385 KB

VII Zjazd Geomorfologów Polskich
kraków
Paleogeografia doliny wisły poniżej
2005
niepołomic
w okresie rzymskim
Tomasz Kalicki, Halina Dobrzańska,
Gilberto Calderoni
1. Wstęp
Wisła po opuszczeniu Bramy Krakowskiej płynie przez zachodnią część Kotliny
Sandomierskiej. Erozyjna rzeźba rozwinięta na iłach mioceńskich okryta jest przez zróżnicowane osady czwartorzędowe. Od północy dolinę ogranicza erozyjna krawędź Działów
Proszowskich, do której przylegają dwie plejstoceńskie terasy Wisły (8-12 i 15-25 m nad
poziom rzeki) przykryte vistuliańskimi lessami (Tyczyńska 1968, Gębica 2004).
Szeroka (3-7 km) równina zalewowa wzniesiona 4-5 m nad poziom Wisły ma bardzo
złożoną budowę (Kalicki 1991b). W brzeżnych częściach, głównie w szerokich obniżeniach Drwienia i Drwinki na południu oraz w niewielkich fragmentach pod krawędzią
terasy lessowej, a poniżej Niepołomic także pomiędzy pasami meandrowymi zachowały
się fragmenty młodopleniglacjalnych i późnoglacjalnych, roztokowych równin aluwialnych. Na pozostałym obszarze występują liczne różnowiekowe starorzecza lub całe ich
systemy świadczące o meandrowaniu Wisły w holocenie – bocznym przemieszczaniu
i przerzutach koryta (Kalicki 1991a,b, 1992; Starkel i in. 1991; Kalicki i in. 1996).
Aluwia równiny zalewowej mają miąższość 4-15 m i tworzą je piaski ze żwirami, które
ku górze przechodzą w piaski, a na powierzchni występuje warstwa pylastych osadów
pozakorytowych, grubszych blisko koryta i coraz bardziej ilastych wraz ze wzrostem
odległości od Wisły (Kalicki 1991b, 1996, 2000).
Południowe obrzeżenie doliny stanowi krawędź Wysoczyzny Gdowskiej rozcięta
przez niewielkie dopływy Wisły. U wylotu tych dolinek występują stożki napływowe,
których najstarsze osady zazębiają się z młodopleniglacjalnymi aluwiami roztokowej
172
Tomasz Kalicki, Halina Dobrzańska, Gilberto Calderoni
Wisły, ale ich intensywne narastanie jest związane z neoholocenem, ponieważ stożki te
osadzone są na holoceńskich równinach powodziowych (Kalicki 1997). Wyniki najnowszych badań (datowania z numerami laboratoryjnymi) pozwalają uszczegółowić obraz
ewolucji dna doliny Wisły poniżej Niepołomic.
2. Dolina Wisły poniżej Niepołomic
W obrębie szerokiej na 8 km równiny zalewowej zaznacza się kilka różnowiekowych stref morfologicznych, które są zapisem ewolucji doliny Wisły w ostatnich 13 000
lat BP. W młodszym pleniglacjale oraz okresowo (młodszy dryas) w późnym glacjale
Wisła była rzeką roztokową (Kalicki 1991b) i kształtowała szerokie, piaszczysto-żwirowe
równiny aluwialne, zachowane na zachód i wschód od „półwyspu niepołomickiego” jako
szerokie obniżenia drenowane przez Drwinkę. Równina aluwialna po zachodniej stronie
wydaje się nieco starsza, gdyż spąg cienkiej warstwy torfów zalegających na osadach
korytowych był datowany w Niepołomicach-Korcach na 10 730±100 BP (Rome-1273),
natomiast po wschodniej stronie, w Woli Batorskiej, na 9200±100 BP (Gd-6916). Analogiczne równiny na północ i południe od Lasu Grobla uległy zatorfieniu odpowiednio
po 10 520±110 i 9840±140 BP (Starkel i in. 1991).
Jednak już w późnym glacjale nastąpiła koncentracja koryta, rozcięcie osadów,
a Wisła płynęła wielkimi meandrami (Kalicki 1991). Zachowane w morfologii i podcinające szerokie obniżenia paleomeandry były datowane na 9800±80 BP (Borek) i 9520±110 BP
(Drwinka), a ich kopalne wypełnienia na 10 390±130, 9780±150 i 9470±130 BP (Nalepka 1991, Starkel i in. 1991, Kalicki i in. 1996), co świadczy o kolejnej przebudowie
systemu fluwialnego na początku holocenu. Do wczesnoholoceńskiego wcięcia Wisły
nawiązywały jej dopływy. Zachowana pod krawędzią terasy lessowej, prawdopodobnie
młodopleniglacjalno/późnoglacjalna, równina aluwialna roztokowej Wisły z wysoko
zalegającym stropem osadów korytowych została w eoholocenie rozcięta do 4 m przez
bezimienny ciek odwadniający terasę na zachód od Zofipola. Od 8860±60 BP (Poz-7652)
rynna ta zaczęła być wypełniana piaskami z detrytusem, których strop osiągnął poziom
tylko 0,5-1,0 m niższy niż plejstoceńska równina.
W okresie holocenu słabo agradująca Wisła płynęła meandrowym korytem o znacznie mniejszych parametrach (Kalicki 1991a,b). Wyniki najnowszych badań pokazują,
że być może w eoholocenie następowała bifurkacja Wisły poniżej Niepołomic i jedno
koryto przebiegało wzdłuż obniżenia Drwinki, gdzie kopalne starorzecza w Zabierzowie
Bocheńskim były datowane na 9470±130 BP (Kalicki i in. 1996), a drugie znajdowało
się blisko krawędzi terasy lessowej w Zofipolu, gdyż wypełnienie paleomeandra (Koźlica Igołomska A) o bardzo małych parametrach było datowane w środkowej części na
8620±50 BP (Poz-7653). Później, przez okres ponad 5000 lat, pas meandrowy Wisły miał
kierunek W-E i przebiegał „w poprzek” współczesnej doliny. Na zachód od Niepołomic
i Zofipola meandrująca rzeka podcinała krawędź terasy lessowej, natomiast poniżej
Niepołomic płynęła wzdłuż obniżenia Drwinki. Stan ten utrzymywał się przez niemal
cały mezoholocen, a fazy powodziowe powodowały jedynie lokalne odcinanie zakoli
np. w Lesie Grobla (8650±140 BP), przykrycie osadów organicznych narastających
w starorzeczach i obniżeniu Drwinki przez mady (Las Grobla: 8540±130 BP; Obniżenie
Paleogeografia doliny Wisły poniżej Niepołomic w okresie rzymskim
173
Drwinki: 8010±140 BP, Drwinka: 7980±80 BP) (Starkel i in. 1991), czy wzmożenie
lateralnej migracji (Zabierzów Bocheński) po 6240±120 BP (Kalicki i in. 1996).
Bardzo istotne zmiany, których konsekwencje ciągną się aż do okresu rzymskiego,
nastąpiły dopiero u schyłku atlantyku i na początku subboreału. Początkowo zaniknęły
torfowiska w szerokich obniżeniach po 5880±65 BP (Rome-1272) w Niepołomicach
-Korcach i po 5380±60 BP (Gd-7417) w Woli Batorskiej oraz w wielkim paleomeandrze
w Borku po 5610±60 BP (Gd-7415), gdy powodziowe mady przykryły osady organiczne. Nastąpiło też odcięcie kilku meandrów zarówno powyżęj Niepołomic (Branice:
5190±70 BP; Kalicki 1991a), jak i w Lesie Grobla (5420±110 BP; Starkel i in. 1991).
Jednak najistotniejsze zmiany koryta nastąpiły nieco później. Najpierw około 5000 lat
BP doszło do awulsji koryta Wisły w Lesie Grobla (Starkel i in. 1991), a następnie około
4500 lat BP do przerzutu w odcinku zabierzowskim (Kalicki i in. 1996). W neoholocenie
te stare pasy meandrowe były już nieaktywne, a w starorzeczach i szerokich obniżeniach,
które funkcjonowały jako baseny powodziowe, odbywała się dekantacja ilastych osadów
powodziowych (miąższość do 1 m).
3. Okres rzymski
Przerzut koryta na północ spowodował zmianę kierunku płynięcia Wisły poniżej
Niepołomic z W-E na SW-NE i zaczął być kształtowany pas meandrowy o szerokości
2-3 km ciągnący się wzdłuż współczesnego koryta. Najstarszy paleomeander w tym
pasie (Zabierzów Bocheński-Łąki) był datowany na 3010±70 BP (Gd-12217). Natomiast
powyżej Niepołomic Wisła odsunęła się od terasy lessowej na południe, o czym świadczy
położony pod krawędzią tej terasy paleomeander w Wyciążu datowany na 3785±60 BP
(Rome-1275). Wyprostowanie i skrócenia biegu rzeki o kilkadziesiąt kilometrów spowodowało erozję wgłębną, którą stwierdzano już wcześniej, ale jej przyczyny nie były
jasne (Kalicki 1991b). Pogłębienie to wyniosło około 3 m i osiągnęło swoje maksimum
około 2000-1500 lat BP, gdy poziom koryta był zbliżony do allerödzkiego (Kalicki
1991b, Kalicki, Krąpiec 1994). Meandrowanie rzeki na znacznie niższym poziomie
musiało doprowadzić do utworzenia niższego stopnia równiny zalewowej ciągnącego się
wzdłuż ówczesnej Wisły. Strop kopalnej równiny zalewowej ze schyłku okresu rzymskiego (1680±80 BP) w Branicach-Stryjowie, gdy już rozpoczęła się kolejna faza agradacji,
jest niższy o ponad 1 m niż współczesny poziom równiny zalewowej (Kalicki, Krąpiec
1994). Lepszy drenaż równiny zalewowej, osuszenie siedlisk i większe wahania poziomu
wód gruntowych w dnie doliny, mogło spowodować zniszczenie pyłku w warstwie torfów
narastających w paleomeanderze w Zabierzowie Bocheńskim pomiędzy 2720-2340 BP
(Kalicki i in. 1996). Do obniżonej bazy erozyjnej nawiązywały dopływy i w tym czasie
nastąpiło kolejne rozcięcie (do 2 m) piaszczystej serii pod terasą koło Zofipola. Uwarunkowana klimatycznie wzmożona aktywność fluwialna w tym okresie (por. Dobrzańska,
Kalicki 2003, 2004) była przyczyną rozmywania starszych, eoholoceńskich, osadów
korytowych i redeponowania starszego detrytus (8940±40 BP; Poz-7651), który został
złożony w spągu serii pylastej wypełniającej tą młodszą rynnę. Nasiliła się też erozja
boczna Wisły i rozwój odsypów meandrowych, gdzie akumulowane były dęby pomiędzy
225 BC a 325 AD (Kalicki, Krąpiec 1996; Krąpiec 1998). Jednak ta zwiększona ak-
174
Tomasz Kalicki, Halina Dobrzańska, Gilberto Calderoni
tywność rzeki była ograniczona do stosunkowo wąskiej strefy niższego stopnia równiny
zalewowe. Na wzrost wielkości i częstości powodzi mogą wskazywać też, składane
prawdopodobnie na wałach przykorytowych, żwiry z piaskami przykrywające torfy po
2370±100 BP (al. Pokoju) (Kalicki 1991a, 1996). Jednak na wyższy stopień równiny
wody powodziowe występowały tylko w okresie maksimum wezbrania i zalewając jedynie
obniżenia spowodowały, że w paleomeandrach w Zabierzowie Bocheńskim (Kalicki i in.
1996) i Zabierzowie Bocheńskim-Łąkach akumulację organiczną zastąpiły ilaste mady
(Mz powyżej 7,0φ) odpowiednio po 2340±110 BP (ogniwo Vf) i 1800±50 BP (Gd-7704).
Wody powodziowe z zawiesiną nie docierały do starorzeczy (Wyciąże) położonych
w brzeżnych częściach wyższej równiny, w których torfy narastały aż do 415±50 BP
(Rome-1274), kiedy zostały przykryte deluwiami lessowymi.
Przedstawiona lokalna sytuacja paleogeograficzna (ryc. 1) sprzyjała penetracji
dna doliny przez człowieka w okresie rzymskim. Wyniki badań interdyscyplinarnych
wskazują, że równina zalewowa odgrywała dużą rolę w funkcjonowaniu osad w Zofipolu
i sąsiedniej Igołomi (Dobrzańska 2000, Dobrzańska i in. 2004; Dobrzańska, Kalicki
2003, 2004). Ludność kultury przeworskiej wykorzystywała równinę zalewową jako
źródło surowców do produkcji ceramiki (iły mioceńskie, mady, drewno dębowe) oraz
wysokokalorycznego materiału opałowego (drewno dębowe) dla pracowni brązowników
produkujących także przedmioty ze złota. Rzeka stanowiła dogodną drogę transportu.
Intensywny rozwój gospodarczy (od 2. poł. II w. do końca 3. ćwierćwiecza IV w. n.e.),
z którym wiązało się bardzo duże zapotrzebowanie na drewno, bardzo utrudniał odnawianie się dąbrów na równinie zalewowej. Dopiero zmiany osadnicze i upadek gospodarczy
po 375 r., prawdopodobnie związane z pojawieniem się Hunów w Europie, umożliwił
Ryc. 1. Schematyczny przekrój paleogeograficzny doliny Wisły w okresie rzymskim
(oprac T. Kalicki przy współpracy H. Dobrzańskiej i M. Lityńskiej-Zając)
a – iły mioceńskie; b – plejstoceńskie żwiry i piaski; c – holoceńskie żwiry i piaski; d – piaski; e – mady
pylaste (osady pozakorytowe); f – lessy; g – torfy; h – pnie i pniaki; i – Quercus sp.; j – Carpinus betulus;
k – Alnus sp.; l – Salix sp.; m – Corylus avellana; n – Pinus sylvestris; o – Picea excelsa; p – Carex sp.;
r – łąki; s – zboża; t – osada: strefa mieszkalna; u – osada: strefa produkcyjna; Okresy: AT – atlantycki;
LG – późnoglacjalny; PB – preborealny; SA – subatlantycki; SB – subborealny. Daty radiowęglowe i dendrochronologiczne w ramkach.
Paleogeografia doliny Wisły poniżej Niepołomic w okresie rzymskim
175
bardzo wyraźną fazę regeneracji dębu około 400 r. n.e. (Dobrzańska, Kalicki 2003),
stwierdzaną nie tylko w dolinie Wisły koło Krakowa (Kalicki, Krąpiec 1996), ale również
w dolinie Menu i Dunaju (Leuschner i in. 2000; Spurk i in. 2002).
Literatura
Dobrzańska H., 2000, Ośrodek produkcji ceramiki „siwej” z okresu rzymskiego w Zofipolu,
[w:] Rydzewski J. (red.), 150 lat Muzeum Archeologicznego w Krakowie, Kraków, 37-68.
Dobrzańska H., Kalicki T., 2003, Człowiek i środowisko w dolinie Wisły koło Krakowa w okresie
od I do VII w. n.e., Archeologia Polski, 48, 1-2, 25-55.
Dobrzańska H., Kalicki T., 2004, Man and environment in the Vistula river valley near
Cracow from the 1st to the 7th century AD, [w:] Dobrzańska H., Jerem E., Kalicki T. (red.),
The Geoarchaeology of river valleys, Archaeolinqua, Ser. Minor, 18, 105-141.
Dobrzańska H. Kalicki T., Calderoni G., Lityńska-Zając M., 2004, Pottery and environment:
the Roman period production centre at Zofipole (Cracow, southern Poland),
Acts of he XIVth UISPP Congress, University of Liege, Belgium, 2-8 September 2001, Section
3. Paleoecology. General sessions and posters, BAR International Series, 1271, 83-90.
Gębica P., 2004, Przebieg akumulacji rzecznej w górnym vistulianie w Kotlinie Sandomierskiej,
Prace Geogr. 193.
Kalicki T., 1991a, Holoceńskie generacje paleomeandrów Wisły w rejonie Krakowa, Kwartalnik
AGH, Geol.,17, 1-2, 25-66.
Kalicki T., 1991b, The evolution of the Vistula river valley between Cracow and Niepołomice
in late Vistulian and Holocene times, Geogr. Studies, Spec. Issue, 6, 11-37.
Kalicki T., 1992, The structure and age of the Drwień depression interrupting the Vistula flood
-plain east of Cracow (South Poland), Studia Geomorph. Carpatho-Balc., 25-26, 89-113.
Kalicki T., 1996, Overbank deposits as indicators of the changes in discharges and supply
of sediments in the upper Vistula valley – the role of climate and human impact, Geogr.
Studies, Spec. Issue. 9, 43-60.
Kalicki T., 1997, The reflection of climatic changes and human activity on sediments of small
Forecarpathian tributaries of the Vistula river near Cracow, Poland, Studia Geomorph.
Carpatho-Balc. 31, 129-141.
Kalicki T., 2000, Grain size of the overbank deposits as carriers of paleogeographical information,
Quaternary International 72, 107-114.
Kalicki T., Krąpiec M., 1994, Problemy datowań form i aluwiów za pomocą metody dendrochronologicznej na przykładzie doliny Wisły koło Krakowa, Zesz. Nauk. Pol. Śląskiej, Mat.-Fiz.
71, Geochronometria, 10, 173-189.
Kalicki T., Krąpiec M., 1996, Reconstruction of phases of the “black oaks” accumulation and
of flood phases, [in:] Starkel L., Kalicki T. (eds), Evolution of the Vistula river valley during
the last 15 000 years, part VI, Geogr. Studies, Spec. Issue, 9, 78-85.
Kalicki T., Starkel L., Sala J., Soja R., Zernickaya V. P., 1996, Subboreal paleochannel system
in the Vistula valley near Zabierzów Bocheński (Sandomierz Basin), Geogr. Studies, Spec.
Issue, 9, 129-158.
Krąpiec M. 1998, Oak dendrochronology of the Neoholocen in Poland, Folia Quater., 69, 5-133.
176
Tomasz Kalicki, Halina Dobrzańska, Gilberto Calderoni
Leuschner H. H., Spurk M., Baillie M., Jansma E., 2000, Stand dynamics of prehistoric oak forest
derived from dendrochronologically dated subfossil trunks from bogs and riverine sediments
in Europe, Geolines, 11, 118-121.
Nalepka D., 1991, Lateglacial and Early Holocene pollen diagrams in the western part
of the Sandomierz Basin. Preliminary results, Geogr. Studies, Spec. Issue, 6, 63-74.
Spurk M., Leuschner H. H., Baillie M. G. L., Briffa K. R., Friedrich M., 2002, Depositional
frequency of German subfossil oaks: climatically and non-climatically induced fluctuations
in the Holocene, The Holocene, 12, 6, 707-715.
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 Forest
(Sandomierz Basin), Geogr. Studies, Spec. Issue, 6, 87-99.
Tyczyńska M., 1968, Rozwój geomorfologiczny terytorium miasta Krakowa, Zesz. Nauk. UJ,
Prace Geogr., 17.
Tomasz Kalicki
Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania
Polska Akademia Nauk
ul. Św. Jana 22
31-018 Kraków
Halina Dobrzańska
Instytut Archeologii i Etnologii
Polska Akademia Nauk
ul. Św. Jana 22
31-018 Kraków
Gilberto Calderoni
Dipartimento di Scienze della Terra
Univesita la Sapienza
P.b. A. Moro 5
00185 Roma