Tomasz Krzywicki

Przegląd problemów badawczych górnego plejstocenu i rozwój badań nad zasięgami lądolodów skandynawskich w północnej części Niziny Podlaskiej

Północna część Niziny Podlaskiej (Niziny Północnopodlaskiej; J. Kondracki, 1998) obejmuje obszar położony pomiędzy basenem górnej Biebrzy Kotliny Biebrzańskiej na północy, a doliną Supraśli, dopływu Narwi, na południu. Granicą zachodnią jest dolina Brzozówki, dopływu Biebrzy i jej przedłużenie ku ujściu Supraśli do Narwi, zaś rubieżą wschodnią – granica polsko-białoruska. Północna część Niziny Podlaskiej dzieli się na Wysoczyznę Białostocką (część zachodnia i południowa) i Wzgórza Sokólskie (część północna i wschodnia).

Obszar ma żywą rzeźbę o deniwelacjach dochodzących do 20−30 m i wysokościach sięgających 241 m n.p.m. (Garb Horczaków we wschodniej części Wzgórz Sokólskich). Krajobraz jest zbliżony do krajobrazu wysoczyzn młodoglacjalnych. Brak tu jest jedynie jezior. Można wyróżnić kilka równoleżnikowych lub o zbliżonym kierunku wyniosłych ciągów morenowych. Największe ich nagromadzenie występuje w centralnej części obszaru, pomiędzy Czarną Białostocką a Sokółką. Występują tu i inne pozytywne formy lodowcowe i wodnolodowcowe, jak moreny martwego lodu, kemy, ozy, a nawet drumliny. Ciągom moren czołowych w północnej części Niziny Podlaskiej odpowiadają po stronie białoruskiej moreny faz kopylskiej i oszmiańskiej stadiału mohylewskiego zlodowacenia sożskiego (Gursky, 1974; Marks 2000). Ciągi moren czołowych (niektóre z określeniem przynależności do stadiału) prezentuje rycina 1.

Ryc. 1. Zasięgi stadialne lądolodu zlodowacenia warty oraz stanowiska interglacjału eemskiego na północnym Podlasiu

Wody spływają zarówno ku północy (do Biebrzy), jak i ku południowi (do Supraśli). Wschodnia część Wzgórz Sokólskich odwadniana jest przez dopływ Niemna, Łosośnę, a wschodnia przygraniczna część Wysoczyzny Białostockiej przez inny dopływ Niemna, Swisłocz.

Obszar Wysoczyzny Białostockiej i Wzgórz Sokólskich tradycyjnie zaliczany jest do wysoczyzn staroglacjalnych związanych z recesją zlodowaceń środkowopolskich, a szcze- gólnie zlodowacenia warty ¹, choć były i nadal są próby odmłodzenia go. Według J.E. Mojskiego (1972), liczne zmiany kierunku dolin rzecznych w tych regionach, a także rozległe, zabagnione obniżenia pomiędzy dolinami i strome ich zbocza, świadczą o stosunkowo młodszym wieku powierzchni tych mezoregionów Niziny Podlaskiej.

Już w latach trzydziestych XX wieku w północnej części Niziny Podlaskiej rozpoczął badania B. Halicki. W okresie powojennym (1950, 1951), opierając się na wynikach badań palinologicznych, przedstawił podział stratygraficzny czwartorzędu Polski w nawiązaniu do krajów sąsiednich. Powyżej osadów czwartego interglacjału, paralelizowanego z eemskim, widział osady V zlodowacenia (północno-poleskiego), ponad nimi zaś – piąty interglacjał wiązany z górnym poziomem Herning w Holandii i – jeszcze wyżej – gliny VI zlodowacenia (bałtyckiego).

Zlodowacenie północno-poleskie w Polsce północno-wschodniej sięgnęło – według B. Halickiego (1951) – okolic Supraśla, Gródka i Jałówki. Teren objęty jego zasięgiem, nazwał badacz ,,krainą reliktowych jezior i rynien jeziornych oraz dużej ilości bezodpływowych zagłębień pozarynnowych”, których to form nie dostrzega na południe od linii zasięgu tego zlodowacenia. Występują tam też drobne pagórki czołowomorenowe i ozy dolinne (związane z rynnami), których brak jest na obszarze zlodowacenia środkowopolskiego. Choć współczesne badania nie potwierdzają istnienia dwóch górnych interglacjałów (eemskiego i V), to jednak hipoteza B. Halickiego, dotycząca V zlo- dowacenia, ma wiele cech spójnych z koncepcją istnienia osadów i form stadiału świecia w Polsce północno-wschodniej (T. Krzywicki, 1999, 2002; A. Ber, 2000; S. Lisicki, 2003).

W 1972 roku ukazały się dwie ważne prace dotyczące tego obszaru: J.E. Mojskiego – Nizina Podlaska i S.Z. Różyckiego – Plejstocen Polski Środkowej. Obaj autorzy próbowali określić wiekowo ciągi moren położone na północnym Podlasiu. S.Z. Różycki strefę moren opisaną przez B. Halickiego (1951), przyporządkował do najmłodszego stadiału zlodowacenia środkowopolskiego − stadiału mławy, zaś strefę maksymalnego zasięgu wcześniejszego stadiału − wkry – usytuował na południe od doliny Narwi. J.E. Mojski (1972) moreny położone nieco dalej na południe od Narwi (ciągnące się przez okolice Bielska Podlaskiego) zaliczył do stadiału północno-mazowieckiego. Autor ten nie określił wieku ciągów moren między Narwią a Biebrzą, lecz przyjął, że są one recesyjnymi w stosunku do maksymalnego zasięgu stadiału północno-mazowieckiego.

Według J.E. Mojskiego, powierzchnia północnej części Niziny Podlaskiej, objęta zasięgiem lądolodu stadiału północno-mazowieckiego, zbudowana jest przeważnie z osadów piaszczystych, często powstałych w warunkach zaniku arealnego. Glin jest stosunkowo mniej i zawierają dużą ilość kamieni i głazów. Także o deglacjacji arealnej w północnej części Niziny Podlaskiej pisał A. Musiał (1992). Według niego rzeźba tego obszaru powstała w wyniku akumulacji osadów kemowych w przetainach lądolodu. Podobnego zdania jest H. Banaszuk (1998).

Podjęte przez B. Halickiego (1950, 1951) i kontynuowane przez innych badaczy (M. Bogacki, 1961; J. Kondracki, S. Pietkiewicz 1963, 1967; Z. Michalska, 1961) próby odmłodzenia rzeźby Wysoczyzny Białostockiej i Wzgórz Sokólskich (a także okolic Kolna, Mławy i Przasnysza) wynikają przede wszystkim z od dawna dostrzeganej różnicy pomiędzy stopniem przekształcenia (denudacji) rzeźby w strefie typowej dla obszarów staroglacjalnych, a rejonami leżącymi na północ od niej, lecz na zewnątrz od ogólnie przyjmowanego zasięgu zlodowacenia bałtyckiego. Badacze podkreślają świeżość rzeźby tego terenu, znaczne deniwelacje, duże spadki zboczy, gęstą sieć dolinek. A. Nowicki (1965) zwrócił uwagę na stosunkowo młody krajobraz glacjalny okolic Sokółki. Podkreślił istnienie ciągów moren czołowych o dużej wysokości względnej, ozów o długości 10 km i wysokości 20 m (Kundzin), licznych zagłębień wytopiskowych oraz sieci rzecznej o cechach młodości. Najmłodszą glinę zwałową w tym rejonie przypisał zlodowaceniu środkowopolskiemu (stadiał północnomazowiecki), choć uważał, że należy się liczyć z możliwością innego jej datowania. O młodości krajobrazu w okolicach Nowego Dworu w północnej części Wzgórz Sokólskich pisał też S. Żurek (1975), który dostrzegał tam większe urozmaicenie powierzchni przez formy glacjalne i zagłębienia bezodpływowe niż w okolicach Moniek na Wysoczyźnie Białostockiej.

Zdecydowanie odmłodził wiek powierzchniowych osadów oraz form omawianego rejonu H. Banaszuk, który prowadził badania w szerokiej strefie dorzecza Biebrzy i Górnej Narwi (1980, 1994 (i in.) 1995, 1996, 1998) i opierał się na badaniach geomorfologicznych oraz datowaniach TL ² osadów jeziornych, wodnolodowcowych (sandry, kemy i ozy), glin zwałowych, osadów zboczowych i pokrywowych. Znaczna część wyników datowań oscyluje wokół 110 ka BP ³ (97,7−113 ka BP). Wnioski wysuwane z badań i datowań sprowadzają się do stwierdzenia, że maksymalny zasięg zlodowacenia wisły wyznacza w Polsce północno-wschodniej transgresja lądolodu W2, datowanego na około 110 tysięcy lat BP, który sięgnął po okolice Wysokiego Mazowieckiego, Brańska i rzekę Nurzec (ryc.1). Należy przypomnieć, że jest to ta sama strefa, w której zarówno J.E. Mojski (1972) jak i S.Z. Różycki (1972) prowadzili linie zasięgu środkowego stadiału zlodowacenia warty. Podobnie jak H. Banaszuk, możliwość przesunięcia maksymalnego zasięgu zlodowacenia wisły na południe wzięli pod uwagę S. Fedorowicz, K. Laskowski i L. Lindner (1995), którzy oparli swój sąd na datowaniach TL osadów wodnolodowcowych i glin zwałowych w okolicach Wasilkowa. Wyniki datowań wahają się pomiędzy 56,2 ka BP i 88,5 ka BP, mogą więc wskazywać na obecność lądolodu stadiału świecia.

Proces deglacjacji Niziny Podlaskiej w okresie stadiałów maksymalnego i wkry, według datowań TL, przeprowadzonych przez ośrodek lubelski (H. Maruszczak, 1993), miał miejsce pomiędzy 180 ka (południowa część) a 150 ka BP (północna część).

S. Lisicki (2003), opierając się na badaniach litopetrograficznych glin zwałowych w do- rzeczu Wisły, na Białostocczyźnie przesunął linię zasięgu lądolodu starszego stadiału (B2) zlodowacenia wisły (świecia) aż po dolinę górnej Narwi (ryc. 1).

Według autora niniejszego opracowania, który swe dociekania oparł głównie na badaniach geologicznych (T. Krzywicki 1999, 2002, 2003) maksymalny zasięg lądolodu stadiału świecia zlodowacenia wisły przebiega w odległości kilku kilometrów na południe od Biebrzy, a więc nieco na południe w stosunku do poglądów z lat poprzednich (A. Ber, 1972 ab, 2000; S. Żurek, 1975).

W latach 1994−2003 na północnej części Wysoczyzny Podlaskiej powstało dziewięć opracowań arkuszy Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1: 50 000 (Supraśl – K. Laskowski, 1994; Wierzchlesie – K. Laskowski, 2000; Krynki – K. Wedyk, 2003; Jasionówka – J. Płonczyński, 2003; Nowowola – K. Kmieciak, 2003; Sokółka i Sokółka Wschód – J. Boratyn, 2003; Suchowola – I. Kozłowski, 2003; Sztabin – L. Kacprzak, S. Lisicki, 2000; Lipsk – T. Krzywicki, 2003).

W związku z przeprowadzonymi badaniami zarysowało się kilka problemów. Problemem pierwszym jest liczba nasunięć stadialnych lądolodu zlodowacenia warty. Tu poglądy autorów są podzielone. Część z nich uważa, że były tylko dwa nasunięcia (bez nasunięcia stadiału mławy), część przyjmuje trzy nasunięcia (stadiały rogowca, wkry i mławy) i z reguły wtedy maksymalny zasięg najmłodszego stadiału − mławy – sytuuje na linii przyjętej przez S.Z. Różyckiego (1972), zgodnej mniej więcej z linią doliny Supraśli i jej przedłużeniem ku południowemu wschodowi aż po Jałówkę. Maksymalny zasięg zlodowacenia warty zgodnie wyznaczany jest na południe od Wysoczyzny Białostockiej, w rejonie środkowego Bugu. Proponowane przez różnych autorów zasięgi zlodowacenia warty we wschodniej Polsce zestawiają Albrycht i in. (1997).

K. Laskowski (1994) opisuje osady dwóch stadiałów warty oraz recesyjno-oscylacyjną fazę (?) Supraśli, w czasie której lądolód doszedł i miejscami nieznacznie przekroczył rzekę Supraśl (to znowu linia zasięgu stadiału mławy Różyckiego, 1972). W pracy K. Laskow- skiego (1994) pojawia się na podstawie datowań TL sugestia, że do rejonu Supraśla i Wasilkowa sięgnął lądolód stadiału świecia zlodowacenia wisły (datowanie TL 60−80 ka BP). Autor ten, na podstawie datowań TL podaje również wiek glin warty (glina dolna 200−220 ka BP i glina górna 150−180 ka BP) oraz (K. Laskowski, 2000) datowania TL osadów zastoiskowych leżących na glinie zwałowej odry: 132,8 ka BP i 145,2 ka BP. Wiek ten raczej odpowiada osadom schyłku zlodowacenia warty.

Ciekawą sugestię, dotyczącą podłoża sprzed zlodowacenia warty w rejonie Sokółki, podaje Kmieciak (2003). Uważa on, że tak zwany Garb Horczaków, najwyższy na tym terenie ciąg moren, położony na południowy wschód od Sokółki istniał już w morfologii przed wkroczeniem lądolodu warty. Ostatni warciański lądolód (mławy), który – według autora – poruszał się dwoma lobami − z północnego wschodu i północnego zachodu, prawdopodobnie nie zajął tego garbu, jedynie zaburzył go i nadbudował.

Na zachód od Sokółki (Nowowola) najmłodsza glina warciańska (mławy) ma tylko kilka metrów miąższości.

Drugim problemem, jaki zarysował się w czasie szczegółowych badań geologicznych północnej części Wysoczyzny Białostockiej i Wzgórz Sokólskich, jest określenie linii maksymalnego zasięgu zlodowacenia wisły.

O występowaniu osadów stadiału środkowego zlodowacenia wisły (świecia) na obszarze badanych przez siebie arkuszy piszą: I. Kozłowski (2003), L. Kacprzak i S. Lisicki (2000) oraz autor niniejszego opracowania, T. Krzywicki (2003). Według tych autorów, zasięg lądolodu stadiału świecia, zaznaczony w dużej części morenami czołowymi, przebiegałby na południe od Biebrzy, przez północne krańce Wysoczyzny Białostockiej i Wzgórz Sokólskich; od zachodu: przez okolice Podostrówka, Horodnianki, Chmielników, Chmielówki, Zwierzyńca Wielkiego, Osmołowszczyzny, Dąbrowy Białostockiej, Chilmonów, doliny rzeki Nurki, Jagintów, Chorużowców i Rygałówki, i byłby zgodny z najbardziej na północ położonym ciągiem moren, przedstawionym na mapie geomorfologicznej Niziny Podlaskiej (J. E. Mojski, 1972). W okresie recesji lądolód stadiału świecia pozostawił w Kotlinie górnej Biebrzy, na „wyspach” Sztabina, Lipska i Rubcowa, wyniosłe moreny czołowe, które miejscami, w wyniku oscylacji czoła lodu zostały zaburzone glacitektonicznie (Podcisówek, Kamień). Wiek tych moren nie jest jednak jednoznacznie określony. Być może są one starsze i pochodzą z fazy recesji ostatniego lądolodu warciańskiego.

Glina zwałowa lądolodu stadiału świecia (?), jest stosunkowo mało miąższa (kilka metrów), miejscami przechodząca w piaski i żwiry gliniaste lub rezydua w postaci głazów i żwirów.

W wyniku prac kartograficznych, na obszarze wymienionych wyżej arkuszy Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1: 50 000, stwierdzono w wielu miejscach zaburzenia glacitektoniczne. Prócz wspomnianych wyżej w Kamieniu i Podcisówku (okolice Sztabina), zauważono je w morenach spiętrzonych w okolicach Czarnej Białostockiej, Krynek, Sokółki (Zadwórzany i Garb Horczaków), Suchowoli (Morgi) oraz w osadach wodnolodowcowych w okolicy Dąbrowy Białostockiej (Kol. Osmołowszczyzna).

Kolejnym problemem, który wiąże się z zasięgiem zlodowacenia wisły, jest występowanie osadów interglacjału eemskiego − na powierzchni lub pod niewielkim przykryciem osadami jeziornymi lub dyluwiami.

Na badanym obszarze, do końca lat dziewięćdziesiątych XX wieku znanych było jedynie kilka stanowisk interglacjału eemskiego, z których większość odkryto już w latach pięćdziesiątych XX wieku. Na Wysoczyźnie Białostockiej są to: Białousy (Z. Janczyk-Kopikowa, 1958), Machnacz (M. Kupryjanowicz 1991, 1994, S. Żurek, 1992), Czarna Białostocka (K. Bińka, 1993) i Czarna Wieś Kościelna (K. Bitner, 1956) oraz (leżące na zachód od omawianego terenu) Białosuknia-Szlachta (Z. Janczyk-Kopikowa, 1958) i Bagno-Kalinówka (Z. Borówko-Dłużakowa, B.Halicki, 1957). Na Wzgórzach Sokólskich stanowiska zgrupowane są w pobliżu Sidry. Osady eemskie odkryto w Ludomirowie, Zaciszu i Mikelewszczyźnie (J. Czaplicka, 1952; K. Bitner, 1957). Charakterystyczną cechą osadów eemskich w tych stanowiskach jest brak przykrycia osadami glacjalnymi. Interglacjalne torfy, gytie, mułki i kreda jeziorna przykryte są w większości tych stanowisk piaszczystymi lub gliniastymi osadami deluwialnymi. Jedynie w Machnaczu i Czarnej Wsi Kościelnej ponad eemskimi występują osady jeziorne i bagienne, powstałe w okresie zlodowacenia wisły i holocenu.

Szczegółowe badania geologiczne Wysoczyzny Białostockiej i Wzgórz Sokólskich przyniosły odkrycia nowych stanowisk interglacjału eemskiego (ryc. 1). W 2003 roku, wraz z sześcioma ukończonymi opracowaniami Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, opisano ich szesnaście. Siedem z nich grupuje się w okolicach Sokółki. Są to: Poniatowicze, Bohoniki, Drahle, Starowlany, Sokółka, Knyszewicze i Harkawicze (M. Kupryjanowicz 2002a). Dwa leżą w Krynkach (K. Bińka, 2002); cztery kolejne na zachód od Sokółki (arkusz Nowowola), w Chwaszczewie, Gilbowszczyźnie, Sobaczewie i Podkamionce (M. Kupryjanowicz 2002b) i pozostałe w okolicach Lipska nad Biebrzą − Krasne-żwirownia, Żabickie (oba na tak zwanych „wyspach” morenowych) i Grabowo (M. Kupryjanowicz, 2002c). Te ostatnie są najbardziej na północ wysuniętymi stanowiskami interglacjału eemskiego na omawianym obszarze. Osady eemskie reprezentują mułki jeziorne, mułki organiczne, mułki torfiaste i torfy, w jednym miejscu opisane jako łupki bitumiczne (Sokółka) oraz mułki z fauną ślimaków i kreda jeziorna (Harkawicze). Przykryte są osadami wodnolodowcowymi, zastoiskowymi, aluwialnymi, deluwialnymi, deluwialno-jeziornymi lub jeziornymi o miąższości 1,8−7 m, pochodzącymi z okresu zlodowacenia wisły i holocenu. Miąższość osadów eemskich waha się od 0,7 do 10,1 m, sięgając maksymalnie 18,1 m w wierceniu hydrogeologicznym w Sokółce. Podścielone są glinami zwałowymi, piaskami lodowcowymi, piaskami pylastymi lub mułkami ilastymi.

Charakterystyczną cechą wszystkich powyżej wymienionych stanowisk interglacjalnych jest brak przykrycia osadów eemskich osadami glacjalnymi. Potwierdzają one pogląd o nieprzykryciu obszaru Wysoczyzny Białostockiej i Wzgórz Sokólskich przez ostatni lądolód skandynawski.

W podsumowaniu należy stwierdzić, że lądolód drugiego (wkry) lub trzeciego (mławy) stadiału zlodowacenia warty pokrył prawie cały badany teren północnej części Niziny Podlaskiej. Wycofując się pozostawił kilka wybitnych ciągów morenowych, znaczących poszczególne fazy recesyjne. Czoło lodu podlegało oscylacjom, powodującym zaburzenia wcześniej złożonych osadów. Być może najwyższe partie podłoża nie zostały pokryte przez lód. Jednak deglacjacja mogła tu mieć również charakter arealny, o czym świadczą badania niektórych autorów.

25 stanowisk interglacjału eemskiego na tym obszarze nie ma przykrycia osadami glacjalnymi. Kilka zbiorników jeziornych funkcjonowało, być może z krótkimi przerwami, od interglacjału eemskiego do holocenu. Fakt ten może być bezpośrednim dowodem nieistnienia na większej części badanego terenu lądolodu zlodowacenia wisły.

Lądolód zlodowacenia wisły (stadiału środkowego − świecia) prawdopodobnie sięgnął na południe od Biebrzy, po północne krańce Wysoczyzny Białostockiej i Wzgórz Sokólskich. Trzy nowo odkryte stanowiska eemu w północnej części obszaru (M. Kupryjanowicz, 2002c; T. Krzywicki, 2005), nieposiadające przykrycia glacjalnego oraz ich otoczenie będą nadal badane, by rzeczywiście wykluczyć lub potwierdzić obecność wspomnianego lądolodu na „wyspach” morenowych i w obniżeniu basenu górnej Biebrzy.

Lądolód stadiału głównego zlodowacenia wisły osiągnął jedynie północno-zachodnie krańce badanego obszaru (arkusz Sztabin, morenowa „wyspa” Kolnicy).

W świetle przeprowadzonych badań i ich wyników nie wydaje się być prawdopodobna koncepcja B. Halickiego, zakładająca istnienie dwóch interglacjałów powyżej zlodowaceń środkowopolskich oraz koncepcja tak zwanego V zlodowacenia. Nie tracą jednak znaczenia jego prace prowadzone przed drugą wojną światową nad Niemnem, gdzie opisał sytuację geologiczną eemskich stanowisk interglacjalnych (1951).

Należy przypomnieć o doniesieniach z zachodniej Białorusi (nad Niemnem w okolicach Grodna), mówiących o pokryciu osadów eemskich osadami glacjalnymi (W.A. Chepulite, 1966, 1978, 1986; B. Halicki, 1951; Z. Borówko-Dłużakowa, B. Halicki, 1957), co może świadczyć o nieznacznym przekroczeniu linii Niemna przez lądolód zlodowacenia wisły.

Literatura

Albrycht A., Bińka A., Brzezina R., Dyjor R., Nitychoruk J., Pawłowskaja I., 1997: Uwagi o nowych stanowiskach osadów interglacjalnych na tle stratygrafii młodszego czwartorzędu południowego Podlasia. „Przegląd Geologiczny” nr 6, s. 629–633.

Banaszuk H., 1980: Geomorfologia południowej części Kotliny Biebrzańskiej. „Prace i Studia Instytutu Geografii Uniwersytetu Warszawskiego” nr 2, s. 70–92.

Banaszuk H., 1995: Geneza i rozwój rzeźby Puszczy Knyszyńskiej w świetle analizy geomorfologicznej i badań termoluminescencyjnych. W: Czerwiński A. (red.): Puszcza Knyszyńska. Monografia przyrodnicza. Supraśl, s. 33–48.

Banaszuk H., 1996: Paleogeografia. Naturalne i antropogeniczne przekształcenia doliny górnej Narwi. Białystok, Wyd. Ekonomia i Środowisko.

Banaszuk H., 1998: Zasięgi i przebieg zlodowaceń wisły i warty w północno-wschodniej Polsce w świetle nowszych danych. W: Pękala K. (red.): Materiały IV Zjazdu Geomorfologów Polskich, Lublin, Wyd. UMCS. s. 233–240.

Banaszuk H., Stańska-Prószyńska W., Prószyński M., 1994: O paleogeografii zlodowacenia wisły na obszarze Polski północno-wschodniej i odpływie wód roztopowych pradoliną Biebrzy w świetle badań termoluminescencyjnych. „Przegląd Geograficzny”nr 66 (1–2), s. 58–69.

Ber A., 1972 a: Mapa Geologiczna Polski 1: 200 000, ark. Sokółka. Wyd. A (Mapa utworów powierzchniowych). Warszawa, Wyd. Geologiczne.

Ber A., 1972 b: Objaśnienia do Mapy Geologicznej Polski 1: 200 000, ark. Sejny i Sokółka. Warszawa, Wyd. Geologiczne.

Ber A., 2000: Plejstocen Polski północno-wschodniej w nawiązaniu do głębszego podłoża i obszarów sąsiednich. Prace Państwowego Instytutu Geologii, CLXX. Warszawa.

Bińka K., 1993: Wstępna ocena wieku torfów w Czarnej Białostockiej. Maszynopis, Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Bińka K., 2002: Ekspertyzy palinologiczne prób pyłkowych z rejonu Podlasia, ark. Krynki Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1: 50 000. Maszynopis, Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Bitner K., 1956: Nowe stanowiska trzech plejstoceńskich flor kopalnych. Biuletyn Instytutu Geologicznego nr 100 ( Z badań czwartorzędu w Polsce 7).

Bitner K., 1957: Trzy stanowiska flory interglacjalnej w okolicach Sidry. Biuletyn Instytutu Geologicznego, nr 118 (Z badań czwartorzędu w Polsce 8), s. 109–154.

Bogacki M., 1961: Kumielsk, marginal forms of the Leszno stage. W: Guide-Book of Excurs. D. North-East Poland, VI-Congr. INQUA, s. 44–46.

Boratyn J., 2003: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Sokółka i Sokółka Wschód. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Borówko-Dłużakowa Z., Halicki B., 1957: Interglacjały Suwalszczyzny i terenów sąsiednich. „Acta Geolgica. Polonica” nr 8 (4), s. 361–397.

Buczyński M., 1960: Stanowisko interglacjału w Czarnej Wsi. „Przegląd Geologiczny” nr 9.

Czaplicka J., 1952: Opracowanie geologiczne 13 profili badawczych z utworami interglacjalnymi z okolic Sokółki na Podlasiu. Maszynopis, Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Czepulite W. A., 1966: O pierekrytii riss-wiurmskich otłożenij w okresnostjach g. Grodno morenoj poslednego oledenienija. W: Palinologia w gieołogiczeskich issledowanijach Pribałtiki. Riga. Zinatne.

Czepulite W. A., 1978: K woprosu o pierekrytii i niepokrytii morennym suglinkom poslednego oledenienija mieżmorennych i mieżlednikowych otłożenij jugo-wostocznoj Litwy. W: Dostiżenija i perspektiwy giołogiczeskogo izuczenija Litowskoj SSR. Wilnius.

Czepulite W. A., 1986: K diskusji o płoszczadi rasprastranienija morennogo suglinka poslednego oledenienija w jużnoj Pribałtike. W: Issledowanija lednikowych obrazowanij Pribałtiki. Wilnius.

Fedorowicz S., Laskowski K., Lindner L., 1995: O możliwości dalszego zasięgu lądolodu zlodowacenia wisły w świetle datowań TL osadów lodowcowych w północnej części Wysoczyzny Białostockiej. „Przegląd Geologiczny” nr 43 (11), s. 941–944.

Gursky B.N., 1974: Nizhnii i srednii antropogen Belorusii. Minsk. Wyd. Nauka i Tehnika.

Halicki B., 1950: Z zagadnień stratygrafii plejstocenu na Niżu Europejskim. „Acta Geologia Polonica” nr 1(2), s. 106–142.

Halicki B., 1951: Podstawowe profile czwartorzędu w dorzeczu Niemna. „Acta Geologica Polonica” nr 2 (1) s. 5–101.

Janczyk-Kopikowa Z., 1958: Wyniki analiz palynologicznych z miejscowości Białousy, Białosuknia, Mystki, Jeziorko i Horodyszcze. Maszynopis, Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Kacprzak L, Lisicki S., 2003: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Sztabin. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Kmieciak M., 2003: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Nowowola. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Kondracki J., 1998: Geografia regionalna Polski. Warszawa, PWN.

Kondracki J., Pietkiewicz S., 1963: Le probleme de l’extension de la derniere glaciation (Würm) au nord-est de la Pologne. Report of VI th Intern. Congress on Quaternary, Warsaw.

Kondracki J., Pietkiewicz S., 1967: Czwartorzęd północno-wschodniej Polski. W: Galon R., Dylik J. (red.) Czwartorzęd Polski. Warszawa PWN, s. 206–258.

Kozłowski I., 2003: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Suchowola. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Krzywicki T., 1999: Maksymalny zasięg lądolodu zlodowacenia wisły w północno-wschodniej Polsce i obszarach przyległych. Warszawa, Państwowy Instytut Geologiczny, rozprawa doktorska.

Krzywicki T., 2002: The maximum ice sheet limit of the Vistulian Glaciation in northeastern Poland and neighbouring areas. „Geological Quarterly” Vol. 46 (2).

Krzywicki T., 2005: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Lipsk. „Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.

Kupryjanowicz M., 1991: Eemian, early and late Vistulian, and Holocene vegetation in the region of Machnacz peat-bog near Białystok (NE Poland). „Acta Palaeobotanica” nr 31 (1–2), s. 215–225.

Kupryjanowicz M., 1994: Zmiany roślinności rejonu torfowisk Machnacz w Puszczy Knyszyńskiej w okresie interglacjału eemskiego, vistulianu i holocenu. Białystok, Uniwersytet w Białymstoku, rozprawa doktorska.

Kupryjanowicz M., 2002 a: Wyniki analizy pyłkowej osadów biogenicznych z profili Poniatowicze, Bohoniki i Drahle. Arkusz Sokółka Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1: 50 000. Maszynopis, Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Kupryjanowicz M., 2002 b: Wyniki analizy pyłkowej osadów biogenicznych z Chwaszczewa, Trzcianki, Gilbowszczyzny, Sobaczewa i Podkamionki (arkusz Nowowola Szczegółowej mapy geologicznej Polski 1: 50 000. Maszynopis, Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Kupryjanowicz M., 2002 c: Wyniki analizy pyłkowej osadów biogenicznych z Krasnego, Żabickiego i Grabowa. Maszynopis, Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Laskowski K., 1994: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Supraśl. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Laskowski K., 2000: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Wierzchlesie. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Lisicki S., 2003: Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wisły. Prace Państwowego Instytutu Geologicznego CLXXVII.

Marks L., 2000: Zasięg zlodowacenia warty na Podlasiu. W: Materiały warsztatów terenowych „Osady, struktury deformacyjne i formy warciańskiej strefy glacjomarginalnej na Nizinie Podlaskiej”. Lublin-Mielnik 25–29 czerwca 2000.

Maruszczak H., 1993: The thermoluminescence chronostratigraphy of glacial deposits of the Maximum and Wkra (= I postmaximum) stadials of the Warta Glaciation in north – eastern Poland. „Kwartalnik Geologiczny” nr 37, 1, s. 81–96.

Michalska Z., 1961: O wieku moren czołowych w okolicach Mławy i Przasnysza w świetle badań stratygraficznych i paleomorfologicznych. Prace o Plejstocenie Polski Środkowej, 1 s. 47–58.

Mojski J.E., 1972: Nizina Podlaska. W: Galon R. (red.) Geomorfologia Polski, t.2. Warszawa, PWN, s. 318–361.

Musiał A., 1992: Studium rzeźby glacjalnej północnego Podlasia. Rozprawy Uniwersytetu Warszawskiego, 403.

Nowicki A., 1965: Czwartorzęd okolic Sokółki. Biuletyn Instytutu Geologicznego 187 (Z badań czwartorzędu w Polsce 11), s. 253–292.

Płonczyński J., 2003: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Jasionówka. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Różycki S.Z., 1972: Plejstocen Polski Środkowej. Warszawa, PWN.

Wedyk K., 2003: Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: 50 000, arkusz Krynki. Centralne Archiwum Geologiczne Państwowego Instytutu Geologicznego, Warszawa.

Żurek S., 1975: Geneza zabagnienia Pradoliny Biebrzy. Prace Geograficzne Instytutu Geografii i Przestrzennego Zagospodarownia PAN 110.

Żurek S., 1992: Wyjaśnienie sytuacji chronostratygraficznej i geomorfologicznej w okolicy torfowiska Machnacz. W: Sprawozdanie z badań naukowych Komitetu Badań Czwartorzędu PAN, 9, s. 39–50.