-
ROCZNIKI GLEBOZNAWCZE TOM LII NR 1/2 WARSZAWA 2001: 99-118
ARTYKUŁ PROBLEM OW Y
KRYSTYNA KONECKA-BETLEY
REKONSTRUKCJA PRZEBIEGU PROCESÓW PEDOLOGICZNYCH W PÓŹNYM
PLEJSTOCENIE
I HOLOCENIE W ŚRODKOWEJ POLSCE
Zakład Gleboznawstwa, Katedra Nauk o Środowisku Glebowym SGGW w
Warszawie
W STĘP
Gleby współczesne, reliktowe i kopalne czy zespoły gleb
kopalnych niezależnie od wieku, w jakim się tworzyły, wskazują na
przerwy w akumulacji osadów mineralnych i gromadzenie materii
organicznej [Jersak 1976,1988;Konecka-Bet- ley 1976, 1979, 1987;
Kowalkowski 1977, 1988; Manikowska 1985, 1991a i b, 1995, 1997,
Maruszczak 1986, Prusinkiewicz 1996, Van Vlint-Lanoë 1989].
W wymienionych glebach występują cechy pierwotne, odziedziczone
po skale i jej przekształceniach peryglacjalnych [Dylik 1952, 1953;
Prószyński 1973; Goździk 1973, 1995; Konecka-Betley, Straszewska
1977; Manikowska 1997; Dobrzański i inni 1977; Konecka-Betley 1976,
1979, Zagórski 1996, Kowalkowski, Borzyszkowski 1977, Bednarek
1991, Vandenberghe 1992, 1993, Maruszczak 1998, Kowalkowski 1996]
oraz cechy nabyte, ściśle związane z nakładaj ącymi się -
niezależnie od wieku - procesami glebotwórczymi. Gleby badanego
obszaru niezależnie od wieku, skały, klimatu, roślinności czy
diagenezy osadów mają zapisane w swej budowie morfologicznej i
właściwościach biofi- zykochemicznych oraz mikromorfologicznych
cechy dawnych (plejstoceńskich) oraz dawnych i aktualnych
(holoceńskich) procesów litologiczno-pedologicznych [Konecka-Betley
1982; Konecka-Betley, Zagórski 1996, Konecka-Betley, Baraniecka
1995; Zagórski 1995].
W ostatnim okresie cechy naturalnych procesów glebotwórczych z
późnego vistulianu i holocenu są modyfikowane przez działalność
człowieka [Musierowicz i in. 1956, 1960,1961;Borek 1975; Chotiński,
Starkel 1982; Konecka-Betley i in. 1988; Chojnicki, Czarnowska
1993; Chojnicki 1993].
Poznanie przebiegu dawnych i współczesnych procesów
litogenetycznych i pedogenetycznych pozwoliło odtworzyć dawne
środowisko geograficzne (histo-
-
100 K. Konecka-Betley
ria pokrywy glebowej) przy założeniu, że typ gleby
charakteryzuje ówczesny krajobraz.
Analizując zjawiska z przeszłości w środkowej Polsce można
przewidzieć także, jakie przekształcenia mogą nastąpić w glebach
współczesnych przyjmując, że holocen jest najmłodszym, otwartym
interglacjałem.
GLEBY INTERGLECJAŁU EEMSKIEGO I WCZESNEGO VISTULIANU
Analizę przemian kopalnej pokrywy glebowej prowadzono na
obszarze środkowej Polski, głównie na Nizinie Srodkowomazowieckiej.
Podłoże tej Niziny stanowi niecka kredowa, wypełniona osadami
trzeciorzędu oraz utworami starszego i środkowego plejstocenu. W
rzeźbie terenu można tu wyróżnić poziomy denudacyjne i szerokie
doliny z tarasami, często przykryte piaskami eolicznymi i wydmami
oraz formy rzeźby ąlacialnej, niekiedy bardzo zniszczone [Turkowska
1992; Menke 1982].
Dla rekonstrukcji poleogeograficznych w środkowej Polsce duże
znaczenie ma Kotlina Warszawska [Nowak 1974]. Obejmuje ona swym
zasięgiem dwa różne obszary geochemiczne. Na północy rozciąga się
szeroka dolina pra-Wisły, na południu - zdenudowane wysoczyzny
polodowcowe. Te ostatnie zostały ukształtowane przez zlodowacenia
środkowopolskie, głównie zlodowacenie warty. Formy rzeźby
glacjalnej są silnie zmienione i często przykryte znacznie
młodszymi osadami eolicznymi, pyłowymi.
Od okresu interglacjału eemskiego, przez cały vistulian,
przeszły one wiele zmian klimatyczno-roślinnych: od klimatu
ciepłego do umiarkowanie chłodnego i zimnego, a w ostatniej fazie
nawet pustyni arktycznej. Dopiero po ociepleniu klimatu w późnym
glacjale i holocenie cały badany obszar został włączony do strefy
leśnej, a rozwój pokrywy glebowej był ściśle związany z
roślinnością [Wasylikowa 1964; Madeyska 1995].
Krajobraz geochemiczny interglacjału eemskiego na obszarze
zlodowacenia środkowopolskiego był podobny do dzisiejszego obszaru
pojezierza najmłodszego vistulianu [Różycki 1968, 1972, 1982;
Balińska-Wuttke 1965]. Stwierdzono bowiem na obszarze wysoczyzn
warciańskich występowanie dużych ilości jezior i zagłębień
bezodpływowych, często po wytapianiu brył martwego lodu, obecnie
zarośniętych, w których rozpoczęło się już w interglacjale eemskim
gromadzenie materii organicznej, głównie torfów i gytii.
Występowanie eemskich osadów organicznych na obszarze wysoczyzny
zostało udokumentowane badaniami pyłkowymi przez Janczyk-Kopikową
[1966, 1973, 1975, 1985], Borówko-Dłużakową [1960], Sobolewską
[1966], Karasze- wskiego [1972,1975], Krupińskiego [1978] i
Krupińskiego, Morawskiego [1993], Na ich podstawie stwierdzono, że
badany okres międzylodowcowy trwał długo (15-20 tys. lat) i był
bardzo ciepły.
Rozpoczął się on od pojawienia roślinności borowej ze
zwiększającą się w czasie liczbą drzew liściastych [Różycki 1968;
Janczyk-Kopikowa 1985]. W długim i ciepłym optimum klimatycznym
interglacjału eemskiego rozwijają się lasy mieszane i liściaste z
dużym udziałem drzew ciepłolubnych, w piętrze podszycia dominuje
leszczyna, a następnie grab. Również cis staje się stałym
komponentem zbiorowisk roślinnych. Po przejściu długotrwałego
okresu ciepłego zmienia się roślinność. Przy znacznym oziębieniu
pojawiają się i zaczynają
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie^ i holocenie w środkowej Polsce ̂ 101
dominować bory świerkowo-sosnowe z niewielkim udziałem w
podszyciu drzew liściastych, a następnie bory sosnowo-brzozowe. W
kotlinie strop osadów eem- skich jest datowany TL na 108 tys. lat
BP [Karaszewski 1975].
Typowym diagramem pyłkowym interglacjału eemskiego jest profil z
Rogowa [Janczyk-Kopikowa 1985 rys. 2]. Oprócz analizy pyłkowej w
profilu tym wykonano również niektóre analizy charakteryzuj ące
glebę interglacjalną i współczesną (rys. 1 ) [Konecka-Betley,
Czępińska-Kamińska 1985a i b] oraz datowano niektóre osady metodą
termoluminescencji [Prószyńska-Bordas i in. 1989 rys. 1].
Na ogół profile palinologiczne z interglacjału eemskiego na
badanym obszarze kończą się w obrębie pierwszego oziębienia. Jak
stwierdził Różycki [1968,1972], nie jest to oziębienie ostateczne.
Na podstawie analizy kilku profilów pyłkowych z terenu Warszawy
[Borówko-Dłużakowa 1960; Raniecka-Bobrowska 1954] stwierdzono, że
po oziębieniu nastąpiły dwa niewielkie ocieplenia i powrót nawet
niektórych drzew liściastych (grab i leszczyna).
Potwierdzeniem sygnalizowanych w latach 50-60 ociepleń
poeemskich na obszarze Warszawy jest praca Jastrzębskiej-Mamełka
[1985] z terenu środkowej Polski. Autorka ta opracowała
palinologicznie stanowisko Rudunki, wydzielając w nim kilka
niewielkich ociepleń poeemskich z roślinnością drzewiastą z
wczesnego vistulianu. Dziś tych stanowisk jest znacznie więcej
[Tobolski 1986; Mama- kowa 1986].
W osadach niektórych zbiorników eemskich stwierdzono oprócz
torfów, z których wytworzyły się gleby torfowo-murszowe siedlisk
olsowych, występowanie gytii węglanowej i łupków bitumicznych.
Można więc przyjąć, że w okresie istnienia zbiorników utwory
glacjalne w ich otoczeniu uległy silnej dekalcytacji. W
konsekwencji tych zjawisk czy procesów poziomy gleb mineralnych
otaczających zbiorniki uległy przemianom, jak na przykład wymywaniu
CaC03, przemieszczaniu iłu koloidalnego, często procesom odgórnego
oglejenia. Przemieszczone węglany zostały zdeponowane właśnie w
niektórych zbiornikach eemskich. Gleby otaczające zbiorniki uległy
również zubożeniu w składniki pokarmowe [Konecka-Betley,
Czępińska-Kamińska 1985 a i b].
Z piaszczystych glin warciańskich, otaczających zbiorniki,
wytworzyły się przede wszystkim gleby płowe z diagnostycznym
poziomem Bt argillic, dobrze scementowanym minerałami ilastymi i
związkami żelaza. Potwierdzają to nie tylko analizy
fizyko-chemiczne, ale również badania mikromorfologiczne [Kone-
cka-Betley, Zagórski 1996; Zagórski 1995; Konecka-Betley,
Baraniecka 1995; Manikowska 1997].
Na obszarach lessowych kopalne gleby mineralne interglacjału
eemskiego wytworzone z lessu zostały zachowane najczęściej jako
zespół gleb: interglacjalna gleba płowa [Jersak 1976, 1988;
Konecka-Betley 1976, 1987, 1994, 1996; Maru- szczak 1986],
najczęściej ogłowiona, przykryta warstwą młodszego lessu o małej
miąższości, z nakładającym się procesem gromadzenia młodszej
substancji organicznej już chłodnego vistulianu (less najniższy).
Gleby wczesnego vistulianu to gleby interstadialne, w wielu
przypadkach z dobrze wykształconym diagnostycznym poziomem
próchnicznym mollic.
GLEBY VISTULIANUW okresie najmłodszego zlodowacenia środkowa
Polska zostaje objęta proce
sami peryglacjalnymi [Dylik 1952, 1953; Prószyński 1973; Goździk
1973, 1995;
-
102 K. Konecka-Betley
O D SŁ O N IĘ C IE ROGÓW
RYSUNEK 1. Rogów. I. Pedostratygrafia i wiek: O - poziom
ściółki, А - poziom próchnicy, Eet - poziom eluwialny, Bt - poziom
iluwialny, argillic, CDi - osady fluwioglacjalne, D2 - skała
osadowa, ił, Tk - torf kopalny, Ł - łupki bitumiczne, Gy - gytia,
TL - wiek metodą termolumine- scencji. II. Uziarnienie - frakcje:
1. -1 ,0 -0 ,5 mm, 2. - 0,5-0,25 mm, 3. - 0,25-0,1 mm, 4. - 0,1
-0,05 mm, 5. - 0,05-0,02 mm, 6. - 0,02-0,005 mm, 7. - 0,005-0,002
mm, 8. -
-
RYSUNEK 2. Diagram pyłkowy z Rogowa - FIGURE 2. Pollen diagram
from Rogów [Z. Janczyk-Kopikowa 1980] Z o f i a J a n c i y k * K o
p i k o w » 1 9 S 0
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie i holocenie w środkowel Polsce 703
raturach - pustyni arktycznej. Przemiany w osadach warty w
środowisku perygla- cjalnym są więc różnorodne.
W północnej części kotliny warszawskiej powstają w tym samym
czasie niższe od wysoczyzn wznoszących się do 120 m n.p.m. poziomy
geomorfologiczne. Tworzy się zastoisko warszawskie, którego wyrazem
są zachowane równiny zastoiskowe: na zachodzie w rejonie Błonia, a
na wschodzie w rejonie Radzymi- na-Marek. Iły zastoiskowe są
datowane metodą TL na 51 000 i 53 000 lat BP w rejonie Błonia
(Butrym - Lublin) i na 53 000 lat BP w okolicach Radzymina
(Prószyński-Warszawa) [Baraniecka, Konecka-Betley 1987]. Iły te
były wiązane wcześniej ze zlodowaceniem środkowopolskim. Zbadane
stanowiska Passy [Jan- czyk-Kopikowa 1975] i Ossów [Sarnacka 1982]
z osadami eemskimi pod iłami zastoiska warszawskiego pozwoliło
uściślić wiek iłów na młodszy od eemu. Nieco później osadzają się
przede wszystkim w izolowanych kotlinach wysoczyzn warciańskich
osady zbiornikowe piaszczysto-mułkowe lub ilaste. Niekiedy
zawierają one domieszkę materii organicznej [Baraniecka,
Konecka-Betley 1987]. Analiza palinologiczna takiego stanowiska w
Lesznowoli w rejonie Grójca wskazuje na roślinność tundry
arktycznej. Datowano radiowęglem materię organiczną z dolnego
odcinka profilu na tym stanowisku na 38 000 lat BP (Gd. 551), a z
górnego na 30 300 lat BP (Gd. 527). Janczyk-Kopikowa [1978]
porównuje pierwszą datę do interstadiału hengelo z kulminacją pyłku
świerka do 42%, a drugą z interstadialem denekampf. Pozostałe
odcinki tego profilu reprezentują okres zimny z niewielkim udziałem
pyłków traw. Podobne datowania środkowego vistulianu z niżu
polskiego przedstawiają inni autorzy.
Na wyżynie sandomierskiej w Polanowie Samborzeckim osady lessu
młodszego, środkowego datowano metodą termoluminescencji
[Konecka-Betley 1996]. Daty kształtuj ą się następuj ąco: poziom
Bbr starszy - 40,5±4 ka BP, a Bbr młodszy na 30,0±3 ka BP
[Prószyńska-Bordas i współ. 1985]. Gleby wytworzone z tego osadu
określono jako interstadialne gleby brunatne arktyczne, z
nagromadzeniem w stropie substancji organicznej i z poziomem
diagnostycznym cambic Bbr głównie wolnych tlenków żelaza. Z tego
odsłonięcia otrzymano jeszcze dwie daty wskazujące na starszy wiek
osadów: pierwsza wynosząca 74,0± 11 ka BP w stropie bardzo miąższej
interstadialnej gleby czamoziemnej wczesnego vistulianu (Od-
derade, Brörup, Amersfoort ?), wytworzonej z lessu młodszego
dolnego, oraz datę dla osadu ze znacznie starszego poziomu Bt
(argillic) eemskiej interglacjalnej gleby płowej ogłowionej -
114,0± 11 ka BP. Ta ostatnia gleba wytworzyła się z lessu
starszego, górnego. Less młodszy górny z poziomu Bt gleby
występującej aktualnie na powierzchni tego stanowiska datowano TL
na 16,0 ka BP.
Choć oba wymienione stanowiska są bardzo odległe od siebie, to
jednak wskazują, że na dużych obszarach środkowej Polski
pedologiczne procesy przebiegały podobnie.
W czasie od ostatnich dat (30 300 lat BP) w Lesznowoli do około
20 000 lat BP w środkowej Polsce panuje tundra nie zawsze ciągła
[Baraniecka 1973,1982]. Spotykane sporadycznie gleby z tego okresu
są słabo wykształcone, często ogle- jone lub z cienką warstwą
torfu. Po tym dość długim okresie panowania krzewiastej tundry
następuje szybkie, ale krótkotrwałe oziębienie klimatu. Powstaje
pustynia arktyczna bez roślinności lub z resztkami arktycznej
tundry. Jej wyrazem była zwiększona ilość struktur mrozowych,
występujących w serii gliny. Na wysoczyznach występuje warstwa
kamienista głazów rzeźbionych przez wiatr [Dylik 1952,1953; Różycki
1972] świadczących o denudacji i deflacji. Niekiedy
-
104 K. Konecka-Betley
można także spotkać na tej powierzchni słabo zaznaczone gleby
występujące in situ [Prószyński 1973] lub zniszczone cienkie
poziomy próchniczne starszych gleb interstadialnych [Konecka-Betley
i in. 1988].
GLEBY SCHYŁKU VISTULIANUGleby kopalne schyłku vistulianu są
dobrze udokumentowane w pradolinie
Wisły. Nastąpiła tu bowiem akumulacja serii piaszczystych
aluwialnych dużej miąższości. Serie te nie mieściły się w
pradolinie i wykraczały poza jej zasięg, zasypując niższe części
poziomu zastoiska warszawskiego [Baraniecka, Konecka- Betley 1987].
Powstaje wtedy w pradolinie powierzchnia akumulacyjna tarasu
otwockiego [Różycki 1972; Prószyński 1973].
Akumulacja piasków na niektórych obszarach pradoliny kończy się
poziomem mułków, które z obszaru Puszczy Kampinoskiej datowano TL
na 16,7±5 ka BP, a piaski w ich stropie na 14,5 ka BP [Prószyński i
in. 1985]. Zakończenie akumulacji serii otwockiej w pradolinie
Wisły kończy się więc około 14 tys. lat BP [Manikowska 1991b].
Data ta uściśliła czas pojawienia się roślinności w części
północnej kotliny i rozpoczęcia procesów glebotwórczych, związanych
również z ocieplaniem się klimatu. Można je porównać do ocieplenia
interstadialnego epe w Holandii, jeszcze przed interstadialem
boiling (sensu stricto).
W profilu stratotypowym dla kopalnych gleb schyłku vistulianu
okolic Warszawy, w Wiązownie na prawym brzegu Wisły na osadach
serii otwockiej pod 20- metrowej wysokości wydmą, rozpoznano glebę
gruntowo-glejową, którą datowano 14C. Dwudziestocentymetrowy poziom
próchniczny tej gleby posiada 4 daty (od dołu do góry) C14 13
340±130(Gd. 1377), 13 200±120(Gd. 1376) 12860±190 (Gd. 1375) i 12
770±136 (Gd. 1327) lat BP [Baraniecka, Konecka-Betley 1987].
Datowania wskazują, że gleba mogła się zacząć tworzyć w
interstadiale epe. Wykonana przez Borówko-Dłużakową [1983] analiza
palinologiczna osadów odsłoniętych w Wiązownie wskazuje w dolnym
odcinku gleby na zespół lasotun- dry, gdy przewagę ma pyłek Pinus i
Betula do 70%, a w mniejszym stopniu Alnus i Larix oraz również
pyłek roślin obszarów bezleśnych. W stropie gleby stwierdzono pyłek
roślin tundrowo-stepowych. Można przypuszczać, że gleba ze
stanowiska Wiązowna Piekiełko występowała znacznie dłużej na
powierzchni przed zasypaniem przez młodsze piaski eoliczne w
porównaniu z glebą kopalną z interstadiału epe w Kamionie na lewym
brzegu Wisły [Manikowska 1995]. Można również przypuszczać, że w
datowanym okresie istniały kilkakrotnie warunki dla powstania gleb
gruntowo-glejowych.
Na zdenudowanych wysoczyznach nizin środkowopolskich
przekształconych peryglacjalnie osadzają się utwory pokrywowe w
postaci pyłów eolicznych, utworów pyłowo-piaszczystych i
piasków.
Na Mapie Gleb Polski w skali 1:300 000 (wydanej w roku 1956)
utwory pyłowe w środkowej Polsce wydzielono jako pyły głównie
pochodzenia wodnego. Gleby z nich wytworzone (niecałkowite,
niejednorodne) opisano w kilku monografiach [Musierowicz i współ.
1956,1960,1961]. W latach siedemdziesiątych, po wykonaniu
różnorodnych badań [Różycki 1972; Karaszewski 1972; Prószyński
1973], a wśród nich fizykochemicznych i mikromorfologicznych
[Konecka-Betley, Maj- sterkiewicz 1973; Konecka-Betley 1979] i
datowań metodą TL [Konecka-Betley, Czępińska-Kamińska 1985 a i b;
Konecka-Betley i in. 1988] określano je jako
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce^
RYSUNEK 3. Stratotypowe profile i wiek gleb w Kotlinie
Warszawskiej (VI Wiązowna Piekiełko, IV C ięciw a-rys. 4)
[Konecka-Betley 1991]FIGURE 3. Stratotype profiles and age in the
Warsaw Basin (VI Wiązowna Piekiełko, IV Cięciwa - f ig . 4)
utwory eoliczne. Konecka-Betley i Majsterkiewicz [1973]
korelowali te utwory z lessem nadleglym Pożaryskiego [1953] i
wydzielili je już w latach siedemdziesiątych jako najmłodsze
lessy.
W ostatnich latach utwory eoliczne zalegające na osadach
vistulianu stwierdzili i wyróżnili także Kozarski [1992, 1990],
Kozarski i Nowaczyk [1991] oraz Biernacka i Issmer [1996].
Substrat tych utworów został przygotowany przez wietrzenie
mrozowe w okresie panowania pustyni arktycznej. Wietrzenie
mechaniczne sprzyjało powstawaniu cząstek pyłowych i piaszczystych
wywiewanych przez silne wiatry przez cały rok. Jak podaje Różycki
[1972], na równinie błońskiej piaski eoliczne, starsze osadzały się
w postaci wałów wydmowych, wykazujących niekiedy kilkadziesiąt km
długości. Między tymi wg Różyckiego najstarszymi wydmami osadzały
się młodsze utwory pyłowe. Niekiedy nawet pokrywały one
powierzchnię wydm. Pyły mogły się osadzać również w zbiornikach
wodnych, gdzie często zostały wtórnie wzbogacone w węglan wapnia. W
pobliżu Błonia stwierdzono w utworze pyłowym ubogą faunę ślimaków i
mięczaków [Prószyński 1973]. Z badań tego autora wynika również, że
na większości ziarn utworów pokrywowych występują ślady transportu
eolicznego, niekiedy bardzo silnie zaznaczone. Świadczy to o tym,
że wywiewanie osadów eolizowanych odbywało się w warunkach klimatu
zimnego bez pokrywy roślinnej. Zjawiska te zachodziły
najprawdopodobnie przed powstaniem wydm parabolicznych w dolinie
pra-Wisły. Utwory pokrywowe eoliczne Prószyński [1973] datuje TL na
14-15 tys. lat BP, choć w niektórych przypadkach mogą być młodsze
(np. Rogów - 13 400 BP-lab. lubelskie czy 13 800 - lab.
warszawskie). Pyły obejmują swym zasięgiem wysoczyzny na znacz-
-
106 K. Konecka-Betley
nym obszarze środkowej Polski. Choć rozrzucone mozaikowato,
stanowią ważny element tego obszaru. W górnym vistulianie kończy
się nawiewanie utworów piaszczystych w pradolinie Wisły, a na
wysoczyznach zanika gromadzenie się utworów eolicznych. Mimo wahań
klimatycznych i wzmagającej się erozji pojawia się roślinność.
Teraz dla datowania zjawisk dużego znaczenia nabierają gleby.
Najstarsze z nich zachowały się jako gleby kopalne, zwłaszcza w
wydmach oraz nie przykryte osadami wydmowymi jako gleby aktualnie
występujące na powierzchni z cechami reliktowych, starszych
procesów glebotwórczych.
Na wysoczyznach pokrytych utworami pokrywowymi, przede wszystkim
utworami eolicznymi, schyłek vistulianu (późny glacjał) rozpoczyna
się wzmożonym wietrzeniem, deklacytacją i pojawianiem się
roślinności tundry parkowej, z dużą ilością roślinności trawiastej.
Prowadzi to do coraz większego nagromadzenia materii organicznej. W
pradolinie rozpoczyna się erozja wgłębna, głębokie rozcięcia tarasu
otwockiego związane z akumulacją i erozją, co prowadzi do
powstawania tarasu falenickiego w böllingu. Niższy taras praski
powstaje w allerödzie.
Najstarsze gleby kopalne późnego glacjału w dolinach rzecznych
wytworzyły się z mułków, kończących serię piaszczystą górnego
vistulianu. W Wiązownej Piekiełku (prawa strona Wisły) z mułków
(być może starych mad) wykształciła się gleba gruntowo-glejowa
tarasu otwockiego o budowie А-CG. [Konecka-Betley 1982; Baraniecka,
Konecka-Betley 1987 - rys. 4, prof. VI]. Na południu w Stężycy koło
Dęblina (rys. 4 prof. VIII) na podobnych mułkach w dolinie Wisły
występuje także gleba glejowa z dużą ilością próchnicy [Żarski
1990; Konecka- Betley 1991].
Obie gleby (rys. 4, prof. VI i VIII) leżą poziomo na powierzchni
tarasu pyłowego i wykazują w części mineralnej podobne uziarnienie,
duży stopień wysycenia kationami zasadowymi w warstwach wierzchnich
oraz dominację wapnia w kompleksie sorpcyjnym. Przeważa w tych
glebach eutroficzny typ wietrzenia materiału mineralnego. Zawartość
węgla ogółem w substancji organicznej dobrze zhumifikowanej w
Wiązownej Piekiełku w warstwie stropowej młodszej wynosi 2%, a w
Stężycy przy wejściu roślinności torfotwórczej - ponad 8%.
Frakcjonowana analiza substancji organicznej (metodą Duchaufoura
i Jacqui- na) i datowania radiowęglem dokumentują wiek, rozwój i
przebieg procesów glebotwórczych w starszej części późnego
glacjału. W spągu poziomu A gleby gruntowo-glejowej w Wiązownej
Piekiełku (rys. 4, prof. VI) zawartość węgla substancji organicznej
wynosi 0,78%. Dominują w tym poziomie kwasy humino- we, a stosunek
CH:CF kształtuje się powyżej 1. Duża ilość humin, przekraczająca
65% węgla ogółem, świadczy o silnym powiązaniu tego składnika z
częścią mineralną gleby [Konecka-Betley 1982]. Substancję
organiczną tej części poziomu A datowano radiowęglem na 13340±110
lat Gd-1377 i 13220±120 lat Gd- 1376 BP.
W stropie poziomu A tej gleby zawartość węgla kształtuje się
powyżej 2%. Dominują tu kwasy fulwowe z nieco mniejszą ilością
humin, a stosunek CH:CF spada poniżej 1. Daty radiowęglowe wynoszą:
12860±190 lat, GD-1375 i 12770±130 lat GD-1327 BP.
W stropie gleby z profilu ze Stężycy (rys. 4, prof. VIII)
zawartość węgla przekracza 8%. Dominują kwasy fulwowe i duża ilość
humin (52%). Stosunek CH:CF kształtuje się poniżej 1. Substancja
organiczna bardzo zmurszałego torfu
-
V I
RYSUNEK 4. Typowe profile w Kotlinie Warszawskiej: I - Liszyno,
II - Granica, III - Mariew, IV - Cięciwa I, V - Cięciwa II, VI -
Wiązowna Piekiełko, VII - Wiązowna przy szosie, VIII - Stężyca, OD
- najstarszy dryas, MD - środkowy dryas, YD - najmłodszy dryas; 1 -
poziom próchniczny, 2 - poziom próchniczny słabo rozwinięty, 3 -
poziom eluwialny, 4 - iluwialny poziom В z podpoziomami Bh i Bfe, 5
- iluwialny poziom B, 6 - poziom Bv wietrzenia, 7 - torf, 8 -
poziom A utworów piaszczystych, 9 - sedymentacja utworów
aluwialnych, a - słabo rozwinięta gleba, b - słabo zbielicowana
gleba, с -
poziom humusowo-żelazisty, d - gleba rdzawa, e - gleba glejowa;
wiek 14C lat BP [Konecka-Betley 1991]FIGURE 4. Ordinary profiles
for the Warsaw Basin: I - Liszyno, II - Granica, III - Mariew, IV -
Cięciwa I, V - Cięciwa II, VI - Wiązowną Piekiełko, VII - Wiązowną
near highway, VIII - Stężyca; OD - Oldest Dryas, MD — Middle
(Older) Dryas, YD - Younger Dryas; 1 — humus horizon, 2 - humus
horizon weakly developed, 3 - elluvial horizon E, 4 — illuvial
horizon В with subhorizons Bh and Bfe, 5 - illuvial horizon B, 6 —
weathered horizon Bv, 7 — peat, 8 — A horizon in silt sediments, 9
- silty sediments (old alluvial deposits); a - weakly developed
soil, b - weakly leached soil, с - iron humus podzol, d - rusty
soil, e - gley soil; age in radiocarbon years B.P.
Rekonstrukcja przebiegu procesów
pedologicznych w
późnym plejstocenie
i holocenie w
śwdkowej
Polsce_______707
-
108 K. Konecka-Betley
została datowana radiowęglem na 12950±110 lat BP. Opierając się
na datach można przyjąć, że stratygraficznie gleba ze Stężycy
stanowi środkowe ogniwo między dwoma dolnymi i dwoma górnymi datami
z poziomu substancji organicznej z Wiązownej Piekiełka. Gleb tych
jako starszych od procesów eolicznych najstarszego dryasu nie można
wiązać z żadnym z dwóch ociepleń w okresie zwanym umownie
böllingiem sensu lato. Gleby te wytworzyły się w końcowej fazie
górnego vistulianu. Mimo nieco młodszego wieku można je
paralelizować z interstadiałem epe (Holandia) lub ewentualnie ich
początek z interstadialem lascaux (Francja) [Konecka-Betley 1982,
1991].
Analiza palinologiczna osadów z Wiązownej Piekiełka
[Borówko-Dłużakowa 1983] wskazuje w dolnej części mułków
próchnicznych na wysoką zawartość roślin drzewiastych (AP) w
porównaniu do niedrzewiastych (NAP). Udział pyłku Pinus i Betula
oraz w mniejszych ilościach Larix i Salix osiąga wartość około 70%.
Występuje stale pyłek Hippophae rhamnoides, Juniperus, Ericaceae
oraz w dużej ilości pyłek Cyperacae i Graminae. Oznaczone
sporomorfy w dolnej części poziomu A dowodzą, że gleba powstała pod
zbiorowiskiem laso-tundry klimatu umiarkowanie zimnego.
W stropie poziomu A dominuje pyłek roślin zielnych (NAP),
głównie z udziałem traw i turzyc, dochodzącym do 75%. Ilość pyłku
Pinus i Betula папа dochodzi tylko do 26%. Pyłek roślin
światłożądnych wskazuje na rozwój zbiorowisk roślinnych o
charakterze stepowym. Bezleśny, stepowy typ zbiorowiska roślinnego
mógł się wytworzyć w klimacie suchym i chłodnym.
Pierwszy etap działalności eolicznej w okresie zwanym umownie
najstarszym dry asem, po wytworzeniu się gleby gruntowo-glejowej,
rozpoczął się przewiewaniem utworów pyłowych i piaszczystych
[Nowaczyk 1986]. W profilu Wiązowna „przy szosie” tworzy się
warstwa piaszczysto-pyłowa miąższości 30 cm. Na tym substracie
powstaje gleba inicjalna z 2-4-centymetrowym poziomem organicznym,
o dość słabym rozkładzie materii organicznej. Zawartość С ogółem
wynosi od 0,5 do 0,08%. Frakcjonowana analiza substancji
organicznej wskazuje, że w wierzchnim poziomie A słabo rozłożonym
występuje przewaga kwasów huminowych w stosunku do fulwowych oraz
bardzo mała zawartość humin. Stosunek CH:CF kształtuje się powyżej
1. W dolnej części poziomu A, już bardziej pylastej, wzrasta ilość
węgla humin, a stosunek CH:CF spada poniżej 1 [Konecka-Betley
1982]. Jest to gleba inicjalna, najprawdopodobniej rozdzielająca
młodszy i starszy człon najstarszego dryasu [Manikowska 1985]. Jej
powstanie można wiązać z niewielkim ociepleniem wyróżnianym jako
Agard boiling [Baraniecka, Konecka- Betley 1987]. Drugi etap
działalności eolicznej w szeroko pojętym najstarszym dryasie
prowadzi do powstawania niewielkich inicjalnych form wydmowych do 1
m wysokości. Buduje je materiał piaszczysty bez domieszek pyłowych,
na który wkracza uboga roślinność. Gleba z böllingu na lewym brzegu
Wisły w Mariewie (Puszcza Kampinoska) otrzymała datę 12160±260 lat,
Gd-4391 BP i na prawym brzegu ta sama gleba w Cięciwie dwie daty:
12150±170 lat, Gd-2405 i 12030±160 lat, Gd-2406 BP. Jest to gleba
inicjalna składająca się z 2- lub 3-centymetrowej miąższości
warstewek lub skupień substancji organicznej. Zawartość węgla
dochodzi do około 0,2%. Wykształcenie gleby wskazuje na bardzo
słaby przebieg procesu glebotwórczego, związanego z dość zimnym
klimatem, mało zwartą pokrywą roślinną oraz najprawdopodobniej
występowaniem zmarzliny. Warstwy piasku w poziomie organicznym mogą
świadczyć o zachodzących równocześnie procesach wydmotwórczych.
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce^_______ 709
Oziębienie i osuszenie klimatu w pierwszej części środkowego
dryasu spowodowało uruchomienie działalności wydmotwórczej.
Powstają w tym czasie kilkunastometrowe wydmy o zmiennej wielkości
ziarna i kierunku transportu [Koben- dzina 1961; Baraniecka,
Konecka-Betley 1987]. Ocieplenie klimatu w interstadiale alleröd
spowodowało pierwszy raz w okresie schyłku ostatniego zlodowacenia
opanowanie i utrwalenie wydm przez roślinność drzewiastą. W
pierwszej fazie tego okresu są to bory brzozowo-sosnowe, a w
drugiej sosnowe [Wasylikowa 1964; Madeyska 1995]. W wyższych
partiach stoków wydm powstaje słabo wykształcona gleba bielicowana
z plamami poziomu eluwialnego E i nikłymi śladami poziomu
iluwialnego B. Z badań innych autorów wynika, że niektóre gleby
allerödzkie osiągnęły stadium dużej dojrzałości. Gleba ta w
Młodzieszynku została datowana radiowęglem na 108301250 lat
[Manikowska 1991 b, 1995; Manikowska, Bednarek 1994], a w Całowaniu
na 11380+95 i 11190±65 lat BP [Schild 1982].
W niżej położonej części stoków, a zwłaszcza u podnóży wydm,
gleba rozwijała się w warunkach większej wilgotności. Wykazuje
wtedy ślady oglejenia i większą zasobność w substancję organiczną.
Zawartość węgla w glebie alle- rödzkiej waha się od 0,1 do 0,3%
[Konecka-Betley 1982].
W okresie ostatniej fazy wydmotwórczej młodszego dryasu
miąższość nagromadzonego materiału eolicznego nie jest zbyt duża.
Jest to raczej modelowanie wydm ze środkowego dryasu związane z
ochłodzeniem klimatu po alleródzie i podniesieniem lustra wody
gruntowej w drugiej części młodszego dryasu. W niektórych
przypadkach gleba z alleródu nie przechodzi w stan kopalny i dalej
się rozwija już jako bielica do końca mezoholocenu.
Kilka zbliżonych dat C14 z drugiej części młodszego dryasu
dokumentuje, że rozpoczynają się procesy torfotwórcze, a
działalność wydmotwórcza występuje tylko lokalnie. Daty ze spągu
torfów mieszczą się w granicach 10590±360 [Ko- necka-Betley i inni
1996] do 10260±160 lat BP [Konecka-Betley 1986]. Gleby torfowe są
kontynuowane do dziś. W tym samym czasie zaczyna się również
osadzać kreda jeziorna [Konecka-Betley 1986, 1991; Prusinkiewicz,
Noryśkie- wicz 1975], w której spągu występują ślimaki płytkich
zbiorników wodnych.
Poziomem diagnostycznym dla wszystkich wydzielonych gleb jest
poziom akumulacji próchnicy A mollic o różnym stopniu przemian i
wykształcenia. Budowa morfologiczna tych gleb sprowadza się do
poziomów A-C.
GLEBY HOLOCENUW holocenie, w okresie preborealnym i na początku
okresu borealnego, na
osadach eolicznych młodszego dryasu rozpoczynają się lub są
kontynuowane procesy glebotwórcze, pod prześwietlonymi borami z
dużym udziałem roślinności zielnej. Na dużych obszarach [Kamińska i
in. 1986; Janowska 1994; Czępińska- Kamińska 1986; Bednarek 1988,
1991; Kowalkowski 1977; Konecka-Betley 1982; Manikowska 1985, 1991
a i b, 1995] rozwijają się gleby rdzawe z bardzo dobrze
wykształconym poziomem Bv wietrzeniowym. Gleba ta tworzy się w
holocenie. Poziom A jest słabo zaznaczony, w wyniku być może
późniejszego rozkładu substancji organicznej lub jej niszczenia,
przy wznowieniu lokalnej działalności wydmotwórczej. Poziomem
diagnostycznym jest rdzawy poziom В v-sideric, powstający w
oligotroficznych warunkach wietrzenia na stanowiskach o suchym
klimacie glebowym. Mała ilość próchnicy nie sprzyja
przemieszczaniu
-
110 K. Konecka-Betley
wolnego żelaza w głąb profilu i tworzeniu się związków
kompleksowych, próch- niczno-żelazistych w poziomie Bv
[Konecka-Betley 1982; Baraniecka, Konecka- Betley 1987]. Nie
przemieszcza się również wolny glin i wolna krzemionka. Gleby te
pod koniec okresu borealnego ulegają procesowi bielicowania.
Substancję organiczną datowano C14 w Cięciwie na 8770±110, Gd-2407
lat BP [Konecka- Betley 1982] (rys. 4, prof. IV), a w wydmie w
Liszynie na 8750±100 lat BP [Kamińska, Konecka-Betley,
Mycielska-Dowgiałło 1985]. Jest to przewodnia gleba kopalna dla
piasków eoholocenu. W końcu okresu borealnego i początku okresu
atlantyckiego z lokalnie przewiewanych piasków młodszego dryasu
przy rozprzestrzenianiu się borów sosnowych i zanikaniu roślinności
trawiastej powstaje gleba bielicowo-rdzawa datowana radiowęglem w
Cięciwie (rys. 4, prof. V) na 8320±110, Gd 2408 lat BP, czyli na
początek okresu atlantyckiego. Poziom eluwialny E tej gleby jest
słabo zaznaczony.
W okresie atlantyckim proces bielicowania na substracie
piaszczystym nasila się ze względu na ciepły i umiarkowanie
wilgotny klimat. Zwarte bory sosnowe z domieszką dębu sprzyjają
powstawaniu kwaśnej ektopróchnicy [Konecka-Betley 1982]. Na
stanowiskach wilgotniejszych pojawia się płytki torf. W Cięciwie
oligotroficzny typ wietrzenia prowadzi do powstania dobrze
rozwiniętej, dojrzałej gleby z poziomami A-E-B-C, najczęściej
bielicy żelazisto-próchnicznej wzbogaconej w podpoziomie Bh w
przemieszczane związki kompleksowe próchniczno- żelaziste. W
podpoziomie Bfe gromadzą się przemieszczane z poziomów wierzchnich
wolne żelazo, glin i krzemionka oraz związku fosforu. Związku te
silnie cementują poziom iluwialny spodic, który często ulega
orsztynizacji. Frakcjonowana analiza substancji organicznej
obrazuje rozmieszczenie węgla w całym profilu. W poziomie AE
zawartość węgla wynosi 0,50% w podpoziomie Bhfe - 0,60% i spada w
Bfe do 0,17%. W zmurszałym torfie zawartość węgla wynosi ponad 20%.
Bardzo duża przewaga kwasów fulwowych, charakterystycznych dla
procesu bielicowania, powoduje zmniejszenie stosunku CH:CF do
poniżej 0,5. Stosunek ten w pozostałych poziomach kształtuje się
powyżej 1, a w torfie powyżej 2. Data C14 z torfu w Cięciwie wynosi
6155±270, Lod-31, a z poziomu Bh 7150±350 Lod-47 lat BP (rys. 4,
prof. IV).
Bielice w Kotlinie Warszawskiej, których rozwój rozpoczął się w
młodszej fazie okresu borealnego, a z największym nasileniem
przebiegał w okresie atlantyckim - o ile nie przeszły w stan
kopalny - są kontynuowane do dziś. Jednak od okresu subborealnego
przez okres subatlantycki ze znaczenie mniejszym nasileniem. W
neoholocenie na tym obszarze w wyniku antropogenicznego
przewiewania piasków powstają młode, słabiej wykształcone gleby
rdzawe i bielice bez poziomów orsztynowych. Poziomem diagnostycznym
dla kopalnych gleb rdzawych jest poziom Bv-sideric, a dla bielic
poziom iluwialny - spodic z podpozio- mami Bh i Bfe.
Gwałtowne ocieplenie klimatu na progu holocenu spowodowało
szybkie wkroczenie drzew liściastych na wysoczyzny polodowcowe.
Obficie wkroczył wiąz, w mniejszych ilościach dąb i lipa oraz
światłolubne olsza i leszczyna. Można przypuszczać, że na
wysoczyznach już w okresie borealnym występowały zespoły leśne typu
grądów z dużą ilością roślinności trawiastej. Zespoły te na
wysoczyznach rozwijały się prawdopodobnie do końca okresu
atlantyckiego, czyli do końca optimum klimatycznego holocenu. Można
przyjąć, że wytworzyły się dobrze wykształcone gleby czarnoziemne
lub gleby brunatne różnych podtypów. Ochłodzenie klimatu na
pograniczu okresów atlantyckiego i subborealnego ujaw
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce_______ 777
niło się spadkiem krzywej wiązu, co można korelować z
wylesieniem obszarów leśnych, powodowanych działalnością człowieka.
W tym samym czasie stwierdzono w diagramach pyłkowych wzrost ilości
pyłku roślin pastwiskowych (antro- pogenizacja). Zauważalne w
neolicie wylesienie spowodowało podniesienie lustra wody gruntowej
i ogólne zwilgotnienie klimatu, co doprowadziło do pewnego
zabagnienia obniżeń na wysoczyznach, być może zwiększenie zasięgu
torfowisk, a nawet powstanie rudy darniowej. Gleby wytworzone z
glin i pyłów uległy wtedy oglejeniu o różnym nasileniu. Największe
wylesienie tego obszaru rozpoczęło się w epoce brązu, ale przede
wszystkim w epoce żelaza. Wtedy właśnie rozwinęło się hutnictwo
mazowieckie na zachód od Warszawy.
LITERATURABALIŃSKA-WUTTKE K. 1965: Stratygrafia czwartorzędu
okolic Rawy mazowieckiej i Skiernie
wic. Z badań czwartorzędu w Polsce 11 Biul. Inst. Geol. 187:
293-327.BARANIECKA M. D. 1973: Szczegółowa mapa geologiczna Polski
arkusz Otwock 1:50 000. Inst.
Geol. Warszawy.BARANIECKA M. D. 1982: Sytuacja geologiczna i
rozmieszczenie wydm okolic Warszawy. Rocz.
Glebozn. 33, 3/4:33-57.BARANIECKA M. D., KONECKA-BETLEY K. 1987:
Fluvial sediments of the Vistulian and
Holocene in the Warsaw Basin. Geographical Studies (In)
Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years.
Special Issue No 4. Part II: 151-171.
BEDNAREK R. 1988: The significance of fossil rusty soils for the
stratigraphy sand deposits. Biul.Polish Acad. Sc., 26, 2:
209-223.
BEDNAREK R. 1991: Wiek, geneza i stanowisko systematyczne gleb
rdzawych w świetle badań paleopedologicznych w okolicach Osia. UMK
Rozprawy: 1-102.
BIERNACKA J., ISSMER K. 1996: Analiza mikrostrukturalna osadów
lessowych z Klępicza, Pomorze Zachodnie. Przegl. Geol. 44,1:
43-48.
BOREK S. 1975: Kierunki zmian właściwości czarnych ziem
błońsko-sochaczewskich po drenowaniu. Rocz• Glebozn. 26, 1:
101-140.
BORÓWKO-DŁUŻAKOWA Z. 1960: Dwa nowe profile interglacjalne z
Warszawy w świetle badań paleobotanicznych. Biul. Inst. Geol. 150.
Z badań czwartorzędu w Polsce 9: 174-181.
BORÓWKO-DŁUŻAKOWA Z. 1961: Historia flory Puszczy Kampinoskiej w
późnym glacjale i holocenie. Przegl. Geogr. 33, 3: 365-382.
BORÓWKA-DŁUŻAKOWA Z. 1982: Rezultaty badań paleobotanicznych
spągu profilu Nart w Puszczy Kampinoskiej. Rocz. Glebozn. 33, 34:
113-118.
BORÓWKO-DŁUŻAKOWA Z. 1983: Analiza palinologiczna próbek z
substancją organiczną profilu kopalnego w Wiązownie. Maszynopis:
3.
CHOJNICKI K. 1993: Gleby brunatne wytworzone z utworów
pokrywowych Równiny Błońsko- Sochaczewskiej. Rocz. Glebozn. 44,
1/2: 93-106.
CHOJNICKI J., CZARNOWSKA K. 1993: Zmiany zawartości fosforu
ogółem i rozpuszczalnego oraz Zn, Cu, Pb i Cd w glebach intensywnie
użytkowanych rolniczo. Rocz. Glebozn. 44, 3/4: 99-111.
CHOTIŃSKI N., A., STARKEL L. 1982: Naturalne i antropogeniczne
poziomy graniczne w osadach holoceńskich Polski i centralnej części
Niziny Rosyjskiej. Przegl. Geogr. 54, 3: 202-218.
CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1986: Zależność między rzeźbą terenu a
typami gleb obszarów wydmowych Puszczy Kampinoskiej. (W) Wpływ
działalności człowieka na środowisko glebowe Kampinoskiego Parku
Narodowego. Wyd. SGGW: 5-71.
DOBRZAŃSKI B., KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1977:
Procesy kształtowania się gleb wytworzonych z gliny zwałowej
Wysoczyzny Siedleckiej. Zesz. Nauk. SGGW-AR w Warszawie, Roi. 16:
9-24.
-
112 K. Konecka-Betley
DYLIK J. 1952: Głazy rzeźbione przez wiatr i utwory podobne do
lessu w Polsce Środkowej. Biul. Inst. Geol. 67: 231-331.
DYLIKJ. 1953:0 peryglacjalnym charakterze rzeźby środkowej
Polski. ActciGeogr. UŁ, 4: 1-116. GOŹDZIKI. 1973: Geneza i pozycja
stratygraficzna struktur peryglacjalnych w środkowej Polsce.
Acta Geogr. Loclz. 31: 1-117.GOŹDZIK J. 1995: A permafrost
evolution and its impact on some depositional condition between
20 and 10 ka in Poland. Biul. Perygl. 34: 53-72.JANCZYK-KOPIKOWA
1966: Interglacjał eemski w Golkowie koło Warszawy. Kwart. Geol.
10,
z. 2:453-461.JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1973: Analiza pyłkowa osadów
interglacjału eemskiego w Grodzisku
Mazowieckim. Kwart. Geol. 17, 3:JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1975: The
Eemian interglacjał sediments at Błonie near Warsaw. Bull.
A cad Sc. Terre, 22, 3/4 147-150.JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1978:
Paleobotaniczne opracowania próbek z arkusza Grójec. Arch.
Inst. Geolog. Warszawa: 5.JANCZYK-KOPIKOWA Z. 1985: Analiza
pyłkowa osadów interglacjału eemskiego w Rogowie.
Rocz. Glebozn. 36, 2: 143-151.JANOWSKA E. 1994: Preliminary
studies on the sideric horizon of rusty soil with the use of
microchemical x-ray analysis. Rocz. Glebozn. Suppl. 44: 41-53.
JASTRZĘBSKA-MAMEŁKA M. 1985: The eemian Interglacjał and early
Vistulian at Zgierz -
Rudunki in the Lodz Plateau. Acta Geogr. Lodz. 53: 75.JERSAK K.
1976: Charakter gleb kopalnych w lessach i ich znaczenie
pedogeograficzne i
stratygraficzne. Biul. Inst. Geol. 297: 21-39.JERSAK J., 1988:
Pozycja stratygraficzna lessów starszych wyżyn południowej Polski.
[Strati
graphie position of the older loesses in the uplands of southern
Poland]. Problemy paleogeo- grafii czwartorzędu zlodowacenia
środkowopolskiego. Ed. Jersak J. Pr. Nauk. U.Śl. 914:22-45.
KAMIŃSKA R., KONECKA-BETLEY K., MYCIELSKA-DOWGIAŁŁO E. 1986: The
Liszyno dune in the Vistula valley (east of Płock). Biul. Perygl.
31: 141-162.
KARASZEWSKIW. 1972a: Interglacjał eemski w Skierniewicach ijego
znaczenie dla znajomości paleogeografii młodszego plejstocenu.
Kwart. Geol. 16,3.
KARASZEWSKI W. 1972b: Pokrywowe utwory pyłowe w Polsce Środkowej
(najmłodszy less).Kwart. Geol. 16: 171-182.
KARASZEWSKI W. 1975: Age of the Warsaw Ice Daunned Lake
sediments Biul. Acad. Pol. Sc. 22, 3/4: 151-155.
KLATKOWA H. 1994: Evolution du rie de l’agent periglaciaire au
Pologne Contrôle. Biul. P ery glac. 33: 79-106.
KOBENDZINA J. 1961: Próba datowania wydm Puszczy Kampinoskiej.
Przegl. Geogr. 33, 3: 383-399.
KONECKA-BETLEY K. 1976: Poziomy diagnostyczne śródlessowych gleb
kopalnych Polski południowo-wschodniej. Biuletyn 297. Z badań
czwartorzędu w Polsce. 18: 121-134.
KONECKA-BETLEY K. 1979: Reliktowe procesy glebotwórcze w glebach
współczesnych wytworzonych z gliny zwałowej. Zesz. Nauk. SGGW-AR w
Warszawie, Roi. 18: 77-95.
KONECKA-BETLEY K. 1982: Gleby kopalne i reliktowe wydm okolic
Warszawy. Rocz. Glebozn. 33,3/4:81-112.
KONECKA-BETLEY K. 1986: Age of soils formed of lacustrine
limestone at Olszowieckie Błoto in the Vistulian Valley. XV Kongres
MTG. Hamburg: 592-597.
KONECKA-BETLEY K. 1987: Gleby kopalne jako jednostki
klasyfikacji stratygraficznej czwartorzędu. Kwart. Geol. 31:
185-190.
KONECKA-BETLEY K. 1991: Late Vistulian and Holocene fossil soils
developed from aeolian and alluvial sediments of the Warsaw Basen.
Z. Geomorph. N. F. Suppl. 90: 99-105.
KONECKA-BETLEY K. 1994: Fossil soils of late pleistocene
developed from loesses. Rocz. Glebozn. 45 suppl.: 55-62.
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce_______ 113
KONECKA-BETLEY 1996: Polanów Samborzecki gleby kopalne
odsłonięcia lessowego. Konf. „Metody badań paleopedologicznych i
wykorzystanie gleb kopalnych w paleogeografii”. Komitet Badań
Czwartorzędu PAN: 65-66.
KONECKA-BETLEY K., MAJSTERKIEWICZT. 1973: Geneza gleb
wytworzonych z pokrywowych utworów pyłowych Polski Środkowej. Rocz.
Glebozn. 24, 2: 133-158.
KONECKA-BETLEY K., STRASZEWSKA K., 1977: Badania
paleopedologiczne lessów okolic Sandomierza na tle ich
stratygrafii. Stud. Geol. Pol. LII: 215-233.
KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1985a: Wiek i
kształtowanie się gleb kopalnych osadów organicznych lasów Rogowa
(Wysoczyzna Rawska). Rocz. Glebozn. 36, 2: 111-129.
KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D. 1985b: Kopalne osady
organiczne w lasach Rogowa jako wskaźniki przemian środowiska.
Rocz. Glebozn. 36, 2: 131-141.
KONECKA-BETLEY K., CZĘPIŃSKA-KAMIŃSKA D., CHOJNICKI J. 1988:
Gleby kotliny warszawskiej. Jubileuszowy zjazd 50-lecia 1937-1987
PTG: 1-94.
KONECKA-BETLEY K., BARANIECKA M.D. 1995: Micromorphological
differentiation of the top part of the Warta and Odra glacial till
complexes. Acta Geogr. Lodz. 68: 117-134.
KONECKA-BETLEY, ZAGÓRSKI Z. 1996: Cechy lito- i pedogenezy w
glebach zlodowacenia Warty. Acta Geogr. Lodz. 71: 97-111.
KOWALKOWSKI A. 1977: Dynamika rozwoju późnoplejstoceńskich i
holoceńskich gleb z piasków wydmowych w Pomorsku. RoczGlebozn. 28,
3/4: 19-35.
KOWALKOWSKI A., BORZYSZKOWSKIJ. 1977: The role of peryglacial
and extraperyglacial perstruction in the soil profile in Central
Europa. Folia Quaternaria 49: 25-37.
KOWALKOWSKI A. 1988: Wiek i geneza gleb. Przemiany środowiska
geograficznego Polski. Ossolineum: 45-85.
KOWALKOWSKI A. 1996: Glebopokrywy stokowe jako jednostki
pedolitostratygraficzne i ich przykłady na północnym stoku głównego
masywu Gór Świętokrzyskich. Konf. „Metody badań paleopedogenicznych
i wykorzystanie gleb kopalnych w paleogeografii”. Komitet Badań
Czwartorzędu PAN: 31-34.
KOZARSKI S. 1990: Pleni and late vistulian eolian phenomena in
Poland: new occurrences paleoenvironmental and stratigraphie
interpretations. Acta Geogr. Dobrecina, 26-26: 31-45.
KOZARSKI S. 1992: Zmiana warunków depozycji w schyłkowym
plejstocenie na obszarach ostatniego zlodowacenia w północnej
Polsce. Przegl. Geol. 10: 597-598.
KOZARSKI S., NOWACZYK B. 1991: Lithofacies variation and
chronostatigraphy of Late vistulian and Holocene eolian phenomena
in north-western Poland. Z. Geomorph. N.F. Suppl. 90: 107-122.
KRUPIŃSKI K.M. 1978: Historia dynamiki rozwoju i zaniku
zbiornika interglacjalnego w Żyrardowie. Biul. Inst. Geol. 300. Z
badań czwartorzędu w Polsce 19: 153-178.
KRUPIŃSKI K.M., MORAWSKI W. 1993: Geological position and pollen
analysis of Eemian Interglacial sediments of Warsaw-Wawrzyszew.
Acta Paleobot. 31: 309-346.
MADEYSKA T. 1995: Roślinność Polski u schyłku ostatniego
zlodowacenia. Przegl. Geol. 43, 7: 595-599.
MAMAKOWA K., 1986: Lower boundary of the Vistulian and the early
Vistulian pollen stratigraphy in continous Eemian-early Vistulian
pollen sequences in Poland. Q uaternary Studies in Poland 7:
51-63.
MANIKOWSKA В. 1985: O glebach kopalnych stratygrafii i litologii
wydm Polski Środkowej. Acta Geogr. Lodz. 52: 1, 137.
MANIKOWSKA B. 1991 a: Vistulian and Holocene eolian activity,
pedostratigraphy and relief evolution in Central Poland. Z.
Geomorph. N.F. Suppl. 90: 131-141.
MANIKOWSKA В . 1991b: Dune processes age of dune terrace and
Vistulian decline in the Vistula valley neer Wyszogród, Central
Poland. Bull. Pol. Acad. Sc. Earth Sc. 39: 137-148.
MANIKOWSKA В. 1995: Aeolian activity differentiation in the area
of Poland during the period 20-8 ka BP. Biul. Perygl. 34:
125-165.
-
114 K. Konecka-Betley
MANIKOWSKA В. 1997: Peryglacjalne utwory pokrywowe i
kształtowanie profilu glebowego na wysoczyźnie fluwiogalcjalnej w
Polsce Środkowej. Rocz. Glebozn. 48, 3/4: 151-167.
MANIKOWSKA B., BEDNAREK R. 1994: Fossil preboreal soil on the
dune sand in Central Poland and its significance for the conception
of rusty soils (cambic arenosols) genesis. Rocz. Glebozn. Suppl.
44: 27-39.
MARUSZCZAK H. 1986: Loesses in Poland their stratigraphy and
paleogeographical interpretation. Ann. UMCS, 41, 2: 15-54.
MARUSZCZAK H. 1998: Problemy interpretacji makroskopowych
struktur kriogenicznych w utworach lessowych. [W] Struktury
sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i
ich wartość interpretacyjna Wydz. Geogr. i Studiów Regionalnych UW:
135— 150.
MENKE B., 1982: On the Eemian Interglacial and the Weichselian
Glacial in Nordwestern Germany(vegetation, stratigraphy paleosols,
sediments). Quaternary Studies in Poland 3: 61-68.
MUSIEROWICZ A., OLSZEWSKI Z., KUŹNICKI F., ŚWIĘCICKI C.,
KONECKA-BETLEY K., LESZCZYŃSKA E. 1956: Gleby województwa
warszawskiego. Rocz. Nauk Roln. 75 - D: 1-180.
MUSIEROWICZ A., OLSZEWSKI Z., BROGOWSKI Z., CHLIPALSKA E.,
KONECKA-BET- LEY K., KĘPKA M., KRÓL H., KUŹNICKI F., LESZCZYŃSKA
E., SKORUPSKA T., ŚWIĘCICKI C., TUSZYŃSKI M., 1960: Gleby
województwa Łódzkiego. Rocz. Nauk Roln. 8 6 -D : 1-390.
MUSIEROWICZ A., OLSZEWSKI Z., BROGOWSKI Z., KĘPKA M. 1961:
Czarne ziemie Błońsko-Sochaczewsko-Łowickie. Rocz. Nauk Roln. 82A,
3: 503-162.
NOWACZYK B. 1986: Wiek wydm w Polsce. UAM: 1-245.NOWAK J. 1974:
Stratygrafia plejstocenu północnej części kotliny warszawskiej.
Biul. Inst. Geol.
268: 91-160.POŻARYSKI W. 1953: Plejstocen w dolinie Wisły przez
wyżyny południowe. Pr. Inst. Geol. 9:
1-125.PRUSINKIEWICZ Z. 1966: Ustalenie wieku chronosekwencji
glebowej na mierzejach Świny
metodą radiowęglową C-14. Rocz. Glebozn. 15, supl.:
433-436.PRUSINKIEWICZ Z., NORYŚKIEWICZ B. 1975: Geochemiczne i
paleopedologiczne aspekty
genezy kredy jeziornej jako skały macierzystej północnopolskich
rędzin. Acta Univ. Nic. Copernici, Geografia 11, 35: 115-127.
PRÓSZYŃSKI M. 1973: Ogólna charakterystyka utworów macierzystych
gleb okolic Warszawy (po stronie lewobrzeżnej) ukształtowanych
częściowo w warunkach peryglacjalnych. Zjazd PTG „Geneza gleb
wydmowych i utworów przekształconych peryglacjalnie na Niżu Polski”
PTG: 47-50.
PRÓSZYŃSKA-BORDAS H., PRÓSZYŃSKI M., STAŃSKA-PRÓSZYŃSKA W.,
1989: Chronologia termoluminescencyjna profilu aluwialno-lessowego
w porównaniu z datowaniami TL eemskich stanowisk
jeziorno-bagiennych. Zesz. Nauk. Politech. Śląskiej. Seria Fiz.,
61, Geo- chronometria 6: 251-264.
RANIECKA-BOBROWSKA J. 1954: Analiza pyłkowa profilów
czwartorzędowych Woli i Żoliborza w Warszawie. Biul. Inst. Geol.
69: 107-140.
RÓŻYCKI S.Z. 1968: Kotlina Gołkowa w ostatnim interglacjale.
Acta. Geol. Pol. 18: 623-662.RÓŻYCKI S.Z. 1972: Plejstocen Polski
Środkowej na tle przeszłości w górnym trzeciorzędzie.
PWN: 1-250.RÓŻYCKI S.Z. 1978: Od Mocht do syntezy stratygrafii
plejstocenu Polski. Rocz. Pol. Tow. Geol.
̂ 48, 3/4: 445-478.RÓŻYCKI S.Z. 1982: Principles of
stratigraphies subdivision of Quaternary of Poland. Quaternary.
Studies in Poland 2: 99-106.SARNACKA Z., 1982: Age Revision of
the Warsaw Proglacial lake in the Warsaw Region. Biul.
Inst. Geol. 343, 5: 59-70.
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce_______ 115
SOBOLEWSKA M. 1966: Wyniki badań paleobotanicznych nad eemskimi
osadami w Józefowie na Wyżynie Łódzkiej. Biul. Perygl. 15:
303-312.
SCHILD R. 1982: Stratygrafia archeologiczna wydm widziana z
Mazowsza. Rocz. Glebozn. 33: 59-80.
TOBOLSKI K., 1986: Paleobotanical studies of the Eemian
interglacial and early Vistulian, Władysławów in the vicinity of
Turek (preliminary report). Quaternary Studies in Poland 7:
90-101.
TURKOWSKA К. 1992: Osady rzeczne i ewolucja dolin w okresie 20
000-8 000 lat BP na niezlodowaconych nizinnych obszarach Polski.
Przegl. Geol. 10: 591-593.
VANDENBERGHE J., 1992: Periglacial Phenomena and Pleistocene
Environmental Conditions in the Netherlands - An Overview.
Permafrost and Periglacial Processes, 3: 363-374.
VANDENBERGHE J., 1993: Recent results of Pleistocene periglacial
research in the Netherlands. Geologie en Mijubouw 72: 103-106.
VAN VLIET-LANOË B. 1998: Frost and soil: implications for
paleosols, paleoclimates and stratigraphy. Catena 34: 157-183.
WASYLIKOWA K. 1964: Roślinność i klimat późnego glacjału w
środkowej Polsce na podstawie badań w Witowie koło Łęczycy. Biul.
Perygl. 13: 260-417.
WICIK В. 1972: Pasowość zjawisk hipergenicznych na obszarze
Wysoczyzny Rawskiej i Równiny Błońskiej. Pr. St. Inst. Geogr. UW,
10: 161-164.
ZAGÓRSKI Z. 1995: Mikromorfologiczne cechy procesów lito- i
pedogenezy w glebach niejednorodnych wytworzonych z utworów
glacjalnych. Rocz. Glebozn. 46, 3/4: 71-93.
ŻARSKI М. 1990: Nowe stanowisko gleb kopalnych w Stężycy na tle
budowy geologicznej. Kwart. Geol. 3: 503-510.
-
116 K. Konecka-Betley
KRYSTYNA KONECKA-BETLEY
RECONSTRUCTION OF LATE PLEISTOCENE AND HOLOCENE PEDOLOGICAL
PROCESSES
IN THE CENTRAL POLANDDepartment of Soil Environment Sciences,
Division of Soil Science,
Warsaw Agricultural University
SUMMARY
At the bottom of central Mazovia Lowland a chalk syncline is
present, covered with tertiary sediments and with formations from
the older and middle Pleistocene, of varying depth. Its
after-glacial denuded uplands are created by the Warta River
glacial period. The Warta sediments became significantly
transformed under the periglacial conditions of the cool period of
vistulianum. The strong denudation occurred in the top parts of the
Warta sediments as well as some deformations of the sediments
spatial system and, also, transformations of the old relief forms.
New frost structures emerged, among which the wedges of primary
filling need to be listed, the latter often creating the grid of
polygons. This suggests the occurrence of the lasting permafrost
(the arctic desert). At the zone of active permafrost, also
involutionary structures originated. The sediments originating in
the periglacial environment are diverse. Here occur both the
water-brought sediments: sandy- muddy ones, the stony sediments
creating the horizon of continuous pavement as well as the sandy
and dusty sediments, eolian. The latter mentioned sediments are
present chiefly in the region of uplands of the Warsaw Valley.
Their accumulation was not an uninterrupted process: the periods of
soils forming or periods of younger permafrost structures formation
occurred in-between.
In the southern part of the Warsaw Valley, lakes covered with
organic sediments originated as early as the eem interglacial
period (Passy, Ossów); the lakes were subsequently buried. The top
of the eem sediments is dated back (TL) for 108 000 years BP (Fig.
1,2). In the period of vistulianum, the lower geomorpholo- gical
horizons were formed, eg, the clays of the Warsaw stagnation lake.
The clay sediments age was TL dated for 51000-53000 years BP. On
the other hand, organic sediments of middle vistulianum present in
the uplands (Lesznowola) are dated (with the use of radioactive
carbon) for 38000 years BP (Gd. 551) and for 30300 BP (Gd. 527).
These datings are comparable to the Hengelo and Denekamp
interstadials. In this region one can also meet destroyed soils in
situ, as well as thin layers of humus from destroyed horizon A of
the interstadial soils (interglacial soils?).
In the Vistula river ice marginal valley, as climate warming
proceeded, intensified became the accumulation of the sandy
alluvial series. These sands found no enough room in the pre-basin,
covering subsequently also the lower levels of the Warsaw
stagnation lake. The sand accumulation in some places of the
prebasin ends up with the horizon of muds, covered at the end of
the glacial period with the dune sediments, eolian. At the period
of dunes formation or somewhat earlier, cover sediments emerged in
the moraine denundated uplands, those having the
-
Rekonstrukcja przebiegu procesów pedologicznychw późnym
plejstocenie i holocenie w środkowej Polsce / /7
form of either dusts or dusty sands. The material was prepared
by the frost weathering, at the period of dominance of the arctic
desert with no vegetation cover. Dusts were also accumulated in
small water reservoirs or in wet depressions of the uplands
regions, this is supported by the rich fauna of fresh water
mollusks. The age of the dusty material as determined with the use
of the TL method varied between 14000-15000 years BP. These
sediments occur in the upland regions of the Middle Poland. They
constitute a mosaic, being however the dominant element of the
region.
For dating purposes of the phenomena taking part at the turn of
vistulanum/Ho- locene, important are soils (Fig. 3,4). The oldest
soils preserved, first of all, in the dunes of the oldest, the
older and the younger dryas in the prebasin of Vistula river, have
maintained the attributes of fossil soils of the boiling and
alleröd interstadials or, they maintained the attributes of relic
soils originated mainly under the influence of either tundra
vegetation or the coniferous forest type vegetation. The
evolutionary process of the soils formed from the eolian sands or
alluvial sands has led from the partly developed soils, through the
rusty soils and it ended up with the inland type Atlantic podzols.
Besides, also the peat soils and mud soils should be considered in
the area, the latter are at present in many cases either muck soils
or mucky soils.
The upland region eolian dusty formations, deposited on the
Warta clays or dusts or, at the clay outcrops, have been
predominantly covered by the park tundra. The climate warming has
resulted in a rapid invasion of forest communities of the
hornbeam-type, with an important share of grassy vegetation. From
the poorly developed late glacial soils either black earths
originate or brown soils typical for the regions characteristic of
the fertile bedrock. Those soils’ degradation processes have
started in the Neolithic age, and have been accompanied by the
growing activity of man.
Translated by d r hab. Stefan Tarasiuk.
Praca wpłynęła do redakcji w styczniu 2001. Adres autora: prof.
dr hab. K. Konecka-BetleyZakład Gleboznawstwa, Katedra Nauk o
Środowisku Glebowym SGGW02-528 Warszawa, ul. Rakowiecka 26/30