R O C Z N IK I G L E B O Z N A W C Z E , T . X V , z. 1 W A R S Z A W A 1965
A LO JZY K O W A LK O W SK I, T O M A SZ ST A SZ E W SK I
WSTĘPNE WYNIKI BADAN NAD METODYKĄ
OKREŚLANIA JEDNORODNOŚCI SKAŁ MACIERZYSTYCH GLEB POCHODZENIA LODOWCOWEGO
K ated ra U p ra w y i N a w o żen ia R oli W SR Poznań
W ST ĘP
Wśród osadów lodowcowych szczególnie duże przestrzenie zajmują m oreny zbudowane ze zwałowych piasków gliniastych i spiaszczonych glin, zalegających warstwą niedużej na ogół miąższości na zwałowych glinach m arglistych [9, 38, 43, 45]. Zróżnicowana granulometria tych moren jest związana — według przyjętej wśród gleboznawców hipotezy R o d e g o [34], podtrzymywanej nadal przez tego autora [35] — głównie z procesami pedogenicznego rozkładu i syntezy m inerałów ilastych. N ow sze badania mikromorfologiczne i mineralogiczne frakcji iłu koloidalnego nie potwierdzają w pełni tej hipotezy. I tak na przykład К u n d 1 e r [24], S t r e m m e i B a c h [43], S c h l i c h t i n g i B l u m e [41, 42] uw a żają powstanie powierzchniowej w arstw y zubożałej w ił koloidalny za w ynik głów nie mechanicznego przemieszczania pionowego tej frakcji i jej akumulacji w dolnej części profilu glebowego.
Częściej jednak geneza górnej w arstw y piaszczystej, nazwanej przez R u c h i n ę [37] „pseudomoreną”, wiąże się nie z procesem glebotwór- czym, lecz geologicznym. W skład pseudom oreny mogą wchodzić m ateria ły m oreny ablacyjnej, opisanej już w 1909 roku przez T a r r a [44]. Morena ta, jak wiadomo [14], powstaje w w yniku wytapiania na po wierzchni lodowca m ateriałów mineralnych, które w trakcie ściekania podlegają procesom segregacji i są względnie wzbogacane w ziarno grub sze. W ystępują tu także m ateriały m orenowe wtórnie przekształcone kriomorficznie w peryglacjalnej dziedzinie morfogenetycznej [32] z in tensyw nym i wg D у 1 i к a [4] oraz G o r n u n g a i T i m o f i e j e w a [10] procesami geliwacji, kongeliflukcji, kongelifrakcji i dekolmatacji.
Trwa-i асе do dzTrwa-iś procesy deluwTrwa-ialne Trwa-i spełzanTrwa-ie mas skalnych oraz dzTrwa-iałal ność wód powierzchniowych przyczyniły się również, szczególnie w tere nach pagórkowatych, do wtórnego zróżnicowania granulometrii górnych warstw moren lodowcowych.
W idzimy więc, że nie tylko proces pedogenezy jest przyczyną spłasz czenia górnej w arstw y osadów morenowych, lecz może ono być związa ne z pierwotną i wtórną niejednorodnością geologiczną moren lodowco wych. Prawidłowe rozpoznanie pierwotnego i wtórnego złożenia skał m a cierzystych ma podstawowe znaczenie dla sposobu interpretacji rozwoju i właściwości gleb.
Dotychczasowe w yniki badań nad stratygrafią moren lodowcowych, oparte na metodach m ineralogiczno-petrograficznych, nie dały jedno
znacznych wyników. Stwierdzona np. przez M i l t h e r s a [30, 31],
M a d s e n a [26] i H a s e m a n n a [11, 12] m ożliwość lokalnego okre ślenia poszczególnych poziomów stratygraficznych za pomocą przewod
nich grubszych odłamków skalnych została podważona przez M i 11 h e r-
s a [29] i W e n n b e r g a [46]. Autorzy ci nie widzą w tych m ateria łach, podobnie jak K o r n [16], wyraźnych wskaźników dla większych obszarów morenowych. Do podobnego wniosku skłaniają się K o n i e c z n y [15] i K r y g o w s k i [23].
Badania składu mineralnego frakcji piasku doprowadziły także do sprzecznych wniosków. Charakterystyczne różnice składu m inerałów ciężkich w poszczególnych poziomach stratygraficznych moren znajdują m iędzy innym i W h i t e [47], E d e l m a n [6], F i e d l e r [7, 8], S a r - k i s j a n i S p a s i b u c h o w a [39]. R u c h i n a [38] wykazała nato miast istnienie tych samych asocjacji m inerałów ciężkich w dwu pozio mach morenowych. Fakty te związane są z ogromną niejednolitością pochodzenia i wieku m ateriałów zw ałow ych w obrębie jednej m oreny [23, 38, 48]. W o l d s t e d t [48] uważa, że badanie składu m ineralogicz- no-petrograficznego należy przede wszystkim ograniczyć do określonych poziomów stratygraficznych w obrębie jednego zlodowacenia i na ich podstawie wyciągać wnioski ogólniejsze.
W tym kierunku idą badania uziarnienia osadów morenowych, b ę dącego według K r u m b e i n a [21], S c h e p p s a [40], K r y g o w s k i e- g o [23] dobrym wskaźnikiem stratygraficznym różnowiekowych moren, szczególnie w zasięgu niew ielkich obszarów. W w ielu publikacjach pod stawą oceny jednorodności m ateriałów m orenowych jest obraz uziarnie nia moren w poszczególnych ich poziomach stratygraficznych, przedsta wiony w postaci krzyw ych granulom etrycznych [1, 2, 24, 25, 27, 28, 43]. Za wskaźnikowe przyjęto frakcje o średnicy cząstek > 0,02 mm, w warunkach klimatu umiarkowanego nieznacznie tylko zmienione przez procesy wietrzenia, a których przemieszczenie w profilu pod
O k reślen ie jednorodności sk a ł m a cierzy sty ch gleb p olod ow cow ych 23
w pływ em procesu glebotwórczego jest mało prawdopodobne [24, 41, 42]. Dalszym i wskaźnikami środowiska sedym entacyjnego są: kształt ziarna, stopień jego obróbki, tzw. „stopień otoczenia” i stopień zma towienia, dotychczas badane za pomocą m etod morfoskopowych, opar tych głównie na pomiarach optycznych [3, 5]. Opracowana przez K r y
g o w s k i e g o [2 2] metoda mechanicznego określenia stopnia otoczenia
przy zastosowaniu graniformametru pozwoli niew ątpliw ie w szerszym zakresie wykorzystać m orfologię ziaren do określania stratygrafii osa dów lodowcowych.
Liczne już badania m ikromorfologiczne wskazują na stosunkowo dużą łatw ość przemieszczania cząstek m ineralnych o średnicy < 0 ,0 2 mm. B i lans profilow y tej frakcji daje, łącznie z krzywą uziarnienia, wskazówki 0 kierunkach i rozmiarach procesu przemieszczania drobnych frakcji zarówno w poszczególnych poziomach, jak też w całym profilu osadów m orenowych i w glebie [20, 36]. К u n d 1 e r [25] proponuje dodatko w e zbilansowanie próchnicy, СаСОз i frakcji > 0 ,0 2 mm, przy uw zględ nieniu kwarcu w e frakcji 0,6— 0,06 mm jako minerału wskaźniko wego.
W poszukiwaniu prostej m etody określenia jednorodności skał po chodzenia lodowcowego B a r s h a d [1], К u n d 1 e r [25], S c h l i c h t i n g 1 B l u m e [42] porównują stosunki ilościow e pom iędzy poszczególnym i frakcjami w uziarnieniu > 0 ,0 2 mm. Do tej idei nawiązują K o w a l k o w s k i i P r u s i n k i e w i c z [19, 19a], obliczając wskaźniki granulome try czne na podstawie ilościow ych stosunków frakcji piaskowych i pyło wych. Dla jednorodnych m ateriałów m orenowych wskaźniki stosunków poszczególnych frakcji są zbliżone do siebie, a osady genetycznie nie jednorodne posiadają różne wskaźniki. Istnieje naw et m ożliwość prze śledzenia zasięgu warstw genetycznie jednorodnych, których pierwotne cechy m orfologiczne i własności chemiczne zostały zatarte i zmienione w procesie geologicznym lub glebotwórczym .
N ależy nadmienić, że barwa jako zmienna cecha morfologiczna nie jest wg K r y g o w s k i e g o [23] wystarczającym kryterium stratygra ficznym , aczkolwiek często może być charakterystyczna na obszarach o m niejszym zasięgu. Bardzo ważnym i i trw ałym i wskaźnikam i m orfo logicznym i wtórnego przekształcenia m oren są natomiast struktury krio- turbacyjne, szczeliny mrozowe, ilaste i gliniaste toczeńce i inne cechy peryglacjalnego środowiska klim atycznego.
Różnorodność i duża złożoność procesów powstawania profilu stra tygraficznego moren lodowcowych jest przyczyną ogromnego zróżnico wania wartości cech wskaźnikowych. W św ietle przytoczonych danych z literatury wydaje się jednak, że proste porównanie cech najbardziej trwałych, do których należą ilościow e stosunki frakcji piaskowych i p y
łow ych w nawiązaniu do m orfologii ziaren i ich składu m ineralnego, m o że naświetlić zagadnienie jednorodności, posiadające podstawowe zna czenie dla genetyki gleboznawczej.
Przedstawione w yniki badań są próbą interpretacji profilowego zło żenia skał m acierzystych czterech gleb w ytworzonych z osadów
lodow-PROF/L DĘBINA ( 0 PROFIL BIAŁOWIEŻA (25)
0,1 0,02 0,002 R ys. 1. K rzy w e u zia rn ien ia m a sy m in era ln ej n iek tó ry ch gleb w y
tw o rzo n y ch z m oren lo d o w co w y ch
G ran u lation cu rv es of m in e r a l m ass of som e so ils form ed from g la c ia l m o ra in es
cowych o zróżnicowanym składzie m echanicznym w profilu. Interpretację przeprowadzono w oparciu o obraz uziarnienia, wskaźniki granulome- tryczne, bilans iłu koloidalnego i skład w ażniejszych m inerałów ciężkich w profilu. Główna uwaga została zwrócona na wartość diagnostyczną
O kreślen ie jednorodności sk ał m a cierzy sty ch gleb p olod ow cow ych 25 T a b e l a 1 Pr o fi lo w y b i l a n s i ł u k o l o i d a l n e g o - P r o f i l bal an ce of c o l o i d a l loam Miejscowość Region Odkrywka nr P r o f i l e No. Poziom Horizon U i ą i -sz oś ć poziomu Thick ness o f horizon m Ciężar o bj ę t o ś c i o wy Volumic g r a v it y Zawartość c zą s te k o śre dn icy < 0 , 0 0 2 mm Content o f p a r t i c l e s with diameter < 0 , 0 0 2 mm % Zawartość czą st e k о Çf < 0 , 0 0 2 mm w 100 cm3 danego poziomu Content of f r a c t i o n < 0 , 0 0 2 mm in 100 cc of the giv en horizon Niedobory ( - ) i nadmiary )cząstelc < 0 , 0 0 2 mm w 100 cm3 danego poziomu D i f f i c i e n c y (-)a nd e xc e s s U ) o f p a r t i - c l e s < 0 1002 mm in 1Û0 cc o f the giv en horizon Sumaryczne niedobory i nadmiary c zą s te k < 0 , 0 0 2 mm na 1 m^ danego p r o f i l u Summs of d e f f i c i e n c y and o f e xc e s s o f p a r t i c l e s < 0 , 0 0 2 mm in 1 sq m. of giv e n p r o f i l e kß aktu alna a c tu a l po c z ąt kowa i n i c i a l 6 Dębina h 0, 1 0 1,31 5 , 0 6,5 5 - 16,57 1 AX(B) 0 , 3 0 1,55 4 , 0 6 , 2 0 - 16,92 CB}6 0,25 1,6 9 6 , 0 10,14 - 12,98 - 99 ,7 8 BgCBJ 0,55 1 ,7 6 15 ,0 26 ,4 0 ♦ 3, 28 ♦ 18,04 gD 1,85 12,5 23 ,1 2 23,12 Białowieża h 0,25 1 , 1 2 4 , 0 4 , 4 8 - 23 ,4 2 25 axCb; 0 ,1 0 1,6 7 6 , 0 10, 02 - 17,88 (B)g 0,15 1,7C 4 , 5 7,65 - 20,31 -1 0 6 , 8 9 Dg(B) 0 ,5 0 1 ,8 9 18,5 3 4, 96 ♦ 7,06 ♦ 35,3 0 gD 1, 86 1 5 ,0 27 ,9 0 27,90 Klęka h 0,37 1,5 5 3 , 5 5 , 4 2 - 10,15 (B)g 0, 2 6 1,6 6 3 , 8 6 , 3 1 - 9,25 - 6 1 , 6o Dg(B) 0,35 1, 8 6 15 ,9 27 ,98 «■ 1 2 4 1 ♦ 43,4 4 gD 1,73 9 , 0 15,57 15,57 Bi-ełcwieża A1 0, 08 0,93 1 8, 0 16,74 - 51 ,66 39 g 0 ,1 0 1,63 21 ,0 35, 28 - 33 ,1 2 - 46 ,5 1 Dj^tBJg 0 ,2 2 1,53 62,5 95 ,6 2 ♦ 27,22 DjgtBJ 0, 20 1,55 59,5 9 2, 22 ♦ 23,8 2 + 107,52 i .. .. ... . D2g 1, 52 4 5 , 0 68 ,4 0 68,4 0 G L E B Y I M ETO D Y K A BADAIŚT
Do badań wybrano 4 gleby o zbliżonej budowie morfologicznej profi lu, ukształtowane na lekko falistych morenach dennych. Są to:
— Płowoziem 1 w ytw orzony ze słabo przekształconych peryglacjalnie
glin m orenowych zlodowacenia bałtyckiego (Würm), stadium poznań skiego (frankfurckiego), w Leśnictw ie Dębina, pow. Wągrowiec. Gleba
leśna, profil nr 1, piasek gliniasty m ocny pylasty, na średnio głębokiej
glinie lekkiej słabo spiaszczonej [17].
— Płowoziem w ytw orzony z silnie przekształconych peryglacjalnie piasków zwałowych, zalegających na glinie zwałowej zlodowacenia środ- kowo-polskiego (Riss), stadium warciańskiego w Białowieskim Parku Narodowym. Gleba leśna, profil 25, piasek gliniasty m ocny, na średnio głębokiej glinie lekkiej słabo spiaszczonej pylastej [33].
100 90 60 70 60 50 40 30 20 10 100 ** 90 80 70 60 50 40 30 20 10 20 ' 1 0,1 0,02 0,002 20 f 0,1 0,02 0,002 m m --- ►
R ys. 2. K rz y w e u zia rn ien ia fr a k c ji > 0,02 m m oraz fra k cji < 0,02 m m w n iek tó ry ch g leb a ch w y tw o rzo n y ch z m oren lo d o w co w y ch G ran u lation cu rv es of fra ctio n s > 0,02 m m and o f fra ctio n s
< 0 ,0 2 m m in som e so ils form ed fro m g la cia l m orain es
Płowoziem w ytworzony z glin zwałowych zlodowacenia bałtyckie-go (Würm), stadium leszczyńskiebałtyckie-go (brandenburskiebałtyckie-go), silnie przekształ conych peryglacjalnie, w Klęce (pow. Jarocin). G leby uprawne, profile
nr 5, 7 ,1 5 ,1 9 , 28, piasek gliniasty lekki pylasty na średnio głębokiej glinie
PROFIL KLĘKA (5,7,15,13.26) PROFIL BIAŁOWIEŻA (33)
O k reślen ie jednorodności sk ał m a cierzy sty ch gleb p olod ow cow ych 27
lekkiej silnie spłaszczonej, pylastej [13]. W szczelinie grawitacyjnej piasek luźny [18].
— Pseudoglej w ytw orzony z silnie przekształconych peryglacjalnie iłów zlodowacenia środkowo-polskiego (Riss), stadium warciańskiego w Białowieskim Parku Narodowym. Gleba leśna, profil nr 39, glina śred nia na płytko zalegającym ile [33].
T a b e l a 2
Skład wskaźnikowych minerełó* c i ę ż k i c h ( c . w ł . > 2 , 9 ) we f r e k c j i 0 , 0 6 - 0 , 2 5 ma Composition of the index heavy mi nerals ^spec. g r a v it y ^ > 2 , 9 ) in the l'r ection 0 , 0 6 - 0 , 2 5 mm
Miejscowość Region Odkrywka nr P r o f i l e No. Głębokość p o b r a n ia pr ó b k i Depth cm M ine ra ły c i ę ż k i e Heavy m i n e r a l s Suma wskaźni kowych minerałów c i ę ż k i c h Summ of index heavy mine r a l s Zawartość minerałów c i ę ż k i c h w 10 g p r ób ki glebowej Content of heavy m i n e r a l s in 10 g s o i l sample M in er ał y wskaźnikowe w p r o c e n ta c h o g ó l n e ; z a w a r t o ś c i minerałów c i ę ż k i c h Index m i n e r a l s as % o f t o t a l c o n t e n t o f heavy m i n e r a l s Granat Cyrkon Ru ty l Turma
l i n % Dębina 0-10 18,3 11,3 5 , 0 0 , 7 35,3 0,65 0,23 1 40-45 18 ,6 1 0 , 0 3 , 7 2 ,7 3 5 , 0 0 , 8 4 0, 2 9 90-100 22 ,2 9 , 0 5 , 3 0,3 3 6 , 8 0,54 0 , 2 0 180-190 18,3 4 , 0 3 , 7 0 ,3 26,3 0,6 5 0 ,1 8 Białowieża 30-35 3 1 , 0 1 0 , 0 1,3 1 , 0 33,3 0 ,7 2 0, 24 25 45 -50 28 ,0 4 , 7 1 , 7 0 , 7 3 5 ,1 0 ,6 9 0,2 4 75-80 30 ,3 7, 7 4 , 3 2 , 0 44 ,3 0 ,5 8 0 ,2 6 140-150 26 ,5 7 , 0 1 ,5 0 , 5 35,5 0 ,6 9 0 , 2 4 Klęka 55-60 16 ,8 10 ,7 3 , 5 1 ,3 32, 3 n . o . _ 15, 28 85-140 16 ,0 10, 6 2 , 8 1, 5 30 ,9 n . o . s z c z e l i n a 1 8 ,8 1 1, 0 3 , 2 1 , 7 34, 7 n . o . -B ia łow ież e 0-3 3 8, 7 6 , 0 3 , 3 2 , 3 50 ,3 n . o . _ 39 10-15 3 3 , 0 7, 3 3 , 3 5 , 7 49 ,3 0,44 0 ,2 2 20-30 34, 5 11,5 1 , 0 4 , 5 51,5 0 ,1 4 0,0 7 55-60 34, 5 8 ,3 1,7 4 , 0 4 9 , 4 0, 19 0 ,0 9 100-105 2 9 ,0 11,3 8 , 0 4 , 0 52, 3 0 ,0 9 0,05
Szczegółowa charakterystyka budow y profilowej i właściw ości fi zycznych oraz chemicznych wym ienionych gleb znajduje się w podanych pozycjach literatury.
Profilow e zróżnicowanie składu granulometrycznego badanych gleb ilustrują obliczone dla każdego z poziomów sumowane krzyw e uziarnie-
nia całej m asy glebowej (rys. 1) oraz odrębnie (rys. 2) dla względnie sta
Profilow y bilans iłu koloidalnego przedstawiony w tab: 1 obliczono według następującego wzoru:
D T ^ = ^ (t A- t c)
•h
- 10 gdzie:DT — sumaryczne niedobory (—) i nadmiary ( + ) frakcji iłu koloi
dalnego wyrażone w kilogramach na 1 m2 profilu glebowego w stosunku
do hipotetycznej skały m acierzystej (przeważnie węglanowej), nie zm ie nionej lub m ało zmienionej przez proces glebotwórczy,
t A — zawartość iłu koloidalnego w gramach na 100 cm3 danego po
ziomu genetycznego,
t c — zawartość iłu koloidalnego w gramach na 100 cm3 hipotetycz
nej skały m acierzystej,
h — miąższość poziomu lub w arstw y glebowej wyrażona w metrach.
Wskaźniki granulometryczne zestawione w tab. 2 obliczono z ilościo w ych stosunków frakcji grubszych do drobniejszych według następującej kolejności: 1,0—0,1 : 0,1—0,02 mm, 1,0—0,5 : 0,5—0,1 mm, 1,0—0,5 : : 0,25— 0,1 mm, 0,5— 0,25 : 0,25— 0,05 mm.
Procentow y skład m inerałów ciężkich (c. wł > 2,9) we frakcji 0,25— — 0,06 mm oznaczono przy użyciu mikroskopu Min 3.
W Y N IK I B A D A N
K rzywe uziarnienia m asy glebowej zestawione na rys. 1 ilustrują w pierwszym rzędzie dwie ogólne prawidłowości profilowego zróżnico wania składu granulometrycznego. W górnych poziomach badanych gleb
zawartość cząstek o średnicy < 0,02 mm jest m ianowicie m niejsza w po
równaniu z poziomami i warstwam i głębszym i oraz poziom Dg(B) jest
znacznie wzbogacony w ił koloidalny w7 stosunku do nadległych pozio
m ów glebowych, a niew iele w porównaniu z głębiej leżącą skałą.
W przeciwieństw ie do frakcji części spławialnych krzywe uziarnienia frakcji piaskowych posiadają w poszczególnych profilach bardziej zróż nicowany przebieg. Można tu również stwierdzić dwie prawidłowości. W profilach Dębina i Klęka odcinki krzyw ych uziarnienia dla frakcji piaskowych poszczególnych poziomów są bardzo zbliżone do siebie, ze skrajnymi odchyleniam i nie przekraczającymi 5%. Układ ten wskazuje na podobieństwo w uziarnieniu frakcji piaskowych, niezależnie od istn ie jącego aktualnie składu granulometrycznego w profilu. Szczególnie za z n a c z a się to w profilach Klęka 15 i 28, w których obok gliny lekkiej i piasków gliniastych lekkich w ystępują piaski luźne, wypełniające szcze linę grawitacyjną [18]. Stwierdzony stan nasuwa wniosek o pierwotnej jednorodności m ateriału morenowego w profilach Dębina i Klęka, którego
O kreślen ie jednorodności sk ał m a cierzy sty ch gleb p olod ow cow ych 29
powierzchniowe w arstw y zostały wtórnie zubożone w ruchome części spławialne i względnie wzbogacone w stałe frakcje piaskowe.
Bardziej skomplikowane układy krzyw ych uziarnienia dla frakcji piaskowych posiadają profile Białowieża 25 i 29. W profilu 25 można stwierdzić dwa układy przebiegu krzywych — jeden w spólny dla po ziomów Аь Ai(B) i (B)g oraz drugi dla Dg(B) i gD — co wskazuje na m ożliwość dwuwarstwowego złożenia, a więc niejednorodności skał m a cierzystych. W profilu 39 zaznacza się naw et czterodzielność osadów lo dowcowych, w której każdy poziom glebow y ma inne wskaźnikowe uziar- nienie frakcji piaskowych. Nasuwa to przypuszczenie o m ożliwości w y tworzenia się każdego z poziomów glebow ych w odrębnej stratygraficznie warstwie osadów.
Obraz uziarnienia frakcji stabilnych (> 0 ,0 2 mm) na rys. 2, z bardzo zbliżonym przebiegiem krzywych dla wszystkich poziomów w profilu Dębina i Klęka, potwierdza przyjętą koncepcję pierwotnej jednorodno ści m ateriału skalnego. W profilu Białowieża 25 widoczne są dwa układy uziarnienia — wspólny dla bardziej piaszczystych poziomów górnych
A 1} Ai(B) i Bg oraz dla zasobniejszych we frakcje pyłow e dolnych po
ziom ów Dg(B) i gD. Ich powstanie można tłum aczyć nasunięciem na g li nę cienkiej w arstw y częściowo przesegregowanych m ateriałów lodowco wych. W ielowarstwowość stratygraficzną w profilu Białowieża 39 szcze gólnie wyraźnie podkreśla uziarnienie poziomu g, zasobniejszego we frak cje piaskowe i części szkieletow e od poziomów wr jego spągu i stropie. Na podstawie charakterystycznego uziarnienia można przypuszczać, że
bardzo cienka warstwa poziomu g (około 10 cm) powstała w wyniku
przepływ u wód na powierzchni zwięzłego iłu. Później, być może w okre sie peryglacjalnym , nastąpiło wzbogacenie tej namytej w arstw y w części spławialne, pochodzące z iłu w spągu, a także przykrycie zasobniejszymi w pył m ateriałami mniej spiaszczonymi, prawdopodobnie lokalnego po chodzenia, na co wskazuje krzywa uziarnienia (Ai), podobna do krzy w ych iłu w poziomach Di(B)g i Dig(B).
Bliższe rozpatrzenie przedstawionego na rys. 2 obrazu uziarnienia
frakcji < 0,02 mm potwierdza opisane już na podstawie rysunku 1 wzbo
gacenie poziomu D(B) w ił koloidalny, z wyraźnym zubożeniem ilościo wym w poziomach nadległych. W idzimy jednocześnie, że ubytki w pozio m ie Ai są ilościow o w przybliżeniu równoważne z przybytkami w po ziomie D(B), przyjmując za porównawczą zawartość cząstek < 0 ,0 0 2 mm .w niżej położonej skale.
Tę pozorną prawidłowość podważa jednak profilowy bilans iłu kolo idalnego, obliczony w stosunku do objętości gleby, który, jak wynika z zestawienia w tab. 1, nie jest wyrównany. I tak w górnej części profilu
ich akumulacji w poziomie D(B); odpowiednio w profilu Białowieża 25 — 3-krotnie i Klęka — około 1,5-krotnie. W poziomie D(B) gleby Biało wieża 39 znajduje się natomiast około 2,5-krotnie więcej cząstek < 0 , 0 0 2 mm, niż ich ubyło w poziomach górnych.
Tłumaczenie tych faktów wyłącznie procesami pedogenezy, zgodnie z przyjętym i hipotezami przemywania [24, 41, 42, 43] oraz rozkładu i sy n tezy m inerałów ilastych [34] włącznie z rozkładem frakcji grubszych [35, 36], nie daje zadowalających rezultatów. Nie wydaje się bowiem
m ożliwe w ym ycie np. z powierzchni 1 m2 profilu glebowego Dębina
i Białowieża 25 tak znacznych ilości m inerałów ilastych (dochodzących do 70— 80 kg) przez wody opadowe przesiąkające w głębnie i bocznie. Mało prawdopodobne jest również zwiększenie albo zm niejszenie m iąż szości spiaszczonych warstw przez denudację, posiadającą nieznaczne na silenie w płaskim terenie otaczającym. Nie negując niew ątpliw ego w p ły wu procesu glebotwórczego na profilow y układ uziarnienia m asy m ine ralnej należy jednak przyjąć procesy geologiczne w w ielu przypadkach jako główną przyczynę profilowego zróżnicowania składu granulom etrycz nego osadów lodowcowych, jak to zresztą sugerują krzyw e uziarnienia na rys. 1 i 2. Niemałą rolę w kształtowaniu skał odegrała niew ątpliw ie denudacja klim atyczna, związana ze środowiskiem peryglacjalnym , które go wskaźnikami są np. szczeliny mrozowe w profilu Dębina [17] oraz ry t miczność spływ ow ych tekstur piasków w szczelinie profilów Klęka 15 i 28 [18].
W konsekw encji dochodzimy do wniosku, że w szystkie om awiane g le by pow stały przynajmniej z dwu skał m acierzystych o różnym składzie granulometrycznym i własnościach fizycznych oraz chemicznych. Pro filow y bilans poszczególnych składników, tak często stosowany i zaleca- n y np. przez R o d e g o [34, 35], B a r s h a d a [1], K u n d l e r a [25], R o g o w o j a i S a m o d u r o w a [36] oraz innych autorów, nie może być przeto rozpatrywany tylko z pedogenetycznego punktu widzenia.
Zestawione w tab. 2 procentowe zawartości ważniejszych m inerałów ciężkich we frakcji 0,25— 0,06 mm oraz ich ogólne zawartości procentowe w danym poziomie glebowym nie dają wyraźniejszych wskazówek odnoś nie stratygrafii osadów lodowcowych w profilach Dębina, Białowieża 25 i Klęka. Oprócz zbliżonego składu m inerałów ciężkich na całej głębokości tych profilów zaznacza się jednakże charakterystyczne zróżnicowanie ilościowe, związane z wiekiem osadów. Młodsze osady zlodowacenia bał tyckiego w profilach Dębina i Klęka zawierają większe ilości m inerału cyrkonu niż osady zlodowacenia środkowo-polskiego w profilu Białowieża 25 i 39, bogatsze z kolei w granat. Stosunkowo duża zawartość turma- linu w profilu Białowieża 39 jest wskaźnikiem jego odrębności stratygra ficznej w porównaniu z profilem Białowieża 25, co wynika także z
obra-O k reślen ie jednorodności skał m a cierzy sty ch gleb p olod ow cow ych 31
zu uziarnienia na rys. 1 i 2. Odrębność tę, związaną z wielow arstw ow ym złożeniem profilu Białowieża 39, podkreślają zresztą zestawione w tab.
2 wskaźniki ogólnej zawartości m inerałów ciężkich i ilościow e stosunki
wskaźnikow ych m inerałów ciężkich do ich ogólnej zawartości. Tak więc w profilach Dębina, K lęka i Białowieża 25, złożonych z osadów o zbli żonym wieku, skład m inerałów ciężkich nie daje podstaw do rozróżnie nia utworów m orenowych pierw otnie i wtórnie niejednorodnych.
T a b e l a 3
Wskaźniki gran u lo m e try c z ne n i e k t ó r y c h g l e b wy tworzonych ze s t r a t y g r a f i c z n i e jednorodnych i n ie je dn o ro d ny c h lodowcowych osadów morenowych
G r a n ul om e tr ic i n d i c e s o f some s o i l s formed from s t r a t i g r a p h i c a l l y homogeneous and tmhomogeneous g l a c i a l moraine d e p o s i t s 1 1 Uiejscowość Poziomy Horizons Wskaźniki granulometryczne Granulometric in d ic e s Cząstki o średnicy P a r t i c l e s Region Odkrywka nr 1 , 0 - 0 , 1 mm 1 , 0 - 0 ,5 nim 1 , 0 -0 , 5 mm 0 , 5 - 0, 25 mm 0 , 5 - 0, 25 mm with d ia a e te r % P r o f i l e No. p o i fo ïH i oo t—'V J1 1 1 0 , 2 5 - 0 , 1 mm 0 , 2 5 - 0 , 1 mm 0 , 2 5 - 0, 05 mm< 0 , 0 2 шо >►1,0 mm Dębina h 1,94 0, 1 7 0, 24 0 ,4 9 0, 31 1 6 ,0 2.73 1 AX(B) 2,11 0 ,1 6 0, 23 0,4 5 0 , 3 2 1 3, 0 5. 23 lB)g 1.91 0 ,1 6 0 , 2 2 0 ,4 1 0, 25 15,5 3.11 Og(B) 1, 32 0,13 0 , 1 8 0 ,3 5 0 , 1 9 3 0 ,5 2.1 7 gD 1,4 0 0 ,1 6 0 , 2 0 0 ,3 0 0, 17 3 0 ,5 6 .1 3 Białowieża h 2,83 0,17 0 ,2 7 0, 5 5 0 , 4 2 17, 5 3, 07 25 AX(B) 3 .1 5 0, 18 0, 2 9 0 , 5 6 0, 4 1 1 7 , 0 11,65 (BJg 3 ,4 1 0, 2 2 0 , 3 0 0,60 0 ,4 9 16 ,5 2,9 9 Qg(B) 1, 19 0, 1 1 0 ,1 5 0 ,3 4 0 , 1 2 3 1 , 0 2,18 gD 1 , 3 2 0 ,1 1 0, 1 5 0 ,3 2 0 , 1 9 33 , 5 2, 88 Klęka *1 1 ,9 0 , 1 2 0 , 1 6 0 , 3 9 0, 24 13 ,4 3 ,7 9 Ife 1 ,8 0 , 1 1 0 , 1 6 0, 4 0 0 ,2 4 12,3 3 ,2 9 Dg\B) 1 , 4 0, 1 1 0,15 0 ,3 7 0 , 2 0 2 3 ,9 2 ,0 2 (B)gD 1 , 6 0,13 0, 1 7 0 , 3 6 0 , 2 2 20 ,5 3 , 1 2 s z c z e l i n a 3 . 4 0 ,0 7 0 , 0 9 0, 28 0 ,2 0 2 , 8 1,3 1 Białowieża A1 0 , 5 8 0,06 0 , 1 6 1, 50 0 ,5 5 3 9 , 0 39 g 2 .0 9 0 , 2 9 0 ,6 8 1 ,2 9 0 , 7 2 4 9 , 0 0 , 5 6 D;L(B)g 0 ,5 0 0 ,1 9 0 , 4 0 1, 10 0, 31 87 ,5 0 , 0 D^CB) 0 .7 4 0, 1 7 0 , 4 0 1,35 0 , 4 2 8 7 , 0 0 , 0 D ^ 0 ,1 2 0 ,2 0 1 ,0 0 1 ,0 0 0, 09 90,5 0 , 0
Pew ne sugestie w tym kierunku można jednakże wysunąć na pod stawie wskaźników granulometrycznych, zestawionych w tab. 3. A nali zując profilowe zróżnicowanie tych wskaźników znajdujem y przede
wszystkim potwierdzenie czterowarstwowości osadów lodowcowych
na rys. 1 i 2 oraz skład m inerałów ciężkich w tab. 2. W szystkie wskaź niki granulom etryczne posiadają tu wyraźnie różne wartości dla po szczególnych warstw. Podobnie też w profilu Białowieża 25, złożonym z dw uwarstwowych osadów lodowcowych, wskaźniki granulometryczne zdecydowanie wykazują dwa układy uziarnienia, związane z pierwotną niejednorodnością skał m acierzystych.
Bardziej skomplikowane są układy wskaźników granulornetrycznych w pierwotnie jednorodnych osadach m orenowych profilów Dębina i K lę ka, których powierzchniowe w arstw y zostały wtórnie przetworzone przez czynniki egzogeniczne. Ilościowe stosunki frakcji piasku grubego do su m y średniego i drobnego oraz frakcji piasku grubego do drobnego posia dają m ianowicie podobne wartości na całej głębokości tych profilów, wskazując na pierwotną jednorodność złożenia m ateriałów lodowcowych. Stosunki frakcji 1,0— 0,1 : 0,1— 0,02 mm, 0,5— 0,25 : 0,25—0,1 mm i 0,5— 0,25 : 0,25—0,05 mm wykazują natomiast charakterystyczną pro filową dwuazielność składu m echanicznego — na wtórnie spiaszczoną warstwę górną (poziomy A\, Ai(B), (B)g) i pierwotnie zasobną w części < 0 ,0 2 mm warstwę dolną (poziomy Dg(B), (B)gD i gD). Stąd wynika su gestia, że za pomocą wskaźników granulornetrycznych można określić zarówno geologiczną jednorodność, jak też geologiczną niejednorodność pierwotną i wtórną osadów m ineralnych.
Ze względu na małą ilość zbadanych profilów glebowych konieczne jest jednak przeprowadzenie dalszych badań włącznie z analizą staty styczną, określającą wartość diagnostyczną wskaźników granulometrycz- nych.
P O D SU M O W A N IE
Na przykładzie 4 profilów glebowych, wytworzonych z dwuczłono w ych m orenowych osadów zlodowacenia bałtyckiego (Würm) i zlodowa cenia środkowo-polskiego (Riss) dokonano interpretacji sum owanych
krzyw ych uziarnienia m asy glebowej (rys. 1) oraz odrębnie krzyw ych
uziarnienia dla względnie stałych frakcji > 0 ,02 mm i frakcji ruchomych
< 0,02 mm (rys. 2), jako wskaźników stratygraficznych jednorodności
osadów lodowcowych. W tym samym celu rozpatrzony został profilowy
bilans iłu koloidalnego (tab. 1), procentow y skład wskaźnikowych m ine
rałów ciężkich (tab. 2) i wskaźniki granulometryczne (tab. 3).
Profilowe układy wym ienionych wskaźników, a szczególnie wskaź ników granulornetrycznych, pozwalają wnioskować o geologicznej jed norodności osadów lodowcowych z m ożliwością odróżnienia pierwotnej i wtórnej niejednorodności tych skał.
O kreślen ie jednorodności sk ał m a cierzy sty ch gleb p olod ow cow ych 33
L IT E R A T U R A
[1] В a r s h a d I.: S o il d ev elo p m en t. C h em istry of th e soil. A.C.S. M onograph series. N e w Y ork 1955.
[2] B l u m e H. P., S c h l i c h t i n g E.: N a c h w e is ein er T o n v erla g eru n g in B o d en p ro filen . Z eitsch . f. P fla n zen er n ., D üng. Bod., 85, 130, 1959, z. 3, s. 227— 244. [3] С a i l i e u x A.: M orp h osk op isch e A n a ly se der G esch ieb e und S an d k örn er und
ihre B ed eu tu n g fü r die P a lä o k lim a to lo g ie. G eologisch e R un d sch au . X L , 1952, s. 11— 19.
[4] D y l i к J.: O p ery g la cja ln y m ch arak terze rzeźby środkow ej P o lsk i. Ł ódzkie T o w a rzy stw o N au k ow e. W ydział III, nr 24, Łódź 1953.
[5] D y l i k o w a A.: M etody se d y m en to lo g iczn e i próby ich za sto so w a n ia w g e o m orfologii. P rzeg lą d G eograficzn y, 25, 1953, nr 2, s. 78— 87.
[6] E d e l m a n C. H.: E rg eb n isse der sed im en tp etro lo g isch en F orsch u n g in den N ied erla n d en und den an gren zen d en G eb ieten . G eo lo g isch e R undschau, 29, S tu ttg a rt 1938.
[7] F i e d l e r A.: E rgeb n isse der S c h w e r m in e r a la n a ly se von G esch ieb em e rg eln in m ittle r e n und w e stlic h e n N ord d eu tsch lan d . Z eitsch rift fü r A n g e w a n d te M in e ralogie, 1, 1939.
[8] F i e d l e r A.: E rg eb n isse d er S c h w erm in era la n a ly se von G esch ieb em e rg eln aus H ollan d , D än em ark , O b ersch lesien und N ord d eu tsch lan d . Z eitsch rift für A n g e w a n d te M in eralogie, 2, 1940.
[9] F l i n t R. F.: G lacial g eo lo g y and th e P le isto c e n e Epoch. N e w Y ork and L ondon 1947.
[10] G o r n u n g M. B., T i m o f i e j e w D. A.: О zon aln ych oso b ien n o stia ch p ro- ja w le n ija ek zo g en n y ch reliefo o b ra zu ju szczy ch p rocessow . W oprosy F iziczesk oj G eografii. M osk w a 1958, s. 74— 102.
[11] H e s e m a n n J.: Zur G esch ieb efü h ru n g und G eologie des O d ergletschers. Jahrbuch der P r e u ssic h e n G eo lo g isch en L a n d esa n sta lt, 53, B erlin 1932. [12] H e s e m a n n J.: D ilu v ia lstr a tig r a p h isc h e G e sch ieb eu n tersu ch u n g en zw isch en
E lbe und R hein. A b h a n d lu n g en N at. Ver. B rem en , 31, 1939.
[13] H o f f m a n n M. , K o w a l k o w s k i A., S t a s z e w s k i T.: G leb y pola d o św ia d cza ln eg o P r z e m y sło w o -R o ln y c h Z a k ład ów Z iela rsk ich „H erb ap ol” w K lę - ce p o w ia t Jarocin. R oczn ik i W yższej S zk o ły R oln iczej w P ozn an iu , t. 19, 1964. [14] K l i m a s z e w s k i M.: G eom orfologia ogólna. W arszaw a 1961.
[15] K o n i e c z n y S.: Z badań nad ro zm ieszczen iem erra ty k ó w k ry sta liczn y ch zlo d o w a cen ia p lejsto c e ń sk ie g o w zachodniej P o lsce. P ra ce K om . P rzyr.-G eol. P ozn. T ow . P rzyj. N auk, t. 2, z. 1, P ozn ań 1956.
[16] K o r n J.: Ü ber d ilu v ia le G esch ieb e der K ö n igsb erger T iefb oh ru n gen . Jahrbuch d er P reu ssisch en G eo lo g isch en L a n d esa n sta lt, 15, B erlin 1894.
[17] K o w a l k o w s k i A.: W arunki w o d n e i n iek tó re ch em iczn e w ła śc iw o ś c i gleb w lasach d ęb ow ych ok olic W ągrow ca. P ozn. T ow . P rzyj. N auk, W ydz. N au k R oln. i L eśn., t. 10, z. 1— 2, P ozn ań 1961, s. 36— 136.
[18] K o w a l k o w s k i A.: Z badań nad gen ezą sk a ł m a cierzy sty ch g leb ok olic N o w eg o M iasta (W ielkopolska). Roczn. G lebozn., t. 13, 1963, z. 1, s. 237— 244. [19] K o w a l k o w s k i A. , P r u s i n k i e w i c z Z.: W sk aźn ik i g ra n u lo m etry czn e
jako k ry teriu m jed n orod n ości o sa d ó w lo d o w co w y ch . R oczn ik i G lebozn., d o datek do t. 13, 1963, s. 158— 162.
[19а] К o w a l k o w s к i A ., P r u s i n k i e w i c z Z.: M orfologiczn e p rzeja w y p r o ce só w b ie lic o w a n ia i p ro cesó w g le jo w y c h w g leb a ch B ia ło w ie sk ie g o P ark u N a
rod ow ego. R obocza K o n feren cja T eren ow a K o m isji G leb L eśn y ch PTG w B ia ło w ie sk im P arku N arod ow ym , 27— 28.XI.1962, P oznań.
[20] K o w a l k o w s k i A: G łó w n e k ieru n k i ro zw o ju g leb w w aru n k ach środ ow isk a m o rfo g en ety czn eg o W zgórzy D a łk o w sk ich . R ęk op is, 1965.
[21] К r u m b e i n W.: T ex tu ra l and lito lo g ic a l v a ria tio n s in g la cia l till. Journ. G eol. v. 4, 1933.
[22] K r y g o w s k i В.: O p rzyd atn ości m etod y m ech a n iczn eg o oznaczania obróbki ziarna p iask u lub żw iru. P rzegląd G eologiczn y, nr 10, 1959, s. 459—463. [23] K r y g o w s k i B.: G eografia fizy czn a N izin y W ielk o p o lsk iej. Cz. I. G eom orfo
logia. Pozn. Tow . P rzyj. N auk, K o m itet F izjo g ra ficzn y , P oznań 1961.
[24] К u n d 1 e r P.: Zur K en n tn is der R a sen p o d so le und G rauen W aldböden M itte l ru sslan d s im V erg leich m it den S o ls le s s iv é s des w e stlic h e n Europas. Z eitsch . f. P fla n zen ern ä h r. D üng. Bod. 86 (131), z. 1, 1959, s. 16— 35.
[25] К u n d 1 e r P.: Zur M ethodik der B ila n zieru n g der E rgeb n isse von B o d e n b il d u n gsp rozessen (P rofilb ilan zieru n g) d a rg estellt am B e isp ie l ein e s T e x tu r p r o file s auf G esch ieb em e rg el in N ord d eu tsch lan d . Z eitsc h r ift für P fla n zen er n ä h . D üng. Bod. 86 (131), 1959, s. 215— 222.
[26] M a d s e n V.: Ü b ersich t über die G eo lo g ie von D änem ark. D an m ark s G eo lo - gisk e U n d ersö g else, R. 5, nr 4, K op en h aga 1928.
[27] Mc C a l e b S. В., C l i n e M. G.: P r o fil stu d ies of n orm al so ils of N e w York. III. P h y sic a l and ch em ica l p rop erties of brow n fo rest and g ra y -b ro w n podzolic soils. S o il Sei., 70, 1950, s. 315— 328.
[28] M i c k A. H.: T he p ed ology of sev e r a l p ro files d ev elo p es from th e calcerou s drift of E astern M ichigan. M ich. A gric. E xp. S ta -T ech n . B u ll, 212, 1949, s. 1— 58. [29] M i l t h e r s K.: L ed eb lo k k e og L an d sk ab sform er i D anm ark. D anm arks G eo lo -
g isk e U n d ersö g else, R. 11, nr 69, 1942.
[30] M i l t h e r s V.: B eiträ g e sk a n d in a v isch er L e itg e s c h ie b e fü r d ie B estim m u n g der V ereisu n g sg ren zen . Z eitsch rift der D eu tsch en G eo lo g isch en G esellsch a ft, 91, S tu ttg a rt 1939.
[31] M i l t h e r s V.: Et T ilb a k eb lik o ver S tr e jfto g efter L ed eb lo k k e gen n em . 40 A ar 1898— 1937. M ed. D ansk. G eol. Foren., 11, 1948.
[32] P e l t i e r L. C.: T h e g eograp h ic cy cle in p e r ig la c ia l r eg io n s as it is rela ted to clim a tic g eom orfology. A n n a les A ssoc. A m er. Geogr., R. 40, nr 3, 1950. [33] P r u s i n k i e w i c z Z., K o w a l k o w s k i A.: S tu d ia gleb o zn a w cze w B ia ło
w ie sk im P arku N arod ow ym . R oczn. G lebozn., t. 14, z. 2.
[34] R o d e A. A.: P o d zo ło b ra zo w a tieln y j process. M osk w a—L en in grad 1937. [35] R o d e A. A.: К w op rosu ob o p o d zo liw a n ii i le ssiw a ż e . P o czw o w ied ien ., 7,
1964, s. 9— 23.
[36] R o g o w o j P. P., S a m o d u r ó w P. S.: M in erały i c h im iczesk ije e le m e n ty w p rofilu siln o o p o d zo len n y ch d iern io w o p o d zo listy ch p oczw B ieło ru ssii, obrazo- w a w sz ic h sja na le sso w y c h porodach. P o czw o o b ra zu ju szczije porody i ich roi w fo rm iero w a n ii p oczw B SSR . M ińsk 1962, s. 55— 149.
[37] R u c h i n a E. W.: К w op rosu o fo rm iro w a n ii k o n ieczn y ch m oren w rajon ie C hibin. U czeb n y je Z ap isk i ŁGU , nr 226, s. geol. nauk. 1957.
[38] R u c h i n a E. W.: L ito lo g ic z e sk ije o so b ien n o sti m o ren y p o śled n ieg o o le d ie n ie - nija i isp o lzo w a n ije ich pri stra tig ra ficzesk ich issle d o w a n ija c h na p rim iere siew iern o -za p a d n o j czasti R usskoj P la tfo rm y . M ateriały so w ie sz c z a n ija po izu cze n iju czetw ierticzn o g o perioda. t. 1, 1961, s. 205— 211.
O k reślen ie jednorodności sk ał m a cierzy sty ch gleb p olod ow cow ych 35
czetw ierticzn y ch otłożen ij M oskow skoj ob łasti. Z ap isk i W sesoju zn ogo M iner. O b szczestw a, nr 2— 3, 1944.
[40] S c h e p p s V.: C orrelation of th e till of N o r th -e a ste r n C hio by size a n a ly sis. Journ. S ed im en t. P etrol., v. 67, nr 9, 1953.
[41] S c h l i c h t i n g E., B l u m e H. P.: D as ty p isch e B o d en p ro fil au f ju n g p le i- stozän em G esch ieb em e rg el in der w e stb a ltisc h e n K lim a p ro v in z und sein e gru n d sä tzlich e D eu tu n g. Z eitsch . für P fla n zen er n ä h . D üng. B odenkun., 95(140), 1961, z. 3, s. 193— 208.
[42] S c h l i c h t i n g E., B l u m e H. P.: A rt und A u sm a ss der V erän d eru n gen d es T o n m in era lb esta n d es ty p isch er B öden aus ju n g p leisto zä n em G esch ieb em e rg el und ihrer H orizonte. Z eitsch . für P fla n zen er n ä h . D üng. B od enkun., 95(140), z. 3, 1961, s. 227— 239.
[43] S t r e m m e H. E., B a c h H.: M erk m ale der B o d en b ild u n g au f dem ju n g p leisto zä n em G esch ieb em e rg el in S c h le z w ig -H o lste in . Z eitsch . fü r P fla n z e n ernäh. D üng. B oden k u n ., 88 (133), z. 2, 1960, s. 148— 155.
[44] T a r r R.: S o m e p h en o m en a of th e g la cier m argin s in th e J ak u tof bay, region A lask a. Z eitschr. fü r G letsch erk u n d e, 3, 1909.
[45] T o r e l l O.: On th e g la c ia l p h en om en a of N orth A m erica. A m er. Journ. Sei., ser. 3, v. 13, 1877.
[46] W e n n b e r g G.: D iffe r e n tia lr ö r e lse r i In lan d sisen . M edd. L unds G eol.-M in . In stit., nr 114, 1949.
[47] W h i t e G. W.: S o il m in era ls as a ch eck etc. S cien ce, 73, 1934. [48] W o l d s t e d t P.: D as E iszeita lter. E rster Band. S tu ttg a rt 1954.
А . К О В А Л Ь К О В С К И , Т . С Т А Ш Е В С К И П РЕ Д В А РИ Т Е Л Ь Н Ы Е Р Е ЗУ Л Ь Т А Т Ы И С С Л ЕД О ВАН И Й ПО М ЕТО ДИКЕ О П РЕДЕЛЕН ИЯ ОДНОРО ДНО СТИ М А ТЕРИ Н С К О Й П О РОДЫ ПО ЧВ Л ЕДНИКОВО ГО П РО И С Х О Ж Д Е Н И Я К а ф е д р а А г р о т е х н и к и и У д о б р е н и я П о з н а н с к о й С е л ь с к о х о з я й с т в е н н о й А к а д е м и и Р е з ю м е Н а прим ере четы рех р азр езов почв сф орм и ровав ш и хся из дв уч лен н ы х м о ренов ы х отлож ен и й балтийского ол еден ен и я (Вюрм) и среднепольского о л ед ен е ния (Рисс) осущ ествлена интерпретация сум м арны х кривы х зерни стости (круп ности частиц) почвенной м ассы (рис. 1) и отдельно кривы х зерни стости для относительно устойчив ы х ф р ак ц и й > 0,02 мм и п о д в и ж н ы х ф р ак ц и й < 0,02 мм (рис. 2), к ак п ок азател ей стр атиграф ической однородности л едн и к ов ы х о т л о ж е ний. С т а к о й -ж е целью был рассм отрен в п р о ф и л е баланс коллоидального ила (таб. 1), процентны й состав т я ж ел ы х минералов (таб. 2) и гранулом етрич еские п ок азател и (таб. 3). Р а сп о л о ж ен и е ук а за н н ы х п ок азател ей в п р оф и л е, особенно гранулом етри ч еск и х пок азател ей , дает возм ож н ость делать вы воды по отнош ению геологи ческой однородности л едн и к ов ы х отлож ен и й и различать и сходн ую и вторичную н еоднородность эт и х пород.
A . K O W A L K O W S K I , T . S T A S Z E W S K I
P R E L IM IN A R Y S T U D IE S R E G A R D IN G A M ETH OD FOR D ETE R M IN A TIO N O F THE H O M O G ENEITY OF P A R E N T R O C K S OF SO ILS OF G L A C IA L O R IG IN
D e p a r t a m e n t o f S o il C u l t i v a t i o n a n d F e r t i l i z a t i o n , C o lle g e o f A g r i c u l t u r e , P o z n a ń
S u m m a r y
Cn th e ex a m p le of fou r so il p ro files form ed by m orain e sed im en ts from th e B a ltic (Würm) and m id d le -P o lish (Riss) g la cia tio n period, au th ors a ttem p t to in te r p ret th e su m m ed grad in g cu rv es of th e w h o le so il m ass (fig. 1), and sep a ra tely of th e grad in g cu rves of th e r e la tiv e ly sta b le () 0.02 m m ) and th e m o b ile (( 0.02 mm ) fra ctio n s (fig. 2) as stra tig ra p h ie h o m o g en eity in d e x e s of th e g la c ia l sed im en ts. To th is end w e r e e x a m in e d th e c o llo id a l-c la y b a la n ce of th e p ro files (tab. 1), th e p ercen ta g e d istrib u tion of th e h e a v y in d icator m in era ls (tab. 2), and th e g ra n u lo m etric in d e x e s (tab. 3).
T he p a ttern of th o se in d e x e s, n o ta b ly th e g ra n u lo m etric ones, a llo w s to in fer on th e g eo lo g ic h o m o g en eity of th e g la c ia l sed im en ts and to d istin g u ish p rim ary from secon d ary u n h o m o g en eity in th e r e sp e c tiv e rocks.
