Badane w dolinie Małej Płoszanki osady złożone są z różnofrakcyjnych okruchów piaskowców warstw czarnogłowskich, odznaczających się zróżnicowaną odpor
nością na obróbkę mechaniczną. Współcześnie formowana zwietrzelina (in situ) tych utworów fliszowych pomierzona na grzbiecie Wielkiego Wierchu (Br-10, ryc. 1) charakteryzuje się dominacją klastów ostrokrawędzistych o kształtach płytkowych, spłaszczonych i wydłużonych, które odznaczają się najwyższymi war
tościami wskaźników C lo (73) i RA (77) spośród badanych stanowisk (ryc. 5, tab. 2).
Osady zwietrzelinowe stanowiły pierwotnie osady źródłowe, które były w dalszej kolejności uruchamiane przez procesy geomorfologiczne i (w zależności od typu i długości transportu) ich początkowe cechy teksturalne uległy przeobrażeniu.
Mogą przez to stanowić punkt odniesienia do porównania stopnia obróbki ze starszymi osadami morenowymi i stokowymi.
Badaniom poddano także cechy teksturalne osadów środowiska stokowego:
osady stożków torencjalnych i pokryw stokowych. Osady budujące stożki toren- cjalne (stanowiska Br-5, Br-7 i Br-9; ryc. 3) uformowane zostały przez okresowe spływy grawitacyjne. W ich strukturze zaznacza się warstwowanie i znacznie większe wysortowanie materiału niż w osadach morenowych. Wykazują one także najlepszą obróbkę spośród badanych osadów, mają wyraźnie lepsze obtoczenie i są bardziej kuliste (tab. 2). Wyraźny wzrost udziału okruchów spłaszczonych (C40 = 52) w dystalnej części stożka torencjalnego, na stanowisku Br-7 (ryc. 6, tab.2) może wynikać z pomiarów mniej obrobionych osadów koluwialnych, które zalegają płytko pod osadami stożka.
Osady pokryw stokowych rozpoznano na jednym stanowisku (Br-8) na zboczach cyrku lodowcowego. Reprezentują je gliniasto-żwirowe masywne osady o barwie brunatnożółtej (ryc. 5), charakteryzujące się pośrednimi wartościami wskaźników C,o (32) i RA (34%).
Osady morenowe rozpoznano w pięciu stanowiskach (Br-1, Br-2, Br-3, Br-4, Br-6; ryc. 3), rozmieszczonych wzdłuż osi centralnej zlodowaconej części doliny, które odsłonięto we wkopach, a także w ścianach wciosu erozyjnego (stanowiska Br-2, Br-3; fot. 2). Osady te złożone są z masywnych, niewarstwowanych osadów o typie diamiktonu. Występują w postaci okruchów frakcji żwirowej i głazowej
Formyiosadyglacjalnewdolinie Małej Płoszanki
■ Br-8
Br-1O
• Br-2
• Br-4
Br-3
▲ Br-9 A •
• Br-1
• Br-6
ABr-7
ABr-5
20 30 40 50
C«
“I r
60 70
-I 80
Ryc. 6.RelacjawskaźnikówC IO/RA dla badanych osadówwdolinie Małej Płoszanki Objaśnienia: 1 - zwietrzelina (in situ), 2 - osady morenowe, 3 - pokrywy stokowe, 4 - osady stożków torcncjalnych, Br-1 - Br-10 symbole stanowisk pomiarowych.
Źródło: opracowanie własne.
Fig. 6. Relation between C,o and RA indices for all studied sediment sites in the Mala Ploshanka valley
Explanations: 1 - weathered slope covers (in situ), 2 - moraine sediments, 3 - slope covers, 4 - terrential cone sediments
Source: authors’ own work.
tkwiącej w matriksie piaszczysto-pylastym. W badanych odkrywkach dominuje frakcja żwirów w zakresie 5-10 cm. W obrębie osadów morenowych zaznacza się znaczne zróżnicowanie współczynników kształtu i obtoczenia. Najniższe wartości indeksów C.lo (34) i RA (14%) wśród osadów morenowych stwierdzono w obrębie osadów czołowo-morenowych (stanowisko Br-1). Podobne wartości obtoczenia RA (16%) i nieco wyższy udział klastów spłaszczonych C.|0 (44) pomierzono na progu cyrku Jama (stanowisko Br-3). Zdecydowanie odmienne cechy teksturalne
osadów stwierdzono dla moreny bocznej (stanowisko Br-6) i pokryw moreno
wych w środkowej części systemu dawnego lodowca Małej Płoszanki (stanowiska Br-2 i Br-3), gdzie zaznacza się duży udział ziaren spłaszczonych (C40 = 58-44), a w stanowisku Br-2 także ostrokrawędzistych (RA = 50%). W badanych stano
wiskach osadów glacjalnych nie zaobserwowano wzrostu obtoczenia ziaren wraz ze wzrostem długości transportu.
Dyskusja
Przedstawione wyniki badań geomorfologicznych i sedymentologicznych pozwo
liły na pierwszą dokumentację form i osadów glacjalnych w najwyższej części Połoniny Borżawa. Erozyjne i akumulacyjne skutki aktywności plejstoceńskiego zlodowacenia szczególnie dobrze zachowane są w górnej i środkowej części doliny Małej Płoszanki (północno-wschodni skłon masywu), której lej źródliskowy został przeobrażony w cyrk lodowcowy Jama. Jego dno wypełniły osady morenowe o miąższości co najmniej 4-5 m. Średnia wysokość tego dna (1250-1300 m n.p.m.) powoduje, że należy on do najniżej położonych cyrków w Karpatach Wschodnich.
W Czarnohorze i na Świdowcu dna cyrków leżą bowiem powyżej 1400 m n.p.m.
(Romer 1909; Świderski 1937; Krawczuk 2008), podobnie jest w Gorganach (Pawłowski 1925), natomiast w rumuńskich Karpatach Wschodnich dna cyrków znajdują się znacznie powyżej 1500 m n.p.m. (Mindrescu i Evans 2014). Cyrk Jama pod względem rozmiarów i powierzchni (21 ha) należy do stosunkowo niewiel
kich w skali Karpat. Jego powierzchnia jest bowiem niemal dwa razy mniejsza od średniej powierzchni cyrków w Tatrach Wysokich (37,51 ha) (Kriźek i Mida 2013) i ponad dwa razy mniejsza niż średnia powierzchnia cyrków w Rumunii (43,7 ha, Mindrescu i Evans 2014). Głębokość tego cyrku (227 m) jest również dużo niższa od średniej dla Tatr Wysokich (311 m, Kriźek i Mida 2013) i Rumunii (318 m, Mindrescu i Evans 2014).
W dotychczasowych przeglądowych publikacjach uznawano, że zasięg lodowców w płn.-zachodniej części Karpat Wschodnich ograniczał się do cyrków glacjal
nych. Wyniki przeprowadzonych badań geomorfologicznych wskazują jednak, że masyw Borżawy charakteryzował cyrkowo-dolinny styl zlodowacenia. Wał moreny końcowej, zachowany na wysokości 1075 m n.p.m., wyznacza maksymalny
Formyiosadyglacjalnewdolinie Małej Płoszanki
zasięg lodowca o długości około 1 km. W oparciu o wyraźną świeżość rzeźby form morenowych Borżawy można je zaliczyć do form reprezentujących ostatni glacjał.
W ukraińskiej części Karpat Wschodnich wyróżnia się formy i osady pochodzące z dwóch zlodowaceń (Riss i Wurm) (Świderski 1937; Miller 1961, Cys‘ 1961; Mato- shko 2011). Starsze i młodsze pokrywy morenowe wyróżnia się w oparciu o ich cechy morfologiczne. Formy z ostatniego zlodowacenia odznaczają się wyraźną świeżością rzeźby, występowaniem form grzbietów morenowych i nieco mniej
szym zasięgiem, w stosunku do znacznie zdenudowanych pokryw morenowych ze zlodowaceń starszych (Świderski 1937).
Osady morenowe w dolinie Małej Płoszanki odznaczają się znacznie większym stopniem zaokrąglenia (RA = 14-26%) niż zwietrzelina (RA = 77%) i pokrywy stokowe (RA = 34%), co wskazuje na wpływ transportu glacjalnego i procesów abrazji na zmianę ich cech teksturalnych. Tak niskie wartości RA charakterystyczne są bowiem dla osadów aktywnie transportowanych w środowisku glacjalnym (Evans, Benn 2004). Analiza stopnia obróbki osadów glacjalnych frakcji żwirowej wskazuje, że osady morenowe zachowane w rejonie progu cyrku Jama i w strefie czoła dawnego lodowca brały udział w aktywnym transporcie subglacjalnym.
Odmienne cechy teksturalne osadów stwierdzono zaś w środkowej części dawnego systemu lodowcowego Małej Płoszanki, poniżej progu cyrku Jama. Wysokie war
tości wskaźników obtoczenia i kształtu osadów wskazują, że najprawdopodobniej w tej części doliny zalegają osady moreny powierzchniowej (ablacyjnej), w budowie których znaczną rolę odgrywają osady słabo obrobione. Wysokie wartości wskaź
ników RA i C io wskazują, że najprawdopodobniej większość z tych osadów była transportowana pasywnie lub że ich transport aktywny odbywał się na krótkim dystansie, przez co ziarna nie nabrały cech typowych dla osadów subglacjalnych.
W odsłonięciach osadów morenowych w pobliżu stanowiska Br-2, w zboczach rozcięcia erozyjnego widoczne są także liczne ostrokrawędziste bloki piaskowcowe, wskazujące na niewielki stopień obróbki tych osadów (fot. 2).
Najwyższe wartości wskaźnika CJ0 (58) oraz znaczny udział klastów ostro- krawędzistych stwierdzono w obrębie osadów budujących lewą morenę boczną (stanowisko Br-6, ryc. 3). Najprawdopodobniej fakt ten związany jest z dostawą materiału w obręb tych moren bezpośrednio ze stoków, gdzie dominuje udział klastów spłaszczonych i wydłużonych.
Badany obszar jest fliszową zlewnią górską, przeobrażoną przez procesy glacjalne, stąd też może stanowić dobry przykład kształtowania cech osadów glacjalnych w litologii zdominowanej przez piaskowce. Piaskowce odznaczają się znaczną podatnością na proces abrazji lodowcowej w stosunku do skał krystalicznych, ale jednak w osadach morenowych zbudowanych z tych skał nie obserwuje się bardzo niskich wskaźników C40, które powinny charakteryzować formy dojrzałe sferoidalne i izometryczne, powstające wskutek szybkiej abrazji. Wyniki analiz cech teksturalnych osadów morenowych lodowców Scott Turnerbreen, Borebreen i Larsbreen, funkcjonujących współcześnie we fliszowych zlewniach Spitsbergenu, wskazują, że produktem końcowej obróbki glacjalnej piaskowców są klasty lekko spłaszczone, o pośrednich wartościach wskaźnika spłaszczenia (C40 = 30-40) (Lukas i in. 2013). Podobne wartości wskaźnika spłaszczenia stwierdzono dla osa
dów morenowych w badanym obszarze (tab. 2). Brak form sferoidalnych w obróbce klastów piaskowcowych można wytłumaczyć najprawdopodobniej procesem ciągłego pękania ziaren, który powszechnie zachodzi wraz z transportem i abrazją glacjalną (Lukas i in. 2013).
Określenie zmienności cech teksturalnych i strukturalnych osadów morenowych w karpackich obszarach zbudowanych z fliszu wymaga przeprowadzenia dalszych badań w oparciu o większą liczbę stanowisk oraz uwzględnienia wpływu lokalnych warunków transportu, które zależały od czynników paleoglacjologicznych (miąż
szości lodu, naprężeń ścinających) oraz lokalnych cech ukształtowania terenu.
Badania takie są obecnie w trakcie realizacji.
Podziękowania
Prezentowane wyniki zrealizowano wramachprojektu Koła GeografówUJ pt. „Badania sedymentologiczneKGUJ KarpatyWschodnie 2017”. Realizacja tego projektunie byłaby możliwa bez finansowego wsparcia Instytutu Geografii iGospodarki Przestrzennej UJ oraz Rady Kół Naukowych UJ. Dziękujemyrównież Barbarze Puchalskiej, Pawłowi Brodziakowi, Piotrowi BobakowiiJuliiMakarskiej za pomoc w badaniach terenowych,dr. Mateuszowi Trollowi, Jurijowi Nesterukowi iAnastasji Derij za pomocw kwerendzie literaturyukraiń skiej oraz Michałowi Urbańskiemu za materiały dotyczące cech pokryw zwietrzelinowych.
Formyiosadyglacjalnewdolinie Małej Płoszanki
Literatura
BennD.I.,BallantyneC. K., 1994, Reconstructing the transport history ofglacigenic sedi
ments^ newapproach based on theco-varianceofclastform indices,Sedimentary Geology, 91,215-227.
Cys’ P. N.. 1961, Some Problems ofthe QuaternaryMorphogenesisof the Soviet Carpathians, QuaternaryPeriod,13,14, 231-239.
Derbyshire E., Evans I.S„ 1976, The climatic factor in cirque variation [w:J E. Derbyshire (red.),Geomorphology and climate,Wiley & Sons,Chihcester,447-494.
Ehlers J., GibbardP.L.,HughesP.D., 2011, Quaternary Glaciations -Extent and Chronology:
a CloserLook, Elsevier, Amsterdam.
EngelZ„ Mentlik P„ Braucher R., Minar J., Leanni L.,Team A., 2015, Geomorphologicalevi-dence and lOBe exposure ages for the Last Glacial Maximumand deglaciationof the Velka and Mala Studenadolina valleysin the High Tatra Mountains, centralEurope. Quaternary Science Reviews, 124,106-123.
EvansD.J. A., BennD. I., 2004, A practical guide to thestudy glacial sediments,Routledge, London, New York.
Evans I. S„ 2006,Allometric development of glacial cirque form: Geological,reliefand regional effectson the cirques of Wales, Geomorphology, 80,245-266.
Garcia-Ruiz J.M., Gómez-Villar A., Ortigosa L„ Marti-Bon C„ 2000, Morphometry of Glacial Cirquesin the Central SpanishPyrenees, Geografiska Annaler Ser.A., 82, 4, 433-442.
Graham, D.J., Midgley N.G.,2000, Graphicalrepresentation ofparticleshape using trian gular diagrams:anExcel spreadsheet method, Earth surface Processesand Landforms, 25,13,1473-1477.
GreńK., 2016, Wpływśrodowiskaglacjalnego na obróbkę ziarenosadówgruboklastycznych budujących moreny czołowe na przykładzielodowca Waldemara (NWSpitsbergen), Prace i Studia Geograficzne, 61, 2, 7-24.
Hilitzer A., Kral J., Kubiiovych V., Maloch M., 1932, Boriava v Podkarpatske Rusi,1-3, Vytiskly Graficke zavodyV. &A. Janata, Novy Bydzov.
Ivy-OchsS.,Kerschner H„ SchliichterCh., 2007, Cosmogenic nuclides and the dating of Lateglacialand Early Holoceneglaciervariations: The Alpineperspective. Quaternary International,164-165, 53-63.
Kriżek M, Mida P., 2013, The influenceof aspect andaltitudeon the size, shape and spatial distribution of glacial cirques in the High Tatras (Slovakia, Poland), Geomorphology, 198, 57-68.
Kondracki J., 1989,Karpaty,Wydawnictwa Szkolne i Pedagogiczne, Warszawa.
Kovalijuk N.N., PetrenkoL.V., Tretiak P.R., 1985, Geohronologija nivalno-glacjalnych otło-żenij srednegorija Ukraińskich Karpat, Biuleten Komissii po izućeniio\u cetvierticznoho perioda, 54,113-118.
KrawczukJ„ 2008, Geomorfologija Poloninsko-Czornohorskich Karpat, Wydawniczy) Centr LNU im. Iwana Franki, Lwów.
Kruhlov1.,2008, Delimitation, metrisation and classification ofmorphogenetic ecoregions for the Ukrainian Carpathians, Ukraińskij Geograficzni) Żurnal,3, 59-68, Lwów.
Lukas S„Benn D. L, BostonC. M.,BrookM„Coray S., Evans D. J.A.,Graf A.,Kellerer-Pirkl- bauer A.,Kirkbride M.P., Krabbendam M„Lovell H„ Machiedo M„ Mills S.C.,NyeK., Reinardy B. T. L, Ross F.H., Signer M., 2013, Clast shape analysis andciast transport paths in glacial environments: A criticalreview of methodsandthe role of lithology, Earth-Science Reviews, 121,96-116.
Makos M., Dzierżek, J., Nitychoruk, J.,Zreda,M.,2014, Timing of glacier advances and climate in the HighTatra Mountains(Western Carpathians)during the Last Glacial Maximum, Quaternary Research, 82,1,1-13.
Matthews J. A.,1987,Regional variationin thecompositionofNeoglacial end moraines,jotun- heimen, Norway: analtitudinal gradientin clast roundnessand itspossible palaeoclimatic significance, Boreas,16,173-188.
Matoshko A.V., 2011, Limits of the Pleistocene glaciations in the Ukraine: a closer Look [w:]J. Ehlers, P.L. Gibbard, P.D Hughes (red.), Developments in Quaternary Science, Elsevier, Amsterdam, 405-418.
Matskiv B.V., Vorobkanych V.M., Pukach B.D., 2009, State Geological Map of Ukraine 1:200 000, Geological Map and mapofmineralogical resourcesofquaternary sediments, M-34-XXXVI (Khust),L-34-VI (Baya-Mare),Ministry of environmental protection of Ukraine, StateGeologicalSurvey, Kyiv.
Melnyk A,1999, Ukraińskie Karpaty: Ekolohicznolandszaftoznawczedoslidżenija, Wyd. LNU im. I. Franka, Lwów.
Miller G.P., 1961, Pro ćetwertinne zledeninnjaĆornohory, Dopowidi ta powidomlienia Lwiwskowouniwersytetu, 6, 2,179-181.
Formyiosadyglacjalnewdolinie Małej Płoszanki
Mindrescu M.,Evans I.S., 2014, Cirque form anddevelopment inRomania: Allometryand the buzzsawhypothesis, Geomorphology, 208,117-136.
Pawłowski S., 1925, Sur les traces glaciaires dans les Gorganes occidentales (Karpates polonaises), Extrait du Bolletin de LAcadémie Polonaise des Sciences et des Lettres.
Classe desSciences Mathématiques et Naturelies - Serie A: SciencesMathématiques, 369-375.
Pawłowski S., 1936, Les Karpates ál’époqueglaciaire, Congrés Internationale de Geographic (Varsovie1934), ComptesRendus, Travaux desection 2, 89-141.
Pellitero R., ReaB.R., Spagnolo M., Bakke J., Ivy-OchsS., Frew C.R., HughesP.,Ribolini A., LukasS., Renssen H., 2016, Glare, a GIS tool to reconstructthe 3D surface ofpalaeoglaciers, Computersand Geosciences, 94, 77-85.
PowersM.C.,1953, A New RoundnessScale for Sedimentary Particles, Journal of Sedimentary Petrology, 23,117-119.
Rehman A, 1895, Karpatyopisane pod względem fizyczno-geograficznym, Akademia Umie jętności wKrakowie, Lwów.
Rinterknecht V., MatoshkoA., Gorokhovich Y., Fabel D„ Xu S., 2012, Expression of the YoungerDryas cold eventin the Carpathian mountains, Ukraine?QuaternaryScience Reviews, 39,106-114.
Romer E., 1906,Epoka lodowa na Świdowcu, Rozprawy AkademiiUmiejętności, Wydział Matematyczno-Przyrodniczy,25,11-81.
Ruszkiczay-Rüdiger Z., KernZ.,Urdea P.,Braucher R., Madarász D., SchimmelpfennigL, Team A., 2016, Revised deglaciation history of the Pietrelee -Stánifoara glacialcomplex, Retezat Mts, Southern Carpathians, Romania, Quaternary International,415, 216-229.
Sneed E.D., Folk R.L.,1958,Pebbles in the lowerColorado River, Texas,a studyin particle morphogenesis, Journal ofGeology,66,114-150.
Ślączka A., KruglovS.,Golonka J.,Oszczypko N., Popadyuk I., 2006. Geology and hydrocar
bon resources of theOuter CarpathiansPoland, Slovakia, Ukraine, General Geology [w:]
Golonka J., Picha F. (red.), The Carpathians and their foreland: Geology and hydrocarbon resources,AAPG Memoir, 84, 221-258.
Świderski B., 1937,Geomorfologia Czarnohory, Wyd. Kasyim.Mianowskiego, Warszawa.
Tretyak, P. R., Kuleshko, M. P.,1982,Degradatsiya poslednego oledeneniya v Ukrainskih Carpatah, DokladyAkademii NaukUkr.SSR, B 8, 26-31.
Urdea P,2000, Muntii Retezat. Studiu geomorphologic.Editura Academiei,Bucuresti.
Zasadni ]., Kłapyta P.,2014, The Tatra Mountains duringthe Last Glacial Maximum,Journal of Maps, 10, 3, 440-456.
Źródła internetowe
Alaska SateliteFacility, 2018,https://vertex.daac.asf.alaska.edu/,(dostęp 14.03.2018).
Ukrainian HydrometeorologicalCenter,2018,http://meteo.gov.ua/en//33515/climate/cli- mate_stations,(dostęp 14.03.2018).
WSPÓŁCZESNE PROBLEMY I KIERUNKI BADAWCZE W GEOGRAFII - TOM 6 Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ
Kraków 2018, 127-143