Paleoklimatyczna wymowa peryglacjalnych pokryw stokowych na podstawie
badañ w po³udniowej czêœci P³askowy¿u Ojcowskiego
Halina Pawelec*
Palaeoclimatic significance of periglacial slope covers — a study from southern part of the Ojców Plateau, S Poland. Prz. Geol., 53: 1051–1057.
S u m m a r y. Slope covers investigation reveal possibilities of extensive palaeoclimatic/stratigraphic reconstructions. This paper approaches the problem by presenting the results of sedimentological analyses upon periglacial slope deposits in the southern part of the Ojców Upland. Periglacial slope covers (loess, weathered debris, sediments deposited in result of slope proceses), originated during and after the youngest loess accumulation (in conditions of permafrost thawing), have been the object of research. Both climatic and morphologic conditions of slope covers genesis are analysed in detail. Climate reconstruction is based on the analyses of slope deposits successions examined underneath the rock walls, on the steep slopes and gentle slopes, respectively. Presented research proved that slope cover analysis may be a basis for palaeoclimatic interpreta-tions, however it must have been preceded by studies of morphological conditions of slope material redeposition. The same climate changes may have resulted in different succession of slope deposits, depending on local slope relief.
Key words: slope covers, loess, periglacial, Pleistocene, Ojców Plateau.
Budowa pokryw stokowych jest zapisem geologicz-nych, topograficznych i klimatycznych warunków ich genezy. Dyskusyjnym problemem jest okreœlenie czy zna-czenie wymienionych uwarunkowañ jest równorzêdne, czy te¿ jeden z czynników (struktura pod³o¿a, rzeŸba stoków, klimat) decyduje o zaistnieniu poszczególnych procesów depozycyjnych. Szczególnie istotne jest rozpoznanie roli klimatu w formowaniu pokryw stokowych oraz okreœlenie mo¿liwoœci rekonstrukcji paleoklimatycznych na podsta-wie analizy ich sukcesji. Istnieje pogl¹d, ¿e osady te nie stanowi¹ dobrej podstawy do wnioskowania o klimacie, albowiem ich budowa jest silnie uzale¿niona od warunków lokalnych (Van Steijn i in., 1995). Jednak wielu badaczy dowodzi, ¿e analiza sedymentologiczna osadów stoko-wych daje podstawê do interpretacji paleoklimatycznych (Dylik, 1966; Bertran i in., 1994; González Dìez i in., 1996; Matthews i in., 1997; Blikra & Nemec, 1998; Nemec & Kazanci, 1999). Problem ten nabiera szczególnego zna-czenia w badaniach pokryw peryglacjalnych, wystê-puj¹cych na stokach gór i wy¿yn Europy, które na wielu obszarach s¹ jedynym zapisem plejstocenu. W interpretacji stratygraficznej pokryw stokowych czêsto nie sprawdzaj¹ siê metody powszechnie stosowane w badaniach osadów plejstoceñskich. Powodem tego jest brak osadów organicz-nych, których obecnoœæ umo¿liwi³aby datowanie wieku bezwzglêdnego oraz silne, oboczne zró¿nicowanie pokryw stokowych, które czêsto uniemo¿liwia wyznaczenie serii przewodnich i wzglêdn¹ korelacjê stratygraficzn¹.
Do podjêcia dyskusji dotycz¹cej paleoklimatycznej wymowy pokryw stokowych sk³oni³y autorkê wyniki badañ przeprowadzonych w po³udniowej czêœci P³asko-wy¿u Ojcowskiego. Na obszarze tym do peryglacjalnych pokryw stokowych nale¿¹: gruzowe pokrywy zwietrzeli-nowe (bêd¹ce produktem wietrzenia mrozowego), lessy stokowe oraz osady powsta³e w rezultacie redepozycji
materia³u gruzowego i lessowego przez procesy stokowe. Wyró¿niono nastêpuj¹ce typy osadów powsta³ych w wyniku procesów stokowych: deluwia lessowe, osady usy-piskowe, osady sp³ywów o ma³ej gêstoœci (silnie oraz s³abo uwodnionych), osady soliflukcyjne i sp³ywów o du¿ej gêstoœci (Pawelec, 2004). Aby okreœliæ, który z czynników — rzeŸba stoków czy klimat, decydowa³ o powstaniu poszczególnych typów osadów, przeanalizowano zarówno klimatyczne, jak i morfologiczne warunki ich genezy. Przeœledzono budowê pokryw stokowych u podnó¿y œcian skalnych, na stromych i ³agodnych stokach. Rezultatem tych badañ jest przedstawiona ni¿ej rekonstrukcja sukcesji pokryw stokowych oraz odpowiadaj¹cej jej sukcesji klima-tu.
Obszar badañ
Obszar badañ obejmuje po³udniow¹ czêœæ P³askowy¿u Ojcowskiego (ryc. 1). W pod³o¿u tego obszaru znajduje siê po³udniowa czêœæ monokliny œl¹sko-krakowskiej oraz pó³nocna krawêdŸ i brze¿ne czêœci rowu krzeszowickiego. Pod³o¿e plejstocenu, w obrêbie monokliny œl¹sko-krakow-skiej, tworz¹ wapienie górnej jury (D¿u³yñski, 1952; Matyszkiewicz, 1997). W strefie rowu krzeszowickiego, w pod³o¿u plejstocenu wystêpuj¹ osady morza mioceñskiego — g³ównie i³y badenu (Rutkowski, 1993). W po³udniowej czêœci P³askowy¿u Ojcowskiego wystêpuj¹ rezydua glaci-geniczne, wi¹zane ze zlodowaceniem po³udniowopolskim (Walczak, 1956; Rutkowski, 1993). Podczas póŸniejszych glacja³ów obszar ten znajdowa³ siê w strefie peryglacjal-nej, w zasiêgu sedymentacji lessu. Zapisem peryglacjalnej morfogenezy s¹ gruzowe osady stokowe, zazêbiaj¹ce siê z pokryw¹ lessow¹ (Walczak, 1956; Gradziñski, 1972; Rut-kowski, 1993; Pawelec, 2004).
Powierzchnia po³udniowej czêœci P³askowy¿u Ojcowskiego nachylona jest w kierunku po³udniowym i opada krawêdzi¹ tektoniczn¹ do rowu krzeszowickiego. Charakterystycznym elementem rzeŸby tego obszaru jest falista, ³agodnie nachylona wierzchowina (przewa¿aj¹ nachylenia: 2–5o), ponad któr¹ wznosz¹ siê formy ska³kowe o stromych œcianach i wysokoœci do ok. 20 m. *Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60,
Teren rozcinaj¹ doliny rzeczne o przebiegu ogólnie po³udnikowym i g³êbokoœci do 50 m. RzeŸba zrêbowa jest rezultatem mioceñskich ruchów tektonicznych (D¿u³yñski, 1953; Rutkowski, 1986). Po miocenie nast¹pi³y okresy o¿ywienia pionowych ruchów skorupy ziemskiej, które odm³odzi³y tê rzeŸbê i stymulowa³y prze-bieg procesów erozyjno-denudacyjnych (Felisiak, 1992; Lewandowski, 1993).
Metody badañ
Podstaw¹ badañ by³a analiza sedymentologiczna pokryw stokowych. Opracowano szczegó³owe profile lito-logiczne. Dokonano pomiarów orientacji d³ugich osi kla-stów oraz azymutów k¹tów upadu lamin i warstw osadów. Wykonano badania uziarnienia pokryw stokowych oraz zawartoœci CaCO3 i Fe2O3, a tak¿e sk³adu miêczaków
wystêpuj¹cych w lessach.
Analizê sukcesji pokryw stokowych oraz odpo-wiadaj¹cej jej sukcesji klimatu oparto na przeœledzeniu
wzajemnych relacji pomiêdzy pokryw¹ lessow¹, pokrywa-mi powsta³ypokrywa-mi w rezultacie wietrzenia mrozowego oraz osadami redeponowanymi w wyniku procesów stokowych.
Rekonstrukcja sukcesji pokryw stokowych oraz odpowiadaj¹cej jej sukcesji klimatu
Pokrywa lessowa. Pokrywa lessowa jest przewodnim horyzontem niniejszej rekonstrukcji. Obszar badañ znajdu-je siê w zasiêgu miechowskiego p³ata lessowego (Jersak i in., 1992). Lessy tworz¹ na jego powierzchni nieci¹g³¹ pokrywê o zmiennej mi¹¿szoœci (do 8 m). Na przewa¿aj¹cej czêœci tego obszaru osady py³owe o cechach litologicznych najm³odszego poziomu lessu (lessu m³odszego IIb, wg Jer-saka, 1973; lessu m³odszego górnego wg Maruszczaka, 1980) le¿¹ bezpoœrednio na wapieniach górnojurajskich lub na cienkiej pokrywie osadów stokowych.
Czêste wystêpowanie, w po³udniowej czêœci P³asko-wy¿u Ojcowskiego, najm³odszego poziomu lessu bezpo-œrednio na mezozoicznym pod³o¿u, a tak¿e intensyfikacjê procesów stokowych w pocz¹tkach jego sedymentacji dokumentuje Alexandrowicz (1991). Pocz¹tek sedymentacji najm³odszego pozio-mu lessu oraz towarzysz¹cy pozio-mu roz-wój procesów stokowych datowane s¹ w Maszkowie (na podstawie dato-wania 14
C muszli miêczaków) na ok. 24 000 lat BP (Alexandrowicz, 1991).
Analiza sk³adu miêczaków, wystêpuj¹cych w badanych lessach, wykaza³a obecnoœæ bogatego zespo³u fauny oraz jego ubo¿enie w kierunku stropu lessów (wskutek zaniku gatunków o wy¿szych wymogach ekologicznych), (ryc. 2A). Obecnoœæ takiego zespo³u œli-maków dowodzi, ¿e omawiane lessy reprezentuj¹ doln¹ czêœæ najwy¿sze-go poziomu lessu, powsta³¹ w warunkach jeszcze wilgotnego kli-matu. Malakofauna lessów akumu-lowanych w suchym i zimnym klimacie pleniglacja³u jest bowiem bardzo uboga, reprezentowana g³ównie przez Pupilla loessica (por. Alexandrowicz, 1991, 1995). 450 400 450 450 400 350 350 300 300 0 1km
Wierzchowie
WarszawaA
B
D
C
Bêdkowice
Jerzmanowice
Karniowice
¬
Ryc. 1. Szkic lokalizacyjny obszaru
badañ
Zubo¿enie zespo³u miêczaków w górnej czêœci profilu (ryc. 2A) wskazuje na postêpuj¹ce och³adzanie siê klimatu. Wniosek, ¿e omawiane osady reprezentuj¹ doln¹ czêœæ najwy¿szego poziomu lessu znajduje potwierdzenie w ich cechach litologicznych, które œwiadcz¹ o wilgotnych warunkach sedymentacji — przy udziale procesów glejo-wych (por. Jersak, 1973; Jersak i in., 1992). Dowodzi tego obecnoœæ w lessach konkrecji ¿elazisto-manganowych i smug limonitycznych oraz wystêpuj¹ce miejscami sza-ro¿ó³te zabarwienie osadów. O wilgotnym œrodowisku sedymentacji omawianych lessów i zwi¹zanym z nim syn-sedymentacyjnym wietrzeniem chemicznym, mo¿e te¿ œwiadczyæ podwy¿szona (w stosunku do lessu typowego) zawartoœæ i³u (Jersak, 1973). Badane osady zawieraj¹ 25–46% frakcji 0,02–0,002 mm i 9–20% frakcji < 0,002 mm). Jednak zawartoœæ i³u w lessach mo¿e te¿ byæ uwarun-kowana uziarnieniem ska³ wystêpuj¹cych w pod³o¿u Wy¿yny Krakowsko-Czêstochowskiej (Chlebowski & Lindner, 1999).
Podczas sedymentacji omawianych lessów dzia³a³y procesy stokowe, których rozwój by³ uwarunkowany wil-gotnym œrodowiskiem. Lessy wystêpuj¹ce u podnó¿y stro-mych, skalistych stoków zawieraj¹ materia³ gruzowy w postaci pojedynczych klastów (powsta³ych w wyniku wie-trzenia mrozowego i odpadania) oraz przewarstwieñ gru-zowych deponowanych w rezultacie sp³ywów ma³ej gêstoœci (ryc. 2A). Spotykane w profilach lessowych osady s³abo uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci s¹ prawdopo-dobnie zapisem krótkich faz zmian klimatu (niewielkiego zwilgotnienia). Zmiennoœæ klimatu w pocz¹tkowej fazie akumulacji najm³odszego poziomu lessu udokumentowa-no w profilu Odonów (Dwucet & Œnieszko, 1996).
Wystêpowanie na badanym obszarze jedynie dolnych czêœci najm³odszego poziomu lessu dowodzi, ¿e pokrywa lessowa zosta³a tam mocno zredukowana przez póŸniejsze procesy denudacyjne. Z tego powodu nie jest mo¿liwe przeœledzenie zale¿noœci pomiêdzy przebiegiem sedymen-tacji lessu a rzeŸb¹ pod³o¿a. WyraŸny jest natomiast zwi¹zek pomiêdzy rzeŸb¹ stoków a cechami litologiczny-mi lessu. Na sp³aszczeniach i ³agodnych stokach lessy maj¹ strukturê masywn¹ i nie zawieraj¹ materia³u gruzowego. Na stromych stokach i ich podnó¿ach wystêpuj¹ lessy miejscami warstwowane oraz zawieraj¹ce materia³ gruzo-wy. Osady te s¹ wynikiem synchronicznego rozwoju sedy-mentacji eolicznej oraz procesów stokowych (Jersak, 1973).
Osady s³abo uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci stwierdzono wy³¹cznie w lessach wystêpuj¹cych u pod-nó¿y bardzo stromych stoków (o nachyleniu ok. 40°), na których ju¿ przy niewielkim udziale wody mog³o dojœæ do cienkiego sp³ywu (Rapp, 1960; Lowe, 1982; Bertran i in., 1997).
Osady wystêpuj¹ce w sp¹gu lessów
Osady podœcielaj¹ce lessy sk³adaj¹ siê z ostrokrawê-dzistego gruzu wapiennego i/lub materia³u lessowego o cechach litologicznych najm³odszego poziomu lessów. W
rejonach sp³aszczeñ s¹ to pokrywy powsta³e w rezultacie wietrzenia mrozowego. Na stokach oraz u ich podnó¿y, w sp¹gu lessów, wystêpuj¹ osady deponowane w rezultacie procesów stokowych (usypiskowe, soliflukcyjne, sp³ywów masowych). Pozycja tych osadów, a tak¿e obecnoœæ w nich ostrokrawêdzistego gruzu wapiennego oraz materia³u les-sowego (o cechach litologicznych najm³odszego lessu), dowodz¹ rozwoju procesów stokowych w pocz¹tkach sedymentacji najm³odszego poziomu lessu, podczas nara-stania wieloletniej zmarzliny.
Liczne badania dowiod³y, ¿e na Wy¿ynach Polskich zasadnicza czêœæ lessu powsta³a w pleniglacja³ach — pod-czas panowania klimatu wybitnie zimnego i suchego, lecz jego sedymentacja rozpoczyna³a siê ju¿ wczeœniej, w warunkach narastania wieloletniej zmarzliny — w stosun-kowo wilgotnym klimacie (m.in. Jersak i in., 1992; Mojski, 1993; Maruszczak, 2001).
Na badanym obszarze stwierdzono te¿ obecnoœæ — lokalnie wystêpuj¹cych — osadów stokowych, bêd¹cych zapisem starszych faz rozwoju procesów denudacyjnych. Ró¿ni¹ siê one od osadów stokowych, powsta³ych w pocz¹tkach sedymentacji najwy¿szego poziomu lessu, przeobra¿eniem przez wietrzenie chemiczne. S¹ zbudowa-ne z og³adzonych wapieni oraz materia³u lessowego, zmie-nionego przez procesy glebowe. Przejawem tych procesów jest m.in. podwy¿szona (w porównaniu z najm³odszym poziomem lessu) zawartoœæ i³u koloidalnego i wolnych tlenków ¿elaza (ryc. 2C–1). Osady te, z powodu lokalnego wystêpowania, nie s¹ przedmiotem tej pracy.
Pokrywy zwietrzelinowe bêd¹ce rezultatem wietrze-nia mrozowego, s¹ wskaŸnikiem mroŸnego, lecz wilgotne-go klimatu (o œredniej temperaturze ok. 0°). Liczne badania dowiod³y, ¿e intensywnoœæ wietrzenia mrozowego jest wprost proporcjonalna do iloœci przejœæ temperatury przez graniczn¹ wartoœæ 0°, powoduj¹cych multigelacjê — wie-lokrotne zamarzanie i odmarzanie ska³y (m.in. Tricart, 1960; Lautridou & Ozouf, 1982; Wiliams & Robinson, 1991). Na badanym obszarze, w rejonach sp³aszczeñ pod³o¿a, omawiane pokrywy zwietrzelinowe wystêpuj¹ w sp¹gu lessów (ryc. 2A). Dowodzi to intensywnego rozwoju wietrzenia mrozowego w okresie bezpoœrednio poprze-dzaj¹cym akumulacjê lessów.
RzeŸba stoków wp³ywa³a na intensywnoœæ wietrzenia mrozowego. Na stromych stokach zwietrzeliny szybciej by³y uprz¹tane przez procesy stokowe. Powodowa³o to czêstsze odnawianie ekspozycji wietrzeniowej skalistego pod³o¿a i w rezultacie intensywniejszy przebieg wietrzenia (Jahn, 1954; Kirkby, 1987). Na badanym obszarze, w wyniku intensywnego rozwoju procesów stokowych, pokrywy zwietrzelinowe zachowa³y siê jedynie w rejonach sp³aszczeñ pod³o¿a.
Osady usypiskowe s¹ równie¿ zapisem warunków kli-matycznych, sprzyjaj¹cych intensywnemu wietrzeniu mro-zowemu (Rapp, 1960; Nemec & Kazanci, 1999). W badanych osadach usypiskowych czêsto obserwowano zró¿nicowanie frakcji (warstwa drobniejszych klastów zalegaj¹ca na warstwie grubszych klastów), co interpre-towano jako wynik och³odzenia klimatu podczas
sedymen-N N ¿d ¿ ¿g ps p i powierzchnia erozyjna erosional surface ca³kowity sk³ad granulometryczny (%) grain-size in %
sk³ad frakcji < 2 mm (%) grain-size of grans < 2 mm (%) wapienie (jura górna)
Upper Jurassic limestone
0,2 2 5 15 30cm
0,002 0,05
0,02 0,1 2mm
Diagramy danych kierunkowych: – orientacja d³ugich osi klastrów
– azymut upadu lamin; stra³ka oznacza kierunek nachylenia stoku Diagrams of transport directions:
– long clast axis orientation a
b a
a b
i – i³, ps –piasek, ¿d – ¿wir drobny, ¿ – ¿wir, ¿g – ¿wir gruby i – clay, ps –silt, ¿d – fine gravel, ¿ – gravel, ¿g – coarse gravel i³ masywny massive clay i³ laminowany laminated silt py³ masywny massive silt py³ laminowany laminated silt
i³ z pojedynczymi okruchami clay with angular gravel py³ z pojedynczymi okruchami silt with angular gravel
diamiktony o rozproszonym szkielecie ziarnowym, klasty o œrednicy < 15 cm; matriks i³owy ( ), py³owy ( )a b matrix supported diamictons;
clasts < 15 cm; clayey ( ), silty ( ) matrixa b
diamiktony o zwartym szkielecie ziarnowym, klasty o œrednicy < 15 cm; matriks i³owy ( ), py³owy ( )a b clast- supported diamictons;
clasts < 15 cm; clayey ( ), silty ( ) matrixa b
diamikton o zwartym szkielecie ziarnowym, klasty o œrednicy >15 cm; matriks py³owy clast - supported diamicton; clasts > 15 cm; silty matrix
a b a b
C–Osady soliflukcyjne lub sp³ywu du¿ej gêstoœci (1, 2), less (3)
Solifluction or dence mass flow deposit (1, 2), loess (3)
B–Osady usypiskowe (1), less (2), powierzchnia erozyjna (3), deluwia lessowe (4)
Scree deposit (1), loess (2), erosional surface (3), deluvial loess (4)
A–Less (2, 4, 6), pokrywa zwietrzelinowa (1), osady sp³ywów ma³ej gêstoœci (3, 5)
Loess (2, 4, 6), weathered debris (1), low-dense mass flow deposit (3, 5)
D–Deluwia lessowe (1, 3), osady sp³ywu ma³ej gêstoœci (2)
Deluvial loess (1, 3), low-dense mass flow deposit (2)
¿d ¿ ¿g ps p ¿d ¿ ps p ¿d ¿ ps p ¿d ps p 1 2 3 4 5 6 1 2 3 4 1 2 3 1 2 3 3,5% 1% 3,2% 0 20 40 60 80 100 sk³ad granulometryczny (%) grain-size in % 0CaCO320 zawartoœæ (%) % content of 1Fe O2 33 0 20 40 60 80 100 sk³ad granulometryczny (%) grain-size in % CaCO3 zawartoœæ (%) % content of 0 Fe O2 3 3 0 20 40 60 80 100 sk³ad granulometryczny (%) grain-size in % CaCO3 zawartoœæ (%) % content of 0 Fe O2 3 4 0 20 40 60 80 100 sk³ad granulometryczny (%) grain-size in % CaCO3 zawartoœæ (%) % content of 0 Fe O2 3 4 N N N N N N N m a l a k o f a u n a m a l a c o f a u n a liczebnoœæ okazów w skali od I do V
number of shales in scale: I -V
próbka sample Succnea oblong elongata (Sandber g er) Pupilla muscorum (Linnaeus) Pupilla loessica (Lo¿ek) Clausilia dubia (Draparnaud) Columella columella (Martens) Va lonia tenuilabri (Sandber g er) V erigo per cedentata (Braun) Trichia hispida (Linnaeus) Semilimax kontulai (W esterlund) a b c d V V IV IV V V III I I I I I I I I I II II II II II II II III III III 0 1,0 2,0 3,0 4,0 0 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0 6,0 7,0 8,0 0 0,5 1,0 1,5 2,0 0 0,5 1,0 1,5 2,0 (m) (m) (m) (m)
tacji tych osadów. Literatura dowodzi, ¿e makrogeliwacja — mrozowy rozpad ska³ na grube frakcje, przewa¿a w kli-macie umiarkowanie zimnym (o œredniej rocznej tempera-turze powy¿ej 0o
), w klimacie bardziej ch³odnym natomiast powstaje gruz drobniejszy (Kotarba, 1976). Osady usypiskowe s¹ wiêc nie tylko wskaŸnikiem klimatu sprzyjaj¹cego intensywnemu wietrzeniu mrozowemu, ale odzwierciedlaj¹ równie¿ zmiany klimatu mniejszej rangi. Wniosek o sedymentacji badanych osadów usypiskowych w warunkach postêpuj¹cego och³odzenia potwierdza pozycja tych osadów — w sp¹gu pokrywy lessowej oraz obecny w nich lessowy matriks, œwiadcz¹ce o rozwoju wietrzenia mrozowego i odpadania w pocz¹tkach akumu-lacji lessów (ryc. 2B).
Powstanie osadów usypiskowych by³o w równym stop-niu uwarunkowane klimatem, jak obecnoœci¹ stromych, skalistych stoków. Na badanym obszarze osady usypisko-we wystêpuj¹ u podnó¿y œcian skalnych, w obszarach sp³aszczeñ pod³o¿a. Na stokach, podobnie jak pokrywy zwietrzelinowe, zosta³y one uprz¹tniête w rezultacie pro-cesów stokowych.
Soliflukcja jest uwarunkowana mroŸnym klimatem, w którym jednak dochodzi do odmarzania wieloletniej zmarzliny (Ballantyne & Harris, 1994; Matsuoka, 2001). Ograniczona zawartoœæ wody w gruncie sprzyja te¿ rozwo-jowi sp³ywów o du¿ej gêstoœci (Lowe, 1982; Blikra & Nemec, 1998). W podobnym œrodowisku dzia³a³y równie¿ procesy wietrzenia mrozowego i odpadania. Na stokach badanego obszaru, synchroniczny rozwój wietrzenia mro-zowego i odpadania oraz soliflukcji (gêstych sp³ywów) prowadzi³ do redepozycji materia³u gruzowego. Obecnie tworzy on pokrywy soliflukcyjne (gêstych sp³ywów) wystêpuj¹ce pod lessem na ³agodnych stokach oraz u ich podnó¿y (ryc. 2C).
Zaistnienie procesów soliflukcji i sp³ywów du¿ej gêstoœci by³o w równym stopniu uwarunkowane klimatem jak rzeŸb¹ stoków. Osady odpowiadaj¹ce tym procesom stwierdzono wy³¹cznie na ³agodnych stokach (o nachyle-niu do 10°).
Osady wystêpuj¹ce w stropie lessów
Na badanym obszarze do osadów m³odszych od lessów nale¿¹ deluwia lessowe oraz osady deponowane w rezulta-cie silnie uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci.
Deluwia lessowe powsta³e z rozmycia najwy¿szego poziomu lessów wystêpuj¹ powszechnie na powierzchni badanego obszaru. Osi¹gaj¹ one mi¹¿szoœæ do 8 m i zale-gaj¹ bezpoœrednio na wapieniach górnojurajskich lub w stropie lessów, na powierzchni erozyjnej (ryc. 2B). Domi-nuj¹ deluwia powsta³e w œrodowisku glejowym. Reprezen-tuj¹ je szaro¿ó³te i szare py³y bezwêglanowe, zawieraj¹ce do 3,2% Fe2O3(ryc. 2D). Wystêpuj¹ w nich liczne konkrecje
¿elazisto-manganowe typu „pieprzy” oraz smugi
limoni-tyczne. Osady te zosta³y rozciête przez wspó³czesne doliny rzeczne.
Obecnoœæ deluwiów lessowych jest zapisem wilgotne-go klimatu, umo¿liwiaj¹cewilgotne-go rozwój sp³ukiwania. Na wy¿ynach polskich wyró¿niono kilka etapów intensywne-go rozwoju sp³ukiwania u schy³ku plejstocenu i we wcze-snym holocenie (Œnieszko, 1995). Cechy litologiczne opisanych deluwiów (oglejenie) pozwalaj¹ wnioskowaæ o ich powstaniu, przy obecnoœci wieloletniej zmarzliny w pod³o¿u. Wskazuje to na pierwsz¹ fazê ocieplenia klimatu i zwi¹zanego z tym wytapiania wieloletniej zmarzliny. Nast¹pi³a u schy³ku plejstocenu, przed intensywnym roz-wojem erozji dolinnej. Wed³ug Œnieszki (1995) zakoñcze-nie akumulacji najwy¿szego poziomu lessów i pocz¹tek degradacji pokrywy lessowej na wy¿ynach polskich przy-pada na okres 14–12,5 ka BP (na podstawie analizy wyni-ków datowañ radiowêglowych z osadów formowanych po zakoñczeniu akumulacji lessów).
Rozmieszczenie deluwiów lessowych nie wykazuje zwi¹zku z nachyleniem stoków. Wystêpuj¹ one u podnó¿y zarówno stromych, jak i ³agodnych stoków. Potwierdzi³a siê zale¿noœæ pomiêdzy d³ugoœci¹ stoku a mi¹¿szoœci¹ osa-dów deluwialnych (Lewkowicz, 1988) — deluwia o naj-wiêkszej mi¹¿szoœci wystêpuj¹ u podnó¿y najd³u¿szych stoków.
Osady silnie uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci stosunkowo rzadko wystêpuj¹ na badanym obszarze, wy³¹cznie u podnó¿y stromych stoków. Osady te tworz¹ przewarstwienia w obrêbie deluwiów lessowych (ryc. 2D). Zaistnienie silnie uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci by³o w równym stopniu uwarunkowane obecnoœci¹ materia³u gruzowego, rzeŸb¹ stoku, jak i wilgotnym œrodo-wiskiem. Rozwija³y siê one w obrêbie pokryw gruzowych, intensywnie przepojonych wod¹ (Bertran i in., 1997; Bli-kra & Nemec, 1998). Takie warunki istnia³y podczas ocie-plenia klimatu i zwi¹zanego z tym rozwoju sp³ukiwania — po zakoñczeniu akumulacji lessów. Pokrywy gruzowe, nie zawieraj¹ce materia³u lessowego, istnia³y wtedy jedynie na wysoko po³o¿onych wierzchowinach — tam, gdzie deflacja przewa¿a³a nad sedymentacj¹ lessów.
Reasumuj¹c, mo¿na stwierdziæ, ¿e sukcesja analizowa-nych pokryw stokowych jest zapisem zmian klimatu (ryc. 3):
1) klimat zimny i wilgotny, narastanie wieloletniej zmarzliny — pocz¹tkowa faza akumulacji lessów, pokry-wy zwietrzelinowe, osady usypiskowe (œciany skalne), osady s³abo uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci (strome stoki), osady soliflukcyjne lub sp³ywów du¿ej gêstoœci (³agodne stoki);
2) klimat bardzo zimny i suchy, kontynentalny, wielo-letnia zmarzlina — akumulacja lessów, luka erozyjna obej-muj¹ca górne czêœci lessów;
3) klimat zimny i wilgotny, pocz¹tkowa faza wytapia-nia wieloletniej zmarzliny — luka erozyjna obejmuj¹ca osady deponowane w rezultacie procesów stokowych;
Ryc. 2. Budowa peryglacjalnych pokryw stokowych na przyk³adzie wybranych profilów Fig. 2. Lithology of periglacial slope covers in exemplary logs
4) klimat wilgotny, wytapianie wieloletniej zmarzliny — deluwia lessowe, miejscami osady silnie uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci.
Synchroniczny rozwój odpadania, soliflukcji, sp³ywów du¿ej gêstoœci oraz s³abo uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci dowodzi, ¿e zaistnienie tych procesów by³o w równym stopniu uwarunkowane rzeŸb¹ stoków, jak i kli-matem. Paleoklimatyczna wymowa osadów odpowia-daj¹cych tym procesom jest jednoznaczna i potwierdzona ich pozycj¹ w stosunku do pokrywy lessowej. Nastêpnie, w okresie peryglacjalnego pessimum, na ca³ym obszarze dominowa³a intensywna akumulacja lessów. Potem, w warunkach stopniowo ³agodniejszego klimatu, ponownie dosz³o do depozycji stokowej w formie osadów usypisko-wych, soliflukcyjnych i sp³ywów masowych. Intensyw-noœæ wietrzenia mrozowego i wspó³dzia³aj¹cych procesów stokowych by³a jednak ograniczona, z powodu zalegaj¹cej
na stokach pokrywy lessowej. Warunki do powstawania pokryw gruzowych istnia³y jedynie w rejonach wychodni wapieni jurajskich — na stromych stokach i wysoko po³o¿onych wierzchowinach, gdzie deflacja dominowa³a nad sedymentacj¹ lessów. Na ³agodnych stokach, w stropie pokrywy lessowej, rozwija³y siê procesy soliflukcji i sp³ywów du¿ej gêstoœci. Te s³abo wykszta³cone pokrywy stokowe (w stropie lessów) zosta³y wkrótce usuniête w rezultacie intensywnych procesów denudacyjnych, wywo³anych ociepleniem klimatu i gwa³townym wytapia-niem wieloletniej zmarzliny. Luka erozyjna obejmuje osa-dy powsta³e w pocz¹tkach zaniku wieloletniej zmarzliny oraz górne czêœci lessów. Œwiadectwem intensywnego rozwoju sp³ukiwania s¹ deluwia lessowe o znacznej mi¹¿szoœci. W rejonie stoków skalistych deluwia te zawie-raj¹ materia³ gruzowy a miejscami spotykane s¹ tam rów-nie¿ osady silnie uwodnionych sp³ywów ma³ej gêstoœci.
œciany skalne rock walls strome stoki steep slopes ³agodne stoki gentle slopes zmiany klimatu climate changes wilgotnoœæ
humidity temperatura > 0°temperature > 0° temperatura < 0°temperature < 0° wysoka
high
niska low
temperatura i wilgotnoϾ temperature and humidity
SUKCESJA POKRYW STOKOWYCH
SLOPE COVERS SUCCESSION NASTÊPSTWO PROCESÓW PERYGLACJALNYCH W ZALE¯NOŒCI OD RZE¯BY STOKÓW
PERIGLACIAL PROCESSES SUCCESION IN RELATION TO SLOPE MORPHOLOGY
1 2 3 4
Procesy: wietrzenie mrozowe, odpadanie, akumulacja lessu
Processes:
frost weathering, rockfall, loess accumulation
Procesy:
wietrzenie mrozowe, sp³ywy ma³ej gêstoœci, akumulacja lessu
Processes:
frost weathering, mass flows of low density, loess accumulation
Procesy:
wietrzenie mrozowe, soliflukcja, gêste sp³ywy, akumulacja lessu
Processes:
frost weathering, solifluction, dense mass flows, loess accumulation
Procesy: wietrzenie mrozowe, sp³ywy ma³ej gêstoœci
Processes:
frost weathering, mass flows of low density
Procesy: sp³ukiwanie, sp³ywy ma³ej gêstoœci
Processes:
slopewash, mass flows of low density Procesy:
sp³ukiwanie, sp³ywy ma³ej gêstoœci
Processes:
slopewash, mass flows of low density Procesy: wietrzenie mrozowe, odpadanie Processes: frost weathering, rockfall Procesy: akumulacja lessu Processes: loess accumulation Procesy: akumulacja lessu Processes: loess accumulation Procesy: akumulacja lessu Processes: loess accumulation Procesy: sp³ukiwanie Processes: slopewash Procesy:
soliflukcja, gêste sp³ywy
Processes:
solifluction, dense mass flows
deluwia lessowe deluvial loess powierzchnia erozyjna erosional surface less loess osady usypiskowe scree deposit less loess deluwia lessowe deluvial loess powierzchnia erozyjna erosional surface deluwia lessowe deluvial loess powierzchnia erozyjna erosional surface less loess osady sp³ywów ma³ej gêstoœci mass flow deposit of low density osady soliflukcyjne lub gêstych sp³ywów solifluction or dense mass flow deposit
Ryc. 3. Zapis zmian klimatu w sukcesji peryglacjalnych pokryw stokowych, w zale¿noœci od rzeŸby stoków Fig. 3. Climate changes interpreted from the periglacial slope covers succession in relation to slope morphology
Przedstawione badania prowadz¹ do wniosku, ¿e anali-za sukcesji peryglacjalnych pokryw stokowych mo¿e byæ podstaw¹ interpretacji paleoklimatycznej/stratygraficznej. Nale¿y jednak podkreœliæ, ¿e w formowaniu osadów usy-piskowych, soliflukcyjnych i sp³ywów masowych role czynnika morfologicznego i klimatycznego s¹ równorzêd-ne. Z tego powodu wnioskowanie o stratygrafii pokryw stokowych powinno byæ poprzedzone analiz¹ morfolo-gicznych uwarunkowañ ich genezy. Albowiem w zale¿noœci od rzeŸby stoków zapisem tej samej sukcesji klimatu s¹ ró¿ne sukcesje osadów stokowych.
Autorka sk³ada serdeczne podziêkowania Panu prof. dr hab. Stefanowi W. Alexandrowiczowi za oznaczenie sk³adu gatunko-wego malakofauny.
Literatura
ALEXANDROWICZ S.W. 1991— Malakofauna i wiek lessów z Maszkowa w Dolinie D³ubni. [W:] Kostrzewski A. (red.) — Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych. Seria Geografia, 50, UAM, Poznañ: 379–389.
ALEXANDROWICZ S.W. 1995— Malacofauna of the Vistulian Loess in the Cracow Region (S Poland). Ann. MCS Uniwersity, Sec-tion B1: 1–28.
BALLANTYNE C.K. & HARRIS C. 1994 — The Periglaciation of Great Britain. Caimbridge University: 1–325.
BERTRAN P., COUTARD, J.P., FRANCOU, B., OZOUF J.C., TEXIER J.P. 1994 — New data on grèzes bedding and their palaeocli-matic implications. [W:] Evans D. J. A. (red.) — Cold Climate Land-forms, John Wiley & Sons, Chichester: 437–455.
BERTRAN P., HETU B., TEXIER J-P., VAN STEIJN, H. 1997 — Fabric characteristics of subaeral slope deposits. Sedimentology, 44: 1–16.
BLIKRA L.H. & NEMEC W. 1998 — Postglacial colluvium in western Norway: depositional processes, facies and palaeoclimatic record. Sedimentology, 45: 909–959.
CHLEBOWSKI R. & LINDNER L. 1999 — Peryglacjalne procesy wietrzeniowe i warunki akumulacji lessów m³odszych na Wy¿ynie Ma³opolskiej. Acta Geogr. Lodz., 76: 25–35.
DWUCET K. & ŒNIESZKO Z. 1996 — Ewolucja neoplejstoceñskiej pokrywy lessowej na przyk³adzie zmian w profilu Odonów (po³udnio-wa Polska). Biul. Peryglacjalny, 35: 7–44.
DYLIK J. 1966 — Znaczenie peryglacjalnych elementów w stratygrafii plejstocenu. Czas. Geogr., 37: 131–146.
D¯U£YÑSKI S. 1952 — Powstanie wapieni skalistych jury krakow-skiej. Rocz. Pol. Tow. Geol., 21: 125–180.
D¯U£YÑSKI S. 1953— Tektonika po³udniowej czêœci Wy¿yny Kra-kowskiej. Acta Geol. Pol., 3: 325– 440.
FELISIAK I. 1992— Osady krasowe oligocenu i wczesnego miocenu oraz ich znaczenie dla poznania rozwoju tektoniki i rzeŸby okolic Kra-kowa. Ann. Soc. Geol. Pol., 62: 173–207.
GONZÁLEZ DÌEZ A., SALAS L., DÌAZ DE TEREÁN J.R. & CENDRERO A. 1996— Late Quaternary climate changes and mass movement frequency and magnitude in the Cantabrian region, Spain. Geomorphology, 15: 291–309.
GRADZIÑSKI R. 1972 — Przewodnik geologiczny po okolicach Kra-kowa. Wyd. Geol. Warszawa: 1–335.
JAHN A. 1954— Denudacyjny bilans stoku. Czasopismo Geograficz-ne, 25: 38–58.
JERSAK J. 1973— Litologia i stratygrafia lessu wy¿yn po³udniowej Polski. Acta Geogr. Lodz. 32: 1–139.
JERSAK J., SENDOBRY K. & ŒNIESZKO Z. 1992 — Postwarciañska ewolucja wy¿yn lessowych w Polsce. Pr. Nauk. U Œl. 1227, Katowice: 1–197.
KIRKBY M.J. 1987 — General models of long-term slope evolution through mass movment. [W:] M.G., Anderson, K.S., Richards (red.) — Slope Stability. John Wiley & Sons, Chichester: 359–380. KOTARBA A. 1976 — Wspó³czesne modelowanie wêglanowych sto-ków wysokogórskich na przyk³adzie Czerwonych Wierchów w Tatrach Zachodnich. Pr. Geogr., 120: 1–128.
LAUTRIDOU J-P. & OZOUF J.C. 1982 — Experimental frost shat-tering, 15 years of research at the Centre de Géomorphologie du CNRS. Progress in Physical Geography, 6: 217–232.
LEWANDOWSKI J. 1993 — RzeŸba podczwartorzêdowa regionu œl¹sko-krakowskiego i jej ewolucja morfogenetyczna. Folia Quaterna-ria, 64: 101–121.
LEWKOWICZ A.G. 1988 — Slope processes. [W:] Clark, M.J. (red.) — Periglacial Geomorphology, John Wiley & Sons, Chichester, 325–370.
LOWE D.R. 1982 — Sediment gravity-flows: II Depositional models with special reference to the deposits of high-density turbidity currents. J. Sedimentary Petrol., 52: 279–297.
MARUSZCZAK H. (red.) 2001 — Podstawowe profile lessów w Pol-sce II. UMCS, Lublin: 1–180.
MATSUOKA N. 2001 — Solifluction rates, processess and landforms: a global review. Earth Science Reviews, 55: 107–134.
MATTHEWS J.A., BRUNSDEN D., FRENZEL B. & GLÄSER B. — WEISS M.M. 1997 — Rapid mass movements as a source of climatic evidence for the Holocene. Paläoklimaforschung 19, Gustav Fischer, Stuttgart: 1–444.
MATYSZKIEWICZ J. 1997 — Microfacies, sedimentation and some aspects of diagenesis of Upper Jurassic sediments from the elevated part of the Nortern peri-Tethyan Shelf: a comparative study on the Lochen area (Schwabiche Alb) and the Cracow area (Cracow–Wieluñ Upland, Polen). Berliner geowiss. Abh. 21E: 1–111.
MOJSKI J.E. 1993 — Europa w plejstocenie, ewolucja œrodowiska przyrodniczego. PAE, Warszawa: 1–332.
NEMEC W. & KAZANCI N. 1999 — Qaternary colluwium in west–central Anatolia: sedimentary facies and paleoklimatic significan-ce. Sedimentology, 46: 139–170.
PAWELEC H. 2004 — Klasyfikacja litogenetyczna peryglacjalnych pokryw stokowych w po³udniowej czêœci P³askowy¿u Ojcowskiego. Prz. Geol., 10: 990–996.
RAPP A. 1960 — Recent development of mountain slopes in Kär-kevagge and surroundings, Northern Scandinavia. Geogr. Ann., 42: 65–200.
RUTKOWSKI J. 1986 — O trzeciorzêdowej tektonice uskokowej oko-lic Krakowa. Prz. Geol., 34: 587–590.
RUTKOWSKI J. 1993 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 50 000, arkusz Kraków, wraz z objaœnieniami. Inst. Geol., War-szawa.
ŒNIESZKO Z. 1995 — Ewolucja obszarów lessowych Wy¿yn Polskich w czasie ostatnich 15 000 lat. Pr. Nauk. U Œl. 1496, Katowice: 1–122. TRICART J. 1960 — Zagadnienia geomorfologiczne. PWN, Warsza-wa: 11–234.
VAN STEIJN H., BERTRAN P., FRANCOU B, HÉTU B. & TEXIER J–P. 1995 — Models for the genetic and environmental interpretation of stratifield deposits. Permafrost and Periglacial Processes, 6: 125–146.
WALCZAK W. 1956 — Utwory czwartorzêdowe i morfologia po³udniowej czêœci Jury Krakowskiej w dorzeczu Bêdkówki i Koby-lanki. Biul. Inst. Geol., 100: 419–453.
WILIAMS R.B.G. & ROBINSON D.A. 1991 — Frost weathering of rocks in the presence of salts — a review. Permafrost and Periglacial Processes, 2: 347–353.
