674 KB - Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ

VII Zjazd Geomorfologów Polskich
kraków
Poziomy sandrowe
2005
i ich rozwój
w kotlinie toruńskiej
w górnej części plenivistulianu
Piotr Weckwerth
Kotlina Toruńska w czasie swej plenivistuliańskiej ewolucji była obszarem tranzytowym wód pochodzących z różnych źródeł. Początkowo były to wody roztopowe,
które utworzyły poziomy sandrowe. Ich niewielkie fragmenty zachowały się na kontakcie
z południowym zboczem Kotliny Toruńskiej. Są one położone na zachód od doliny
Tążyny (wysokość 80-81 m n.p.m. i 79-78 m n.p.m.), w okolicy Łabiszyna (wysokość 87-86 m n.p.m.) oraz wsi Chrośna (80-81 m n.p.m.) w centralnej części kotliny.
Na podobnej wysokości, na północ od Torunia, uchodzi do kotliny sandr Strugi Toruńskiej
(Tomczak 1965, Niewiarowski, Tomczak 1973; Weckwerth 2004).
Ze względu na swą lokalizację i budowę geologiczną na szczególną uwagę zasługują poziomy sandrowe okolic Łabiszyna i Aleksandrowa Kujawskiego. W rejonie
Łabiszyna początek deglacjacji Kotliny Toruńskiej zaznaczył się niewielką oscylacją
czoła lądolodu (Liberacki 1957, Uniejewska, Nosek 1992a, b; Weckwerth 2004).
Jej efektem było powstanie „łabiszyńskich moren czołowych” (Liberacki 1957, Rosa
1964), na których zapleczu, w zasięgu współczesnej Kotliny Toruńskiej, powstało obniżenie wykorzystywane przez pierwsze w kotlinie przepływy wód roztopowych (Weckwerth
2004). Utworzyły one na zachód od Łabiszyna poziom sandrowy o wys. 86-87,5 m
n.p.m. (ryc. 1). W jego budowie geologicznej litofacjami dominującymi są słabo wysortowane piaski gruboziarniste ze żwirami o przekątnym płaskim typie warstwowania
(GSS=-0,33 phi). Miąższości ich zestawów wahają się od 22 do 47 cm. Litofacjami
drugorzędnymi są tu piaski gruboziarniste ze żwirem o warstwowaniu przekątnym rynnowym. Zespół powyższych litofacji (SGp, SGt) był deponowany w piaskodennej rzece
roztokowej o zmiennej rzeźbie dna. Było ono zdominowane przez piaszczyste odsypy
poprzeczne (SGp), lokalnie rozcinane przy wzroście energii środowiska depozycyjnego
508
Piotr Weckwerth
Poziomy sandrowe i ich rozwój w Kotlinie Toruńskiej...
509
przez drugorzędne kanały przepływu wody (SGt). Płynęły one na północny-zachód
(VM=309o) w kierunku północnego skraju rynny żnińskiej.
Jak wynika z badań W. Niewiarowskiego (1992, 1993), przepływ ten nie mógł
kierować się na południe, wzdłuż rynny żnińskiej lub doliną Noteci (ryc. 1). Wody te,
wiązane z łabiszyńskimi morenami czołowymi, kierowały się wzdłuż rzeki Gąsawki
w poziomie 82-83 m n.p.m., w kierunku późniejszej pradoliny Noteci-Warty (Niewiarowski 1992, 1993). Przepływały one obniżeniem o dnie położonym na wysokości ok.
80 m n.p.m. pomiędzy Pińskiem a Szczepicami (na S od Nakła). Występujący tu szlak
sandrowy wyznacza na mapie geomorfologicznej S. Kozarski (1962), jednak bliżej nie
charakteryzuje jego budowy i genezy. W stanowisku Wieszki, położonym na zboczu
wysoczyzny na południe od Nakła poziom ten budują miąższe na ponad 3 m osady
żwirowo-piaszczyste (ryc. 1A). Najniższe oraz stropowe położenie zajmują serie żwirowo-piaszczyste (GSm, GSp, Gm). Tworzą je litofacje słabo wysortowanych, masywnych
żwirów o zwartym szkieletem ziarnowym (średnia średnica ziaren od 0,28 do -1,40 phi).
Osady te były deponowane w czasie dużych wezbrań na dnie żwirodennej rzeki roztokowej w postaci odsypów podłużnych. Odsypy te zyskiwały zaprądowy front progradacyjny
(GSp) przy zmniejszeniu prędkości przepływu wody (GSK skośny dodatnio). Formy te
były dodatkowo rozcinane żwirowymi pokrywami dennymi (Gm), tworzącymi lokalne
powierzchnie erozyjne. Są one przykryte cienkimi warstwami piasków średnioziarnistych
z drobnymi żwirami (SGm), zdeponowanymi w czasie krótkotrwałych spadków energii
przepływu, w trakcie opadania wezbrania (Zieliński 1993, 1995).
Zachowane struktury sedymentacyjne osadów w stanowisku Wieszki wskazują na
północny kierunek paleoprądu. Nawiązuje on do przebiegu zbocza wysoczyzny morenowej, co wraz z lokalizacją odsłonięcia ok. 350 m od krawędzi wysoczyzny wyklucza możliwość depozycji tych utworów w dnie rzeki płynącej ze wschodu na zachód,
a więc z Kotliny Toruńskiej do pradoliny Noteci-Warty. Można zatem przypuszczać,
że wody roztopowe, które płynęły na północny-zachód od Łabiszyna w poziomie
86-87,5 m n.p.m., skręcały dalej na północ w kierunku Paterka i Nakła, powodując
rozcięcie północno-wschodniego krańca Wysoczyzny Gnieźnieńskiej (ryc. 1C) Przepływ
ten, wiązany z recesją lądolodu z linii moren północnołabiszyńskich w południowo-zachodniej części Kotliny Toruńskiej, miał zatem charakter marginalny.
Poziomy sandrowe w Kotlinie Toruńskiej zachowały się również na zachód od
Aleksandrowa Kujawskiego, pomiędzy doliną Tążyny a Suchatówką (ryc. 1C). Są one
położone na wysokości 80-81 m n.p.m. w okolicy wsi Warzyn i Stare Grabie oraz
77,5-79 m n.p.m. koło wsi Popioły i Brzeczka. Były one dotąd zaliczane do teras XI
i X i wiązane z przepływem wód na zachód (Galon 1953, 1961, 1968).
Ryc. 1. Budowa geologiczna (A, B) oraz rozwój poziomów sandrowych (C) w Kotlinie Toruńskiej w plenivistulianie
1 – zasięg czoła lądolodu podczas subfazy chodzieskiej, 2 – martwe lody lodowcowe, 3 – przypuszczalny zasięg wysoczyzn morenowych, poziomy sandrowe: 4 – starsze od subfazy krajeńsko–wąbrzeskiej,
5 – z czasu postoju czoła lądolodu w linii moren poudniowowąbrzeskich, 6 – z czasu postoju czoła lądolodu
w linii moren środkowowąbrzeskich, 7 – kierunki przepływu wód roztopowych, 8 – przypuszczalne kierunki
przepływu wód roztopowych, 9 – współczesny zasięg wysoczyzn morenowych, 10 – współczesna sieć hydrograficzna (w zarysie).
510
Piotr Weckwerth
Poziomu sandrowy o wysokości 80-81 m n.p.m. (stanowiska Warzyn i Stare Grabie na wschód od Suchatówki) budują zespoły litofacji St (Sh), deponowane w korycie
piaskodennej rzeki roztokowej z krętymi megariplemarkami, o ustabilizowanej dynamice
środowiska depozycyjnego. Podłoże serii sandrowej stanowi glina zwałowa (stanowisko Stare Grabie), a przepływ wód odbywał się w kierunku wschodnim (VM=101o).
Osady sandrowe budujące poziom o wysokości 80-81 m n.p.m. to także umiarkowanie
i umiarkowanie dobrze wysortowane lub słabo wysortowanego mułki piaszczyste,
piaski pyłowate i piaski (GSS 2,11-5,21 phi). Tworzą one zespół litofacjalny Sh, Sr,
SFh (Sp), który powstawał w obrębie drugorzędnego i niskoenergetycznego, płytkiego
koryta piaskodennej rzeki roztokowej z okresowo zamierającym przepływem. Było ono
formowane w przybrzeżnej części koryta, na kontakcie ze zboczem Kotliny Toruńskiej.
Jego cechą charakterystyczną jest cykliczność występowania małoskalowych litofacji
Sp z litofacjami Sr, Sm i Sh. Kierunek odpływu wody, określony na podstawie struktur
warstwowań przekątnych, odbywał się na wschód (VM=71o). Powyższa analiza budowy
geologicznej oraz nachylenie na południowy-wschód poziomu sandrowego o wysokości 80-81 m n.p.m. dowodzą istnienia przepływu wód roztopowych na tej wysokości
w kierunku południowo-wschodnim wzdłuż zbocza Kotliny Toruńskiej (ryc. 1C).
W analizowanych odsłonięciach nie stwierdzono faktów potwierdzających zdanie
J. Kostrzewy (1981) o odpływie wód w tym poziomie na zachód.
Położone na zachód od doliny Tążyny fragmenty niższego poziomu sandrowego
(78-79 m n.p.m.) nachylają się na południe. Niewielkie różnice w wysokości pomiędzy
tą powierzchnią a wcześniej opisanym wyższym poziomem sandrowym (80-81 m n.p.m.)
wskazują na możliwość ich powstania w niewielkim odstępie czasu, zwłaszcza, że osady
wodnolodowcowe w stanowisku Stare Grabie były deponowane przez wody wolniej
płynące w brzeżnej części koryta rzeki roztokowej.
Osady budujące poziom sandrowy o wysokości 78-79 m n.p.m. należą do zespołu litofacjalnego SGp, GSp, SGt (Sp, Sm, Gm) (stanowisko Popioły, ryc. 1B). W ich
dolnej części występują piaski średnio- i drobnoziarniste o warstwowaniu przekątnym
płaskim (Sp), nadbudowane masywnymi piaskami drobno- i średnioziarnistymi (Sm).
Jest to osad o średniej średnicy ziaren GSS zawartej w przedziale od 1,05 do 2,96 phi
oraz słabym i umiarkowanym wysortowaniu. Struktury sedymentacyjne rejestrują wypadkowy kierunek paleoprądu VM=121o. Powyżej zalegają średnioskalowe litofacje
SGt, które budują słabo wysortowane piaski średnio- i gruboziarniste o rozproszonym
szkielecie ziarnowym (GSS od -0,50 do -0,08 phi). Struktury sedymentacyjne tego osadu wskazują na przepływ wody w kierunku SWW (VM=109º). Depozycja następowała
w korytach o znacznej prędkości przepływu wody i dnie pokrytym megariplemarkami
o krętych grzbietach. Powyżej w profilu Popioły występują litofacje SGp, GSp, które
są zbudowane z piasków gruboziarnistych z rozproszonym żwirem (piaski żwirowate), o przekątnym płaskim typie warstwowania (SGp). Miąższość zestawów waha się
w przedziale 25-60 cm. Ku górze przechodzą one w żwiry z piaskiem gruboziarnistym
o tabularnym warstwowaniu przekątnym średniej skali (GSp) i masywne żwiry z piaskiem
gruboziarnistym (GSm). Osiągają one miąższość od 0,4 do 1,1 m. Osady litofacji SGp,
GSp i GSm charakteryzują się uziarnieniem frakcjonalnym odwróconym, co wskazuje na
ciągły wzrost energetyki środowiska depozycyjnego osadu (GSS od 0,15 do-1,30 phi). W ich
Poziomy sandrowe i ich rozwój w Kotlinie Toruńskiej...
511
spągach istnieją masywne żwiry gruboziarniste z głazami (Gm). Przepływ wód odbywał
się początkowo na południowy-wschód (VM=126o) i południowy-zachód (VM=203o),
później na południe (VM=193o).
Południowy kierunek odpływu glacjofluwialnego (VM=211o) potwierdzają litofacje Sp budujące poziom o wysokości 77,5 m n.p.m. we wsi Brzeczka, ok. 2,5 km na
południe od stanowiska Popioły. Na podobnej wysokości ok. 2 km dalej na południe w
stanowisku Grabie stwierdzono w osadach drobnych piasków i mułków także odpływ
wód na południe. Seria sandrowa ma tu miąższość prawie 5 m. Wyróżniono w nim
dwa zespoły litofacjalne: niskoenergetycznego koryta piaskodennej roztoki Sp, SGp, Sr
(Sm, Sh, SGm, Fm) oraz drugorzędnego koryta o niskim stanie wody lub przykorytowej
równiny zalewowej (Sp, Sr; Src – Sh, Sm, Sw, Fm, SGm). Przepływ wody odbywał się
w kierunku południowo-zachodnim (VM=141º). Seria sandrowa w stanowisku Grabie
wskazuje na znacznie mniejszą energię wód płynących na południe wzdłuż doliny Tążyny
niż w stanowisku Popioły. Nie wykluczone, że była to tylko część wód, których odpływ
rejestrują osady w Kotlinie Toruńskiej, a inne mogły podążać na południowy-wschód
w kierunku dzisiejszej doliny Wisły.
Zachowane w południowo-wschodniej części Kotlinie Toruńskiej fragmenty dwóch
poziomów przepływu wód roztopowych w kierunku wschodnim i południowym były
zaliczane do teras XI i X wyłącznie na podstawie ich wysokości (Galon 1953, 1961b,
1968). Nachylenie niższego poziomu sandrowego (77,5-79 m n.p.m.), mierzone wzdłuż
południkowo przebiegającego odcinka, a więc zgodnie z kierunkiem odpływu wód roztopowych, wynosi 0,36‰. Wartość ta mieści się w przedziale 0,16‰-1,34‰, określającym
rangowe spadki transportowe wody w korycie dla osadów stanowiska Popioły i jest zbliżona do spadku hydraulicznego wyznaczonego dla stropowej części serii fluwioglacjalnej
w tym stanowisku (wartość średnia J1t=0,46‰). Odnosząc powyższe nachylenia niższego
poziomu sandrowego (0,36‰) do jego wysokości i zarejestrowanego w stanowisku
Popioły kierunku przepływu wód można stwierdzić, że jest to poziom starszy od terasy
X w Kotlinie Toruńskiej. Podobną uwagę można poczynić w stosunku do korelowanego
z terasą XI poziomu o wysokości 80-81 m n.p.m., tym bardziej uzasadnioną, że został
on utworzony w wyniku odpływu wód z NW na SE, a nie jak dotąd sądzono w kierunku przeciwnym. Powyższe poziomy sandrowe, których genezę wiązano dotychczas
z fazą pomorską ostatniego zlodowacenia (Galon 1961, 1968), powstały zatem wcześniej,
najprawdopodobniej podczas fazy wąbrzeskiej, w okresie postoju czoła lądolodu w linii
moren południowowąbrzeskich (ryc. 1C). Potwierdza to nie udokumentowaną dotąd
na obszarze Kotliny Toruńskiej sugestię W. Niewiarowskiego (1968, 1969), mówiącą
o przepływie wód w tym czasie w kierunku północnego odcinka doliny parchańskiej.
Budowa geologiczna poziomów sandrowych położonych koło Łabiszyna wskazuje
na rozwój szlaków sandrowych w południowo-zachodnim skraju Kotliny Toruńskiej
o początkowym przebiegu marginalnym w stosunku do wycofującego się czoła lądolodu subfazy chodzieskiej. Później, podczas postoju lądolodu w północnym sąsiedztwie
Kotliny Toruńskiej (subfaza wąbrzeska) nastąpiła reorganizacja układu odwodnienia
z marginalnego na proglacjalny, tj. południkowy, a Kotlina Toruńska stała się obszarem
tranzytowym wód roztopowych.
512
Piotr Weckwerth
Literatura
Galon R., 1953, Morfologia doliny i sandru Brdy, Studia Soc. Scien. Torun., C, 1, 6, 1-53.
Galon R., 1961, Morphology of the Noteć-Warta (or Toruń-Eberswalde) ice marginal streamway,
Prace Geogr. IGiPZ PAN, 29, 1-129.
Galon R., 1968, New facts and problems pertaining to the origin of the Noteć Warta Pradolina
and the valleys linked with it, Przegl. Geogr., 40, 2, 307-315.
Kostrzewa J., 1981, Morfogeneza doliny Tążyny, Przegl. Geogr., 53, 4, 803-818.
Kozarski S., 1962, Recesja ostatniego lądolodu z północnej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej
a kształtowanie się pradoliny Noteci-Warty, Prace Kom. Geogr.-Geol., II, 3, 1-154.
Liberacki M., 1957, Wybrane zagadnienia z badań geomorfologicznych na arkuszu Pęchowo mapy
1:25 000, Dokum. Geogr., IG PAN, 3, 1-9.
Niewiarowski W., 1968, Morfologia i rozwój pradoliny i doliny dolnej Drwęcy, Studia Soc. Scien.
Torun., C, 6, 6, 1-132.
Niewiarowski W., 1969, The relation of the Drwęca valley to the Noteć-Warta (Toruń-Eberswalde)
Pradolina and its role in the glacial and lateglacial drainage system, Geogr. Polonica, 17,
173-188.
Niewiarowski W., 1992, Morphogenesis of the Żnin channel as an example of a subglacial channel
of complex origin in the Polish Lowland, Quaest. Geogr., wyd. spec. 3, 131-142.
Niewiarowski W., 1993, Geneza i ewolucja rynny żnińskiej w okresie pełnego i późnego vistulianu,
Acta Univ. Nicolai Copernici, Geografia XXV, 3-30.
Niewiarowski W., Tomczak A. 1973, Morfologia i rozwój rzeźby obszaru miasta Torunia i jego
okolic, Acta Univ. Nicolai Copernici, Geografia X, 32, 41-91.
Tomczak A., 1965, Mapa geomorfologiczna Polski 1:50 000, ark. Toruń, Inst. Geogr. PAN,
Toruń.
Uniejewska M., Nosek M., 1992a, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski
w skali 1:50 000 ark. Łabiszyn, Państw. Inst. Geol., Warszawa, 1-98.
Uniejewska M., Nosek M., 1992b, Szczegółowa Mapy Geologiczna Polski w skali 1:50 000 ark.
Łabiszyn, Państw. Inst. Geol., Warszawa.
Weckwerth P., 2004, Morfogeneza wybranych obszarów Kotliny Toruńskiej a problem jej roli
w układzie hydrograficznym podczas górnego plenivistulianu, maszynopis pracy doktorskiej,
Instytut Geografii UMK, ss. 168.
Zieliński T., 1993, Sandry Polski północno-wschodniej – osady i warunki sedymentacji, Prace
Nauk. Uniw. Śl., 1398, 1-97.
Zieliński T., 1995, Kod litofacjalny i litogenetyczny – konstrukcja i zastosowanie, [w:] E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rutkowski (red.), Badania osadów czwartorzędowych, wybrane metody
i interpretacja wyników, Warszawa, 221-234.
Piotr Weckwerth
Instytut Geografii
Uniwersytet Mikołaja Kopernika
ul. Fredry 6/8
87-100 Toruń