały się tak-że późnodryasowe społeczności kultury świderskiej – sta-nowiska nr 42 i 11 (ryc. 1) (Kabaciński, Sobkowiak-Tabaka 2011a, b) oraz nr 37 (Okuniewska-Nowaczyk, Sobkowiak-Tabaka 2014). Ponadto ze stanowisk nr 10, 11 i 42 (ryc. 1) znane są relikty obozowisk mezolitycznych łowców – zbie-raczy (Kabaciński and Sobkowiak-Tabaka 2011a, b; Oku-niewska-Nowaczyk, Sobkowiak-Tabaka 2014).

Analiza palinologiczna i datowania radiowęglowe W okresie ostatnich kilkunastu lat okolice Lubrzy

stały się obiektem opracowania multidyscyplinarnego. Pierwsze badania palinologiczne podjęto na stanowisku ar-

Ryc. 5. Zawartość węglanu wapnia i materii organicznej w spągowym odcinku (713-600 cm, p.p.t.) rdzenia Lu18. Lokalizacja otworu po-dana została na ryc. 1-4: A – głębokość, B – zawartość CaCO3, C – zawartość materii organicznej OM (organic matter), D – zawartość czę- – zawartość czę- zawartość czę-ści mineralnych, E – wskaźnik CaCO3/OM.Fig. 5. Content of carbon dioxide and organic matter in the bottom part (713-600 m under ground level) of the Lu18 core. Location of drilling shown on Fig. 1-4: A. A – depth, B – content of CaCO3, C – organic matter content, D – mineral matter content, E – CaCO3/OM ratio.

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

22

24

26

28

30

32

34

36

38

A

601606616621626628629636640641646649650651653655659668672673679689690691693695696698699702703706708709710712713

12 36 60 84 108

B

80 84 88 92 96 100

C

0 5 10 15

D

0.0 0.3 0.6 0.9 1.2

E

GYTIA

Gyttja

TORF

Peat

cm% % %


cheologicznym nr 42, w sąsiedztwie przedwojennego nasy-pu pod autostradę, w pobliżu którego pobrano rdzeń osa-dów organicznych L-33/2 (ryc. 1). Przeanalizowano wów-czas osady rdzenia o miąższości 676 cm, pobranego w po-łudniowo-wschodniej części owalnego rozszerzenia w stre-fie brzegowej zbiornika. Spągową próbkę pozyskano z pia-sku zawierającego detrytus roślinny, kolejne z torfu bazal-nego o miąższości 56,5 cm i zalegającej na nim gytii (ryc. 6). Podczas wierceń rozpoznawczych stwierdzono duże zróż-nicowanie miąższości torfów bazalnych na niewielkiej prze-strzeni oraz bardzo różny stopień ich rozkładu. Prawdopo-dobnie jest to efekt występowania mozaiki mikrosiedlisk na terenie o zróżnicowanej mikrorzeźbie. W miejscu pobrania rdzenia do badań palinologicznych początek sedymentacji biogenicznej miał miejsce przed allerödem, taki wiek po-twierdziło datowanie radiowęglowe. Dla osadów z głębo-kości 675 cm uzyskano wynik analizy 14C – 12000±60 BP (Poz-31273). Podobna zgodność oceny wieku ma miejsce

dla palinologicznie określonej jako allerödzka próbce z głę-bokości 645 cm – 14C 11470±60 BP (Poz-31272). Przebieg krzywych pyłkowych dla całego późnego vistulianu jest dy-namiczny, stąd wydzielenie wielu lokalnych poziomów pył-kowych. W początkowej fazie powstawania zbiornika poja-wiły się glony z rodzaju Botryococcus i Mougeotia oraz mchy. Rozwijały się turzycowiska, występował bobrek trójlistko-wy (Menyanthes trifoliata) i skrzyp (Equisetum). Otaczają-cy teren zajmowały heliofity – jałowiec (Juniperus commu-nis), widliczka (Selaginella selaginoides), posłonek (Helian-themum), bylica (Artemisia) oraz zbiorowiska brzóz z do-mieszką wierzby (Salix undiff., Salix t. polaris). Pyłek wierz-by w dużych ilościach pojawia się na głębokości 670-673 cm (Salix-Betula LPAZ), ale jest to tylko epizod (ryc. 6). W szczególny sposób wyróżnia się spektrum z głębokości 655 cm opisane jako poziom Pinus I LPAZ. Zarejestrowano tyl-ko kilka taksonów, a wśród nich dominację pyłku jednego gatunku - sosny (Pinus sylvestris). Jednoznaczna interpreta-

Ryc. 6. Uproszczony procentowy diagram pyłkowy rdzenia L-33/2 (lokalizacja na ryc. 1-4).Fig. 6. Lubrza – simplified pollen diagram (AP+NAP=100%) of the L-33/2 core (location shown on Fig. 1-4).


cja, na obecnym etapie badań, nie jest możliwa. Odzwier-ciedleniem zmian warunków hydrologicznych jest ekspan-sja mchów, przede wszystkim z rodzaju Sphagnum (Betu-la II LPAZ). Palinologiczna charakterystyka przemian póź-novistuliańskiej szaty roślinnej w okolicy Lubrzy różni się od tradycyjnej, zwłaszcza dla allerödu dzielonego na fazy brzozową i sosnową, ale także młodszego dryasu z regular-ną krzywą jałowca. Pierwsze rezultaty badań na tym stano-wisku odzwierciedlają nie tylko dużą zmienność warunków lokalnych, ale także potwierdzałyby niestabilność klimatu w tym czasie, na którą wskazują analizy z ostatnich lat z in-nych obszarów (GRIP-INTIMATE, Latałowa 2003 i inni). Dane z prac przeprowadzonych m. in. na terenie Niemiec i Szwajcarii pozwoliły na wydzielenie trzech faz dla okresu Allerødu (Merkt, Müller 1999, Litt et al. 2003).

DyskusjaBadany kopalny zbiornik jeziorny koło Lubrzy znaj-

duje się na środkowym odcinku rynny jordanowsko-nie-sulickiej. Wyniki jego analizy dają obraz tylko niewielkie-go fragmentu morfologii dna i budowy geologicznej tej du-żej formy. Jednak, już na przykładzie tak małego fragmentu rynny glacjalnej uzyskano bogaty zapis zmian środowiska przyrodniczego. Gęsta sieć wierceń pokazała urozmaiconą rzeźbę pierwotnego dna kopalnego zbiornika jeziornego. Północne jego stoki są strome, o falistej powierzchni. Nato-miast na południu zbiornik łagodnie się wypłyca. Na środ-ku kopalnej misy jeziornej znajduje się wyniesienie, w de-niwelacji wynoszącej ponad 6,7 m względem rozpoznanej maksymalnej głębokości analizowanego zbiornika. Pier-wotne dno rynien subglacjalnych urozmaicone przegłębie-niami, progami i wypłyceniami może być efektem erozyj-nej działalności wód roztopowych, znajdujących się pod ci-śnieniem hydrostatycznym (Kordowski et al. 2014). Nato-miast w badanym kopalnym zbiorniku urozmaicona mor-fologia jego dna jest zapewne odzwierciedleniem zróżnico-wanej wielkości brył pogrzebanego lodu, które wypełniały rynnę oraz różną miąższością wodnolodowcowych osadów piaszczysto-żwirowych, które je przykrywały. Bryły lodowe mogły pochodzić z zawalenia się stropu rynny subglacjal-nej w trakcie recesji lądolodu. Następnie zostały one przy-kryte osadami mineralnymi sandrowymi, przez wypływają-ce z bramy lodowcowej wody. W wyniku zmian klimatycz-nych, jakie miały miejsce u schyłku glacjału, zakonserwo-wane bryły lodu stopniowo wytapiały się. Prawdopodob-nie najszybciej proces ten przebiegał tam, gdzie pokrywa osadów piaszczysto-żwirowych była najmniej miąższa. Po-czątek akumulacji jeziornej należy odnieść do allerödu. W tym okresie miała miejsce faza torfowiskowa, na co wska-zuje występujący na mineralnym dnie kopalnego zbiorni-ka torf (tzw. torf bazalny). Miąższość pokładu tego torfu na niewielkiej przestrzeni jest bardzo różna: od 5 do nawet 80 cm. Również stopień jego rozkładu jest bardzo zróżnicowa-

ny: od torfu bardzo mocno rozłożonego, przypominające-go strukturą gytię grubodetrytusową do słabo rozłożonych osadów organicznych ze szczątkami zwłaszcza mchów. Jest to prawdopodobnie efekt występowania mikrosiedlisk na terenie o zróżnicowanej mikrorzeźbie, a torf na dnie zbior-nika jest śladem po płytkich, zabagnionych zagłębieniach, w których pojawiła się bujniejsza roślinność, a jej beztlenowy rozkład prowadził do powstania cienkiej warstewki torfu. Obecność płytkich zbiorników potwierdza analiza wskaź-nika węglanowości. W miarę postępującego wytapiania się brył pogrzebanego lodu zwiększała się głębokość i zasięg zbiornika. Mniejsze jeziora łączyły się w większe, aż do po-wstania dużego akwenu, którego wielkość wyznacza zasięg występowania osadów jeziorno-bagiennych i torfu.

Jak przypuszczamy, zróżnicowana mikrorzeźba zbiornika przyczyniła się do dużej, ale rozmaitej miąższo-ści tzw. torfów bazalnych na niewielkim obszarze, których narastanie w wielu miejscach nie było zdarzeniem epizo-dycznym. Nie tylko historia powstania samego zbiornika jest bardzo interesująca, ale także zapis przemian szaty ro-ślinnej w swoistym archiwum, jakim są osady biogenicz-ne. Jego odczytanie za pomocą analizy palinologicznej do-starczyło nowych danych o paleośrodowisku. Szczególną uwagę zwraca niespokojny przebieg krzywych pyłkowych. Z jednej strony może to być efekt procesów zachodzących w samym zbiorniku, ale z drugiej także odzwierciedlenie przemian roślinności w jego otoczeniu i okolicy, spowodo-wane zmiennością klimatu. Badania w Lubrzy pokazały m. in. rolę ostatniego z wymienionych czynników. Niemożliwe jest wyróżnienie w allerödzie tylko dwóch faz: brzozowo-sosnowej i sosnowej. Prawdopodobnie w związku z niesta-bilnością klimatu okres ten był bardziej zróżnicowany. Hi-potezę, że uzyskany obraz palinologiczny odzwierciedla nie tylko lokalne warunki, potwierdzają ostatnie badania Ju-rochnik i Nalepki (2013) kopalnego zbiornika jeziornego w rynnie marginalnej koło Węglin (Housley et al. 2013), w po-łudniowo-zachodniej części Pojezierza Lubuskiego. Wspo-mniane autorki nie stwierdziły fazy brzozowej poprzedza-jącej sosnową, jak i trójpodziału allerödu, sugerowanego w pracach Merkt i Müller (1999), Litt et al. (2003) dla obsza-ru Niemiec i Szwajcarii. Prace w okolicy Lubrzy są konty-nuowane.

Wstępne wyniki intedyscyplinarnych badań wska-zują, że warunki geomorfologiczne i paleośrodowiskowe sprzyjały rozwojowi osadnictwa na tym terenie zarówno w późnym glacjale, jak i we wczesnym holocenie. Na sto-sunkowo niewielkim obszarze, wokół kopalnego zbiornika wodnego, odnotowano koncentrację zróżnicowanych chro-nologicznie (alleröd, młodszy dryas, wczesny holocen), kul-turowo (społeczności kultury Federmesser, świderskiej oraz wczesno- i późnomezolityczne) i funkcjonalnie (obozowi-ska, pojedyncze znaleziska, pracowanie krzemieniarskie) stanowisk archeologicznych.


PodziękowaniaPrace badawcze prowadzone były przy wsparciu pro-

jektu Narodowego Centrum Nauki przyznanego na podsta-wie decyzji numer DEC-2011/01/D/HS3/04134. Dziękuje-my studentom Wydziału Nauk Geograficznych i Geologicz-nych za pomoc przy pracach terenowych. Recenzentom i redaktorom tomu dziękujemy za trud oceny i poprawy na-szego artykułu.

LiteraturaBartkowski T. 1970. Wielkopolska i Środkowe Nadodrze. Wydaw-

nictwo Naukowe PWN, Warszawa.Błaszkiewicz M. 2005. Późnoglacjalna i wczesnoholoceńska ewo-

lucja obniżeń jeziornych na Pojezierzu Kociewskim (wschod-nia cześć Pomorza). Prace Geograficzne 201: 1-192.

Błaszkiewicz M. 2007. Geneza i ewolucja mis jeziornych na mło-doglacjalnym obszarze Polski – wybrane problemy. Studia Limnologica et Telmatologica 1(1): 5-16.

Błaszkiewicz M. 2008. Wytapianie się pogrzebanych brył martwe-go lodu w późnym glacjale i wczesnym holocenie a zdarzenia ekstremalne. Landform Analysis 8: 9-12.

Chmal R. 2003. Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski, Arkusz Toporów (501). Państwowy Instytut Geologicz-ny, Warszawa: 1-49.

Faegri K., Iversen J. 1978. Podręcznik analizy pyłkowej. Wydawnic-twa Geologiczne. Warszawa.

Housley R.A., MacLeod A., Nalepka D., Jurochnik A., Masojć M., Davies L., Lincoln P.C., Bronk Ramsey C., Gamble C.J., Lowe J.J. 2013. Tephrostratigraphy of a Lateglacial lake sediment se-Tephrostratigraphy of a Lateglacial lake sediment se-quence at Węgliny, southern Poland. �uaternary Science Re-�uaternary Science Re-Re-views 77: 4-18.

Jurochnik A., Nalepka D. 2013. Late glacial and Holocene plant cover in Węgliny (Lubsza Plain) based on pollen analysis. Acta Palaeobotanica 53(2): 191-233.

Kabaciński J., Sobkowiak-Tabaka I. 2011a. Schyłkowy paleolit. W: J. Kabaciński I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wcze-snych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pra-dziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze ba-dania archeologiczne Instytutu Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III, Poznań: 195-262.

Kabaciński J., Sobkowiak-Tabaka I. 2011b. Schyłkowy paleolit i mezolit. W: J. Kabaciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materia-ły do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osad-nictwo pradziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ra-townicze badania archeologiczne Instytutu Archeologii i Et-nologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III, Poznań: 21-28.

Kondracki J. 2000. Geografia regionalna Polski. Wyd. Nauk. PWN, Warszawa.

Kordowski J., Błaszkiewicz M., Kramkowski M., Słowiński M., Tyszkowski S., Brauer A., Brykała D., Gierszewski P., Lampar-ski P., Lutyńska M., Mirosław-Grabowska J., . Noryśkiewicz A. M., Obremska M., Ott F., Wulf S., Zawiska I. 2014. Charaktery-styka środowisk depozycyjnych Jeziora Czechowskiego i jego otoczenia. Landform Analysis 25: 55-75.

Kozarski S. 1995. Deglacjacja północno-zachodniej Polski. Doku-mentacja Geograficzna PAN 1.

Kurzawska A. 2011. Analiza malakologiczna. W: J. Kabaciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pradziejowe i wczesno-średniowieczne w Lubrzy. Ratownicze Badania Archeologicz-ne, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III: 281-289.

Litt T., Schmincke H.-U., Kromer B. 2003. Environmental respon-Environmental respon-se to climatic and volcanic events in central Europe during the Weichselian Lateglacial. �uaternary Science Reviews 22: 7-32.

Markowski S. 1980. Struktura i właściwości podtorfowych osadów jeziornych rozprzestrzenionych na Pomorzu Zachodnim jako podstawa ich rozpoznania i klasyfikacji. Materiały pokonfe-rencyjne naukowo-technicznej konferencji „Kreda jeziorna i gytie”, Gorzów Wlkp., Zielona Góra.

Merkt J., Müller H. 1999. Varve chronology of Late Glacial in Northwestern Germany from lacustrine sediments of Hämel-see in Lower Saxony. �uaternary International 61: 41-59.

Okuniewska-Nowaczyk I. 2011a Badania palinologiczne, W: J. Ka-baciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wczesnych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pradziejo-we i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze Badania Archeologiczne, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III: 263-275.

Okuniewska-Nowaczyk I. 2011b. Wiek torfów bazalnych w Lubrzy w świetle datowoń palinologicznych i radiowęglowych. W: J. Kabaciński, I. Sobkowiak-Tabaka (red.) Materiały do wcze-snych pradziejów Zachodniej Wielkopolski. Osadnictwo pra-dziejowe i wczesnośredniowieczne w Lubrzy. Ratownicze Ba-dania Archeologiczne, Instytut Archeologii i Etnologii PAN, Oddział w Poznaniu, T. III: 279-280.

Okuniewska-Nowaczyk I., Sobkowiak-Tabaka I. 2014. Palynologi-Palynologi-cal and archaeological studies of the Late Vistulian and Early Holocene at the Lubuskie Lake District (Western Poland). Stu-olocene at the Lubuskie Lake District (Western Poland). Stu-Stu-dia �uaternaria 31(1): 39-50.

Pyżewicz K., Rozbiegalski P., Skorupka T., Dmochowski P. 2008. Dwa odosobnione znaleziska tylczaków schyłkowopaleoli-tycznych z Wielkopolski i Kujaw. Wielkopolskie Sprawozdania Archeologiczne 9: 13-24.

Ratajczak-Szczerba M. 2012. Sytuacja geomorfologiczna i geolo-giczna rejonu stanowiska 10 i 42 w Lubrzy (maszynopis oprac.).

Rutkowski J. 2007. Osady jezior w Polsce. Charakterystyka i stan rozpoznania, metodyka badań, propozycje. Studia Limnologi-ca et Telmatologica 1(1): 17-24.

Tobolski K. 2000. Przewodnik do oznaczania torów i osadów je-ziornych. Vademecum Geobotanicum, 2, Wydawnictwo Na-ukowe PWN, Warszawa.

Troels-Smith J. 1995. Karakteriserung af lose jordarter (Characte-rization of unconsolidated sediments). Danmarks Geologiske Undersogelse, 4(3): 73.

Walanus A., Nalepka D. 1999. POLPAL. Program for counting pol-len grains, diagrams plotting and numerical analysis. Acta Pa-Acta Pa-laeobotanica, Suppl. 2: 659-661.

Więckowski K. 1993. Dotychczasowy stan rozpoznania osadów dennych jezior „Na Jazach” – cechy makroskopowe. Polish Bo-tanical Studies, Guidebook 8, Kraków: 77-92.


Więckowski K. 1998. Sediments od Lake Gościąż. W: M. Ralska-Ja-siewiczowa, T. Goslar, T. Madeyska, L. Starkel (red.), Lake Go-ściąż, Central Poland. A Monographic Study, Part I, W. Szafer Institute of Botany, Kraków: 85-89.

Wojciechowski A. 2000. Zmiany paleohydrologiczne w środko-wej Wielkopolsce w ciągu ostatnich 12 000 lat w świetle badań osadów jeziornych rynny kórnicko-zaniemyskiej. Wydawnic-two Naukowe UAM: 235.

Żynda S. 1963. Objaśnienia do mapy geomorfologicznej 1:50 000, Arkusz N 33-139-B Toporów. Dokumentacja Geograficzna PAN, Instytut Geografii, Warszawa: 1-70.

Żynda S. 1967. Geomorfologia przedpola moreny czołowej stadia-łu poznańskiego na obszarze Wysoczyzny Lubuskiej. Pr. Kom. Geogr.-Geol. Wydz. Mat.-Przyr. PTPN, 8, 1: 1-191.

Documents

Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie ... 08... · Morfologia dna i osady denne kopalnego zbiornika w rynnie jordanowsko-niesulickiej koło Lubrzy... 71 Studia