MORFOGENEZA DOLINKI DENUDACYJNO

S ł u p s ki e P r a c e G e o g r a f i c z ne 8 • 2011
Iwona Tylman
Akademia Pomorska
Słupsk
MORFOGENEZA DOLINKI DENUDACYJNO-EROZYJNEJ
KOŁO MAZOWA (DOLINA WIEPRZY)
MORPHOGENESIS OF THE DENUDATION-EROSION
VALLEY NEAR MAZÓW (WIEPRZA RIVER VALLEY)
Zarys treści: Na podstawie badań terenowych przeprowadzonych w niewielkiej dolince denudacyjno-erozyjnej, położonej w środkowym biegu doliny Wieprzy, autorka analizowała
przyczyny, które doprowadziły do jej powstania. Badania umożliwiły wyróżnienie etapów
rozwoju badanej formy, wykształcenia litologicznego i parametrów morfometrycznych. Dodatkowo określona została rola działalności antropogenicznej, która w niewielkim stopniu
przyczyniła się do przekształceń dolinki. Początek rozwoju badanej formy można wskazać na
późny plejstocen. Głównymi czynnikami przyczyniającymi się do jej powstania były procesy
denudacyjne i erozyjne. Zależnie od panujących warunków klimatycznych, zmieniały one
swoją intensywność. Wiek osadów aluwialno-deluwialnych wypełniających dno dolinki datuje się na ponad 600 lat (1410±70).
Słowa kluczowe: dolinki denudacyjno-erozyjne, osady stokowe, procesy stokowe, osady
aluwialno-deluwialne, dolina Wieprzy
Key words: denudation-erosion valleys, slope deposits, slope processes, aluvial-deluvial deposits, Wieprza river valley
Wprowadzenie
W polskiej literaturze geomorfologicznej od ponad 70 lat analizowane są zagadnienia dotyczące suchych dolinek – wówczas w geomorfologii zwrócono uwagę na
niewielkie elementy terenu, które mogą być związane z wieloma rozmaitymi formami. Zdarza się, że owe dolinki powstają w specyficznych warunkach środowiska
przyrodniczego, a ich geneza zwykle jest niejednorodna. Rozwój suchych dolin jest
bardzo często traktowany jako źródło informacji paleogeograficznej na temat zmian
środowiska, zachodzących u schyłku vistulianu i w holocenie (Kołodyńska-Gawrysiak 2008). Po ustąpieniu lądolodu rozwój tych małych form był zdeterminowany
przede wszystkim przez warunki klimatyczne i środowiskowe (erozja wodna oraz
109
denudacja zachodząca na zboczach rozwijających się form erozyjnych). W holocenie do tych warunków dołączyła się działalność antropogeniczna.
Ze względu na powszechność i pełnione funkcje morfogenetyczne suche dolinki
stanowią charakterystyczny i ważny element rzeźby wielu obszarów naszego kraju,
zwłaszcza wyżyn. Decydują także o najbardziej typowych cechach krajobrazu na terenach młodoglacjalnych, gdzie są obszarem przejściowym między wysoczyznami
morenowymi a obniżeniami den dolin rzecznych czy den rynien jeziornych. Najczęściej powstawały na stokach rozmaitych form glacjalnych oraz na stokach dolin
rzecznych, a nawiązują do powierzchni poziomów dolinnych (Turkowska 1988). Ich
rozpoznawczą cechą jest brak stale płynącej wody (pojawiać się ona może jedynie
epizodycznie), a także położenie w strefie aeracji, co sprawia, że dna dolinek są często zawieszone w stosunku do den dolinnych współczesnych rzek (Wachowski
1992). Zapis rozwoju znacznej części tych form znajduje się w osadach złożonych
w strefie depozycyjnej, przeważnie obejmujących ich dno oraz brzeżne partie dna
doliny rzecznej (Twardy 2002).
Cel, zakres i metody badań
Zasadniczym celem badań było rozpoznanie przyczyn, które doprowadziły do
powstania dolinki rozcinającej krawędź doliny Wieprzy koło Mazowa. Przedmiotem
badań była niewielka dolinka, leżąca na obszarze o rzeźbie młodoglacjalnej. Osiągnięcie celu pracy wiązało się z zagadnieniami szczegółowymi:
– określeniem parametrów morfometrycznych badanej formy i próbą ustalenia
jej pierwotnego kształtu oraz na kolejnych etapach rozwoju,
– określeniem relacji między nachyleniem stoku a przebiegiem formujących go
procesów morfogenetycznych,
– poznaniem i analizą wykształcenia litologicznego osadów dna dolinki i jej
stoków, a także stożka napływowego,
– ustaleniem rozmiaru wpływu działalności antropogenicznej (melioracji pól,
drenażu dolinki, aforestacji i deforestacji) na charakter, przebieg i intensywność procesów morfogenetycznych.
Prace terenowe rozpoczęto od utworzenia podkładu kartograficznego. Opracowano go na podstawie zdjęcia stolikowego w skali 1:500 i ujęto jako szczegółowy
podkład topograficzny. Na nim zaznaczono lokalizację odkrywek i sond ręcznych.
Wykonano 14 odkrywek (6 na wysoczyźnie, 5 na stokach i częściowo w dnie dolinki, 2 w dnie dolinki i 1 na stożku napływowym) oraz 12 odwiertów sondami typu instorf i świdrem (4 w dnie dolinki i 8 na stożku napływowym). Pobrano 276 próbek,
z czego do analizy laboratoryjnej przygotowano 200. Barwę każdej z nich rozpoznano w terenie na podstawie tablic Munsella.
W terenie sporządzono dokładną dokumentację odsłonięć.
Badania laboratoryjne przeprowadzono na wybranych próbkach. Obejmowały one:
– suszenie i macerację próbek,
– analizę uziarnienia metodą sitowo-areometryczną w modyfikacji Prószyńskiego,
110
– analizę zawartości materii organicznej przez wyprażanie,
– analizę zawartości węglanu wapnia metodą objętościową Scheiblera (Metodyka... 1973),
– datowanie radiowęglowe drewna metodą C14 w laboratorium w Kijowie oraz
dendrochronologiczne w laboratorium w Krakowie.
Opracowania kameralne wymagały przedstawienia rezultatów prac terenowych
oraz wyników analiz laboratoryjnych, a także opracowań materiałów źródłowych.
W ich trakcie:
– sporządzono szczegółową mapę topograficzną dolinki (z lokalizacją odkrywek i odwiertów),
– na podstawie danych z niwelacji wyrysowano profile poprzeczne,
– zaprezentowano wyniki badań laboratoryjnych, posługując się statystycznymi
parametrami rozkładu uziarnienia – metodą graficzną opartą na wzorach Folka
i Warda (Gradziński i in. 1986). Wyliczono średnią średnicę ziarna (Mz), odchylenie standardowe (δ1), skośność (Sk1), wykonano krzywe kumulacyjne rozkładu uziarnienia (Racinowski i in. 2001) i wyróżniono podstawowe typy krzywych kumulacyjnych w sposób opisany przez K.H. Sindowskiego (1958) oraz
wykonano wykresy przedstawiające zawartość węgla organicznego i CaCO3,
– opracowano dokumentację materiałów archiwalnych (analiza dawnych map
pomogła zrekonstruować warunki środowiska z czasów historycznych).
Położenie i sytuacja geomorfologiczna
W systemie regionalizacji fizycznogeograficznej Polski według J. Kondrackiego
(2004) obszar badań położony jest w centralnej części Równiny Sławieńskiej (313.43),
stanowiącej fragment makroregionu Pobrzeże Koszalińskie (313.4), który jest częścią podprowincji Pobrzeże Południowobałtyckie (313), należącej do prowincji Niż
Środkowoeuropejski (31).
Omawiany obszar leży w zasięgu subfaz recesyjnych fazy pomorskiej zlodowacenia bałtyckiego. Przeważającym rysem rzeźby rozpatrywanego terenu są liczne i rozległe płaty płaskiej albo lekko falistej moreny dennej, zalegające na wysokości kilkunastu metrów w północnej części i podnoszące się do 40-50 m n.p.m. w kierunku
pojezierzy. Polodowcowa równina jest rozczłonkowana siecią form pradolinnych,
które kształtowały się jako pradoliny marginalne. Układy tych pradolin są obecnie
wykorzystywane przez rzeki.
Powierzchnia utworów podczwartorzędowych jest bardzo urozmaicona. Tę pierwotnie położoną powierzchnię rozcinają dziś liczne obniżenia, które mają niewyrównane dna i zróżnicowane kształty. Są one dziełem egzaracyjnej działalności kolejnych lądolodów, które w plejstocenie nasunęły się na obszar Polski.
Na pokrywę czwartorzędową składają się osady glacjalne i interglacjalne plejstocenu oraz utwory holoceńskie, które tylko miejscami wypełniają dna dolin rzecznych, mis jeziornych czy zagłębień bezodpływowych. Miąższość osadów zmienia się
w granicach od 50 do 130 m, przy czym największą przyniosła działalność ostatniego zlodowacenia (Florek 2004).
111
W centralnej części Równiny Sławieńskiej znajduje się odcinek pradoliny pomorskiej obejmujący równoleżnikowy fragment Wieprzy i Stobnicy, położony na
południe od strefy moren wyciśnięcia. Jest to forma fluwialna, która została ukształtowana w obniżeniach o starszych założeniach – dolinach rynnowych i dolinach
wód roztopowych. W dolinie Wieprzy i dolinach jej dopływów istnieją zachowane
fragmenty teras kemowych, a także rzecznych – nadzalewowej i równiny zalewowej
(Florek 1991).
Na południe od Wieprzy znajduje się powierzchnia zbudowana głównie z osadów
zastoiskowych oraz najmłodszej gliny zwałowej. Na całym obszarze wysoczyzny
morenowej oraz w strefie moren wyciśnięcia występują liczne owalne zagłębienia
powstałe po wytopieniu brył martwego lodu. Krawędzie morenowe i strome zbocza
doliny Wieprzy pooddzielane są dolinkami denudacyjnymi i rozcięciami erozyjnymi. Większość z nich powstała u schyłku vistulianu, kiedy w podłożu była wieloletnia zmarzlina. Dolinki są zazwyczaj zalesione i mają współcześnie ustabilizowane
strome stoki z płaskimi dnami o różnej szerokości. W holocenie zostały częściowo
przemodelowane przez procesy erozji związanej z okresowym przepływem wód roztopowych lub opadowych (Florek 2004).
Cechy morfometryczne dolinki denudacyjno-erozyjnej
Na podstawie cech morfometrycznych badaną formę należy zaliczyć do małych.
Dolinka składa się z dwóch ramion, które łączą się w środkowym jej biegu. Długość
mierzona wzdłuż dłuższego ramienia do Wieprzy wynosi 196 m, krótsze ramię ma
92 m. Maksymalną szerokość dolinka osiąga w dolnym biegu, w strefie kontaktu ze
stożkiem napływowym, gdzie na wysokości górnych krawędzi formy ma około 38 m,
natomiast u podnóży zboczy maksymalnie 22 m. Maksymalna głębokość to około
11 m. Kulminacyjny punkt dolinki leży po stronie wschodniej i wznosi się do rzędnej 24,46 m n.p.m. Najniższy znajduje się przy równinie zalewowej Wieprzy, a jego
rzędna to 8,8 m n.p.m. Dno dolinki obniża się w miarę zbliżania się do Wieprzy
i wynosi odpowiednio: transekt C (odcinek górny) – 19 m n.p.m., transekt B (odcinek środkowy) – 17,5 m n.p.m., transekt A (odcinek dolny) – 14,5 m n.p.m. i przy
Wieprzy 8,8 m n.p.m.
Omawiana forma ma zróżnicowaną morfologię. Górny bieg znacznie różni się od
niżej położonych części. Jest on bardzo kręty, stromy, a profil poprzeczny wyglądem
przypomina dolinę V-kształtną. W tej części rozpoczyna swój bieg rozcięcie erozyjne (u wylotu sączków, które zbierają wodę z okolicznych pól). Tu rozcięcie jest słabo wcięte w podłoże, zaledwie na kilka centymetrów, ale z biegiem staje się coraz
wyraźniejsze. Na tym odcinku woda często płynie nie tylko w rozcięciu erozyjnym,
ale po całej powierzchni dna (zwłaszcza po roztopach).
W biegu środkowym dolinka jest szersza, a jej dno jest bardziej płaskie (miejscami wypukłe). Świadczy to o dominacji procesów akumulacji. Ciekawe położenie
ma rozcięcie erozyjne, które nie znajduje się pośrodku dna dolinki (jak w biegu górnym), a podcina jedynie wschodnie stoki i jest głęboko wcięte w jej dno, nawet do
około 50 cm, przy czym maksymalna jego szerokość wynosi 89 cm.
112
Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań
Fig. 1. Location of study area
113
114
Ryc. 2. Profile poprzeczne w transektach TA (dolny odcinek dolinki), TB (środkowy odcinek dolinki), TC (górny odcinek dolinki) i profil
podłużny przez dolinkę od krawędzi wysoczyznowej do Wieprzy D z zaznaczonymi spadkami (lokalizacja profili na ryc. 1)
Fig. 2. Transverse profiles in transects TA (lower section of valley), TB (middle section of valley), TC (upper section of valley) and the
longitudinal profile of the valley from the edge of upland to Wieprza river D with marked declines (location of profiles in Fig. 1)
W biegu dolnym dolinka jest najszersza, a jej zbocza najłagodniej nachylone. Tu
kończy się wysoczyzna, a do wylotu dolinki przylega szeroki stożek napływowy
długości 55 m i 44 m szerokości (zaznacza się w terenie jako wypukła forma u wylotu dolinki). Rozcięcie erozyjne, które podcina wschodnie stoki, najpierw wymija
stożek, a następnie zanika. Przybiera ono w tej części najmniejsze rozmiary, a płynąca nim woda często zmienia swój tor płynięcia. Z obserwacji wynika, iż dzieje się
to za przyczyną szaty roślinnej oraz materiału naniesionego z wyższych partii dolinki, głównie liści.
Woda w rozcięciu erozyjnym pojawia się okresowo, zależnie od warunków pluwialnych. Największy przepływ, do kilku l/s, notuje się wiosną, po tajaniu śniegu,
a także po większych opadach.
Na rycinie 1 przedstawiono dokładną lokalizację transektów, wzdłuż których zostały poprowadzone profile poprzeczne i profil podłużny. Spadki w obrębie dolinki
są zróżnicowane (ryc. 2). Profile poprzeczne stoków mają wypukły zarys. Odcinki
środkowy i dolny dolinki charakteryzują się podobnym przebiegiem profili. Wartości nachylenia stoków zmieniają się od 3° do 25°. Najniższe nachylenia (3°) obserwuje się w dnie dolinki i na wysoczyźnie, najwyższe (do 25°) na jej stokach. Skrajne
wartości pojawiają się lokalnie. Duże spadki, które uwidaczniają się na stokach, są
typowe dla małych dolinek czy niecek (Klatkowa 1965). Zauważalne jest, iż badaną
formę charakteryzuje asymetria nachylenia zboczy, przy czym zachodnie stoki są
bardziej strome. Asymetrię zboczy małych dolin uważa się często za wskaźnik klimatu peryglacjalnego (Klimaszewski 1981). Należy zaznaczyć, że zbocza w górnym
odcinku dolinki są symetryczne.
Ryc. 3. Trójkąt Fereta dla osadów budujących dolinkę denudacyjno-erozyjną
Fig. 3. The Feret triangle building for sediment denudation-erosion valley
115
Ryc. 4. Budowa litologiczna dolinki przedstawiona w 3 transektach (transekt TA – dolny
bieg, transekt TB – środkowy bieg, transekt TC – górny bieg dolinki) z zaznaczonymi odkrywkami i odwiertami (lokalizacja transektów i punktów dokumentacyjnych na ryc. 1)
Fig. 4. Lithogenic structure valley presented in three transects (transect TA – lower run,
transect TB – the middle run, transect TC – headwaters valleys) of selected outcrops and
drillholes (location of transects and documentation points in Fig. 1)
116
Profil podłużny obrazuje rzeźbę terenu od powierzchni wysoczyznowej (22,7 m
n.p.m.), przez dno dolinki, stożek napływowy aż do Wieprzy (8,8 m n.p.m.). Największe spadki uwidaczniają się w strefie między wysoczyzną a dnem dolinki (ponad 20°) oraz stożkiem napływowym a Wieprzą (do około 6°). W profilu doskonale
widoczna jest proksymalna i dystalna część stożka.
Budowa litologiczna dolinki
Wykorzystując trójkąt Fereta (Instrukcja... 1975), dokonano typologicznej klasyfikacji osadów (ryc. 3). Cechy litologiczne oraz miąższość pokrywy stokowej i osadów dennych rozpoznano na podstawie odkrywek i odwiertów. Wyznaczono 3 transekty, które przebiegały poprzecznie do biegu dolinki.
Ogólny zarys budowy litologicznej transektów przedstawiono na rycinie 4. W każdym z transektów odsłonięto osady wysoczyznowe, stokowe oraz osady dna dolinki.
Dodatkowo z sond ręcznych uzyskano informacje na temat miąższości osadów głębiej położonych.
Osady wysoczyznowe
Na krawędziach wysoczyzny wykonano odkrywki do głębokości 1,5-2 m. Odsłonięte w nich zostały utwory zastoiskowe. Są to osady drobno- i bardzo drobnoziarniste, głównie piaski ilaste, pyły piaszczyste, pyły piaszczysto-ilaste oraz iły piaszczyste
i pyłowate. Dominującą barwą utworów była brązowoszara z domieszką koloru ciemnopomarańczowego czy szarożółtego (10YR 4/3). W całej tej strefie miejscami znajdowały się drobne elementy roślin, ale zawartość materii organicznej w tej części dolinki była najmniejsza (do 5%) i występowała głównie w przypowierzchniowej warstwie. Osady wysoczyznowe nie wykazują zawartości węglanu wapnia.
Wśród krzywych, które przedstawiały wyniki analizy uziarnienia, zauważono
pewne zbieżności. Osady pobrane w strefie krawędzi wysoczyznowej obrazowały
głównie krzywe typu FG-KV-PG – krzywa wklęsła lekko wygięta, nachylenie do
25º, charakterystyczna dla osadów bardzo drobnoziarnistych, pylastych i ilastych.
Średnia średnica ziarna (Mz) oscylowała w granicach 4,5-5,5 phi, a w kilku próbkach w trasekcie B nawet do 8 phi. Wskaźnik ten obrazuje, że osady budujące dolinkę są bardzo drobnoziarniste. Odchylenie standardowe (δ1) przybierało zazwyczaj
wartości od 1,5 do 3,9 phi, czyli osady przeważnie były słabo albo bardzo słabo wysortowane. Oznacza to, że większość warstw, z których pobrano próby, wzbogacana
była zazwyczaj we frakcje drobniejsze, a w trakcie procesu transportu i sedymentacji malała dynamika środowiska. Wskaźnik skośności (Sk1) wskazuje zróżnicowanie
dynamiki środowiska sedymentacyjnego. Dodatnie wartości parametru świadczą
o doprowadzeniu do rumowiska frakcji drobniejszych. Przyjmuje się, że osady o takich wskaźnikach były formowane w środowisku, w którym zachodziło zmniejszenie prędkości transportu (Racinowski i in. 2001). Wskaźnik skośności większości
próbek wynosił od 0,2 do 0,4. Środowisko efemerycznego zbiornika zastoiskowego
sprzyjało takim warunkom.
117
Osady znajdujące się w części stokowej
Kolejne odkrywki wykonano u podnóży stoków. Odsłonięte zostały utwory
o miąższości do 3 m. Zróżnicowanie osadów w tej części dolinki było dość duże,
ponieważ w górnej części tych odsłonięć ukazywały się jeszcze drobne osady zastoiskowe, następnie zaś osady wzbogacone w grubsze frakcje (przewarstwienia żwirów i różnoziarnistych piasków), najniżej znajdowały się osady aluwialno-deluwialne, a pod nimi glina morenowa (zaliczana do osadów podścielających dno dolinki).
Dominowały osady drobnoziarniste. W tej części zostały znalezione pojedyncze głazy (fot. 1, 2).
Barwa osadów była znacznie ciemniejsza, od ciemnooliwkowej (5Y 3/2), przez
ciemnooliwkowobrązową (2,5Y 3/3) do brązowawoczarnej (10YR 3/2). Ciekawa sytuacja zaznaczyła się w transekcie C, gdzie po stronie północno-wschodniej znajdowała się znacznej miąższości warstwa różnoziarnistych piasków wzbogaconych
w węglan wapnia (do 9% zawartości) (fot. 3). Podnóże zbocza o ekspozycji północnej miało budowę nie spotkaną w innych miejscach. Natrafiono tu na dobrze wysortowane piaski drobno- i średnioziarniste. Wyróżniono trzy grupy osadów. Pierwszą
z nich stanowiły utwory pylaste. Iły pyłowate o barwie żółtawobrązowej (10YR 4/3)
zajmowały na północnym stoku około metra miąższości. Pod nimi występowały
Fot. 1, 2. Przykład występowania głazów i dużej wielkości otoczaków w miejscu kontaktu
osadów wysoczyznowych z osadami dna dolinki (fot. J. Jonczak)
Photo 1, 2. An example of the occurrence of boulders and large pebbles in places contact
point upland deposits of valley bottom sediments (photo by J. Jonczak)
118
Fot. 3. Warstwy różnoziarnistych piasków
w transekcie C (fot. J. Jonczak)
Photo 3. Layers of different sand in the transects C (photo by J. Jonczak)
3 wyraźnie różniące się od siebie warstwy piasków. Każda z warstw miała podobną
miąższość, od 25 do 38 cm, a barwa kształtowała się od żółtawobrązowej (10YR
5/8), przez szarawożółtobrązową (10YR 5/2) do zielonkawoszarej (7,5 GY 4/1). Pod
nimi umiejscowiona była szarawożółtobrązowa (10YR 5/2) glina morenowa, zaliczana już do osadów podścielających dolinkę.
Osady leżące na stokach zawierały niewiele materii organicznej (od 1% do maksymalnie około 5%). Najczęstszym typem krzywych były: FG-KV-PG – krzywa
wklęsło-wygięta, nachylenie umiarkowane, charakterystyczne dla utworów bardzo
drobnoziarnistych, MG-KX-MG – krzywa umiarkowanie nachylona w początkowej
i końcowej części, środkowa jej część jest wypukło-wygięta, charakterystyczna
m.in. dla utworów równi pływowych. Średnia średnica ziarna (Mz) ze względu
na duże zróżnicowanie osadów była różnorodna. Dla piasków wynosiła około 2 phi,
dla utworów przypowierzchniowych do 5 phi, a osadów aluwialno-deluwialnych
średnio 4 phi. Odchylenie standardowe przybierało zazwyczaj wartości od 1,5 do 2,5
phi, czyli osady były przeważnie słabo wysortowane. Dobre wysortowanie ma niewiele próbek (piaski na załamaniu zbocza w transekcie C). Z analiz zostały wyłączone gliny, reprezentujące środowisko nieprądowe. Wskaźnik skośności w większości próbek wynosił od 0,2 do 0,6. Część warstw wzbogacana była zazwyczaj we
frakcje drobniejsze od materiału źródłowego, a dynamika środowiska malała. Wyjątek stanowiły osady znajdujące się w miejscu kontaktu osadów wysoczyznowych
z osadami dna dolinki, przewarstwień piaszczystych oraz warstw zawierających duże otoczaki i małe głazy. Tu materiał był wzbogacany we frakcje grubsze, a dynamika środowiska była zmienna.
119
Osady dna dolinki
W tej strefie dolinki rozpoznano osady do 3,4 m głębokości (transekt A, odwiert
14), 2,7 m (transekt B, odwiert 12) i 1,7 m (transekt C, odkrywka P 2-3). Zróżnicowanie osadów nie było duże. Utwory wypełniające dno dolinki rozpoznano jako
osady aluwialno-deluwialne i były nimi głównie mułki ilaste, ilasto-piaszczyste,
rzadziej piaszczyste. Miejscami ukazywały się bardzo cienkie warstwy jasnoszarych
piasków o miąższości 1-3 cm. Barwa osadów deluwialnych oscylowała między szarawożółtobrązową (10 YR 5/2) a brązowoczarną (10YR 3/1), osadów aluwialnych
była jasnoszara. Ciemniejszy kolor mają osady wzbogacone w materię organiczną,
lokalnie nawet ponad 20%. Podłoże dna dolinki stanowiła gliny zwałowe o barwie
ciemnoszarożółtawej (2,5 YR 4/3).
W przewarstwieniach piaszczystych wykryto zawartość węglanu wapnia (do
11%), w glinach natomiast ta wartość była niewielka (poniżej 3%). W innych typach
osadów nie stwierdzono jego występowania. Dla osadów dna dolinki najczęściej pojawiającymi się krzywymi były: KV-MG-KX-FG – krzywa umiarkowanie wklęsło-wygięta, a następnie wypukło-wygięta w stronę frakcji drobniejszych, charakterystyczna dla osadów niesionych przez wodę, KV-MG-KX – krzywa wklęsło-wypukła
z umiarkowanym nachyleniem części środkowej, charakterystyczna dla mułków.
Średnia średnica ziarna (Mz) kształtowała się w granicach 2,5-4 phi. Jednomodalne
krzywe wystąpiły przy przewarstwieniach piaszczystych. Dla osadów aluwialno-deluwialnych krzywe były różne, od jednomodalnych po bimodalne, charakterystyczne dla osadów leżących w dnie dolinki. Odchylenie standardowe przybierało
zazwyczaj wartość od 1 do 2,5 phi. Osady były przeważnie słabo albo bardzo słabo
wysortowane. Dobrym wysortowaniem odznaczały się niektóre przewarstwienia
piaszczyste. Podobnie jak w innych częściach dolinki, tu także dominowały dodatnie
wartości parametru, świadczące o doprowadzeniu do rumowiska frakcji drobniejszych. Przyjmuje się, że osady o takich wskaźnikach były formowane w środowisku,
w którym zachodziło zmniejszenie prędkości, powodujące unieruchamianie ziaren
przemieszczanych w wyniku saltacji lub wytrącanie ich z zawiesiny. Wskaźnik skośności wynosił średnio od 0 do 0,4. Wyjątek stanowią przewarstwienia piaszczyste,
które były nieznacznie wzbogacane w grubsze frakcje, co wskazuje na zmianę dynamiki środowiska ich powstawania.
Najciekawsza sytuacja zaznaczyła się w transekcie A, co obrazuje odwiert 14
(ryc. 5). Pod osadami aluwialno-deluwialnymi na głębokości 2,46 m zlokalizowano
warstwę dobrze zachowanego detrytusu roślinnego. Pod nią znajdowała się cienka
warstwa żwiru (fot. 4), a jeszcze niżej pień dębu (fot. 5), którego data ścięcia przypada na 1322 AD, oraz pień buka (fot. 6), który został wydatowany na 590±55 BP
(Ki-15257), (Tylman i in. 2011).
Budowa stożka napływowego
Budowa stożków napływowych stanowi swoisty zapis wydarzeń geologicznych,
związanych na ogół z okresami zachwiania stanu równowagi dynamicznej w środowisku geograficznym. Przyczyny wystąpień tych okresowych zaburzeń mogą być
120
Ryc. 5. Profil geologiczny odwiertu odk. 14. Lokalizacja na ryc. 4. Charakterystyczne elementy (fot. I. Tylman) – żwir i piasek gruboziarnisty (fot. 4), pień dębu (fot. 5) i pień buka
(fot. 6)
Fig. 5. The geological profile of the drilled 14. Location in Fig. 4. Characteristic elements
(photo by I. Tylman) – gravel and coarse-grained sand (photo 4), oak trunk (photo 5) and
beech trunk (photo 6)
121
naturalne lub związane z nadmierną działalnością człowieka. W przypadku nałożenia się przyczyn następuje gwałtowny rozwój spływów powierzchniowych i linijnych (Sinkiewicz 1994, 1998).
Nagromadzenie osadów tworzące stożek napływowy ma kształt wycinka płaskiego stożka, którego szczyt znajduje się u wylotu dolinki (ryc. 1). Ze względu na
to, iż badana dolinka ma niewielkie rozmiary, wymiary stożka nie przekraczają 50 m
szerokości i 50 m długości. Miejscami trudno jest wyznaczyć zasięg tej formy,
zwłaszcza po stronie północno-wschodniej, gdzie przebiega współczesne rozcięcie
erozyjne, mające zmienny przebieg.
Przyczyną formowania się stożków jest tendencja do lateralnej ekspansji wód
wypływających z dolinki. W dolnym biegu, gdzie woda jest odprowadzana z dolinki, strumienie ulegają spłycaniu i rozdzielaniu się. To powoduje szybsze zmniejszanie wydolności i nośności strumieni, czego konsekwencją jest intensywna depozycja
i częściowe wsiąkanie w podłoże płynącej wody (Gradziński i in. 1986).
Osady stożka cechuje niedojrzałość teksturalna. Materiał jest bardzo drobnoziarnisty, a ziarna drobnieją w profilu podłużnym. Podobną sytuację opisuje R. Paluszkiewicz (2008) w artykule dotyczącym stożków na Pomorzu Zachodnim.
Stożek budują głównie mułki, mułki ilaste i mułki ilasto-piaszczyste o barwie
ciemnobrunatnej (10 YR 3/2). Rzadziej niż w dnie dolinki spotyka się przewarstwienia piaszczyste czy mułki piaszczyste. Jedynie na peryferiach stożka zaznacza się materiał wzbogacony w grubsze frakcje. Zawartość materii organicznej i węglanu wapnia jest znikoma, co odpowiada przemywnemu charakterowi tej części
dolinki.
Podsumowanie części geologicznej
Przeprowadzone badania dostarczyły informacji na temat budowy geologicznej
badanej dolinki denudacyjno-erozyjnej koło Mazowa. Na jej podstawie można wyprowadzić następujące wnioski:
– materiał budujący dolinkę jest bardzo zróżnicowany frakcjonalnie, od osadów
najdrobniejszych iłów (występujących na krawędziach wysoczyznowych) po
niewielkiej miąższości warstewki gromadzące drobne żwiry (znajdujące się
miejscami w dnie dolinki), a także średniej wielkości głazy (rozmieszczone
w bardziej piaszczystych poziomach w całej dolince). Uogólniając, można
stwierdzić, że drobne osady zastoiskowe zalegają na glinie zwałowej, a w dnie
dolinki znajdują się osady wypełniające (głównie mułki przewarstwione warstewkami grubszego osadu);
– osady budujące dolinkę można zaliczyć do drobno- i bardzo drobnoziarnistych; przeciętna wielkość ziarna waha się w granicach 4-5 phi;
– odchylenie standardowe w większości prób wyniosło około 2, czyli osad był
wysortowany słabo, a miejscami skrajnie słabo;
– wskaźnik skośności prawie zawsze był dodatni lub bardzo dodatni (0,3 do
nawet 0,6), czyli materiał wzbogacany był we frakcje drobniejsze. Odstępstwem są niektóre poziomy piasków czy mułków piaszczystych, które miały
122
wskaźnik skośności nieco ujemny, czyli osad został wzbogacony we frakcje
grubsze niż frakcja medialna;
– węglan wapnia znajdował się w niewielu próbkach, były to przeważnie przewarstwienia piaszczyste i gliny. Nawet niewielka ilość węglanu wapnia
świadczy o tym, że dany osad podlegał aeracji;
– największą zawartość materii organicznej zauważa się w warstwach przypowierzchniowych. Jest to spowodowane obecnością korzeni, a także innych
elementów roślinnych. Kolejnym miejscem akumulacji materii organicznej
były niektóre warstwy w dnie dolinki;
– duże nachylenie stoków przyczyniło się do większej intensywności procesów
stokowych.
Czynnik antropogeniczny w rozwoju dolinki
Dobry klimat, położenie blisko Morza Bałtyckiego i rozwinięta sieć wodna spowodowały, że już bardzo wcześnie ludność obierała ten rejon Pomorza na miejsce
osiedlenia się. Dokładnie nie wiadomo, kiedy okolice Postomina zostały po raz
pierwszy zasiedlone, gdyż wszystkie ślady osadnictwa starsze od zlodowacenia wisły zostały zniszczone przez nasuwający się lądolód.
Zarejestrowane ślady osadnictwa pochodzą głównie z okresu halsztackiego (700-550 p.n.e.) i kultury łużycko-pomorskiej (VI p.n.e-II n.e.), wiążą się ze zmianami
klimatycznymi – przejściem od okresu subborealnego do subatlantyckiego. Drugim
takim ważnym czasem jest wczesne średniowiecze. Z wymienionych okresów istnieją dowody na ingerencję człowieka w środowisko. Wieś Mazów jest jedną z najstarszych w tym regionie. Jej nazwa pojawia się już w XIII wieku, a powstanie wiąże się z rokiem 1240 (Ciesielski, Wawrzyniak 2004).
Fot. 7. Fragmenty sieci drenarskiej w dnie dolinki (fot. I. Tylman)
Photo 7. Fragments of the drainage network in the bottom valley (photo by I. Tylman)
123
124
Ryc. 6. Zlewnia badanej dolinki (na podstawie matrycy melioracyjnej, Rejonowe Przedsiębiorstwo Wodno-Melioracyjne w Sławnie, 1966)
Fig. 6. Valley basin study (based on the matrix drainage, District Water Supply and Drainage Company in Sławno, 1966)
Najistotniejszych przemian dokonał człowiek w okolicy i samej dolince na przełomie XIX i XX wieku, a także w 1966 roku. Na przełomie XIX i XX wieku rejon
Mazowa został zmeliorowany, a badana dolinka zdrenowana. W jej dnie, zwłaszcza
w rozcięciu erozyjnym uwidaczniają się fragmenty drenów niemieckich, łatwe do
odróżnienia od polskich drenów – okrągłe i o znacznie większej średnicy. Najwięcej
ich odsłonięć jest w biegu górnym i środkowym dolinki (fot. 7). W biegu dolnym
znaleziono jedynie pokruszone ich części. Głębokość zalegania tych drenów jest
różna i wynosi: w górnym biegu 18-35 cm, a w środkowym 36-64 cm. Taki dren został też odkopany w transekcie C na głębokości 71 cm. W roku 1966 zaczęła się ponowna melioracja przyległych do dolinki terenów. Na całym obszarze powstała sieć
sączków, kilka rowów melioracyjnych i 9 studzienek. Sieć drenarska zajmuje ogółem 133 ha.
Prace melioracyjne doprowadziły do częściowego wymieszania osadów wypełniających dno oraz do pogłębiania rozcięcia erozyjnego. Drenaż okolic pól sprawił,
iż woda z nich odprowadzana intensywniej erodowała dno badanej dolinki. Zlewnie
odwadnianej powierzchni przedstawione są na rycinie 6.
Etapy rozwojowe dolinki erozyjno-denudacyjnej koło Mazowa
Przeprowadzone badania dostarczyły wiadomości na temat cech morfometrycznych i budowy litologicznej badanej dolinki. Nie wystarcza to jednak do określenia
morfogenezy. Konieczne było posiłkowanie się literaturą opisującą tego typu formy.
Należy przypuszczać, że początek rozwoju opisywanej dolinki przypada na późny plejstocen, a ściślej mówiąc – na najstarszy dryas (Churska 1965, Maruszczak
1968, Marsz 1995, Florek 1994, 2004, Majewski 2008).
Jednym z głównych procesów inicjujących powstawanie dolinek była działalność
wód spływających po powierzchni terenu, prawdopodobnie na podłożu zmarzliny.
Nawet niewielka strużka wody płynącej po powierzchni zamarzniętej ogrzewa grunt
na swej drodze, topi lód i powoduje powstawanie predyspozycji do odnawiania się
odpływu w tej strefie. Doprowadziło to następnie do intensywniejszego spłukiwania
i ruchów masowych (Klatkowa 1965). W cieplejszych okresach przeważała działalność erozyjna, która swoją intensywność zawdzięcza występowaniu wieloletniej
zmarzliny, hamującej infiltrację wód powierzchniowych (Majewski 2002). Z soliflukcją i spłukiwaniem należy wiązać częściowe cofanie się zboczy, także wypełnianie dolinek osadami stokowymi, w konsekwencji ich wypłycanie, natomiast z erozją
– wyprzątanie osadów (Majewski 2008).
Klimat bøllingu przyczynił się do umniejszenia roli procesów soliflukcyjnych za
sprawą pojawienia się zwartej szaty roślinnej i rozcinania pokryw utworów pylastych. Podobnie było w allerødzie. Efektem rozcinania są zachowane w dnie, a także
u podnóży zboczy poziomy bruków erozyjnych. Zimny i suchy klimat panujący
w starszym dryasie znacznie hamował erozję.
Allerød przyniósł ponowny wzrost wilgotności. Pojawiła się zwarta szata roślinna, która już skuteczniej hamowała proces spłukiwania.
Ostatni, późnovistuliański okres po raz kolejny nabierał surowości. Sprzyjało to
125
częściowemu zanikaniu szaty roślinnej (Tobolski 1998) i narastaniu wieloletniej
zmarzliny. Zwiększyło się natężenie spłukiwania, ograniczające się jednak do krótkich okresów wiosny i lata.
Przejście do klimatu umiarkowanego holocenu doprowadziło do równowagi hydrologicznej, podobnej do współczesnej. W efekcie tych procesów dolinki utworzone w strefie aeracji ulegały stopniowemu zamieraniu i stały się formami suchymi,
w których procesy rzeźbotwórcze odbywają się głównie z udziałem wód powierzchniowych, epizodycznych (Wachowski 1992). Zmiany rzeźby w holocenie zaznaczyły się przede wszystkim rozwojem V-kształtnych wcięć różnych rozmiarów, które
bardzo często rozcinają dna dolin (Churska 1989). Taki stan formy można zauważyć
w profilach poprzecznych badanej dolinki, po odjęciu osadów wypełniających jej
dno, które kształtowały się w późniejszych fazach holocenu. Od rozpoczęcia ingerencji człowieka wzrastało znaczenie czynników pozaklimatycznych, wpływających
na morfogenezę suchych dolin. Od okresu preboreału do subatlantyku zmniejszyła
się intensywność procesów denudacyjnych (Borówka 1994). Odkładanie osadów
w tym okresie było minimalne.
Procesy stokowe nabierały tempa wraz z pojawieniem się człowieka, w subatlantyku. Działalność antropogeniczna – uprawa ziemi i deforestacja przyczyniły się do
przyspieszenia procesów stokowych i wyraźnego przekształcania rzeźby dolinki.
Ważna rola spłukiwania wpłynęła na przyspieszenie akumulacji materiału w dnie
dolinki, co spowodowało, że zwiększyła ona swoją szerokość. Okres ostatniego stulecia to stagnacja formy w wyniku zalesienia terenu.
W górnym odcinku dolinka swoim kształtem przypomina V-kształtną budowę,
która zmienia się w środkowym i dolnym odcinku na podobną do U-kształtnej. Jest
to spowodowane wieloletnim wypełnianiem dna dolinki przez osady aluwialno-deluwialne. W wieku XIII rozpoczęło się zasiedlanie przez człowieka tych terenów
(Ciesielski, Wawrzyniak 2004). Wiek osadów aluwialno-deluwialnych wypełniających dno dolinki datuje się na ponad 600 lat (1410±70 lat). Sytuacja depozycyjna
datowanych drzew świadczy, że dolinka mogła być wykorzystywana do transportu
pni ściętych drzew przeznaczonych do spławu Wieprzą. Mogło to sprzyjać pogłębianiu się dna dolinki, a po zmniejszeniu się działalności procesów erozyjnych przyczynić się do wypełniania osadami mułkowo-piaszczystymi.
Duży wpływ na rozwój rzeźby w badanej dolince miały ostatnie działania człowieka w tym rejonie. Melioracje niemieckie z przełomu wieku XIX i XX przyniosły
pogłębienie rozcięcia erozyjnego i wymieszanie osadów dna dolinki do około 1 m
głębokości. Dreny odciążyły spływ powierzchniowy. Kolejny etap melioracji z 1966
roku, którego celem było zdrenowanie okolicznych pól, przyczynił się jedynie do
niewielkich zmian w ujściowym odcinku dolinki. Woda wypływająca z drenów
rozmywała materiał zdeponowany u ich wylotu. Natomiast zasadzenie drzew około
100 lat temu przyczyniło się do zahamowania spłukiwania i zakonserwowania rzeźby. Badana dolinka prawdopodobnie nigdy nie była użytkowana rolniczo ze względu
na mała powierzchnię i bardzo dużą stromość zboczy.
126
Literatura
Borówka R.K.,1994, Naturalne i antropogeniczne uwarunkowania zmian denudacji podczas
holocenu, Poznań, s. 28-31
Churska Z., 1965, Późnoglacjalne formy denudacyjne na zboczach pradoliny Noteci-Warty
i doliny Drwęcy, Studia Societatis Scientiarum Torunensis, 6
Churska Z., 1989, Przekształcenia stoków w późnym glacjale i w holocenie przedstawione na
wybranych przykładach, Studia i Materiały Oceanologiczne, 56, s. 223-236
Ciesielski M., Wawrzyniak P., 2004, Rozwój osadnictwa w rejonie wsi Dzierżęcin, pow. sławieński, w późnym okresie przedrzymskim, w okresie wpływów rzymskich i wędrówek ludów. W: Historia i kultura ziemi sławieńskiej, 3, Gmina Postomino, Sławno, s. 75-88
Florek W., 1991, Postglacjalny rozwój dolin rzek środkowej części północnego skłonu Pomorza, Słupsk
Florek W., 1994, Stan badań nad morfogenezą i stratygrafią doliny Wieprzy na odcinku Sławsko-Staniewice. W: Geologia i geomorfologia Pobrzeża i południowego Bałtyku, 2,
Słupsk, s. 91-92
Florek W., 2004, Krajobraz gminy Postomino jako wynik ewolucji środowiska. W: Historia
i kultura ziemi sławieńskiej, 3, Gmina Postomino, Sławno, s. 21-31
Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R., 1986, Zarys sedymentologii, Warszawa
Instrukcja w sprawie opracowania i wydania „Szczegółowej mapy geologicznej Polski”
w skali 1: 50 000. Zarządzenie Prezesa CUG z 21 X 1975 r., 1977, Warszawa
Klatkowa H., 1965, Niecki i doliny denudacyjne, Acta Universitatis Lodziensis, 9, s. 14-165
Klimaszewski M., 1981, Geomorfologia, Warszawa
Kołodyńska-Gawrysiak R., 2008, Rola uwarunkowań lokalnych w ewolucji suchych dolin
Wyżyny Lubelskiej podczas późnego vistulianu i holocenu, Landform Analysis, 9, s. 37-41
Kondracki J., 2004, Geografia regionalna Polski, Warszawa
Majewski M., 2002, Morfogeneza dolinek erozyjno-denudacyjnych w rynnie jeziora Jasień
u schyłku plejstocenu i w holocenie. W: Transformacja dolin plejstoceńskich w holocenie.
Strefowość i piętrowość zjawisk, red. K. Klimek, K. Kocel, Sosnowiec, s. 71-73
Majewski M., 2008, Ewolucja form i osadów stokowych w późnym vistulianie i holocenie
w rynnie jeziora Jasień, Landform Analysis, 7, s. 95-110
Marsz A., 1995, Rozmiary erozji i denudacji późnoglacjalnej na północnym skłonie Pojezierza Kaszubskiego i Pobrzeżu Kaszubskim. W: Geologia i geomorfologia Pobrzeża i południowego Bałtyku, 2, Słupsk, s. 139-152
Maruszczak H., 1968, Procesy denudacyjne w późnym glacjale i holocenie w świetle badań
suchych dolin w Polsce, Folia Quaternaria, 29, s. 79-87
Metodyka badań osadów czwartorzędowych, 1973, red. E. Rühle, Warszawa
Paluszkiewicz R., 2008, Charakterystyka osadów stożka napływowego suchej dolinki erozyjno-akumulacyjnej Piaski Pomorskie (Pomorze Zachodnie), Landform Analysis, 9,
s. 68-71
Racinowski R., Szczypek T., Wach J., 2001, Prezentacja i interpretacja wyników badań
uziarnienia osadów czwartorzędowych, Sosnowiec
Sindowski K.H., 1958, Die synoptische Methode des Kornkurven-Vergleiches zur Ausdeutung
fossiler Sedimentationsräume, Geol. Jb., 73
Sinkiewicz M., 1994, Paleogeograficzna wymowa budowy stożków napływowych w okolicy
Biskupina na Pojezierzu Gnieźnieńskim, Acta Universitatis Nicolai Copernici, 92, s. 35-54
Sinkiewicz M., 1998, Rozwój denudacji antropogenicznej w środkowej części Polski Północnej, Toruń
Tobolski K., 1998, Stan poznania historii lasów, jezior i torfowisk Borów Tucholskich. W: Park
Narodowy Bory Tucholskie, red. J. Banaszak, K. Tobolski, Bydgoszcz, s. 19-48
127
Turkowska K., 1988, Rozwój dolin rzecznych na Wyżynie Łódzkiej w późnym czwartorzędzie,
Acta Geographica Lodziensia, 57
Twardy J., 2002, Holoceńskie zmiany rzeźby systemów dolinnych odnawialnych epizodycznie
na Wyżynie Łódzkiej. W: Transformacja dolin plejstoceńskich w holocenie. Strefowość
i piętrowość zjawisk, red. K. Klimek, K. Kocel, Sosnowiec, s. 115-120
Tylman L., Krąpiec M., Florek W., 2011, Subfosylne pnie w osadach wypełniających dno dolinki erozyjno-denudacyjnej k. Mazowa (w dolinie Wieprzy), Słupskie Prace Geograficzne, 8,
s. 129-136
Wachowski M., 1992, Geneza i ewolucja Doliny Niżankowickiej na Wyżynie Wieluńskiej,
Acta Geographica Lodziensia, Folia Geographica, 15, s. 131-145
Summary
The author based on field research conducted in a small denudation-erosion valley located
in the middle course of the valley Wieprza, finding the causes that led to it’s creation. The
valley is located in an area with juvenile landscape. The research allowed to determine
morphometric parameters, lithological structure and award stages of development the test
forms. Also determined the impact of anthropogenic activities, which in recent times to
a small extent contributed to the transformation valley.
The study of denudation-erosion valley, like other forms of this type, was probably in the
Late Pleistocene, in the Oldest Dryas (Churska 1965, Maruszczak 1968, Marsz 1995, Florek
1994, 2004, Majewski 2008). One of the main processes of initiating the formation of this
form was the activity of water flowing over the surface area. This has led to more intensive
then leaching and mass movements (Klatkowa 1965). In warmer periods have predominate
an erosional active, which owes it’s intense activity occurring long-term permafrost. With soil
flow and flushing must involve partial regression slopes, and filling in valleys slope
sediments, as a consequence of shallowing, while throwing sediment erosion (Majewski
2008). The transition to the Holocene temperate climate led to the production hydrological
balance, similar to the modernity. The slope processes continued apace with the advent
of man, but anthropogenic activity contributed only minor changes, mainly in the area of
erosion cut. Provided valuable tree trunks, discovered in the sediments filling the valley
bottom. They were radiocarbon dates (1410±70 years). This brings the beginning of the
period of the formation of aluvial-deluvial sediments.
.
128