Document 112558

Transkrypt

Document 112558

Tomasz Kalicki
Studia geoarcheologiczne w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby
„Via Archaeologica. Studia
Źródła z geoarcheologiczne
badań wykopaliskowych w rejonie Targowiska stan. 10, 11, pow. wielicki, w dolinie Raby
na trasie autostrady A4 w Małopolsce”, Kraków 2014
s. 15-34
Tomasz Kalicki
1.2 STUDIA GEOARCHEOLOGICZNE
W REJONIE TARGOWISKA STAN. 10, 11, POW. WIELICKI,
W DOLINIE RABY
Położenie
jedynie ewolucja jej stożka (Gębica 1995), a próba
odtworzenia zmian w samej dolinie została oparta na
profilu położonym w basenie powodziowym, 2 km na
południe od Targowiska, w Łężkowicach (Alexandrowicz, Wyżga 1992) oraz profilu z wielkiego paleomeandra w Targowisku-Przedewsiu (Kalicki et al. 2006).
Obszar badań leży w obrębie przykarpackiego
fragmentu Kotliny Sandomierskiej. W podziale fizycznogeograficznym należy do Prowincji Podkarpackiej,
makroregionu Kotliny Sandomierskiej i mezoregionu
Działów Niepołomicko-Bielczańskich (Czeppe, German 1979; 1980). W podziale geomorfologicznym
Polski południowej (Klimaszewski 1972) jest to prowincja Kotliny Podkarpackie, podprowincja Kotliny
Podkarpackie Zachodnie, makroregion Kotlina Sandomierska, mezoregion Wysoczyzny Przykarpackie
Wschodnie i region Wysoczyzna Wielicko-Gdowska.
Erozyjną rzeźbę rozwiniętą na pofałdowanych osadach mioceńskich, głównie iłach i lokalnie piaskach
bogucickich, przykrywają na większości obszaru lessy. Stanowisko położone jest na lewym, zachodnim
zboczu doliny Raby, prawobrzeżnego dopływu górnej
Wisły, około 30 km na wschód od Krakowa (współrzędne geograficzne: φ=49°59'11"; λ=20°17'57").
Zbocze to, należące już do Działów Niepołomicko-Bielczańskich, tworzy okryty lessem cypel podcięty
przez wielkopromienny paleomeander Raby (ryc. 1).
Późny glacjał
W dolinach pogórskich, miąższe serie mułkowo-piaszczyste, starsze od późnego Vistulianu budują
kopalną terasę Podłężanki i wypełniają dolinę Serafy (Kalicki 1997). Serie te zostały rozcięte jeszcze
w młodszym pleniglacjale, czego dowodzą paleobotaniczne datowania osadów organicznych w dolinie Podłężanki (Nalepka 1991; 1994) i radiowęglowe osadów
w dnie doliny Wisły – 13 260 BP w Pleszowie i 13 200
BP na stożku Serafy (Kalicki 1992a; 1997). Intensywna
erozja w zlewniach pogórskich, nawiązująca do niskiej
bazy erozyjnej, którą było głęboko wcięte koryto Wisły, umożliwiała w tym okresie sypanie przez te rzeki
piaszczystych stożków napływowych zazębiających się
ze żwirowo-piaszczystymi aluwiami roztokowej Wisły
(np. stożek Serafy) (Kalicki 1997). Niska baza erozyjna doprowadziła też najprawdopodobniej do transformacji i odmłodzenia niecek fluwialno-denudacyjnych,
form typowych dla klimatu peryglacjalnego, rozwijających się w warunkach istnienia wiecznej zmarzliny
i dominacji procesów denudacyjnych. W efekcie erozji
wstecznej niecka taka na stanowisku Kraków-Bieżanów w dolnej części uległa rozcięciu i przekształciła
się we wcios lub debrzę. Jednak jej źródłowy odcinek
nie został odmłodzony i zachował cechy peryglacjalne,
co pozwoliło na zachowanie in situ w dnie krzemienicy
mezolitycznej (Kalicki niepubl.).
Regionalna sytuacja
paleogeograficzna
O ile rozpoznanie paleogeograficzne obszarów wyżynnych na północ od Krakowa (np. Alexandrowicz
1996; 1997) oraz samej doliny Wisły w rejonie Krakowa (np. Kalicki 1991; 2006) jest dobre, o tyle obszar
Działów Niepołomicko-Bielczańskich jest stosunkowo słabo poznany (Kalicki 1997). W dolinie Raby
została dotychczas szczegółowo przeanalizowana
15
TOMASZ KALICKI
przeciwległą krawędzią równiny zalewowej starorzeczach (Nowa Huta – 8860±160 BP; Kalicki 1992b;
1997). Powodzie te nie sięgały jednak na położony
nieco wyżej stożek Serafy, jak i wezbrania samej Serafy musiały mieć w tym okresie niewielkie rozmiary,
bo na stożku w tym okresie (8750-7570 BP) następowała akumulacja osadów organicznych. Dolne części
stożka Serafy zostały okryte madami wiślanymi dopiero w atlantyku, a osady organiczne akumulujące
na tym obszarze (profil OK1) zostały przykryte madami pod koniec kolejnej fazy wzmożonej aktywności Wisły (5970±120 BP) po awulsji koryta w pobliże
obniżenia Drwienia (por. Kalicki 1992b; Kalicki,
Zernickaya 1995; Kalicki 2006). Przytoczone przykłady w pełni wpasowują się i potwierdzają schemat
fazy wzmożonej aktywności opracowany dla dolin
rzecznych z szerokimi równinami zalewowymi (Kalicki 1996a; 2006).
Zmiana procesów morfogenetycznych modelujących Działy Niepołomicko-Bielczańskie nastąpiła
dopiero wraz z wkroczeniem na interesujący nas
obszar społeczeństw rolniczo-hodowlanych, które
wpływały w istotnym stopniu na środowisko naturalne (Valde-Nowak 1988). Antropogeniczne wylesienie i rolnicze zagospodarowanie lessowych i piaszczystych obszarów w neoholocenie spowodowało
ożywienie procesów erozyjnych na stokach i niemal
całkowitą zmianę typu sedymentacji w małych dolinkach (Kalicki 1997).
Na omawianym obszarze odkrywane są stanowiska archeologiczne począwszy od około 5400-5300
BC (okres atlantycki), tj. od momentu kiedy tereny
lessowe Małopolski zostały zasiedlone przez ludność
kultury ceramiki wstęgowej rytej, wprowadzającej
model gospodarki rolniczej, do czasów związanych
z nowożytną działalnością człowieka (np. Dzięgielewski et al. 2004; 2008; Rauch-Włodarska et al.
2005; 2007, Włodarski et al. 2006; Kalicki et al.
2006; Drobniewicz et al. 2008; Kalicki, Tyniec 2008;
2009; Tyniec, Kalicki 2009). Stanowisko w Krakowie-Kosocicach, datowane na około 5200-4800 BP,
świadczy jednak o tym, że ludzie zasiedlali nie tylko
obszary lessowe, ale wkraczali również na mniej urodzajne gleby piaszczyste. Wypalanie i odsłanianie podatnych na denudację piaszczystych stoków i wierzchowin sprzyjało procesom erozyjnym. Początkowo
erozja nie obejmowała partii wierzchowinowych,
jednak kolejna faza ochłodzenia i zwilgotnienia
klimatu z przełomu atlantyku i subboreału (Kalicki
1991), z którą związane było również występowanie
W małych dolinkach pogórskich znajdujemy
zapis tylko późnoglacjalnych wahań klimatycznych,
natomiast brak jest takiego zapisu dla okresu pełnego
zalesienia w eo- i mezoholocenie. Okresy cieplejsze
(bölling, alleröd i eoholocen), z bogatszą szatą roślinną były fazami stabilizacji procesów zarówno w zlewniach jak i na stożkach, i z tych okresów pochodzą
warstwy organiczne. W okresach ochłodzeń (starszy
i młodszy dryas), przy rozrzedzonej roślinności, zachodziła akumulacja osadów klastycznych na stożku
Serafy (osady starsze niż 11 950-11 830 BP i ogniwo
pomiędzy 11 460 a 8750 BP) i na torfowisku w dolinie Podłężanki (ogniwo pomiędzy 11 610 a 9180 BP)
(Kalicki 1997). W młodszym dryasie, który słabo zaznacza się w diagramach pyłkowych (Nalepka 1994),
na stożku Serafy zaznacza się stopniowe grubieniem
osadów, a później widoczne są dwie sekwencje
proste narastania aluwiów. Zmiany w tym okresie
zostały stwierdzone jednak nie tylko w małych, ale
również w dużych systemach fluwialnych. Wyraźne
ślady przekształcenia rozwinięcia rzeki i roztokowe
aluwia korytowe z okresu młodszego dryasu znajdujemy w dolinie Wisły (Kalicki 1991, 1992a, b),
a młododryasowe ożywienie procesów fluwialnych
spowodowało pogrubienie osadów wiślanych wałów
przykorytowych, czy przerwanie akumulacji organicznej w starorzeczach (Kalicki 1996b). Intensywną
akumulację pozakorytową z tego okresu (mady starsze niż 9850±210 BP) stwierdzono również w ujściowym odcinku doliny Raby (Alexandrowicz, Wyżga
1992). Obszar Działów Niepołomicko-Bielczańskich
był penetrowany przez człowieka już od paleolitu, co
potwierdzają znaleziska w Targowisku (np. Kalicki
et al. 2006), a także mezolityczna krzemienica z Bieżanowa (Kalicki niepubl.).
Holocen
Holoceńskie fazy wzmożonej aktywności fluwialnej, dobrze czytelne w całym odcinku Wisły koło
Krakowa (Kalicki 1991; 1996a; 2006) nie zaznaczyły
się w małych dolinkach pogórskich (Kalicki 1997).
W okresie eo- i mezoholocenu brak było istotnych
zmian typu akumulacji na stożku i w dnie doliny
Serafy. Było to spowodowane prawdopodobnie niewielką skalą odlesienia tych zlewni w okresie neolitu.
Równocześnie dane z obniżenia Drwienia pokazują,
że duże powodzie z przełomu boreału i atlantyku
zalewały całe dno doliny Wisły doprowadzając do
zmiany typu sedymentacji zarówno w basenach powodziowych (8890±120 BP), jak i w położonych pod
16
Ryc. 1. Położenie obszaru badań
Fig. 1. Location of study area
krótkotrwałych ulew modelujących małe zlewnie,
doprowadziły do rozwoju niecki denudacyjnej, której
lej źródłowy dotarł do wierzchowiny. Artefakty były
deponowane płytko w deluwiach lub akumulowane
na powierzchni terenu w obrębie tej niecki (Drobniewicz et al. 2008).
W podobnym okresie z przełomu atlantyku i subboreału, eneolicie, górny odcinek niecki fluwialno-denudacyjnej w Krakowie-Bieżanowie zaczął być wypełniany serią deluwiów, których miąższość dochodzi
do 1 m. Świadczą o tym obiekty łużyckie, które są
wkopane w tą serię (Kalicki niepubl). Ciemnobrązowe
osady z podwyższoną zawartością próchnicy zostały
przykryte przez jasnobrązowe piaski, w miejscach
podmokłych oglejone. W subboreale i subatlantyku
następowało wypełnianie niecki deluwiami z redeponowanymi artefaktami zalegającymi na różnych
głębokościach. Niewykluczone, że w okresie zwilgotnienia i ochłodzenia klimatu około 3300-3000 BP dobrze zapisanego w dolinie Wisły (Kalicki 2006), podmokłości w dnie niecki były wykorzystywane przez
człowieka, o czym mogłyby świadczyć nagromadzenia skorup wokół miejsc z osadami organicznymi.
Jednak na stanowisku brak jest śladów geologicznych
i geomorfologicznych, które mogłyby sugerować istnienie na terenie stanowiska stałych wypływów wód
gruntowych (Kalicki niepubl.).
Natomiast na stanowisku Brzezie - 26, położonym
już na lessach, mała ilość artefaktów eneolitycznych
w osadach wypełniających nieckę fluwialno-denudacyjną świadczy, że pomimo istnienia rozległej osady kultury
ceramiki promienistej na wzgórzu Ugór i jego zboczach
procesy erozyjne rozwijały się w tym okresie w niewielkim stopniu (Kalicki, Czerniak 2010, w druku).
Dokładne datowanie pokrywy deluwialnej na stanowisku w Krakowie-Kosocicach nie jest możliwe,
jednak pokazuje mechanizm erozyjno-akumulacyjnych procesów stokowych. Osady, wraz z artefaktami, zmywane w górnej części łagodnych stoków były
akumulowane w obrębie niecek denudacyjnych, na
spłaszczeniach stokowych, gdzie tworzyły się wtórne nagromadzenia artefaktów. Drobniejsza frakcja
wraz z drobnymi artefaktami były prawdopodobnie
transportowane aż do den dolin i koryta. Do systemu
fluwialnego docierał także materiał erodowany na
stromszych stokach (Drobniewicz et al. 2008).
17
TOMASZ KALICKI
Kraków-Bieżanów (Kalicki niepubl.). Są to odwadniane okresowo małe dolinki o płaskim, zazwyczaj
podmokłym dnie i względnie stromych zboczach
(Tyczyńska, Chmielowiec 1988).
W subatlantyku następowało również tworzenie
nowych rozcięć erozyjnych u wylotu których rozwijały się torrencjalne stożki napływowe. Na stanowisku
Targowisko pierwsza faza narastania stożka następowała w subboreale (po 3300±30 BP cal. 1670-1500
BC) i starszym subatlantyku (przed 1915±30 BP cal.
20-140 AD). Druga faza nadbudowy, o wiele intensywniejsza, miała miejsce w ostatnich stuleciach (po
600±30 BP cal. 1290-1410 AD) (Kalicki et al. 2006).
W dnach małych dolin na stanowisku Brzezie-20
stwierdzono dwie zasadnicze fazy akumulacji –
z okresu wczesnego średniowiecza oraz późnego
średniowiecza i czasów nowożytnych. Wczesnośredniowieczna osada funkcjonująca pomiędzy wiekiem VIII a początkami wieku XI została porzucona
wskutek wzrostu tempa sedymentacji w obrębie dna
doliny. Mogło to być spowodowane odlesieniem
i rozwojem procesów erozji gleb w górnej części
zlewni (Kalicki, Tyniec 2008; 2009; Tyniec, Kalicki
2009). Mogło temu sprzyjać wahnięcie klimatyczne,
datowane w dolinie Wisły pod Krakowem na IX-XI
w. (Kalicki 2006), charakteryzujące się zwiększoną
częstością występowania zjawisk ekstremalnych,
w przypadku omawianego stanowiska tzw. powodzi
błyskawicznych (flash floods). Na sąsiednim Pogórzu
Wiśnickim intensywne wypełnianie den małych dolinek datowane było na okres rzymski oraz ostatnie
stulecia (315±35 BP) (Kalicki, Pietrzak 1999; 2004;
Bluszcz, Pietrzak 2001).
W konsekwencji przemian na stokach, w dolinkach fluwialno-denudacyjnych i dolinkach małych
cieków doszło do zmian typu sedymentacji w dolinach cieków pogórskich. W dolinie Podłężanki
w obrębie martwic wapiennych stwierdzono pierwsze przewarstwienie mad organicznych już około
6750 BP, a wyżej w obrębie mad przewarstwienie
organiczne datowane było na 1090±40 BP (Alexandrowicz, Chmielowiec 1992). W dolnej części doliny stopniowo wzrastała ilość substancji mineralnej
w torfach, co doprowadziło ostatecznie do przykrycia
zatorfionego dna doliny przez gliny próchniczne
(Kalicki 1997). W okresie rzymskim na stanowisku
w Podłężówce notowane są silne powodzie doprowadzające do zmian morfologii równiny zalewowej
i sprzyjające zmianom typu sedymentacji w jej obrębie (Dzięgielewski et al. 2004; 2008).
Na stanowisku Brzezie - 26 dopiero zmiany
środowiska związane z populacją wczesnej kultury
łużyckiej spowodowały rozwój erozji. Sprzyjało
temu wahnięcie klimatyczne (3200-3000 BP) dobrze
datowane i udokumentowane w dolinie Wisły pod
Krakowem, a także zaznaczające się również w licznych dolinach środkowoeuropejskich (Kalicki 2006).
To oziębienie klimatu spowodowało wzrost aktywności fluwialnej systemów różnego rzędu. Jednak
stanowisko w Brzeziu pokazuje, że uruchomiło ono
także erozję stokową. Duże fragmenty ceramiki, jak
i powstanie „bruku artefaktowego” na powierzchni
erozyjnej w stropie gleby kopalnej może wskazywać
na jeden epizod erozyjno-akumulacyjny, który mógł
być związany z gwałtownym opadem ulewnym. Uruchomienie tak dużych artefaktów mogło mieć miejsce
tylko w przypadku erozji linijnej (bruzdowej) rozwijającej się na zboczach niecki, a długość transportu była
w tym pierwszym epizodzie stosunkowo niewielka
(wyklejanie się ceramiki w górnej części niecki denudacyjnej). Koncentracja w tym poziomie artefaktów
„pewnych” z III okresu brązu oraz niepewnie datowanych wskazuje na to, że obie grupy pochodzą z tego
samego okresu i zostały redeponowane w starszych
deluwiach. Później to starsze ogniwo narastało w kilku fazach, o czym świadczy kilku warstw o zmiennej
kolorystyce nawiązującej do barwy poziomu, który
został zerodowany na elewacji i złożony w formie deluwiów. Artefakty w tych wyższych warstwach spotykane są w znacznie mniejszej ilości i są rozproszone,
co potwierdza hipotezę o jednoczasowym i jednorazowym uruchomieniu większości artefaktów i złożeniu
ich na powierzchni erozyjnej. Młodsze ogniwo deluwiów z zachowanymi strukturami sedymentacyjnymi
zostało złożone prawdopodobnie dopiero w okresie
małej epoki lodowej, co potwierdzają znajdowane
w nim rozproszone artefakty. Przekształcenie rzeźby
na tym obszarze nastąpiło w subatlantyku, a każde
ogniwo miąższej (kilkumetrowej), dwudzielnej serii
deluwiów akumulowało w odmiennym reżimie sedymentacyjnym (Kalicki, Czerniak 2010, w druku).
Dane zebrane w trakcie kartowania geomorfologicznego wskazują na znaczną rolę człowieka w przekształcaniu środowiska tego obszaru,
szczególnie procesów denudacyjnych na zboczach
parowów (Starkel 1960). Późnoglacjalne wciosy
i debrze rozcinające dolne części niecek fluwialno-denudacyjnych zostały erozyjno-denudacyjnie przekształcone, po wylesieniu i uruchomieniu procesu
spełzywania na zboczach, w wądoły, np. stanowisko
18
Ryc. 2. Lokalizacja archeologicznych stanowisk 10, 11 w Targowisku oraz przekroju stożka napływowego z profilem palinologicznym rdzenia Targowisko-Przedewsie TP 3
Fig. 2. Location of archaeological site 10, 11 at Targowisko and section across alluvial fan with pollen diagram at Targowisko-Przedewsie TP 3
Równocześnie u wylotu dolin następowało intensywne nadbudowywanie stożków napływowych,
których osady różnią się zasadniczo od składanych
w eo- i mezoholocenie (Kalicki 1997). Wkraczanie
osadów młodego stożka napływowego w obręb późnoglacjalnego basenu powodziowego zostało opisane
także u wylotu pobliskiej Uszwicy (Gębica 1995).
Silna antropopresja spowodowała, że w osadach tych
młodych stożków nieczytelny jest zapis młodoholoceńskich wahań klimatycznych (Kalicki 1997).
metrów.” (s. 8). Okryty lessami cypel góruje około
6-15 m ponad wyższą równiną zalewową Raby (8,57,5 m ponad poziom rzeki) i jest podcięty od północy
przez wielkopromienny paleomeandr tej rzeki należący do generacji późnoglacjalnych makromeandrów
rozpoznanych w licznych dolinach środkowoeuropejskich (por. Kalicki 2006 tam literatura). Jego promień
wynosi około 300 m i jest niemal trzykrotnie większy
od promienia paleomeadrów holoceńskich Raby. Ich
kilka generacji wzajemnie się podcinających zachowanych jest na wyższej równinie zalewowej tej rzeki
na wschód od cypla. Jeden z takich paleomeandrów
w Siedlcu, bezpośrednio powyżej przewężenia,
został odcięty około 1480±90 BP, na początkowym
etapie wcinania się Raby i formowania niższego stopnia dna doliny. Niższa równina zalewowa (6,5-5,0 m
n.p.rzeki) z paleomeandrami z ostatnich stuleci oraz
wąska listwa zalewowa (4,0-3,5 m n.p.rzeki) towarzyszą współczesnemu korytu pasem o szerokości do
1 km (Alexandrowicz, Wyżga 1992). Cypel ze stanowiskiem w Targowisku i wzgórze Chełm po drugiej
stronie doliny tworzy przewężenie o szerokości około
Morfologia stanowiska
Stanowisko 10, 11 w Targowisku znajduje się
na płaskim, lekko nachylonym ku wschodowi (220210 m n.p.m.) cyplu wysoczyznowym (ryc. 2), a nie
na terasie Raby jak błędnie opisują to Grabowska, Konieczny (2014). Również budowa geologiczna, brak
aluwiów (sic!), wyklucza lokalizację na tego typu
formie, gdyż według tych autorów „Podłoże mioceńskie zostało… [na stanowisku]…przykryte lessowymi osadami…, o miąższości sięgającej średnio kilku
19
TOMASZ KALICKI
2006, tam literatura). Zmiany koryt, a czasem ich
rozwinięcia, były uwarunkowane młododryasowym
ochłodzeniem.
1 km poniżej którego Raba wpływa do równinnej
części Kotliny Sandomierskiej i sypie rozległy stożek
napływowy (por. Gębica 1995). Krawędź tego cypla
jest rozcięta na północy przez erozyjną dolinkę przekształconą współcześnie w holweg u wylotu której
znajduje się torrencjalny stożek napływowy przykrywający osady wypełniające paleomeander. Stożek ten
oraz wypełnienie paleomeandra Targowisko-Przedewsie były przedmiotem szczegółowych badań, których wyniki przedstawiono poniżej. Na południu cypel rozcina niecka fluwialno-denudacyjna uchodząca
do doliny Tusznicy (dopływ Raby). W jej najwyższej
części na lewym zboczu w warstwowanych lessach
na głębokości 1,3 m zostały znalezione paleolityczne
artefakty i paleniska datowane na 14 820-14 520 BP
(Wilczyński 2009; 2014a), krótkotrwałego obozowiska łowców koni i reniferów (Wilczyński 2014b).
W części środkowej dno niecki zostało znacznie nadbudowane w holocenie, o czym świadczy występująca tu gleba kopalna. Cypel został erozyjnie obniżony
od strony doliny Raby, gdyż zachowały się tu jedynie
ślady po jamach zasobowych. Tusznica po opłynięciu
od południa cypla wykorzystuje kilka paleomeandrów Raby i uchodzi ostatecznie do tej rzeki powyżej
Stanisławic. Tego typu uchodzenie dopływów do
głównej rzeki było typowe w okresie całego holocenu
i Tusznica tworzyła skomplikowany system hydrologiczny na równinie zalewowej Raby. Pozwalało to na
wykorzystywanie jej przez ludność prehistoryczną
jako głównego źródła zaopatrzenia w wodę.
Metodyka
Analizy palinologiczne zostały wykonane przez
V. P. Zernicką (7,80-4,10 m) i G. Simakową (4,100,16 m) z Instytutu Nauk Geologicznych Narodowej
Akademii Nauk Białorusi w Mińsku (od 2008 roku
Instytut Wykorzystania Przyrody NANB). Próbki
były preparowane metodą Erdmana, a osady węglanowe były wstępnie poddane działaniu HCl. Rezultaty badań zostały przedstawione na procentowym diagramie pyłkowym. Kalkulacje opierają się na sumie
AP+NAP włączając drzewa i krzewy, krzewy karłowate i rośliny zielne, ale z wyłączeniem roślinności
wodnej, błotnej i zarodników. Ilość pyłku w osadach
była bardzo zróżnicowana. Na diagramie warstwy
bez pyłku o małej miąższości zostały tylko zaznaczone bez przerywania ciągłości krzywych, gdyż nie
zmieniają one tendencji ich przebiegu. W warstwach
o większej miąższości (3, 4, 5) diagram musiał zostać
przerwany.
Datowania radiowęglowe AMS zostały wykonane w Poznańskim Laboratorium Radiowęglowym.
W profilu TP 3 na aluwiach korytowych, piaskach
ze żwirami (nawiercono ponad 1 m), spoczywają
silnie zróżnicowane osady wypełniające starorzecze
(miąższość około 6 m), przykryte przez proluwia
stożka napływowego (miąższość około 1,8 m).
W diagramie obejmującym osady starorzeczne
i proluwia leżące powyżej aluwiów korytowych
(7,8 m miąższości) wydzielono i scharakteryzowano
9 lokalnych zon palinologicznych (ryc. 3, 4, 5, 6).
LPAZ Pinus (7,80–7,72 m). Zona charakteryzuje
się dominacją pyłku Pinus. Ponadto występuje pyłek
Pinus cembra, Betula, Larix sp., a z krzewów Betula
nana, Juniperus. W składzie NAP (11%) stwierdzono gatunki światłolubne Helianthemum, Artemisia,
Chenopodiaceae, Ranunculus, Thalictrum. Znaczny
udział pyłku Myriophyllum i obecność Lemna wskazuje na istnienie zbiornika wodnego, w którym głębokość wody nie była mniejsza niż 3 m, a akumulowały
w nim mułki pylaste. Jezioro starorzeczne było w tym
okresie przepływowym, o czym świadczy redeponowany pyłek przedczwartorzędowy dostarczany prawdopodobnie przez wody powodziowe docierające do
jeziora. Pokrywa roślinna na otaczającym obszarze
składała się z rzadkiego lasu sosnowego z brzozą.
Skład gatunkowy drzew, podobny do spektrów
Profil palinologiczny
wypełnienia starorzecza Raby
w Targowisku-Przedewsiu
(Tomasz Kalicki, Valentina P. Zernickaya, Galina I.
Simakova)
Badania palinologiczne (172 próby co 4 cm)
objęły profil rdzenia Targowisko-Przedewsie TP-3
z niemal 8-metrowego wypełnienia wielkopromiennego paleomeandra Raby podcinającego wysoczyznę, na której zlokalizowane jest wielokulturowe
stanowisko archeologiczne w Targowisku 10, 11
(Grabowska, Konieczny 2014). Starorzecze to należy do generacji późnoglacjalnych makromeandrów,
które były odcinane u schyłku allerödu i znane są
z doliny Raby (Alexandrowicz, Wyżga 1992) i Wisły
koło Krakowa (Kalicki 1987, Kalicki, Zernickaya
1995), a także z licznych dolin europejskich (Kalicki
20
Ryc. 3. Diagram palinologiczny TP 3 (oprac. V. P. Zernickaya, G. I. Simakova) 1 – mułki gytiowate, 2 – mułki, 3 – mułki organiczne, 4 – mułki z przewarstwieniami piaszczystymi (proluwia), 5 – mułki torfiaste, 6 – torfy, 7 - piaski
Fig. 3. Pollen diagram TP 3 (by V. P. Zernickaya, G. I. Simakova) 1 – gyttja silts, 2 – silts, 3 – organic silts, 4 – silts with intercalations of sands (colluvia), 5 – peaty silts, 6 – peats, 7 - sands
21
Ryc. 4. Diagram palinologiczny neoholoceńskiej części rdzenia TP 3 (oprac. G. I. Simakova) Objaśnienia litologii jak na rycinie 5
Fig. 4. Pollen diagram of the Neoholocene part of TP 3 (by G. I. Simakova) Explanation of lithology see Fig. 5
TOMASZ KALICKI
22
Ryc. 5. Diagram palinologicznych wskaźników antropogenicznych w rdzeniu TP 3 (oprac. G. I. Simakova) 1 – mułki z przewarstwieniami piaszczystymi (proluwia), 2 – mułki organiczne, 3 – mułki torfiaste, 4 – torfy, 5 – piaski, 6 – mułki z przewarstwieniami
torfów, 7 – mułki gytiowate, 8 – gytie węglanowe
Fig. 5. Pollen diagram of anthropogenic indicators in TP 3 (by G. I. Simakova) 1 – silts with intercalations of sands (colluvia),
2 - organic silts, 3 – peaty silts, 4 – peats, 5 –sands, 6 – silts with intercalations of peats, 7 - gyttja silts, 8 – calcareous gyttja
z innych profilów w południowej Polsce (Mamakowa 1962; Ralska-Jasiewiczowa 1989; Nalepka 1991;
1994; Margielewski et al. 2003), wskazuje, że osady
tej zony akumulowały w schyłkowej fazie allerödu.
LPAZ Pinus-Betula-NAP (7,72–7,50 m). W diagramie widoczny jest wzrost krzywej Betula (27%)
i pojawienie się Ephedra fragilis, Salix. Dla roślin
zielnych (NAP-23%) charakterystyczny jest wzrost
Artemisia (11%) i obecność Helianthemum, Chenopodiaceae, Umbelliferae, Filipendula, Sangisorba,
Thalictrum. Wśród wodnej roślinności, jak poprzednio, dominuje Myriophyllum, stwierdzono pojedyncze ziarna pyłku Sparganium. Starorzecze w dalszym
ciągu utrzymuje kontakt z rzeką, gdyż w mułkowych
osadach występuje pyłek przedczwartorzędowy
i pojedyncze ziarna Corylus, Alnus, Quercus, pochodzące prawdopodobnie z rozmywanych przez Rabę
starszych osadów. Zona ta odpowiada początkowi
młodszego dryasu, gdy dominowały zespoły prześwietlonych lasów sosnowo-brzozowych z wierzbą
podobnych do lasotundry.
LPAZ Pinus-Artemisia (7,50-7,00 m). W diagramie spada udział Betula, Salix, a wzrasta Pinus.
Stwierdzone zostały ziarna Pinus cembra, Juniperus,
Betula nana. Wzrasta udział NAP do 26%, przy czym
występują w tej zonie maksymalne ilości Artemisia
(16%) w całym profilu. W roślinności starorzecza
występują Myriophyllum (do 58%), Lemna, Potamogetom i wodorosty Pediastrum boryanum. Poziom
jeziora pozostawał wysokim i dopiero w końcowej
fazie tej zony obniżył się, gdy w diagramie następuje
spadek krzywej Myriophyllum, wzrost Cyperaceae
i Polypodiaceae. Stwierdzono zarodniki Selaginella
selaginoides, a także wzrasta ilość pyłku skorodowanego i przedczwartorzędowego, co może wskazywać
na większą ilość powodzi docierających do starorzecza. W drugiej połowie młodszego dryasu, kiedy
akumulowały mułkowe osady tej zony, w pokrywie
roślinnej występowała mozaika zespołów lasotundry
(Pinus, Pinus cembra, Juniperus, Betula nana) i stepów (Artemisia, Helianthemum, Chenopodiaceae,
Umbelliferae, Selenaceae).
LPAZ Betula-Salix-Cyperaceae (7,00-6,25 m).
W diagramie znacząco spada udział pyłku Pinus
i wzrasta Betula (do 32%) i Salix. W mułkowych
osadach stale obecny jest pyłek Picea, Ulmus i Alnus.
Podstawowym taksonem wśród roślin zielnych staje
się Cyperaceae (31%), występują Saxifraga, Gentiana, Polygonum bistorta, Plantago major, Rumex
acetosa/acetosella, Geranium, Rubiaceae, Iridaceae,
które porastają wilgotne łąki, bagna i obszary zalewowe rzek i jezior. Tego typu siedliska pojawiły się
w związku ze spadkiem poziomu wody i zanikaniem
zbiornika wodnego w starorzeczu na skutek jego
23
TOMASZ KALICKI
zarastania. Pojedyncze ziarna Myriophyllum, Lemna i wodorostów Pediastrum boryanum, wskazują,
że miejsce wiercenia znajdowało się w tym okresie
w strefie litoralnej zbiornika. Spadek poziomu wody
w zbiorniku mógł być też związany z wcięciem się
koryta Raby, co nawiązywało do fazy erozji i pogłębiania koryta Wisły poniżej Krakowa na początku
holocenu (Kalicki 1991; 2006). To pogłębienie mogło spowodować okresowe silne drenowanie równiny
zalewowej Raby i przesuszanie wierzchniej części
osadów mułkowych. W efekcie na głębokości 6,706,55 m w osadach mułkowych występuje pierwszy
poziom (1) z niską koncentracją pyłku. Powyżej tego
poziomu w diagramie zaznacza się nieznaczny wzrost
krzywych Myriophyllum, Lemna, Potamogetom.
Spektrum pyłkowe podobne jest do spektrum preborealnego spotykanego w diagramach z sąsiednich
obszarów (Nalepka 1992; Kalicki, Zernickaya 1995).
W roślinności leśnej dominowały zespoły brzozowe
i sosnowo-brzozowe z domieszką świerka i wiązu.
Na zboczach doliny występowała wierzba, a obszary
otwarte porastały ksero- i mezofilne zespoły łąkowe,
których rozmieszczenie było uwarunkowane rzeźbą
terenu.
LPAZ
Pinus-Picea-Ulmus-Corylus
(6,255,40 m). Osady tej zony to naprzemienne warstewki mułków pylastych, organicznych, gytiowatych
i torfiastych. Spąg tego ogniwa (6,25-6,20 m), które
rozpoczynają mułki organiczne, był datowany na 10
280±60 BP cal. 10 450-9850 BC. W spektrum pyłkowym zony dominuje Pinus (53,5-81,4%), wzrasta
udział Picea, Ulmus, Corylus oraz obecny jest pyłek
Alnus i Quercus, co odpowiada okresowi borealnemu.
W jej obrębie można wydzielić dwie podzony a i b,
które różnią się stopniem wilgotności. Rozdziela je
cienka warstwa mułków z niską zawartością pyłku
(2), co może wskazywać na ożywienie procesów powodziowych i akumulację osadów pozakorytowych
w starorzeczu. Spektrum podzony a, z dominacją pyłku Pinus, wzrostem udziału Juniperus i obecnością
Botrychium, odpowiada suchszym warunkom klimatycznym boreału sprzyjającym obniżeniu poziomu
wody i zatorfieniu starorzecza. Dlatego następuje
spadek pyłku Cyperaceae, a gatunki wodne reprezentują tylko pojedyncze ziarna Lemna. W narastających torfach wzrasta ilość Polypodiaceae ze stałą
obecnością zarodników (sporangium), co wskazuje
na obecność paproci na zabagnionych siedliskach
wokół starorzecza. W spektrum podzony b, również
z dominacją Pinus, zaznacza się wzrost krzywych
Ryc. 6. Profil rdzenia TP 3 z wydzielonymi ogniwami litofacjalno-genetycznymi (I-VII), z datowaniami radiowęglowymi
i stratygrafią palinologiczną (kolor czerwony) (oprac. T. Kalicki)
Ogniwa litofacjalno-genetyczne: I – osady korytowe, piaski ze
żwirami, II – osady zbiornika staro rzecznego, mułki, III – osady torfowiskowe, torfy i mułki torfiaste, IV – osady jeziorno-torfowiskowe, mułki gytiowate i torfy, V – proluwia stożka
napływowego, pyły, VI – osady torfowiskowe, torfy i mułki torfiaste, VII - proluwia stożka napływowego, pyły; Litologia: A –
piaski ze żwirami, B – piaski ze żwirami zaglinione, C – piaski,
D – mułki pylaste, E – mułki organiczne, F – mułki gytiowate
i gytie, G – mułki torfiaste, H – torfy, I – proluwia lessowe
Fig. 6. Geological profile TP 3 with lithofacial-origin members (I-VII), radiocarbon datings and pollen stratigraphy (red
colour) (by. T. Kalicki)
Lithofacial-origin members: I – channel deposits, sands with
gravels, II – oxbow lake deposits, silts, III – peatbog deposits,
peats, peaty silts, IV – lacustrine-peatbog deposits, gyttja
silts, peats, V – colluvia of alluvial fan, silts, VI – peatbog
deposits, peats, peaty silts, VII - colluvia of alluvial fan, silts;
Lithology: A – sands with gravels, B – silty sands with Graves, C – sands, D – silts, E – organic silts, F – gyttja silts and
gyttja, G – peaty silts, H – peats, I – loess colluvia
24
LPAZ Picea-Pinus (4,10-3,00 m). Typ sedymentacji nie uległ zasadniczej zmianie. W dalszym ciągu
dominuje akumulacja węglanowych mułków gytiowatych z dwoma przewarstwieniami torfów (3,753,65 i 3,45-3,30 m). Dla zony tej charakterystyczna
jest przewaga AP z maksymalnym, dla całego profilu,
udziałem Picea (dо 30%) i dominacją pyłku Pinus
(dо 70%). W niewielkich ilościach występuje pyłek
drzew liściastych, głównie Betula, Alnus. W zonie
tej ciągłe krzywe tworzą Corylus, Quercus, а także
Carpinus, Tilia, Ulmus. Wśród roślinności zielnej
przeważa Poaceae i występuje Cannabaceae. Występują stale przedstawiciele wilgotnych łąk, głównie
Filipendula. Spotyka się też pojedynczy pyłek wodnej roślinności – Nuphar i Nymphaea alba L. Wśród
roślin zarodnikowych przeważają Polypodiaceae
i duży jest udział Sphagnum, Equisetum. Osady tej
zony akumulowały w subboreale (5-4 ka BP), a spektrum jest podobne do diagramu z Dołów Jasielsko-Sanockich, w którym także w tym okresie wystąpiło
maksimum Picea (Harmata 1989).
LPAZ Abies-Pinus-Carpinus-Fagus obejmuje
osady pomiędzy 3,00-2,01 m. Różnią się one zasadniczo od zalegających poniżej. Rozpoczyna je
czarny torf, którego część stropowa (2,85-2,80 m)
była datowana na 3300±30 BP cal. 1670-1500 BC.
Zalega na nim cienka warstewka mułków gytiowatych wskazujących na powrót sedymentacji wodnej,
natomiast powyżej zaczyna się pierwsze ogniwo
związane z narastaniem stożka napływowego u wylotu dolinki erozyjnej rozcinającej wysoczyznę.
Proluwia te stanowią 4. warstwę w profilu płoną
palinologicznie (2,75-2,30 m). Warstewka piasków
średnioziarnistych (2,55-2,52 m) w obrębie pylastych
proluwiów świadczy o znacznej dynamice przepływu
i erozji wgłębnej w dolince erozyjnej (powódź błyskawiczna?), co spowodowało docięcie się do warstw
podlessowych. Oba te zjawiska, podniesienie poziomu wód gruntowych i powrót sedymentacji wodnej
w starorzeczu, jak i nasilenie procesów erozyjnych
w małych dolinkach można wiązać z fazą ochłodzenia i zwilgotnienia klimatu oraz zwiększonej częstości procesów ekstremalnych rozpoznanej w dolinie
Wisły poniżej Krakowa i datowanej na 3500-3000 BP
(Kalicki 1991; 2006). Spektrum, z przewagą AP, charakteryzuje się wzrostem udziałów Abies (dо 20%),
Carpinus, Fagus, Alnus i spadkiem krzywej Picea.
Na głębokości 3,00-2,80, w spektrum z czarnego
torfu występuje niski udział roślinności zielnej, natomiast wyżej na głębokości 2,32-2,01 m udział NAP
Betula i ponowne pojawienie Salix, co najprawdopodobniej odbija ochłodzenie i zwilgotnienie klimatu na
przełomie boreału i atlantyku około 8,2-7,7 ka BP. Na
wilgotnych i zabagnionych siedliskach dominowały
Polypodiaceae i Equsetum, a na suchszych Cyperaceae, Poaceae. Ta faza klimatyczna zaznacza się
w osadach (5,80-5,70 m) drobnoklastyczną akumulacją pozakorytowe (warstwa 2 bez pyłku) i krótkotrwałym podtopieniem starorzecza (mułki gytiowate
o małej miąższości), które ku górze przechodzą
w górną warstwę torfów (5,70-5,60 m).
Jednak wilgotniejszy klimat atlantyku spowodował wzrost intensywności odwapniania lessów zalegających na wysoczyźnie, a co za tym idzie zwiększenie dostawy węglanów do starorzecza. W efekcie
nastąpiła niemal całkowita zmiana typu sedymentacji
w paleomeandrze. W zbiorniku rozpoczęła się akumulacja węglanowych mułków gytiowatych przerywana okresowo narastaniem torfów w suchszych
okresach (5,60-3,05 m). W osadach na głębokości
5,40-5,06 m w spektrum pyłkowym wzrasta udział
Picea i ziarn Ulmus, Corylus, Alnus, Quercus, Tilia.
Powyżej (5,06-4,10 m) w osadach mułków węglanowych z dwoma przewarstwieniami torfów (5,00-4,80
i 4,45-4,37 m) niemal zupełnie brak pyłku (10-50
ziaren w próbce) (poziom 3). Może być to spowodowane różnymi przyczynami i być związane z typem
osadów i ich węglanowością, zmianami hydrologicznymi w dnie doliny (okresowe osuszanie) lub pokrywą roślinną (paprocie) w dnie, która zatrzymywała
dostawę pyłku w atlantyku. W interpretacji nie można wykluczyć także hiatusu z okresu atlantyku, kiedy
zbocza porastały lasy, a dno doliny było zajęte przez
roślinność błotną. W takim przypadku osady z głębokości 5,40-4,10 mogłyby sedymentować w interwale
5,0-4,5 ka BP. Jednak jest to mało prawdopodobne,
gdyż ich atlantycki wiek potwierdza datowanie górnej warstewki torfu 7760±40 BP cal. 6650-6480 BC.
Weryfikacja palinologiczna tego datowania z przyczyn podanych powyżej jest niemożliwa.
Powyżej przerwy (3) w diagramie pyłkowym
można wydzielić 4 lokalne zony pyłkowe (LPAZ)
(ryc. 4). W diagramie spadek krzywej Picea, wzrost
Abies, Carpinus, Fagus nastąpił około 4000 BP, chronologiczna granica 3000 BP została przeprowadzona
na poziomie spadku krzywych Pinus, Alnus, Fagus
i wzrostu krzywej NAP, natomiast granica 2700 BP
odpowiada wzrostowi udziału pyłku Pinus, spadkowi
Abies, wyraźnemu spadkowi Carpinus, Fagus, Alnus
i innych drzew liściastych.
25
TOMASZ KALICKI
gatunku Osmunda regalis L. Podobieństwo spektrum
tej zony do profilów w Dołach Jasielsko-Sanockich
(Harmata 1989) wskazuje, że osady akumulowały
w okresie 3000-2000 BP.
LPAZ Pinus-NAP została wydzielona na głębokości 1,72-0,16 m, gdzie wzrasta udział procentowy
pyłku Pinus (do 70%) kosztem udziału pyłku NAP
suchych i wilgotnych łąk. Zona ta obejmuje torfy
(1,72-1,55 m), których strop (1,60-1,55 m) był datowany na 600±30 BP cal. 1290-1410 AD i zalegające
na nich proluwia lessowe. Wśród zbóż pojawia się
pyłek Triticum. Z wodnej roślinności stwierdzono pojedyncze ziarna Nymphaea alba L., Nuphar. Wśród
zarodnikowych przeważają Pteris, a wyraźnie spada
udział Polypodiaceae. Występują też pojedyncze zarodniki roślin odkrytych obszarów (Fossombronia).
W górnej części tej zony (powyżej głębokości 40
cm) następuje zmiana stosunku AP do NAP wskutek wyraźnego wzrostu udziału roślinności zielnej.
Wśród drzew absolutną przewagę ma pyłek Pinus
(do 20-30%), a spotyka się także pyłek innych drzew
iglastych (np. Abies) i liściastych. Wśród zielnych
dominują gatunki pastwisk, suchych łąk (Taraxacum, Poaceae). Bardzo duży jest udział także zbóż
i chwastów gruntów ornych. Ciągłą krzywą mają
Cerealia, Secale t., Triticum t., Cannabaceae, Centaurea cyanus L., Brassicaceae, Fagopyrum. Wśród
zarodnikowych przeważa Pteris. Osady tej zony akumulowały w okresie 2000-1000 BP, co jest zgodne
z diagramem Harmaty (1989).
jest większy. W tej grupie roślinności najliczniejsze
są gatunki ruderalne (Artemisia, Chenopodiaceae),
pastwisk i suchych łąk (Asteraceae, Taraxacum,
Rumex acetosa/acetosella t. L., Plantago lanceolata
L., Polygonum aviculare L., Silenaceae, Poaceae,
Umbelliferae, Lathyrus, Centaurea jacea L.). Pojawiają się pojedyncze ziarna pyłku zbóż (Secale),
wyspecjalizowane chwasty żyta Centaurea cyanus L.
i inne chwasty, np. Odontites. Wzrasta ilość Brassicaceae. W porównaniu z poprzednią LPAZ wzrasta
także udział pyłku roślin wilgotnych łąk, z dominującymi Ranunculus, Filipendula, а także Polygonum
bistorta L. i Cyperaceae. W zonie tej występuje też
maksimum roślinności wodnej (Nuphar). W grupie
roślin zarodnikowych przeważają Polypodiaceae.
Krzywa Sphagnum spada na początku tej zony i rośnie ponownie pod jej koniec. W spektrum pojawiają
się też mikrofosylia Fossombronia, typowe dla nieporośniętych gruntów. Podobieństwo ze spektrum K.
Harmaty (1989) wskazuje, że osady akumulowały
w okresie 4000-3000 BP. Na ogniwie proluwiów
zalega warstwa torfów rozpoczynająca się mułkami
torfiastymi. Spąg torfów (2,18-2,15 m) był datowany
na 1915±30 BP cal. 20-140 AD.
LPAZ Abies-Carpinus-Fagus-NAP obejmuje
osady na głębokości 2,01-1,72 m. Są to torfy przykryte w stropie przez mułki (1,80-1,72 m). W całym
spektrum początkowo przeważa pyłek AP, a pod koniec wzrasta ilość NAP do 50%. W porównaniu z poprzednią zoną spada ilość Pinus, Alnus, a także Picea.
Roślinność suchych łąk staje się bardziej zróżnicowana (Scabiosa, Trifolium, Campanula), pojawia się
roślinność otwartych, piaszczystych siedlisk (Sedum,
Heracleum) i zwiększa procentowy udział krzewów
(Rosa, Juniperus, Ericaceae). Pyłek zbóż (Cerealia,
Secale) występuje w całej zonie w niewielkiej ilości.
Stwierdzono także obecność Cannabaceae. Wśród
chwastów towarzyszących roślinom uprawnym
oprócz Centaurea cyanus L., Odontites i Brassicaceae w osadach tej zony pojawia się pyłek Polygonum
persicaria L., Papaver, Viola. Podobnie jak poprzednio duży jest udział pyłku roślinności wilgotnych łąk,
głównie Ranunculus, Filipendula, Polygonum bistorta L, Cyperaceae, a także Rubiaceae, Thalictrum, Filipendula, Valeriana. W stosunku do poprzedniej zony
spada nieznacznie ilość pyłku roślin wodnych takich
jak Nuphar i Alisma. Wśród roślin zarodnikowych
dominują Polypodiaceae i Equisetum, występuje też
roślinność odkrytych gruntów Fossombronia. Pod
koniec tej zony pojawiają się zarodniki reliktowego
Historia roślinności i zmian antropogenicznych
w neoholocenie
Dane palinologiczne pozwalają zrekonstruować
rozwój roślinności badanego regionu w późnym
glacjale i eoholocenie oraz neoholocenie. Poniżej zostaną przedstawione jej zmiany w subboreale i subatlantyku (ryc. 5), kiedy na interesującym nas obszarze
funkcjonowały kultury rolniczo-hodowlane, w tym
kultura łużycka.
W pierwszej fazie subboreału (5000-4200 BP)
z chłodniejszym i wilgotniejszym klimatem obszar porastały lasy świerkowe z domieszką sosny,
modrzewia i jodły oraz lasy sosnowe z jałowcem
w podszycie. W obszarach wododziałowych, dobrze
odwadnianych, występowały lasy mieszane: brzozowo-sosnowe, dębowo-świerkowe z domieszką wiązu, lipy i graba, a w podszycie z leszczyną. Rzadko
w lasach tych spotykany był jesion i orzech. Polany
i brzegi lasu na wyższych zboczach doliny i terasach
26
rozkwit roślinności wilgotnych siedlisk w skład
której wchodziły turzyce Cyperaceae, Polygonum
bistorta L., Ranunculus, Rubiaceae, Mentha, Thalictrum, Filipendula, Iridaceae, Valeriana, Sphagnum.
Rozprzestrzenienie grążeli Nuphar i pojawienie się
żabieńców Alisma świadczą o wzroście ilości „okien
wodnych” na torfowisku w starorzeczu. W tym
okresie pojawiają się w diagramie wyraźne pyłkowe wskaźniki ziem uprawnych, gdyż stwierdzono
pojedyncze ziarna zbóż (Secale) oraz ich chwastów
Odontites i Centaurea cyanus L. (chwast żyta).
Wzrasta udział pyłku Brassicaceae, a także ilość
roślinności ruderalnej (Artemisia, Chenopodiaceae),
co świadczy o zasiedlaniu badanego rejonu przez
ludność prowadzącą gospodarkę rolno-hodowlaną.
Synchronicznie ze wzrostem krzywej roślinności
ruderalnej w spektrach zaznacza się wzrost roślin
związanych z pastwiskami (Asteraceae, Taraxacum,
Rumex acetosa/acetosella t. L., Potentilla, Plantago
lanceolata L., Polygonum aviculare L., Silenaceae,
Poaceae). Do tych ostatnich zaliczają się także spory
roślinności odsłoniętych gruntów (Fossombronia).
W osadach profilu Szymbark (Obidowicz 1989) pyłek Rumex, Plantago lanceolata L. pojawia się około
3200 BP.
Pod koniec subboreału (3000-2700 BP) antropogeniczne odlesienie osiągnęło znaczne rozmiary
i duże obszary były zajęte przez pola uprawne, a lasy
uległy początkowo prześwietleniu, a później doszło
do rozerwania ich zwartej pokrywy. Świadczy o tym
spadek udziału AP, a w ich obrębie wzrost roślinności
krzewiastej (Rosa, Juniperus, Rhamnus, Ericaceae),
a także wzrost NAP, a w ich obrębie światłolubnej
roślinności zielnej. Wzrosła także bioróżnorodność
roślin uprawnych i związanych z nimi chwastów.
Wskazuje to na prowadzenie nie tylko gospodarki
żarowo-odłogowej, ale także istnienie trwałych pól
ornych. Po wyjałowienia uprawianych obszarów były
one porzucane dla odnowienia urodzajności. Odłogi
zarastały początkowo zbiorowiskami łąkowymi,
głownie trawami (Poaceae), а potem lasami iglastymi, głównie sosnowymi oraz lasami brzozowymi
i wierzbowymi wykorzystywanymi do wypasów.
Od początku subatlantyku (2700 BP) w lasach
iglastych dominowała sosna z nieznaczną domieszką
jodły, świerka i modrzewia oraz szczedrzeńcem i jałowcem w podszycie. Lokalnie w borach sosnowych
występowały w niewielkich ilościach dąb, brzoza
i olcha oraz dereń i leszczyna w podszycie. Lipa,
wiąz, grab, buk praktycznie zniknęły ze zbiorowisk
zarastały trawy (Poaceae), koniczyny (Trifolium),
piołuny (Artemisia), komosowate (Chenopodiaceae),
mniszki (Taraxacum), rdest ptasi (Polygonum aviculare t. L.), szczawie (Rumex acetosa/acetosella t. L.),
goździkowate (Silenaceae), skalnice (Saxifraga),
dziurawce (Hypericum), podejźrzony (Botrychium)
i skrzypy (Equisetum). W runie lasów świerkowych,
iglastych i mieszanych, na leśnych polanach występowały lokalnie paprocie (Polypodiaceae), widłaki
jałowcowate i goździste (Lycopodium annotinum L.,
Lycopodium clavatum L.), nasięźrzały (Ophioglossum). Niskie, wilgotne siedliska zajmowała olcha
i wierzba, a w dolinach rzecznych, na brzegach starorzeczy typowe były jaskry (Ranunculus), rutewki
(Thalictrum), wiązówki (Filipendula), krwawnice
(Lythrum), turzyce (Cyperaceae) i Sphagnum. Wysokie brzegi rzek porastał krzew szakłak (Rhamnus).
Pierwsze wskaźniki pyłkowe działalności rolniczej
stwierdzono około 4000 BP, kiedy w diagramie obserwuje się wzrost krzywych gatunków ziem uprawnych i pastwisk. Do pierwszej grupy można zaliczyć
pyłek konopia Cannabaceae, jednak rośliny te mogą
występować także w zespołach ruderalnych i zagrodach dla bydła.
Na początku drugiej fazy subboreału, która charakteryzuje się suchszym i cieplejszym klimatem,
w składzie lasów obserwuje się stopniowy zanik lipy
i wiązu, spadek udziału świerka, natomiast wzrasta
udział jodły, podobnie jak graba i buka. Obszar pokrywały lasy mieszane: sosnowo-liściaste, jodłowo-dębowe, jodłowo-grabowe i jodłowo-grabowo-dębowe, a lokalnie występowały lasy iglaste głównie
z jodłą, a także ze świerkiem, modrzewiem i jałowcem w podszycie. Wśród NAP dominują przedstawiciele roślinności łąkowej. Są to złożone (Asteraceae),
trawy (Poaceae), goździkowate (Silenaceae), baldaszkowate (Umbelliferae), a także piołuny (Artemisia), szczawie (Rumex acetosa/acetosella t. L.), babka lancetowata (Plantago lanceolata L.), rdest ptasi
(Polygonum aviculare t. L.). Niewielki udział ma roślinność wilgotnych i zabagnionych siedlisk, gdyż
stwierdzono tylko pojedyncze ziarna turzyc (Cyperaceae), marzenowatych (Rubiaceae), mięty (Mentha),
wiązówki (Filipendula), krwawnicy (Lythrum) i kozłka (Valeriana). W „oknach wodnych” na torfowisku
w starorzeczu rósł grzybień biały (Nymphaea alba L.)
i grążel (Nuphar).
Zwilgotnienie klimatu (~3400-3200 BP) zaznaczyło się wzrostem udziału Picea, a także Salix i Alnus w składzie leśnych biocenoz. Nastąpił
27
TOMASZ KALICKI
Najstarsze ślady pobytu ludności na Targowisku
pochodzą jeszcze z górnego paleolitu (interstadiał
epe). Niecka fluwialno-denudacyjna uchodząca do
doliny Tusznicy po zakończeniu akumulacji lessów
była przemodelowywana przez procesy spłukiwania (lessy warstwowane) w warunkach ocieplenia
interstadialnego. W krajobrazie dominowała wtedy
bezleśna stepo-tundra, jednak na zboczach, w sprzyjających warunkach mikroklimatycznych musiały
występować refugia leśne, nawet z gatunkami ciepłolubnymi skoro w paleniskach z tego okresu występują szczątki Quercus sp. (por. Wilczyński 2014a).
Występowanie takich refugiów w Karpatach w okresie interpleniglacjału, a nawet maksimum ostatniego
zlodowacenia sugerowały już wcześniej dane z doliny Wisłoki (Alexandrowicz et al. 1981).
W tym miejscu należy zdecydowanie sprostować
błędne cytowanie i poglądy Wilczyńskiego (2014a,
21), że w tym czasie Raba „miała cechy płytkiej,
szeroko meandrującej rzeki roztokowej (Kalicki
et al. 2006, 325)”. W cytowanej pracy zbiorowej brak
jest takiego stwierdzenia, a w świetle geomorfologii
rozwinięcie meandrujące wyklucza roztokowe (sic!).
Wszystkie dotychczasowe dane zarówno z doliny
Raby, jak i górnej Wisły pod Krakowem wskazują na to, że rzeki te miały rozwinięcie roztokowe
co najmniej aż do początku böllingu – datowania
radiowęglowe około 13,2 ka BP z torfów zalegających na korytowych aluwiach roztokowych równin
(Kalicki 2006, tam literatura). Zmiana rozwinięcia
koryt miała miejsce w późnym glacjale i aż do końca
allerödu Wisła i Raba płynęła wielkopromiennymi
meandrami. Skoncentrowanie koryta Wisły spowodowało głębokie rozcięcie do 3 m poniżej dzisiejszego poziomu rzeki (Łęg B, Branice-Stryjów) (Kalicki
1991; 2006). Analogiczne rozcięcie miało miejsce
w dolnym odcinku Raby (Gębica 1995). Równocześnie jednak strop facji korytowej w obrębie odsypów
podniósł się w stosunku do rzeki roztokowej o ponad
2 m (Kalicki 1991), a najstarsze osady facji pozakorytowej zostały złożone na dawnych roztokowych
równinach aluwialnych (Rybitwy R1 i R87) przed
11 920±170 i 11 630±140 BP (Kalicki 1992b; 1997).
Brak zwartej roślinności (Nalepka 1991) umożliwiał
swobodną lateralną migrację koryt po całej równinie
zalewowej, czego śladem są wkładki osadów starorzecznych spotykane w całym przekroju dna doliny
Wisły (VI poziom wkładek – Kalicki 1991). Doprowadziło to też do poszerzenia den dolinnych w wyniku podcięcia plejstoceńskich stożków Prądnika
leśnych. Z wkraczanie na odłogi wtórnych lasów
sosnowych należy wiązać wzrost udziału Pinus
w diagramie pyłkowym od 2000 BP.W tym okresie wzrósł obszar pastwisk i gruntów ornych, gdyż
w ich obręb zostały włączone suche i wilgotne łąki,
o czym świadczy zniknięcie ze spektrum pyłkowego
gatunków tych siedlisk i pojawienie się w diagramie
w ich miejsce pyłku zbóż (Cerealia), Secale i Triticum oraz chwastów zbożowych i pastwisk. Obecność
w spektrum różnych gatunków zbóż, а także rdestu
Polygonum persicaria L. świadczy o istnieniu obszarów odłogowanych, natomiast pyłek wierzbówki
Сhamaenerion, zarastającej pogorzeliska, o wypalania lasów przy pozyskiwaniu nowych obszarów
uprawnych. O erozyjnych procesach mogą świadczyć
zarodniki Fossombronia, typowe dla nieporośniętych
obszarów, a także rozwój stożka napływowego, który
przykrył osady starorzecza.
Około 1000 BP obszar w dalszym ciągu porastały
lasy sosnowe, sosnowo-liściaste z jałowcem, leszczyną i dereniem w podszycie. Jednak w porównaniu z poprzednim okresem ich obszar znacznie się
zmniejszył, a lasy sosnowe stały się rzadsze i jeszcze
bardziej prześwietlone, gdyż w najwyższych 40 cm
osadów wyraźnie wzrósł udział NAP w stosunku do
AP. Jest to faza maksymalnych antropogenicznych
zmian pokrywy roślinnej, z bardzo dużym udziałem
w spektrum pyłku roślinności pastwisk i gruntów
ornych. Szczególnie wysoki jest udział mniszków
Taraxacum (dо 60%) i traw Poaceae (dо 20%). Ciągłe krzywe Cerealia, Secale t., Triticum t., konopie
Cannabaceae, chaber bławatek Centaurea cyanus L.,
krzyżowych Brassicaceae, gryki Fagopyrum wskazują na to, że rolnictwo i hodowla stanowiły główne
zajęcia ludności, jednak w oparciu o dane palinologiczne nie można ustalić proporcji, które z tych zajęć
było głównym, gdyż produkcja pyłku i jego rozprzestrzenianie jest silnie zróżnicowane dla poszczególnych gatunków.
Dyskusja i wnioski
Wyniki badań geoarcheologicznych na stanowisku Targowisko 10, 11 oraz w jego rejonie pozwalają na uchwycenie jego kontekstu środowiskowego.
Poniżej skupimy się głównie na okresie funkcjonowania na stanowisku ludności kultury łużyckiej,
jednak w podrozdziale tym zostanie zawartych też
kilka nasuwających się uwag dotyczących starszego
i młodszego okresu.
28
1973), funkcjonowało również obniżenie na północ
od Lasu Grobla i obniżenie Drwinki, co potwierdzają
datowania osadów korytowych, które są odpowiednio starsze niż 10 520±110 i 9840±140 BP (Gębica, Starkel 1987; Starkel et al. 1991). Epizod rzeki
roztokowej musiał być jednak krótki, gdyż już pod
koniec młodszego dryasu koryto uległo ponownej
koncentracji, o czym świadczą najstarsze, kopalne
wypełnienia starorzeczy poniżej Niepołomic (Zabierzów Bocheński H3, Las Grobla G23) datowane na
10 390±130 BP (Kalicki et al. 1996) i 9780±150 BP
(Starkel et al. 1991). Funkcjonowały w tym okresie
prawdopodobnie duże, płytkie zakola zachowane
w morfologii koło Zabierzowa Bocheńskiego. Spąg
organicznego wypełnienia starszego z nich (Borek)
był datowany na 9800±80 BP (Kalicki et al. 1996),
a młodszego (Drwinka) na 9520±110 BP (Gębica,
Starkel 1987; Nalepka 1991). Koryta te zmniejszyły
swoje parametry (Brzegi) i migrowały swobodnie po
równinie zalewowej, czego ślady znajdujemy w obniżeniu Drwienia (Brzegi, Przewóz), gdzie ich osady
korytowe były datowane na 9330±180 BP i 9280±100
BP (Kalicki 1992b), a spąg i strop ich organicznego
wypełnienia, zachowanego w formie kopalnej w Zabierzowie Bocheńskim, odpowiednio na 9470±130
BP i 9040±120 BP (Kalicki et al. 1996). Ostatnie
badania pokazują, że poniżej Niepołomic następowała bifurkacja Wisły i jedno koryto przebiegało
wzdłuż obniżenia Drwinki, a drugie znajdowało się
blisko krawędzi terasy w Zofipolu, gdyż wypełnienie
paleomeandra (Koźlica Igołomska A) o bardzo małych parametrach było datowane w środkowej części
na 8620±50 BP (Kalicki et al. 2005). Na równinach
aluwialnych osadzały się mady datowane w obniżeniu Drwienia (Rybitwy) na 9660±180 BP (Kalicki
1992b). Nastąpiła też zmiana typu sedymentacji
w starych allerödzkich paleomeandrach (Nowa Huta,
Rondo Mogilskie), gdzie, odpowiednio, od 9660±110
BP (Kalicki 1987) i 9390±180 BP (Mamakowa 1970)
na młododryasowych mułkach zaczęły narastać torfy.
W starorzeczu Raby w Targowisku-Przedewsiu tego
typu zmiana jest datowana na nieco wcześniejszy
okres (10 280±60 BP).
Okres funkcjonowania na stan. 10, 11 w Targowisku neolitycznej osady średniej wielkości kultury
ceramiki wstęgowej rytej, dużej osady malickiej,
następującego potem środkowo- i późno neolitycznego rozluźnienia sieci osadniczej i w końcu dwóch
rozdzielnych osad kultury mierzanowickiej w epoce
brązu nie może być szczegółowo scharakteryzowany
i Dłubni przez zakola Wisły o dużych parametrach
(Rondo Mogilskie, Nowa Huta), a lokalnie, do wycięcia półek erozyjnych w płytko zalegającym w tej
strefie stropie iłów mioceńskich (Mamakowa 1970;
Kalicki 1987; 1992b; Kalicki, Zernickaya 1995) oraz
podcinania wysoczyzn przez makromeandry Raby,
np. w Targowisku-Przedewsiu.
Ochłodzenie młodszego dryasu spowodowało
ponowną zmianę Wisły w rzekę roztokową (Kalicki
1991) i porzucenie wielkich allerödzkich meandrów (Rondo Mogilskie, Nowa Huta, Łęg B – 11
090±120 BP; Branice-Stryjów – 10 920±230 BP)
(Kalicki 1992b), które były wypełniane mułkami
pylasto-piaszczystymi (Mamakowa 1970; Kalicki
1987; Kalicki, Zernickaya 1995). W analogicznym
okresie został odcięty wielki meander Raby w Targowisku-Przedewsiu i były intensywnie zapełniane
drobnoklastyczną frakcją pozakorytową, podobnie
jak basen powodziowy w Łężkowicach, gdzie mułki
akumulowały przed 9850±210 BP (Alexandrowicz,
Wyżga 1992). Osady wałów przykorytowych stały
się grubsze (Kalicki 1996b; 2000), a w basenach powodziowych na stożku Raby torfy zostały przykryte
przez ilaste mady około 10 820±120 (Gróbka G1),
10 640±110 BP (Uście Solne US18) i 10 440±200
(Szczurowa 1 Sz1). Jednak niektóre fragmenty tych
torfowisk, pomimo akumulacji osadów pozakorytowych także w eoholocenie (Gróbka G1 – 10 020±140
BP), zanikły dopiero w preboreale (Strzelce Małe
STM-11 – 9480±100 BP) (Gębica 1995). W torfowisku w dolinie Podłężanki pomiędzy 11 610±100
a 9180±100 BP akumulowane było ogniwo osadów
klastycznych. Stopniowe przejście od osadów organicznych w klastyczne, a następnie ponownie w organiczne świadczy, że nie był to jednorazowy epizod
depozycyjny, ale okres o innym typie sedymentacji.
Również, pomiędzy 11 460±160 a 8750±170 BP, na
stożku napływowym Serafy (Osiedle Kolejowe) zostało złożone kolejne ogniwo osadów klastycznych
(Kalicki 1997; 2006).
Notowane około 10 730±100 BP (Kalicki et al.
2005) zatorfienie fragmentów starszych, nieaktywnych równin aluwialnych (Niepołomice-Korce)
było możliwe tylko w obszarach oddalonych od
aktywnej strefy koryta Wisły (Brzegi), gdzie następowała wyraźna agradacja piaszczysto-żwirowych
aluwiów datowanych na 10 690±190 BP (Kalicki
1992b), która sięgnęła 4 m powyżej współczesnego
poziomu Wisły (Kalicki 1991; 2006). W tym czasie, jako aktywna równina aluwialna (por. Bzowski
29
TOMASZ KALICKI
1987), pojawia się pierwsza, liczna generacja czarnych dębów (Grabie, Branice-Stryjów) datowana
na 3200-3000 BP (1500-1300 cal. BC), w której na
pniach występują ślady zatorowych powodzi (Kalicki, Krąpiec 1991; 1996). Migracja doprowadziła
też do poszerzania dna doliny poprzez podcinanie
terasy lessowej w rejonie Starego Brzeska, a w końcu
do odcięcia pojedynczych regularnych meandrów
w Śmiłowicach przed 3090±140 BP (Gd-9402), Łęgu
A przed 3030±110 BP (Kalicki 1991) i Zabierzowie
Bocheńskim-Łąkach przed 3010±70 BP (Kalicki
et al. 2005). To uruchomienie bocznej migracji koryta
Wisły mogło być, przynajmniej częściowo, związane
z wycinaniem lasów bezpośrednio na równinie zalewowej (Kalicki 1991), czego pierwsze ślady w postaci pniaków przypadają na ten okres (Kalicki, Krąpiec
1991; 1996). Powodzie pomiędzy 3590±140 BP
a 3260±110 BP wsypały piaszczyste przewarstwienia
(ogniwo Vb) do wypełnienia systemu paleomeandrów
w Zabierzowie Bocheńskim (Kalicki et al. 1996).
Bezpośredni dostęp wód powodziowych do systemu
zabierzowskiego był możliwy w wyniku podcięcia
go przez meander Wisły w Zabierzowie Bocheńskim-Łąkach. Większa częstość powodzi, a być może również początek funkcjonowania systemu w Kujawach,
były przyczynami ponownego zailenia torfów pod
krawędzią terasy lessowej (Pleszów II) po 3260±80
BP (Kalicki 1992b). Natomiast w basenach powodziowych (Płaszów) początkowo akumulacja organiczna była przerywane wkładkami piaszczystych
mad. Później, wskutek podniesienia poziomu wód
gruntowych i długiego stagnowanie wód, nastąpiło
trwałe zatorfienie tego fragmentu obniżenia Drwienia
od około 3270±110 BP (Kalicki 1992a). Na ten okres
(Kobylany po 3330±100 BP lub 3300±100 BP, gdyż
w pracach Alexandrowicza (1996, 1997) jest różna
data (sic!) z tym samym numerem laboratoryjnym
Gd-2589; Więckowice po 3300±100 BP; Rudawa po
2930±150 BP) przypada również kolejny etap narastania pokryw madowych w zlewni górnej Rudawy
(Pazdur, Rutkowski 1987; Alexandrowicz 1996,
1997). W podobnym czasie zaczyna się też narastanie
mad w dorzeczu Nidzicy (Bronocice – 3460±90 BP,
Biedrzykowice – 3090±100 BP) (Kruk et al. 1996)
i Nidy (Busko – 3410±90 BP) (Alexandrowicz 1996).
Narastanie stożka w Targowisku uległo zahamowaniu we wczesnym okresie rzymskim przed
1915±30 BP cal. 20-140 AD, kiedy to zaniknęła niewielka osada kultury puchowskiej w północnej części
cypla (por. Grabowska, Konieczny 2014).
palinologicznie ze względu na brak pyłku w osadach
wypełniających paleomeander Targowisko-Przedewsie. Jednak należy tu bardzo wyraźnie podkreślić to,
że wpływ ludności tych kultur na zmiany morfologiczne w rejonie stanowiska był znikomy. W starorzeczu odkładały się mułki gytiowate związane z odwapnianiem lessów przykrywających wysoczyznę,
a w okresach suchszych i obniżeniu poziomu wód
gruntowych paleokoryto ulegało zatorfieniu.
Dopiero rozwój na stanowisku dwóch niezależnych, jednoczasowych osad rozdzielonych rozległym
cmentarzyskiem spowodował wyraźną zmianę komponentów biotycznych i abiotycznych środowiska.
Równocześnie okres ten zbiega się z wyraźnym
ochłodzeniem i zwilgotnieniem (Kalicki 1991, 2006),
co w diagramie z Targowiska-Przedewsie zaznaczyło się wzrostem udziału Picea, a także Salix i Alnus
w składzie leśnych biocenoz, a także rozkwitem roślinności wilgotnych siedlisk i wzrostem ilości „okien
wodnych” na torfowisku w starorzeczu. W tym okresie pojawiają się też wyraźne pyłkowe wskaźniki ziem
uprawnych (ziarna zbóż i ich chwastów), pastwisk,
roślinności ruderalnej i odsłoniętych gruntów. Antropogeniczne zmiany w warunkach wahnięcia klimatycznego i prawdopodobnie, podobnie jak w przypadku fazy rzymskiej (por. Kalicki 2006), zwiększonej
częstości zdarzeń ekstremalnych zainicjowały erozję
i rozbudowę stożka napływowego, który zaczął być
wsypywany na osady organiczne w starorzeczu (po
3300±30 BP cal. 1670-1500 BC). Prawdopodobnie w tym okresie doszło też do fosylizacji gleby
w środkowej części niecki fluwialno-denudacyjnej
uchodzącej do doliny Tusznicy, choć wymaga to
potwierdzenia poprzez datowanie radiowęglowe lub
archeologiczne. Nasilenie erozji stokowej w czasie
gwałtownych ulew w tym okresie notowane jest również na stanowisku Brzezie-26, gdzie duże fragmenty
ceramiki, jak i powstanie „bruku artefaktowego” na
powierzchni erozyjnej w stropie gleby kopalnej może
wskazywać na jeden epizod erozyjno-akumulacyjny
(Kalicki, Czerniak 2010, w druku). W samej dolinie
Wisły w suchszym okresie i przy pogłębionym korycie osadnictwo kultury łużyckiej schodziło na równinę zalewową (Radwański 1972). Koryto Wisły było
tylko niewiele szersze od atlantyckiego, ale meandry
miały wyraźnie większy promień i regularny kształt,
świadczący o bocznym przemieszczaniu (Kalicki
1991b). Lateralna migracja koryta spowodowała, że
w aluwiach, obok pojedynczych drzew datowanych
na 3250±100 i 2895±70 BP (Środoń 1980; Rutkowski
30
Ponowne uruchomienie erozji gleb i nadbudowanie stożka miąższą serią nastąpiło po 600±30 BP cal.
1290-1410 AD, a więc po założeniu wsi Targowisko,
której najstarsza faza jest datowana archeologicznie
na 2. poł. XII-XIII w., a poświadczona źródłowo
w roku 1198 (Grabowska, Konieczny 2014). Jednak
nie należy zapominać, że działalność człowieka odbywała się w warunkach małej epoki lodowej z bardzo licznymi zdarzeniami katastrofalnymi, której
początek datowany jest na około 1350 r. W średniowieczu i czasach nowożytnych została także najprawdopodobniej obniżona przykrawędziowa strefa cypla,
w której zachowały się tylko „ślady” obiektów. Tak
była datowana tego typu transformacja krawędzi terasy lessowej Wisły, gdzie seria deluwiów lessowych
w Krakowie-Wyciążu jest młodsza niż 415±50 BP,
cal. 1410-1640 AD (Kalicki et al. 2005), a w Zofipolu
deluwia z artefaktami rzymskimi są prawdopodobnie
podobnego wieku (Dobrzańska et al. 2013).
Podsumowując można stwierdzić, że istotne
zmiany w funkcjonowaniu środowiska nastąpiły
dopiero po wkroczeniu na obszar stanowiska ludności kultury łużyckiej, która uruchomiła erozję gleb,
jednak nastąpiło to w uwarunkowanej klimatycznie
fazie z większą częstością zjawisk ekstremalnych.
Podobna koincydencja zachodzi w drugiej fazie narastania stożka – założenie wsi Targowisko i mała epoka lodowa. Potwierdza to generalne wnioski zawarte
w pracy Kalicki (2006), że również w neoholocenie
fazy ożywienia działalności fluwialnej związane
są z wahaniami klimatu i zgrupowaniami zdarzeń
ekstremalnych, a czynnik antropogeniczny odpowiedzialny jest za wzrost skali pewnych zjawisk, np.
erozji na stokach i nasileniu odpowiedzi środowiska
na impuls klimatyczny.
Alexandrowicz S. W., Chmielowiec S.
1992
Late Vistulian and Holocene molluscan assemblages of
the Bochnia Foothill near Gdów (southern Poland), Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences
40, 2, 165-176.
Alexandrowicz S. W., Wyżga B.
1992
Late Glacial and Holocene evolution of the Raba river
valley floor in the vicinity of the Carpathian border, Southern Poland, Quaternary Studies in Poland 11, 17-42.
Alexandrowicz S. W., Klimek K., Kowalkowski A.,
Mamakowa K., Niedziałkowska E., Pazdur M., Starkel L.
1981
The evolution of the Wisłoka valley near Dębica during
the Late Glacial and Holocene, Folia Quaternaria 53,
1-91.
Bluszcz A., Pietrzak M.
2001
Datowanie metodami OSL i TL próbek osadów pyłowych z profilu „Łazy”, (w:) Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych III, Seria geografia
64, Poznań, 59-69.
Bzowski M.
1973
Rzeźba i stosunki wodne dna doliny Wisły w rejonie
północnej części Puszczy Niepołomickiej, Studia Naturae A 7, 7-37.
Czeppe Z., German K.
1979
Regiony fizycznogeograficzne, (w:) Atlas miejskiego
województwa krakowskiego 20, Kraków.
1980
Regiony fizyczno-geograficzne miejskiego województwa krakowskiego, Folia Geographica, Series Geographica-Physica 13, 117-143.
Dobrzańska H., Kalicki T., Szmoniewski B. Sz.
2013
Natural and human impast on land use change in the
Vistula river valley downstream of Cracow in the La
Tėne to early Medieval period, (w:) red. S. Kadrow, P.
Włodarczak, Environment and subsistence – forty years
after Janusz Kruk’s “Settlement studies…”, Studien zur
Archäologie in Ostmitteleuropa / Studia nad Pradziejami Europy Środkowej 11, Rzeszów-Bonn, 359-380.
Drobniewicz B., Kalicki T., Kamińska-Szymczak J.,
Kozłowski J. K.
2008
Literatura
Artefakty i paleogeografia eneolitycznego stanowiska
17 w Krakowie Kosocicach, (w:) red. J. Chochorowski,
Młodsza epoka kamienia. Wybrane znaleziska, Via Ar-
Alexandrowicz S. W.
1996
chaeologica 117-223.
Malacofauna of Late Holocene overbank deposits in so-
Dzięgielewski K., Kalicki T., Szczerba R.
uthern Poland, Bulletin of the Polish Academy of Scien-
2004
ces, Earth Sciences 44, 4, 235-249.
Alexandrowicz, S. W.
1997
Flood impact on the artifact distribution on the flood
plain: a case study from Podłężanka (southern Poland),
(w:) Abstract book 10th Annual Meeting of European
Malacofauna of Holocene sediments of the Prądnik and
Association of Archaeologists, 8-11.09.2004, Lyon,
Rudawa river valleys (southern Poland), Folia Quater-
138-139.
naria 68, 133-188.
31
TOMASZ KALICKI
valley - the role of climate and human impact, (w:) red.
Dzięgielewski K., Kalicki T., Szczerba R.
2008
Fluvial processes as factors in redistribution of archae-
L. Starkel, T. Kalicki, Evolution of the Vistula river val-
ological artefacts on the flood plain: a case study of
ley during the last 15 000 years, part VI, Geographical
Studies, Special Issue 9, 43-60.
palaeochannel of the Podłężanka River near Cracow
(Southern Poland), (w:) red. T. Kalicki, B. Sz. Szmo-
1996b Phases of increased river activity during the last 3500
niewski, Man and mountains: palaeogeographical and
years (w:) red. L. Starkel, T. Kalicki, Evolution of the
archaeological perspectives, Prace Instytutu Geografii
Vistula river valley during the last 15 000 years, part
VI, Geographical Studies, Special Issue 9, 94-101.
Uniwersytetu Jana Kochanowskiego w Kielcach 17,
1997
85-95.
on sediments of small Forecarpathian tributaries of the
Gębica P.
1995
Vistula river near Cracow, Poland, Studia Geomorpho-
Ewolucja doliny Wisły pomiędzy Nowym Brzeskiem
logica Carpatho-Balcanica 31, 129-141.
a Opatowcem w Vistulianie i holocenie, Dokumentacja
2000
Geograficzna 2.
107-114.
Evolution of the Vistula river valley at the northern mar2006
gin of the Niepołomice Forest during the last 15 000
rola w holoceńskiej ewolucji dolin środkowoeuropej-
valley during the last 15 000 years, part II, Geographi-
skich, Prace Geograficzne 204.
niepubl.
cal Studies, Special Issue 4, 71-86.
Kalicki T., Czerniak R.
Wielokulturowy kompleks osadniczy na stan. 10, 11
2010
gi wprowadzające, (w:) red. A. Zastawny, Targowisko
-Bielczańskich na przykładzie wczesnołużyckiego
stanowiska Brzezie-26 koło Krakowa, (w:) red. M.
logica, Kraków, 7-20.
Karczewski, M. Karczewska, M. Makohonienko, D.
Makowiecki, E. Smolska, P. Szwarczewski, Środowisko
Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000, Ar-
przyrodnicze, gospodarka, osadnictwo i kultura symbo-
kusz Niepołomice, Warszawa.
liczna w V w. p.n.e.-VII w. n.e. w dorzeczach Odry, Wisły i Niemna, Poznań, 59-62.
Harmata K.
w druku Subatlantyckie zmiany rzeźby Działów Niepołomicko-
Type region P-d: The Jasło-Sanok Depression, Acta Pa-
-Bielczańskich na przykładzie wczesnołużyckiego
laeobotanica 29, 2, 25-29.
stanowiska Brzezie 26 koło Krakowa, (w:) red. M.
Kalicki T.
1987
1991
Subatlantyckie modelowanie Działów Niepołomicko-
stan. 10, 11 osadnictwo z epoki kamienia, Via ArchaeoGradziński R.
1989
Stanowisko Kraków-Bieżanów, maszynopis, Muzeum
Archeologiczne, Kraków.
w Targowisku, pow. Wielicki, woj. Małopolskie – uwa-
1955
Zapis zmian klimatu oraz działalności człowieka i ich
years, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river
Grabowska B., Konieczny B.
2014
Grain size of the overbank deposits as carriers of paleogeographical information, Quaternary International 72,
Gębica P., Starkel L.
1987
The reflection of climatic changes and human activity
Late Glacial paleochannel of the Vistula river in Kra-
Karczewski, M. Karczewska, E. Smolska, Środowisko
ków-Nowa Huta, Studia Geomorphologica Carpatho-
przyrodnicze, gospodarka, osadnictwo i kultura sym-
-Balcanica 21, 93-108.
boliczna w V w. p.n.e – VII w. n.e. w dorzeczach Odry
i Wisły, Białystok.
The evolution of the Vistula river valley between Cra-
Kalicki T., Krąpiec M.
cow and Niepołomice in late Vistulian and Holocene
1991
times, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river
Subboreal black oaks identified from the Vistula alluvia at Grabie near Cracow (South Poland), Kwartalnik
valley during the last 15 000 years, part IV, Geographi-
AGH, Geologia 17/1-2, 155-171.
cal Studies, Special Issue 6, 11-37.
1996
1992a The structure and age of the Drwień depression inter-
Reconstruction of phases of the "black oaks" accumu-
rupting the Vistula flood-plain east of Cracow (South
lation and of flood phases, (w:) red. L. Starkel, T. Kali-
Poland), Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica
cki, Evolution of the Vistula river valley during the last
25-26, 89-113.
15 000 years, part VI, Geographical Studies, Special
1992b Zmiany rozwinięcia Wisły pod Krakowem w późnym
Issue 9, 78-85.
Vistulianie w świetle nowych stanowisk w Pleszowie
Kalicki T., Pietrzak M.
i Łęgu, Folia Geographica, Series Geographica-Phy-
1999
sica 23, 111-124.
Climate changes and human impact reflected in large
and small basins in the Polish Carpathians, Boletim
1996a Overbank deposits as indicators of the changes in dis-
Goiano de Geografia, Special Issue 19/1, 94-95.
charges and supply of sediments in the upper Vistula
32
2004
Climatic and anthropogenic signals in the Subatlantic
Kruk J., Milisauskas S., Alexandrowicz S. W., Śnieszko Z.
sediments of small Forecarpathians valley, (w:) Abstra-
1996
ct book 10th Annual Meeting of European Association
lessowych. Studium archeologiczne i paleogeograficzne
of Archaeologists, 8-11.09.2004, Lyon, 139.
nad neolitem w dorzeczu Nidzicy, Kraków.
Kalicki T., Tyniec A.
2008
Mamakowa K.
Channel changes and accumulation in small river val-
1962
Roślinność Kotliny Sandomierskiej w późnym glacjale
1970
Late-Glacial and Early-Holocene vegetation from the
leys of Forecarpathian loess area: case studies at early
i holocenie, Acta Palaeobotanica 3, 2.
Medieval site in Brzezie-20 near Krakow (S-Poland),
(w:) Abstract Book 14th Annual Meeting European
territory of Kraków (Poland), Acta Palaeobotanica
Association of Archaeologists, 16-21.09.2008 Malta,
11/1, 3-12.
286-287.
2009
Margielewski W., Obidowicz A., Pelc S.
Zmiany koryta i sedymentacji w rejonie wczesnośred-
2003
significance for reconstruction of palaeoenvironment
kowa, (w:) red. I. Hildebrandt-Radke, J. Jasiewicz, M.
in the Western Outher Carpathians (Beskid Makowski
Lutyńska, Zapis działalności człowieka w środowisku
range, south Poland), Folia Quaternaria 74, 31-56.
Nalepka D.
Kalicki T., Zernickaya W. P.
1991
western part of the Sandomierz Basin, Preliminary re-
sed on sediments and palynology of the Alleröd paleo-
sults, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river
channel fill, (w:) Evolution of the Vistula river valley
valley during the last 15 000 years, part IV, Geographical. Studies, Special Issue 6, 63-74.
dies, Special Issue 8, 9-18.
1994
Kalicki T., Dobrzańska H., Calderoni G.
Botaniczne 38, 3/4, 95-105.
Radwański K.
J. Świechowicz, Współczesna ewolucja rzeźby Polski,
1972
w Krakowie, ich wpływ na topografię osadnictwa, pró-
Kraków, 171-176.
by powiązania tych zjawisk ze zmianami klimatycznymi, Materiały Archeologiczne 13, 5-40.
Simakova G., Wilczyński J., Wojenka M., Zernitskaya V.
Ralska-Jasiewiczowa M. red.
Settlement history and changes of the natural processes
1989
in the main valleys of Carpathian Foreland: case stu-
Environmental changes recorded in lakes and mires in
Poland during the last 13 000 years, III, Acta Palaeobo-
dies from the Targowisko site in Raba valley (southern
tanica 29.
Poland), (w:) red. A. Kotarba, K. Krzemień, J. Świe-
Rauch-Włodarska M., Kalicki T., Włodarski W., Budek A.
chowicz, Abstracts Book of 12th Annual Meeting of Eu-
2005
Kopalna forma w Brzeziu (zapadlisko przedkarpackie)
ropean Association of Archaeologists, 19-24.09.2006,
– przejaw aktywności tektonicznej czy procesów geo-
Cracow, Kraków, 325.
morfologicznych, Streszczenia referatów i komunika-
Kalicki T., Starkel L., Sala J., Soja R., Zernickaya V. P.
tów, Przewodnik konferencji terenowej, „Aktywne usko-
Subboreal paleochannel system in the Vistula valley
ki Europy Środkowej” VI Ogólnopolska Konferencja
near Zabierzów Bocheński (Sandomierz Basin), (w:)
„Neotektonika Polski”, 26-28.09.2005, Srebrna Góra,
83-85.
red. L. Starkel, T. Kalicki, Evolution of the Vistula river
2007
valley during the last 15 000 years, part VI, Geographi-
Young Quaternary fossil graben in the Vistulian loess
at Brzezie near Kraków (Carpathian Foredeep, south
cal. Studies, Special Issue 9, 129-158.
Poland), Studia Quaternaria 24, 37-45.
Klimaszewski M.
1972
Stosunki wodne wczesnośredniowiecznego Okołu
VII Zjazd Geomorfologów Polskich, 19-22.09.2005,
Kalicki T., Górski J., Izdebska E., Konieczny B., Sauchyk S.,
1996
Historia roślinności w zachodniej części Kotliny Sandomierskiej w czasie ostatnich 15 000 lat, Wiadomości
Paleogeografia doliny Wisły poniżej Niepołomic
w okresie rzymskim, (w:) red. A. Kotarba, K. Krzemień,
2006
Lateglacial and Early Holocene pollen diagrams in the
Paleogeography of the Vistula valley near Cracow ba-
during the last 15 000 years, part V, Geographical Stu-
2005
Late-glacial-Holocene peat bog on Kotoń Mt. and its
niowiecznej osady na stanowisku Brzezie 20 koło Kra-
przyrodniczym, Poznań, 69-71.
1995
Osadnictwo i zmiany środowiska naturalnego wyżyn
Rutkowski J.
Podział geomorfologiczny Polski Południowej, (w:)
1987
red. M. Klimaszewski, Geomorfologia Polski 2,
Vistula river valley in the Cracow Gate during the Holocene, (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river
Warszawa.
valley during the last 15 000 years, part II, Geographical Studies, Special Issue 4, s. 31-50.
33
TOMASZ KALICKI
Tomasz Kalicki
Starkel L.
1960
Rozwój rzeźby Karpat fliszowych w holocenie, Prace
Geoarchaeological studies near
Targowisko site 10, 11, the Wieliczka
district, in the Raba river valley
Geograficzne 22.
Starkel L., Gębica P., Niedziałkowska E., Podgórska-Tkacz A.
1991
Evolution of both the Vistula floodplain and lateglacial-early Holocene palaeochannel systems in the Grobla
Summary
Forest (Sandomierz Basin), (w:) red. L. Starkel, Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000
The area was studied during archaeological rescue research on the A-4 highway undertaken by The
Institute of Archaeology and Ethnology of the Polish
Academy of Sciences, the Archaeological Museum in
Cracow and the Jagiellonian University: The Cracow
Team for Motorway Survey, Registered Partnership.
Targowisko site is located in the Raba valley, tributarry of the Vistula river, about 30 km to ESE from
Cracow. Large palaeomeander of the Raba river cut
the loess upland, part of the Carpathians Foreland.
This abandoned channel filled with organic sediments
which were covered with colluvial fan.
The loess upland have been settled since the Palaeolithic (about 14800-14 500 BP). Raba was a braided
river in the Young Plenniglacial and Interstadial Epe.
Its pattern changed in the Late Glacial. According to the
pollen data macromeander at Targowisko-Przedewsie
was cut off in the end of Alleröd. Oxbow lake with
silty sedimenation had existed during Younger Dryas.
Organic accumulation started in the beginning of the
Holocene (10 280±60 BP cal. 10 450-9850 BC). Very
unstable conditions of sedimentation (calcerous gyttja
with peat layers, geochemical data) had occurred in the
palaeomenader during Eo- and Mesoholocene (7760±40
BP cal. 6650-6480 BC). Pollen was significantly damaged or completely destroyed in these sediments. Peats
with small intercalations of calcerous gyttja accumulated during the Subboreal. These changes reflected
probably more humid and drier climatic conditions,
respectively. In this period first anthropogenic species
(i.e. Secale, Centaurea cyanus, Odontites, Fossombronia) occurred in the pollen diagram. Older colluvial fan
could be accumulated in the end of the Subboreal (after
3300±30 BP cal. 1670-1500 BC) and beginning of the
Subatlantic (before 1915±30 BP cal. 20-140 AD). It
could be connected with settlements and human impact
of Lusatian culture. Afterwards organic accumulation
took place until 600±30 BP cal. 1290-1410 AD when
younger fan reflected in morphology was developed.
This alluviation could be triggered by Medieval human
impact and climatic conditions of Little Ice Age.
Translated by T. Kalicki
years, part IV, Geographical Studies, Special Issue 6,
87-99.
Środoń A.
1980
Czarny dąb z Dąbia, Wszechświat 3, 74-75.
Tyczyńska M., Chmielowiec S.
1988
Mapa geomorfologiczna, (w:) Atlas Miasta Krakowa,
Wrocław.
Tyniec A., Kalicki T.
2009
Traces of flash floods in the sediments of valley floor
near Brzezie site 20 (S-Poland), Abstracts 15th Annual
Meeting of the European Association of Archaeologists,
15-20.09.2009 Riva del Garda, 222-223.
Valde-Nowak P.
1988
Etapy i strefy zasiedlania Karpat polskich w neolicie
i na początku epoki brązu, Wrocław-Warszawa-Kraków.
Wilczyński J.
2009
Targowisko – a new Late Glacial site in southern Poland, Eurasian Prehistory 6, 96-118.
2014a Paleolityczne oraz mezolityczne wyroby kamienne ze
stan. 10, 11 w Targowisku, pow. wielicki, (w:) red. A.
Zastawny, Targowisko stan. 10, 11 osadnictwo z epoki
kamienia, Via Archaeologica, Kraków, 21-61.
2014b Szczątki zwierząt plejstoceńskiej stepo-tundry wiązane
z osadnictwem paleolitycznym na stan. 10, 11 w Targowisku, pow. wielicki, (w:) red. A. Zastawny, Targowisko stan. 10, 11 osadnictwo z epoki kamienia, Via
Archaeologica, Kraków, 579-584.
Włodarski W., Rauch-Włodarska M., Kalicki T., Budek A.
2006
Quaternary tectonic activity of the central part of the
Polish Carpathian Foredeep. Evidences from archaeological open site at Brzezie near Kraków, Geolines 20,
133-134.
34

Document 112558

Transkrypt

Podobne dokumenty

mikroregion prahistorycznego górnictwa w krasnym siole

Kolby GRS