Torfowisko niskie w górnym odcinku doliny Kamienicy (Gorce)
Janusz Olszak*
Blanket peat bog in the upper reaches of the Kamienica Valley (Gorce Mts., south Poland). Prz. Geol., 52: 916–919.
S u m m a r y. The peat bog is situated in the upper reaches of the Kamienica valley in the Gorce Mountains, filling a part of an aban-doned stream channel. The basal part of peat was laid down at the end of the Subboreal Epoch and the middle part, dominated by reed, is a result of the Subatlantic climate wetting. The peat bog is now undergoing degradation as a result of artificial drainage.
Key words: blanket peat bog, holocene, Kamienica valley, Gorce Mts., Outer Carpathians
Torfowiska w Karpatach fliszowych wystêpuj¹ najczêœciej w zag³êbieniach osuwiskowych (Margielewski, 1998) lub w dnach kotlin œródgórskich (Obidowicz, 1978). Rzadziej s¹ usytuowane w dnach dolin rzecznych. Z okolic Gorców s¹ znane torfowiska: w Kotlinie Nowotarskiej (Koperowa, 1962; Obidowicz, 1978 — kotlina œródgórska), na Bryjarce w Pieninach (Pawlikowa, 1965 — osuwiskowe), torfowisko Staszawa ko³o Szczawnicy (w dnie doliny) i na Kiczorze w Gorcach (Koperowa, 1962 — osuwiskowe), a tak¿e w Beskidzie Wyspowym (osuwiskowe, np. na Æwilinie — Margielewski & Kovalyukh, 2003). Spoœród wy¿ej wspo-mnianych tylko jedno jest po³o¿one w dnie doliny — torfo-wisko Staszawa, na tarasie potoku Sopotnickiego. Wiêksze od niego jest torfowisko po³o¿one na tarasie rzeki Kamieni-cy w miejscowoœci Rzeki w Gorcach. Torfowisko to nie by³o wczeœniej badane i jest tylko zaznaczone jako zatorfienie na
Szczegó³owej mapie geologicznej Polski (Burtan i in., 1976).
Po³o¿enie torfowiska w górnym odcinku rzeki górskiej, na ¿wirach, stwarza okazjê do wyjaœnienia ciekawego zjawi-ska, jakim jest obecnoœæ torfowisk na pod³o¿u uznawanym za dobrze przepuszczalne.
Niniejszy artyku³ przedstawia opis po³o¿enia i budowy torfowiska w Rzekach wraz z interpretacj¹ jego genezy i ewolucji. Badanie torfowiska objê³o wykonanie szcze-gó³owej mapy geomorfologicznej torfowiska i okolic, zba-danie jego budowy wierceniami, analizê makroszcz¹tków
z pionowego profilu torfu oraz datowanie (14C) torfu ze
sp¹gowej czêœci profilu.
Sytuacja geomorfologiczna
Dolina Kamienicy, o d³ugoœci 34 km, w dolnym odcin-ku jest szeroka i ma starasowane dno. Od Szczawy w górê dolina jest ju¿ w¹ska z kilkoma lokalnymi rozszerzeniami. Najwiêksze z nich, w Lubomierzu-Rzekach, jest d³ugie na 1,8 km i szerokie do 0,5 km. Obecnoœæ tego rozszerzenia sprzyja³a wytworzeniu i zachowaniu siê czterech tarasów rzecznych, które zajmuj¹ obecnie dno doliny na tym odcin-ku (ryc. 1).
Najm³odszy, a zarazem najni¿szy taras ma wysokoœæ 0,5–2 m ponad wspó³czesny poziom rzeki. Jest to taras osa-dowy zbudowany w przewadze ze œrednio- i grubokla-stycznych ¿wirów (maksymalnie 45 cm — najd³u¿sza oœ). ¯wiry s¹ dobrze obtoczone, s³abo zwietrza³e, nie wysegre-gowane. Równie¿ osadowy jest taras o wysokoœci 3–4 m. W sk³ad jego aluwium wchodz¹ g³ównie drobno- i
œrednio-klastyczne, dobrze obtoczone ¿wiry. Otoczaki s¹ bez³adnie upakowane w matriks piaszczysto-gliniastej.
Najwiêksz¹ powierzchniê zajmuje taras o wysokoœci 6–7 m (ryc. 1). Jest to taras skalno-osadowy o wysokoœci coko³u skalnego 2–4 m. Pokrywê aluwialn¹ stanowi dobrze obtoczony ¿wir (do 40 cm), chaotycznie upakowa-ny w brunatnej, gliniasto-piaszczystej matriks.
Opisane wy¿ej tarasy s¹ wieku holoceñskiego. Plejsto-ceñski wiek (zlodowacenie wis³y) mo¿na przypisaæ najwy-¿szemu i najstarszemu (w tej czêœci doliny) tarasowi o wysokoœci 10–11 m, który prawdopodobnie (brak odpo-wiedniej odkrywki) jest skalno-osadowy. Pokrywa alu-wialna tego tarasu jest zbudowana z dobrze obtoczonych, œrednio zwietrza³ych, drobnoklastycznych (do 25 cm) ¿wirów z rdzawymi otoczkami na powierzchniach otocza-ków. ¯wir jest chaotycznie upakowany w rdzawo zabar-wionej piaszczystej glinie. Jest to najs³abiej zachowany taras spoœród wszystkich. Wystêpuje on tylko fragmenta-rycznie, w po³udniowej czêœci rozszerzenia (ryc. 1).
Tarasy w kilku miejscach s¹ nadbudowane sto¿kami nap³ywowymi. Dwa najwiêksze wystêpuj¹ na lewym brze-gu rzeki na tarasie 6–7 m oraz czêœciowo na tarasie 10–11 m. Nachylenie tych sto¿ków wynosi odpowiednio (od
po³udnia): 13,5ooraz 5,5o.
Na tarasie 6–7 m wystêpuje torfowisko niskie o powierzchni 3,8 ha. Wype³nia ono nieregularne wyd³u¿one zag³êbienie o maksymalnych wymiarach 460 m x 130 m. Na torfowisku tym wykonano œwidrem Instorf piêæ wier-ceñ o g³êb. do 2,05 m. Z profilu oznaczonego „I” pobrano próbki do analizy makroszcz¹tków i do datowania radio-wêglowego. Maksymalna mi¹¿szoœæ torfu w wierceniach to 1,85 m. Wyniki badañ georadarowych wskazuj¹, ¿e mi¹¿szoœæ torfu mo¿e siegaæ 3 m. Minimalna mi¹¿szoœæ to ok. 20–40 cm w strefie brzegowej torfowiska. Pod³o¿em torfu s¹ niebieskawe i³y piaszczyste. Wiercenia kontynu-owano w warstwie i³u przez 10–15 cm, w jednym przypad-ku 80 cm (wiercenie „II”).
W torfie mo¿na wydzieliæ odmiany ró¿ni¹ce siê barw¹, stopniem rozk³adu, udzia³em makroszcz¹tków roœlinnych. Torf barwy jasnobr¹zowej jest najczêœciej s³abo roz³o¿ony — zawiera du¿e fragmenty detrytusu (ga³¹zki, pnie, liœcie). Torf barwy ciemnej, ciemnobr¹zowej lub prawie czarnej jest bardziej roz³o¿ony i rozdrobniony („sieczka”), czêsto spotkamy w nim wiêksze, fragmenty drewna. Z obserwacji autora i ustnych relacji okolicznych mieszkañców wynika, ¿e w torfie tym zalegaj¹ „bardzo grube pnie” — jeden mia³ nawet oko³o 1 metra gruboœci. Torf w sp¹gu stopniowo przechodzi w szarosiwy lub siwy zwiêz³y i plastyczny i³, czasem zapiaszczony z fragmentami piaskowca (maksy-malna œrednica 1,5 cm). W stropie i³ów sporadycznie znaj-duj¹ siê kawa³ki drewna.
916
Przegl¹d Geologiczny, vol. 52, nr 9, 2004
*Wydzia³ Geologii, Geofizyki i Ochrony Œrodowiska, Aka-demia Górniczo-Hutnicza, al. Mickiewicza 30, 30-059 Kraków; joszak@geol.agh.edu.pl
Na prawym brzegu Kamienicy na tarasie o wysokoœci
3–4 m, na powierzchni 370 m2
wystêpuje torf, który mo¿na okreœliæ jako antropogeniczny. Powsta³ on z trocin ist-niej¹cego tu przed II wojn¹ œwiatow¹ tartaku (informacja ustna od tutejszych mieszkañców). Torf ten ró¿ni siê zasad-niczo od opisywanych wczeœniej. Jest barwy brunatnej, jego struktura jest jednorodna — nie ma ga³¹zek, fragmentów pni. W torfie tym znaleziono fragment grubej deski oraz drewnianej belki z wyraŸnym œladem obciêcia z jednej stro-ny (powierzchnia zupe³nie p³aska).
Opis profilu torfowego
Z wiercenia (profilu) oznaczonego „I” M. Kloss (Cen-trum Badañ Ekologicznych PAN, Warszawa) wykona³ ana-lizê makroszcz¹tków maj¹c¹ na celu okreœlenie typu oraz sk³adu botanicznego wydzielonych próbek torfu (tab. 1). Zgodnie z wynikami tej analizy opracowano stratygrafiê profilu torfowego:
0–32 cm — torf z drewnem (olchowy), silnie roz³o¿ony (55%), na powierzchni wykazuje pocz¹tkowe oznaki mur-szenia (próbka z g³êb. 5–10 cm),
32–60 cm — torf trzcinowy z drewnem, dobrze roz³o¿ony (40–45%), grube drewno olszy (próbka z g³êb. 35–40 cm),
60–132 cm — torf trzcinowy, œrednio roz³o¿ony (30–35%), niewielkie fragmenty drewna olszy (próbki z g³êb. 60–65 cm; 75–80 cm; 95–100 cm; 115–120 cm),
132–160 cm — torf trzcinowy z drewnem, dobrze roz³o¿ony (45%), drewno olszy i œwierka, nieliczne ziarna piasku (próbki z g³êb. 135–140 cm; 150–155 cm),
160–178 cm — torf z drewnem, silnie roz³o¿ony 55%, drewno olszy i œwierka, nielicznie piasek (próbka z g³êb.
165–170 cm); prawdopodobnie wiercenie trafi³o w pieñ lub k³odê œwierkow¹ i st¹d du¿y udzia³ drewna œwierkowego,
178–182 cm — torf z drewnem, bardzo silnie roz³o¿ony (>60%), drewno olszy i œwierka, mocno zapiasz-czony (próbka z g³êb. 178–182 cm),
182–200 cm — namu³ mineralno-organiczny, piasek, drobne kawa³ki drewna i trzciny.
Etapy rozwoju torfowiska (wg interpretacji M. Klossa)
W rozwoju torfowiska, w strefie wiercenia, mo¿na wydzie-liæ trzy etapy rozdzielone dwoma okresami przejœciowymi.
Etap I jest zaznaczony przez warstwê torfów z
drew-nem olszy i œwierka (160–182 cm). W tym czasie o rozwo-ju torfowiska decydowa³y wody sp³ywaj¹ce ze zboczy doliny (powierzchniowo, œródpokrywowo), zabagniaj¹ce taras i powoli uchodz¹ce do cieku g³ównego.
Okres przejœciowy (132–160 cm) to okres wzrostu zabagnienia siedliska. Ustêpuj¹ stopniowo drzewa, wzra-sta udzia³ trzciny pospolitej (Phragmites australis), co mo¿na wi¹zaæ ze wzrostem wilgotnoœci klimatu.
Etap II wyznacza warstwa torfów trzcinowych (60–132
cm). Na torfowisku ros³y wówczas zbiorowiska z dominacj¹ trzciny. Wierzchnie warstwy bagna przez wiêksz¹ czêœæ roku, a mo¿e i stale, by³y zalane wod¹. Etap ten nale¿a³oby wi¹zaæ ze znaczn¹ wilgotnoœci¹ klimatu (wysokimi opada-mi). W cieku wyst¹pi³y wiêksze przep³ywy, zwiêkszy³a siê energia rzeki i nast¹pi³o pog³êbienie jej koryta.
Okres przejœciowy (32–60 cm) to czas powolnego spadku zawodnienia siedliska. Spadek zabagnienia wi¹¿e siê z ponownym wkroczeniem drzew (Alnus glutinosa) i wyraŸnym spadkiem obecnoœci trzciny. Zasilanie torfowi-917 Przegl¹d Geologiczny, vol. 52, nr 9, 2004
I I I I 0,9 1,1 2,1 2,4 II-1,6 III-1,95 IV-1,4 V-0,9 N S E W 700 720 730 740 700 730 710 710 720 730 720 740 730 Mszana Dolna Zabrze¿ 1,8 3,2 0,6 0,7 1,0 7,0 0,9 7,2 1,9 2,01,4 1,3 1,8 2,1 2,0 1,7 2,3 1,9 2,4 1,6 0 100 200 300 m 1,9 7,2 I-2,05
plejs- tocen Pleisto- cene holocen Holocene taras 0,5 - 2 m terrace 0,5 - 2 m taras 3 - 4 m terrace 3 - 4 m taras 6 - 7 m terrace 6 - 7 m taras 10 - 11 m terrace 10 - 11 m torfowisko peat-bog sto¿ki nap³ywowe alluvial fans tereny podmok³e wet areas wysokoœæ krawêdzi tarasów altitude of terraces scarps numer i g³êbokoœæ wiercenia number & depth of driling rynny erozyjne erosive troughs progi skalne rocky steps wysokoœæ krawêdzi scarps altitude 0-3 m 3-6 m 6-12 m
niewyraŸna krawêdŸ tarasu indistinct scarp of terrace wyraŸna krawêdŸ tarasu distinct scarp of terrace skarpa scarp kamieniec gravel-bed river 5,3 3,1 K am i e ni c a 5 8 9 598 1 2 9 3,9 2,3 2,3 4,5 3,9 5,3 2,3 2,2 2,7 4,9 690 Warszawa Warsaw Kraków Wi s ³a 1 2 9 5,4 Turbacz 1310 Gorc 1228 Szczawa Kamienica £¹cko Stary S¹cz Nowy S¹cz G O R C Z A Ñ S K I N A R O D O W Y PA R K Zabrze¿ D j una ec K a c m i eni a 710 Lubomierz 4,1 R z e k i I-2,05 10 km NW SE I-2,05 2685±65 A B A B 10 m 1,9 3,3 5,1
Gorce National Park
Cracow V is
t ul a
Ryc. 1. Lubomierz-Rzeki. Szkic morfologiczny doliny Kamienicy Fig. 1. Lubomierz-Rzeki. Morphological sketch of the Kamienica valley
ska w wodê by³o znacznie s³absze, zapewne wskutek ocie-plenia klimatu, b¹dŸ zwiêkszonego drena¿u wywo³anego pog³êbieniem koryta Kamienicy.
Etap III jest zwi¹zany z torfotwórcz¹ dzia³alnoœci¹
bagiennego olsu (lasu olszowego). W tym czasie nast¹pi³a akumulacja leœnego torfu olchowego (0–32 cm). O rozwo-ju torfowiska, podobnie jak w etapie I, decyduj¹ g³ównie wody sp³ywaj¹ce ze zboczy doliny.
Dyskusja
Wystêpowanie grubej warstwy torfu na tarasie zbudo-wanym ze ¿wirów rodzi pytanie, jakie czynniki utrudnia³y drena¿ powierzchni tarasu i umo¿liwi³y powstanie zaba-gnienia?
Powstaniu torfowiska w Rzekach sprzyja³ zapewne ma³y spadek rzeki i znaczne rozszerzenie doliny, które powsta³o w ma³o odpornych na denudacjê ska³ach. Zag³êbieniem, które wype³nia torfowisko mo¿e byæ frag-ment dawnego koryta Kamienicy lub bocznego dop³ywu, którego drena¿ odbywa³ siê w kierunku NE. Podobnie usy-tuowane torfowiska s¹ znane z doliny Sanu w Bieszcza-dach (Kukulak, 1998). Bardziej realne wydaje siê jednak, ¿e obni¿enie owo to fragment rynny erozyjnej lub koryta przelewowego. W pod³o¿u torfowiska znajduj¹ siê i³y, któ-re stanowi¹ nieprzepuszczalne pod³o¿e, sprzyjaj¹ce zatrzy-mywaniu wody w warstwie przypowierzchniowej. I³y w wykonanych wierceniach zosta³y stwierdzone na ró¿nych g³êbokoœciach: od 1,85 m (wiercenie „I”) do 0,7 m (wierce-nie „V”). Zapiaszcze(wierce-nie i³ów i obecnoœæ w nich drobnych okruchów piaskowca wskazywa³oby, ¿e i³y te s¹
zwie-trzelin¹ ska³ pod³o¿a — warstw beloweskich (kompleks nie-bieskich, szarych ³upków i piaskowców). Jeœli przyjmiemy, ¿e torfowisko podœciela zwietrzelina ska³ pod³o¿a to przy-czyn¹ utrudnionego drena¿u by³a niska jej przepuszczal-noœæ. Jednak niebieskie i³y mog¹ byæ równie¿ produktem intensywnego wietrzenia pokrywy aluwialnej, jakie zacho-dzi na granicy torf–¿wir. Zakwaszone wody torfowiska ³uguj¹ wapniste spoiwo piaskowców w ¿wirach, pozosta-wiaj¹c reziduum ilasto-piaszczyste. W takiej sytuacji obec-noœæ warstwy izolacyjnej by³a konieczna tylko dla samej inicjacji powstania torfowiska. Warstw¹ t¹ móg³ byæ namu³ powodziowy lub osad zboczowy (deluwialny). W trakcie dalszej ewolucji i ekspansji torfowisko samo siê uszczelnia³o, wskutek wczeœniej wspomnianego wietrze-nia pokrywy aluwialnej.
Po okresie pocz¹tkowej sedymentacji torfu na tarasie koryto Kamienicy uleg³o znacznemu obni¿eniu i o rozwoju torfowiska decydowa³y wody opadowe i wody zboczowe. Autor wyklucza zasilanie torfowiska przez wody wezbra-niowe, gdy¿ w osadach torfowiska nie stwierdzono wk³adek ilastych, które powstaj¹ przez wytr¹cenie zawie-siny z wód powodziowych.
Torfowisko w Rzekach mo¿na by te¿ interpretowaæ jako przyzboczowe, utworzone w tzw. zawa³u. Jednak, zdaniem autora, ze wzglêdu na du¿¹ mi¹¿szoœæ torfu (1,8 m) wariant ten nale¿a³oby odrzuciæ. Jednoczeœnie ma³a liczba wierceñ nie pozwala jednoznacznie rozstrzygn¹æ o sposobie za³o¿enia tego obiektu.
Pobrany i analizowany rdzeñ torfu liczy ok. 1,8 m
mi¹¿szoœci. Analiza radiowêglowa 14C torfu (próbka z
g³êb. 1,75 m) wykaza³a wiek osadu 2685±65 lat BP Przegl¹d Geologiczny, vol. 52, nr 9, 2004
918 G³êbokoœæ, depth [cm] Stopieñ rozk³adu w % Degree of decay
Udzia³ makroszcz¹tków roœlinnych [w %] Macrofloral remains [%]
Torf peat Olsza czarna (Alnus glutinosa ) black alder Œwierk pospolity (Picea abies), common spruce Wierzba (Salix sp.), willow Trzcina pospolita (Phragmites australis) common reed Turzyca (Carex sp.) sedge Turzyca b³otna (Carex acutiformis ) lesser pond sedge Turzyca pêcherzykowata (Carex vesicaria ) bladder sedge Turzyca sztywna (Carex elata) tufted sedge Skrzyp (Equisetum sp.) horsetail Skrzyp bagienny (Equisetum fluviatile) water horsetail Paprocie Filicales (e.g. Thelypteris palustris ) marsh fernus Bobrek trójlistkowy (Menyanthes trifoliata ) bog bean Trawy (Poaceae ) grasses Mchy brunatne (Bryales) brown mosses Oczert jeziorny (Scripus lacustris ) common club rush Nieoznaczone undeterminate 5–10 55 55 + 5 10 5 7 3 . + × 1 . 2 . . 12 torf1 peat 35–40 40–45 30 . 3 45 3 5 2 . . 4 1 . 1 . . 6 torf2 peat 60–65 35 5 . + 70 5 3 2 . . 5 3 . 1 . . 6 torf3 peat 75–80 30 1 . + 75 2 6 2 . . 6 4 2 . . . 2 95–100 30 3 . . 65 3 3 2 2 . 9 6 3 . . + 4 115–120 30 1 + . 80 5 + × + . 4 6 . . . . 4 135–140 45 25 10 . 45 2 + × . . 2 4 . . + . 12 torf2 peat 150–155 45 30 10 + 40 3 . × . . 2 5 . 1 + . 9 165–170 55 23 30 2 25 1 . 3 1 + . 5 . + . . 10 torf4 peat 178–182 >60 25 35 + 18 2 . + + + . 5 . . . . 15
*Analizê botaniczn¹ profilu torfowego wykona³ dr Marek Kloss (Centrum Badañ Ekologicznych PAN, Warszawa), Botanical analysis of the peat profile was made by
Dr Marek Kloss (Centre of Ecological Research PAS, Warsaw)
1 — torf olchowy, alder peat, 2 — torf trzcinowy z drewnem, reed peat with wood, 3 — torf trzcinowy, reed peat, 4 — torf z drewnem (olchowym?), peat with
wood (alder?); + — œladowa iloœæ, insignificant amount, × — brak, lack
Tab. 1. Sk³ad botaniczny profilu torfowego z Rzek* Table 1. Botanical composition of peat profile from Rzeki*
(Gd-15561), czyli schy³ek okresu subborealnego (SB). Data radiowêglowa wskazuje, ¿e œrednie tempo przyrostu torfu w badanym torfowisku wynosi³o 0,7 mm/rok. Znaczy to, ¿e akumulacja torfu w Rzekach by³a prawie o po³owê szybsza od œredniego tempa akumulacji torfu niskiego, które wynosi 0,5 mm/rok (¯urek, 1987).
Sk³ad botaniczny torfu ze sp¹gowej czêœci profilu torfo-wego (tab. 1) wskazuje, ¿e u schy³ku okresu subborealnego w rejonie torfowiska wystêpowa³ las œwierkowo-olchowy, czyli stopieñ zawodnienia siedliska by³ relatywnie niski. Obecnoœæ drzew tych gatunków zarejestrowano w profilu torfowym na g³êb. 1,6–1,78 (pieñ œwierka).
Pocz¹tek okresu subatlantyckiego (SA) zaznaczy³ siê och³odzeniem i zwilgotnieniem klimatu (Starkel, 1977). Wzrost opadów we wczesnym subatlantyku dobrze kore-sponduje z faz¹ (2,35–1,9 ka BP) zwiêkszonej mobilnoœci osuwisk w Karpatach zewnêtrznych (Margielewski, 1997, 1998) oraz z okresem wzrostu aktywnoœci fluwialnej w górnym dorzeczu Wis³y (Starkel, 1996). Œrodoñ (1952) przyj¹³ na ów okres powa³ lasów, czego wynikiem s¹ pnie drzew w sp¹gu tarasów niskich w Kotlinie Nowotarskiej (Watycha, 1976) oraz pogrzebane k³ody w tarasie zalewo-wym Sanu (Kukulak i in., 2002). Zmiany klimatu prowa-dzi³y do podniesienia poziomu wód, co powodowa³o zabagnienie nisko po³o¿onych terenów (Ralska-Jasiewi-czowa, 1980), wzmo¿on¹ sedymentacjê aluwiów (Jahn, 1957; Starkel, 1996) oraz torfów (Œrodoñ, 1952; Margie-lewski & Kovalyukh, 2003). W Kotlinie Nowotarskiej na ostatni okres holocenu przypada najszybszy wzrost torfo-wisk wysokich (Koperowa, 1962; Wojtal i in., 1999) oraz powstanie licznych zatorfieñ i ma³ych torfowisk (Watycha, 1976). Dlatego te¿ dalszy etap rozwoju torfowiska w Rze-kach, kiedy dosz³o do wzrostu zabagnienia (zawodnienia) siedliska — autor wi¹¿e z subatlantyckim zwilgotnieniem klimatu. Ustêpuj¹ powoli olsza i œwierk, który by³ sukce-sywnie wypierany przez inne drzewa do regla górnego (Ralska-Jasiewiczowa, 1983), na korzyœæ trzciny pospoli-tej. Wtedy te¿ w profilu torfowym pojawia siê bobrek trój-listkowy (Menyanthes trifoliata) oraz oczeret jeziorny (Scirpus lacustris) (tab. 1), co wyraŸnie wskazuje na zmia-nê warunków sedymentacji torfu — czyli szuwarowy cha-rakter siedliska.
Zwilgotnienie klimatu w starszej czêœci okresu subatlan-tyckiego spowodowa³o znaczny wzrost torfowisk (Œrodoñ, 1977). Z radykaln¹ zmian¹ warunków sedymentacji, wywo³an¹ oscylacjami klimatycznymi, wi¹¿e siê powstanie poziomu granicznego (rekurencyjnego), który oddziela star-sze osady subborealne od subatlantyckich. Wed³ug Granlun-da (Starkel, 1977) jest to poziom rekurencyjny RY III, który przypada na okres 2450 BP. W osadach torfowiska w Rze-kach poziom graniczny z prze³omu okresów SB/SA mo¿na wyznaczyæ na g³êb. oko³o 1,6 m.
Stropowa czêœæ profilu torfowego gromadzi³a siê ju¿ w klimacie bardziej suchym i ciep³ym, ni¿ jego czêœæ œrodko-wa. Pojawienie siê drzew (tab. 1) to wyraŸny sygna³ spad-ku zwilgocenia siedliska.
Torf na powierzchni wykazuje pocz¹tkowe oznaki murszenia, co mo¿na wi¹zaæ z wyrêbem lasu i drena¿em w celu rolniczego zagospodarowania torfowiska (koœne ³¹ki).
Uwagi koñcowe
Torfowisko w Rzekach jest za³o¿one na zwietrzelinie bogatej w ³upki ska³ fliszowych, albo na zwietrza³ych ¿wi-rach. Akumulacja torfu mia³a przebieg z³o¿ony i wieloetapo-wy. Rozpiêtoœæ czasow¹ tych etapów mo¿na by dok³adnie okreœliæ przy pomocy dodatkowych badañ radiowêglowych. Torfowisko w Rzekach znajduje siê w bezpoœrednim obrze¿eniu Gorczañskiego Parku Narodowego, co sprzyja ewentualnemu objêciu go ochron¹ dla zachowania rzadkie-go przyk³adu torfowiska za³o¿onerzadkie-go w dnie doliny w gór-nym biegu rzeki górskiej.
Pragnê serdecznie podziêkowaæ Panu prof. J. Rutkowskie-mu, Panu prof. G. HaczewskieRutkowskie-mu, dr. J. Kukulakowi oraz Kole-¿ankom i Kolegom z Zak³adu Kartografii Geologicznej AGH za trafne i krytyczne uwagi oraz pomoc podczas realizacji tego tematu. Chcia³bym równie¿ podziêkowaæ Panu dr. M. Klossowi za wykonanie analizy torfu.
Praca by³a finansowana z badañ w³asnych (AGH, nr 10.10.140.954).
Literatura
BURTAN J., PAUL Z. & WATYCHA L. 1976 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, ark. Mszana Górna, 1 : 50 000. Inst. Geol. JAHN A. 1957 — Przyczynki do znajomoœci teras karpackich. Czasopismo Geograf., 28: 171–185.
KOPEROWA W. 1962 — PóŸnoglacjalna i holoceñska historia roœlin-noœci Kotliny Nowotarskiej. Acta Palaeobot., 2: 1–62.
KUKULAK J. 1998 — Za³o¿enia i rozwój torfowisk w dolinie górnego Sanu w Bieszczadach. IV Zjazd Geomorfologów Polskich, UMCS Lublin 3–6 czerwca 1998: 335–341.
KUKULAK J., PAZDUR A. & KUC T. 2002 — Radiocarbon dates wood debris in floodplain deposits of the San river in the Bieszczady Mountains. Geochronometria, 21: 129–136.
MARGIELEWSKI W. 1997 — Dated landslides of the Jaworzyna Kry-nicka Range (Polish Carpathians) and their relation to climatic phases of the Holocene. Ann. Soc. Geol. Pol., 67: 83–92.
MARGIELEWSKI W. 1998 — Landslide phases in the Polish Outer Carpathians and their relation to climatic changes in the Late Glacial and the Holocene. Quater. Stud. Pol., 15: 37–53.
MARGIELEWSKI W. & KOVALYUKH N. 2003 — Neoholocene climatic changes recorded in landslide’s peat bog on Mount Æwilin (Beskid Wyspowy Range, Outer Carpathians, South Poland). Stud. Geomorph. Carpatho-Balc., 37: 59–76.
OBIDOWICZ A. 1978 — Genese und Straigraphie des Moores ”Bór na Czerwonem” in Orawa-Nowy Targ Mulde. Fragmenta Floristica et Geobotanica, 24: 447–466.
PAWLIKOWA B. 1965 — Materia³y do postglacjalnej historii roœlinno-œci Karpat Zachodnich, torfowisko na Bryjarce. Folia Quater., 18: 1–9. RALSKA-JASIEWICZOWA M. 1980 — Late-glacial and Holocene vegetation of the Bieszczady Mts (Polish Eastern Carpathians). PWN. RALSKA-JASIEWICZOWA M. 1983 — Isopollen maps for Poland 0-11 000 years BP. New Phytologist, 94: 133–175.
STARKEL L. 1977 — Paleogeografia holocenu. PWN.
STARKEL L. 1996 — Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years. Part VI, Geogrphical Stud. Spec. Issue 9.
ŒRODOÑ A. 1952 — Ostatni glacja³ i postglacja³ w Karpatach. Biul. Inst. Geol., 67: 27–69.
ŒRODOÑ A. 1977 — Roœlinnoœæ Polski w czwartorzêdzie. [W:] Szafer W. i Zarzycki K. (red.), Szata roœlinna Polski, t. 1, PWN: 527–571.
WATYCHA L. 1976 — Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicz-nej polski, arkusz Nowy Targ, 1 : 50 000. Wyd. Geol.
WOJTAL A., WITKOWSKI A. & METZELTIN D. 1999 — The dia-tom flora of the ”Bór na Czerwonem” rised peat-bog in the Nowy Targ Basin (Southen Poland). Fragmenta Floristica et Geobot., 44: 167–192. ¯UREK S. 1987 — Z³o¿a torfowe Polski na tle stref torfowych Europy. Dokumentacja Geograf., 4: 1–84.
Przegl¹d Geologiczny, vol. 52, nr 9, 2004
