109 S ł u p s k i e P r a c e G e o g r a f i c z n e 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
de-nudacyjno-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. Do-datkowo 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 datu-je 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 de-posits, Wieprza river valley
Wprowadzenie
W polskiej literaturze geomorfologicznej od ponad 70 lat analizowane są zagad-nienia dotyczące suchych dolinek – wówczas w geomorfologii zwrócono uwagę na niewielkie elementy terenu, które mogą być związane z wieloma rozmaitymi for-mami. 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-Gawry- siak 2008). Po ustąpieniu lądolodu rozwój tych małych form był zdeterminowany przede wszystkim przez warunki klimatyczne i środowiskowe (erozja wodna oraz
110
denudacja zachodząca na zboczach rozwijających się form erozyjnych). W holoce-nie 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 te-renach młodoglacjalnych, gdzie są obszarem przejściowym między wysoczyznami morenowymi a obniżeniami den dolin rzecznych czy den rynien jeziornych. Najczę-ściej 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 czę-sto zawieszone w czę-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. Osiąg- nięcie 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 intensyw-ność procesów morfogenetycznych.
Prace terenowe rozpoczęto od utworzenia podkładu kartograficznego. Opraco-wano 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 dolki, 2 w dnie dolinki i 1 na stożku napływowym) oraz 12 odwiertów sondami typu in-storf 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 rozpo-znano 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 Prószyń-skiego,
111 – analizę zawartości materii organicznej przez wyprażanie,
– analizę zawartości węglanu wapnia metodą objętościową Scheiblera
(Meto-dyka... 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 odkry-wek 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), odchy-lenie standardowe (δ1), skośność (Sk1), wykonano krzywe kumulacyjne rozkła-du uziarnienia (Racinowski i in. 2001) i wyróżniono podstawowe typy krzy-wych 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 czę-ścią podprowincji Pobrzeże Południowobałtyckie (313), należącej do prowincji Niż Środkowoeuropejski (31).
Omawiany obszar leży w zasięgu subfaz recesyjnych fazy pomorskiej zlodowa-cenia bałtyckiego. Przeważającym rysem rzeźby rozpatrywanego terenu są liczne i roz-ległe płaty płaskiej albo lekko falistej moreny dennej, zalegające na wysokości kil-kunastu 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 pier-wotnie położoną powierzchnię rozcinają dziś liczne obniżenia, które mają niewy-równane dna i zróżnicowane kształty. Są one dziełem egzaracyjnej działalności ko-lejnych lądolodów, które w plejstocenie nasunęły się na obszar Polski.
Na pokrywę czwartorzędową składają się osady glacjalne i interglacjalne plejsto-cenu oraz utwory holoceńskie, które tylko miejscami wypełniają dna dolin rzecz-nych, mis jeziornych czy zagłębień bezodpływowych. Miąższość osadów zmienia się w granicach od 50 do 130 m, przy czym największą przyniosła działalność ostatnie-go zlodowacenia (Florek 2004).
112
W centralnej części Równiny Sławieńskiej znajduje się odcinek pradoliny po-morskiej obejmujący równoleżnikowy fragment Wieprzy i Stobnicy, położony na południe od strefy moren wyciśnięcia. Jest to forma fluwialna, która została ukształ-towana 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 erozyjny-mi. Większość z nich powstała u schyłku vistulianu, kiedy w podłożu była wielolet-nia 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 roz-topowych 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 rzęd-nej 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 (odci-nek środkowy) – 17,5 m n.p.m., transekt A (odci(odci-nek 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 erozyj-ne (u wylotu sączków, które zbierają wodę z okolicznych pól). Tu rozcięcie jest sła-bo 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 (miej-scami wypukłe). Świadczy to o dominacji procesów akumulacji. Ciekawe położenie ma rozcięcie erozyjne, które nie znajduje się pośrodku dna dolinki (jak w biegu gór-nym), 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.
113
Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań Fig. 1. Location of study area
R y c. 2 . P ro fi le p o p rz ec zn e w t ra n se k ta ch T A ( d o ln y o d ci n ek d o li n k i) , T B ( śr o d k o w y o d ci n ek d o li n k i) , T C ( g ó rn y o d ci n ek d o li n k i) i p ro fi l p o d łu żn y p rz ez d o li n k ę o d k ra w ęd zi w y so cz y zn o w ej d o W ie p rz y D z z az n ac zo n y m i sp ad k am i (l o k al iz ac ja p ro fi li n a ry c. 1 ) F ig . 2 . T ra n sv e rs e p ro fi le s in t ra n se ct s T A ( lo w e r se ct io n o f v al le y ), T B ( m id d le s ec ti o n o f v al le y ), T C ( u p p er s ec ti o n o f v al le y ) an d t h e lo n g it u d in al p ro fi le o f th e v al le y f ro m t h e ed g e o f u p la n d t o W ie p rz a ri v e r D w it h m ar k ed d ec li n es ( lo ca ti o n o f p ro fi le s in F ig . 1 ) 114
115 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 wy-lotu dolinki). Rozcięcie erozyjne, które podcina wschodnie stoki, najpierw wymija stożek, a następnie zanika. Przybiera ono w tej części najmniejsze rozmiary, a pły-nąca nim woda często zmienia swój tor płynięcia. Z obserwacji wynika, iż dzieje się to za przyczyną szaty roślinnej oraz materiału naniesionego z wyższych partii dolin-ki, głównie liści.
Woda w rozcięciu erozyjnym pojawia się okresowo, zależnie od warunków plu-wialnych. 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 zo-stały 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. Warto-ści nachylenia stoków zmieniają się od 3° do 25°. Najniższe nachylenia (3°) obser-wuje 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 kli-matu 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
116
Ryc. 4. Budowa litologiczna dolinki przedstawiona w 3 transektach (transekt TA – dolny bieg, transekt TB – środkowy bieg, transekt TC – górny bieg dolinki) z zaznaczonymi od-krywkami 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)
117 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.). Naj-większe spadki uwidaczniają się w strefie między wysoczyzną a dnem dolinki (po-nad 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 klasy-fikacji osadów (ryc. 3). Cechy litologiczne oraz miąższość pokrywy stokowej i osa-dów dennych rozpoznano na podstawie odkrywek i odwiertów. Wyznaczono 3 tran-sekty, które przebiegały poprzecznie do biegu dolinki.
Ogólny zarys budowy litologicznej transektów przedstawiono na rycinie 4. W każ-dym z transektów odsłonięto osady wysoczyznowe, stokowe oraz osady dna dolinki. Dodatkowo z sond ręcznych uzyskano informacje na temat miąższości osadów głę-biej położonych.
Osady wysoczyznowe
Na krawędziach wysoczyzny wykonano odkrywki do głębokości 1,5-2 m. Odsło-nięte w nich zostały utwory zastoiskowe. Są to osady drobno- i bardzo drobnoziarni-ste, głównie piaski iladrobnoziarni-ste, pyły piaszczydrobnoziarni-ste, pyły piaszczysto-ilaste oraz iły piaszczyste i pyłowate. Dominującą barwą utworów była brązowoszara z domieszką koloru ciem-nopomarańczowego czy szarożółtego (10YR 4/3). W całej tej strefie miejscami znaj-dowały się drobne elementy roślin, ale zawartość materii organicznej w tej części do-linki była najmniejsza (do 5%) i występowała głównie w przypowierzchniowej war-stwie. 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 prób-kach w trasekcie B nawet do 8 phi. Wskaźnik ten obrazuje, że osady budujące do-linkę są bardzo drobnoziarniste. Odchylenie standardowe (δ1) przybierało zazwyczaj
wartości od 1,5 do 3,9 phi, czyli osady przeważnie były słabo albo bardzo słabo wy-sortowane. Oznacza to, że większość warstw, z których pobrano próby, wzbogacana była zazwyczaj we frakcje drobniejsze, a w trakcie procesu transportu i sedymenta-cji 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 ta-kich wskaźnikach były formowane w środowisku, w którym zachodziło zmniejsze-nie prędkości transportu (Racinowski i in. 2001). Wskaźnik skośności większości próbek wynosił od 0,2 do 0,4. Środowisko efemerycznego zbiornika zastoiskowego sprzyjało takim warunkom.
118
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 zasto-iskowe, następnie zaś osady wzbogacone w grubsze frakcje (przewarstwienia żwi-rów i różnoziarnistych piasków), najniżej znajdowały się osady aluwialno-deluwial- ne, a pod nimi glina morenowa (zaliczana do osadów podścielających dno dolinki). Dominowały osady drobnoziarniste. W tej części zostały znalezione pojedyncze gła-zy (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 sy-tuacja zaznaczyła się w transekcie C, gdzie po stronie północno-wschodniej znajdo-wała się znacznej miąższości warstwa różnoziarnistych piasków wzbogaconych w węglan wapnia (do 9% zawartości) (fot. 3). Podnóże zbocza o ekspozycji północ- nej miało budowę nie spotkaną w innych miejscach. Natrafiono tu na dobrze wysor-towane 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)
119
Fot. 3. Warstwy różnoziarnistych piasków w transekcie C (fot. J. Jonczak)
Photo 3. Layers of different sand in the tran-sects 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, zali-czana już do osadów podścielających dolinkę.
Osady leżące na stokach zawierały niewiele materii organicznej (od 1% do mak-symalnie 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 nie-wiele próbek (piaski na załamaniu zbocza w transekcie C). Z analiz zostały wyłą-czone gliny, reprezentujące środowisko nieprądowe. Wskaźnik skośności w więk-szości próbek wynosił od 0,2 do 0,6. Część warstw wzbogacana była zazwyczaj we frakcje drobniejsze od materiału źródłowego, a dynamika środowiska malała. Wyją-tek stanowiły osady znajdujące się w miejscu kontaktu osadów wysoczyznowych z osadami dna dolinki, przewarstwień piaszczystych oraz warstw zawierających du- że otoczaki i małe głazy. Tu materiał był wzbogacany we frakcje grubsze, a dynami-ka środowisdynami-ka była zmienna.
120
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). Zróżnico-wanie 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 sza-rawożółtobrązową (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 po-jawiającymi się krzywymi były: KV-MG-KX-FG – krzywa umiarkowanie wklęsło- -wygięta, a następnie wypukło-wygięta w stronę frakcji drobniejszych, charaktery- styczna 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, charaktery- styczne 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 drobniej-szych. 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 skoś- ności wynosił średnio od 0 do 0,4. Wyjątek stanowią przewarstwienia piaszczyste, które były nieznacznie wzbogacane w grubsze frakcje, co wskazuje na zmianę dy-namiki 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 przy-pada 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 środo- wisku geograficznym. Przyczyny wystąpień tych okresowych zaburzeń mogą być
121
Ryc. 5. Profil geologiczny odwiertu odk. 14. Lokalizacja na ryc. 4. Charakterystyczne ele-menty (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)
122
naturalne lub związane z nadmierną działalnością człowieka. W przypadku nałoże-nia się przyczyn następuje gwałtowny rozwój spływów powierzchniowych i linij-nych (Sinkiewicz 1994, 1998).
Nagromadzenie osadów tworzące stożek napływowy ma kształt wycinka pła-skiego 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 dolin-ki, strumienie ulegają spłycaniu i rozdzielaniu się. To powoduje szybsze zmniejsza-nie 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 drobnoziar-nisty, a ziarna drobnieją w profilu podłużnym. Podobną sytuację opisuje R. Palusz-kiewicz (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 przewar- stwienia piaszczyste czy mułki piaszczyste. Jedynie na peryferiach stożka zazna- cza się materiał wzbogacony w grubsze frakcje. Zawartość materii organicznej i wę-glanu 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 wy-prowadzić 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 war-stewkami grubszego osadu);
– osady budujące dolinkę można zaliczyć do drobno- i bardzo drobnoziarni-stych; 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. Odstęp-stwem są niektóre poziomy piasków czy mułków piaszczystych, które miały
123 wskaźnik skośności nieco ujemny, czyli osad został wzbogacony we frakcje grubsze niż frakcja medialna;
– węglan wapnia znajdował się w niewielu próbkach, były to przeważnie prze-warstwienia piaszczyste i gliny. Nawet niewielka ilość węglanu wapnia świadczy o tym, że dany osad podlegał aeracji;
– największą zawartość materii organicznej zauważa się w warstwach przypo-wierzchniowych. 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 spo-wodowały, 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 wi-sły 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 ist-nieją dowody na ingerencję człowieka w środowisko. Wieś Mazów jest jedną z naj-starszych w tym regionie. Jej nazwa pojawia się już w XIII wieku, a powstanie wią-że się z rokiem 1240 (Ciesielski, Wawrzyniak 2004).
Fot. 7. Fragmenty sieci drenarskiej w dnie dolinki (fot. I. Tylman)
R y c. 6 . Z le w n ia b ad an ej d o li n k i (n a p o d st aw ie m at ry c y m el io ra c y jn ej , R ej o n o w e P rz ed si ęb io rs tw o W o d n o -M el io ra c y jn e w S ła w n ie , 1 9 6 6 ) F ig . 6 . V al le y b as in s tu d y ( b as e d o n t h e m at ri x d ra in ag e, D is tr ic t W at er S u p p ly a n d D ra in ag e C o m p an y i n S ła w n o , 1 9 6 6 ) 124
125 Najistotniejszych przemian dokonał człowiek w okolicy i samej dolince na prze-łomie XIX i XX wieku, a także w 1966 roku. Na przeprze-łomie 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 zo-stał też odkopany w transekcie C na głębokości 71 cm. W roku 1966 zaczęła się po-nowna melioracja przyległych do dolinki terenów. Na całym obszarze powstała sieć sączków, kilka rowów melioracyjnych i 9 studzienek. Sieć drenarska zajmuje ogó-łem 133 ha.
Prace melioracyjne doprowadziły do częściowego wymieszania osadów wypeł-niających 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 morfometrycz-nych 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 póź-ny 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 działal-ność erozyjna, która swoją intensywdziałal-ność zawdzięcza występowaniu wieloletniej zmarzliny, hamującej infiltrację wód powierzchniowych (Majewski 2002). Z soli-flukcją i spłukiwaniem należy wiązać częściowe cofanie się zboczy, także wypełnia-nie dolinek osadami stokowymi, w konsekwencji ich wypłycawypełnia-nie, 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 pyla-stych. 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 roślin-na, która już skuteczniej hamowała proces spłukiwania.
126
częściowemu zanikaniu szaty roślinnej (Tobolski 1998) i narastaniu wieloletniej zmarzliny. Zwiększyło się natężenie spłukiwania, ograniczające się jednak do krót-kich okresów wiosny i lata.
Przejście do klimatu umiarkowanego holocenu doprowadziło do równowagi hy-drologicznej, podobnej do współczesnej. W efekcie tych procesów dolinki utworzo-ne w strefie aeracji ulegały stopniowemu zamieraniu i stały się formami suchymi, w których procesy rzeźbotwórcze odbywają się głównie z udziałem wód powierzch-niowych, epizodycznych (Wachowski 1992). Zmiany rzeźby w holocenie zaznaczy-ły 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 inge-rencji 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 subatlan-tyku. 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 stu-lecia 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-de- luwialne. W wieku XIII rozpoczęło się zasiedlanie przez człowieka tych terenów (Ciesielski, Wawrzyniak 2004). Wiek osadów aluwialno-deluwialnych wypełniają-cych 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 pogłę-bianiu się dna dolinki, a po zmniejszeniu się działalności procesów erozyjnych przy-czynić się do wypełniania osadami mułkowo-piaszczystymi.
Duży wpływ na rozwój rzeźby w badanej dolince miały ostatnie działania czło-wieka 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 rzeź-by. Badana dolinka prawdopodobnie nigdy nie była użytkowana rolniczo ze względu na mała powierzchnię i bardzo dużą stromość zboczy.
127
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.
sła-wieński, w późnym okresie przedrzymskim, w okresie wpływów rzymskich i wędrówek lu-dów. W: Historia i kultura ziemi sławieńskiej, 3, Gmina Postomino, Sławno, s. 75-88
Florek W., 1991, Postglacjalny rozwój dolin rzek środkowej części północnego skłonu
Pomo-rza, Słupsk
Florek W., 1994, Stan badań nad morfogenezą i stratygrafią doliny Wieprzy na odcinku
Sław-sko-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
Pojezie-rza Kaszubskiego i Pobrzeżu Kaszubskim. W: Geologia i geomorfologia Pobrzeża i połu-dniowego 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 ero-
zyjno-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
Północ-nej, Toruń
Tobolski K., 1998, Stan poznania historii lasów, jezior i torfowisk Borów Tucholskich. W: Park
128
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
dolin-ki erozyjno-denudacyjnej k. Mazowa (w dolinie Wieprzy), Słupsdolin-kie 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.
