Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich Zakład Geomorfologii Instytutu Geograficznego Uniwersytetu Wrocławskiego
VI Zjazd Geomorfologów Polskich Środowiska górskie – ewolucja rze źby Jelenia Góra, 11-14 wrze śnia 2002
Streszczenia referatów i posterów
Trzysta lat Uniwersytetu Wrocławskiego
Wrocław 2002
VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Komitet Naukowy
Prof. dr hab. Wacław Florek Prof. dr hab. Kazimierz Klimek Prof. dr hab. Andrzej Kostrzewski (Prezes Stowarzyszenia Geomorfologów Polskich) Prof. dr hab. Adam Kotarba Dr hab. Piotr Migo ń Prof. dr hab. El Ŝbieta Mycielska-Dowgiałło Prof. dr hab. Leszek Starkel Prof. dr hab. Edward Wi śniewski
Komitet organizacyjny
Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny, Uniwersytet Wrocławski Karolina Królikowska, Jan Klementowski, Agnieszka Latocha, Piotr Migo ń (Przewodnicz ący), Krzysztof Parzóch (Sekretarz), Grzegorz Synowiec, Andrzej Traczyk
Zakład Geografii Fizycznej, Instytut Geograficzny, Uniwersytet Wrocławski Robert Jakóbczy ński, Zdzisław Jary, Janusz Kida
Muzeum Przyrodnicze w Jeleniej Górze Andrzej Paczos
Pa ństwowy Instytut Geologiczny, Oddział Dolno śląski Janusz Badura, Bogusław Przybylski
Redakcja tomu streszcze ń A. Traczyk, A. Latocha
Zalecane cytowanie: Traczyk A., Latocha A., (red.), 2002, VI Zjazd Geomorfologów Polskich “ Środowiska górskie – ewolucja rze źby” Jelenia Góra 11-14 wrze śnia 2002, Streszczenia referatów i posterów, Instytut Geograficzny Uniwersytetu Wrocławskiego, Wrocław, s. 152.
Fotografia na okładce: Bazaltowe rumowiska skalne na Ostrzycy, Pogórze Kaczawskie (Fot. P. Migo ń)
© Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny, Uniwersytet Wrocławski’2002
- 2 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
SŁOWO WST ĘPNE
Niniejszy tom zawiera streszczenia referatów, komunikatów i opisy posterów, zgłoszone na VI Zjazd Geomorfologów Polskich, odbywaj ący si ę w Jeleniej Górze Cieplicach w dniach 11-14 września 2002. Zjazd odbywa si ę pod hasłem przewodnim “ Środowiska górskie – Ewolucja rze źby”, które z jednej strony podkre śla miejsce odbywania zjazdu i problematyk ę prezentowan ą podczas towarzysz ących sesji terenowych, z drugiej natomiast – nawi ązuje do faktu ogłoszenia przez Narody Zjednoczone roku 2002 Mi ędzynarodowym Rokiem Gór. Podczas Zjazdu reprezentowana jest jednak nie tylko problematyka rozwoju rze źby obszarów górskich, cho ć tej nadano w tym roku rang ę wiod ącą. Odbywaj ące si ę co dwa lata spotkanie polskich i nie tylko polskich geomorfologów stanowi forum prezentacji wyników bada ń prowadzonych w ró Ŝnych dziedzinach geomorfologii, w szczególno ści efektów aktywno ści komisji problemowych działających w Stowarzyszeniu Geomorfologów Polskich. Dlatego w okoliczno ściowym tomie streszcze ń reprezentowany jest, niejako wbrew tytułowi, szeroki wachlarz zagadnie ń, ukazuj ący rozległo ść tematów podejmowanych przez krajowe środowisko geomorfologów. Ł ącznie znajdziecie tu Pa ństwo streszczenia ponad 100 wyst ąpie ń zjazdowych. Niestety, z powodów niezale Ŝnych od organizatorów, a zale Ŝnych od poszczególnych autorów, drobna cz ęść zgłoszonych referatów i posterów nie mogła zosta ć reprezentowana w niniejszym zbiorze. Tym niemniej mamy nadziej ę, Ŝe niniejszy tom pozostanie trwałym śladem stanu polskiej geomorfologii u progu XXI wieku.
W imieniu Komitetu Organizacyjnego Dr hab. Piotr Migo ń Przewodnicz ący
- 3 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
SPIS STRECZE Ń REFERATÓW , KOMUNIKATÓW I POSTERÓW
Wiaczesław Andrejczuk MECHANIZM POWSTANIA ZAPADLISKA NAD KOPALNIĄ SOLI POTASOWYCH (U RAL , R OSJA ) ...... 10
Leon Andrzejewski, Mirosław T. Karasiewicz, Jakub K. Makarewicz TORU ŃSKIE BADANIA GEOMORFOLOGICZNE NA ISLANDII ...... 11
Janusz Badura, Bogusław Przybylski OBSZAR NI śOWEJ CZ ĘŚ CI DOLNEGO ŚLĄSKA W CZWARTORZ ĘDZIE ...... 12
Małgorzata Bajgier-Kowalska ODMŁADZANIE OSUWISK W BESKIDZIE MAKOWSKIM W OSTATNIM 5-LECIU ...... 14
Maria Baumgart-Kotarba GENEZA MASYWU TATR A EWOLUCJA SIECI RZECZNEJ W KARPATACH ZACHODNICH ...... 15
Maria Baumgart-Kotarba, Stanisław K ędzia, Adam Kotarba, Zofia R ączkowska EWOLUCJA DEN DOLIN W WARUNKACH RECESJI LODOWCÓW W MASYWIE ECRIN , A LPY FRANCUSKIE ...... 17
Andrei Bogutsky, Leszek Lindner, Maria Łanczont, Józef Wojtanowicz, Ivan Zalessky MORFOGENEZA GLACJALNA I PERYGLACJALNA POLESIA WOŁY ŃSKIEGO ...... 18
Andrei Bogutsky, Maria Łanczont, Józef Wojtanowicz ELEMENTY RZE ŹBY GLACJALNEJ SPRZED 500 TYS . LAT NA MI ĘDZYRZECZU SANU I DNIESTRU (W SCHODNIE PRZEDKARPACIE ) ...... 20
Teresa Brzezi ńska-Wójcik STRUKTURALNE UWARUNKOWANIA ROZWOJU GŁÓWNYCH FORM RZEŹBY W DORZECZU GÓRNEGO WIEPRZA (R OZTOCZE , SE P OLSKA ) ...... 21
Jan Buraczy ński ROZWÓJ RZE ŹBY ROZTOCZA ...... 23
Henryk Chmal STANOWISKO MADY W KAMIE ŃCU ZĄBKOWICKIM ...... 25
Dariusz Ciszewski, Ireneusz Malik HISTORIA ZANIECZYSZCZENIA RZEKI METALAMI CI Ęś KIMI : REKONSTRUKCJA NA PODSTAWIE ZAPISU W OSADACH POZAKORYTOWYCH MAŁEJ PANWI ...... 26
Dariusz Ciszewski METALE CI Ęś KIE W ALUWIACH ODRY JAKO INDYKATORY ZMIAN ZANIECZYSZCZENIA RZEKI ...... 28
Ciupa Tadeusz ZMIANY W RZE ŹBIE TERENU WYWOŁANE OPADAMI DESZCZU W LIPCU 2001 R. W STREFIE BUDOWY ZBIORNIKA WODNEGO „W IÓRY ” NA RZECE ŚWI ŚLINIE (G ÓRY ŚWI ĘTOKRZYSKIE ) ...... 29
Tadeusz Ciupa, Robert Sołtysik GEOMORFOLOGICZNE I HYDROGRAFICZNE KONSEKWENCJE WSPÓŁCZESNEJ AKTYWNO ŚCI PALEOZOICZNEGO PODŁO śA W DOLINIE CZARNEJ WODY (ŚPN) ...... 32
Maciej Dłu Ŝewski ROZPRZESTRZENIANIE SI Ę PÓL WYDMOWYCH JAKO SKUTEK PUSTYNNIENIA (NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH OBSZARÓW PÓŁNOCNEJ SAHARY ) 34
- 4 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Radosław Dobrowolski, Sławomir Terpiłowski WPŁYW PODŁO śA GÓRNOKREDOWEGO NA ROZWÓJ PROCESÓW DEPOZYCYJNO - DEFORMACYJNYCH L ĄDOLODU ODRZA ŃSKIEGO NA PÓŁNOCNYM PRZEDPOLU WYśYNY LUBELSKIEJ (P OLSKA E) ...... 36
Marek Drewnik, Andrzej Kacprzak WŁA ŚCIWO ŚCI GLEB JAKO ŹRÓDŁO INFORMACJI O POKRYWACH STOKOWYCH W BIESZCZADACH WYSOKICH ...... 37
Lida Dubis, Maciej Dłu Ŝewski WYBRANE FORMY OSTA ŃCOWE PÓŁNOCNEJ SAHARY JAKO PRZYKŁAD DZIAŁALNO ŚCI EROZJI EOLICZNEJ ...... 38
El Ŝbieta Florek, Leszek Ł ęczy ński TRANSFORMACJE ZBIORNIKÓW PRZYZAPOROWYCH NA ŚRODKOWEJ SŁUPI ...... 40
Wacław Florek, Leszek Ł ęczy ński STREFY BARIEROWO -PLA śOWE NA WYSPACH ZIELONEGO PRZYL ĄDKA ...... 42
Wojciech Froehlich WARTO ŚCI PROGOWE PROCESÓW KSZTAŁTUJ ĄCYCH BESKIDZKIE SYSTEMY FLUWIALNE ...... 43
Bogdan G ądek, Andrzej Kotyrba WYNIKI GEORADAROWYCH SONDOWA Ń LODOWCZYKA MI ĘGUSZOWIECKIEGO W TATRACH ...... 46
Bogdan G ądek, Zbigniew Caputa, Monika Ko śmider BILANS ENERGETYCZNY POWIERZCHNI LODOWCZYKA MI ĘGUSZOWIECKIEGO (T ATRY POLSKIE ) W LIPCU 2000 ROKU ...... 47
Leszek Gawrysiak, Grzegorz Janicki, Jan Rodzik ZRÓ śNICOWANIE DENUDACJI W ROLNICZEJ ZLEWNI LESSOWEJ PODCZAS SPŁYWU EPIZODYCZNEGO ...... 48
Sylwia Gilewska TRZECIORZ ĘDOWE KORZENIE RZE ŹBY POLSKI ...... 49
Maria Górska PETROGRAFIA OSADÓW LODOWCOWYCH UCKERMARK , PN .-WSCH . B RANDENBURGIA ...... 50
Maria Górska NARZUTNIAKI SKANDYNAWSKIE POJEZIERZA MYŚLIBORSKIEGO ...... 52
Mojmír Hrádek ZMIANY W RZE ŹBIE DEN DOLINNYCH I KORYT RZECZNYCH W SUDECKIEJ CZ ĘŚ CI DORZECZA MORAWY PO POWODZI W LIPCU 1997 ...... 53
Katarzyna Issmer WPŁYW CECH LITOLOGICZNYCH NA PODATNO ŚĆ MAGNETYCZN Ą LESSÓW Z REJONU WZGÓRZ DALKOWSKICH ...... 54
Bartłomiej Ja śkowski, Robert Sołtysik JEZIORA EOLICZNE MIĘDZYRZECZA WISŁY I PILICY – PROBLEM GENEZY I WIEKU ...... 58
Andrzej Kacprzak WŁA ŚCIWO ŚCI GLEB NA TLE WYKSZTAŁCENIA POKRYW STOKOWYCH W WYBRANYCH KATENACH BIESZCZADÓW WYSOKICH ...... 59
Jacek Kaczmarzyk HOLOCE ŃSKA PALEOHYDROLOGIA ŚRODKOWEJ WIEPRZY W ŚWIETLE CECH SEDYMENTOLOGICZNYCH OSADÓW KORYTOWYCH ...... 61
- 5 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Andrzej Karczewski, Ryszard Paluszkiewicz, Grzegorz Rachlewicz, Witold Szczuci ński FUNKCJONOWANIE STREFY MARTWEGO LODU I ODPŁYW WÓD ROZTOPOWYCH NA PRZEDPOLU LODOWCA HANSA (P OŁUDNIOWY SPITSBERGEN ) ...... 62
Mirosław T. Karasiewicz STRUKTURY GLACJOTEKTONICZNE MOR ĄSKICH MOREN CZOŁOWYCH ...... 63
Karel Kirchner, Václav Cílek, Zden ěk Má čka O ROZMIESZCZENIU PRZEMARZAJ ĄCYCH USYPISK W PÓŁNOCNYCH CZECHACH ...... 65
Kirchner Karel, Krej čí Old řich GEOMORFOLOGICZNE ASPEKTY DEFORMACJI STOKÓW W ZEWN ĘTRZNYCH KARPATACH ZACHODNICH NA MORAWACH (R EPUBLIKA CZESKA ) ...... 67
Jan Klementowski WSPÓŁCZESNY SYSTEM DENUDACYJNY SUDETÓW ...... 68
Kazimierz Klimek TRANSFORMACJA STOKOWO -DOLINNEGO SYSTEMU POKRYW CZWARTORZ ĘDOWYCH W GÓRNO ŚLĄSKIEJ CZ ĘŚ CI DORZECZA ODRY POD WPŁYWEM PREHISTORYCZNEJ I HISTORYCZNEJ PRESJI CZŁOWIEKA ...... 73
El Ŝbieta Kobojek WPŁYW DZIAŁALNO ŚCI CZŁOWIEKA NA PRZEBIEG PROCESÓW FLUWIALNYCH W DOLINACH OKOLIC ŁOWICZA W OSTATNICH 200 LATACH ...... 73
Andrzej Kostrzewski ZAŁO śENIA METODOLOGICZNE I METODYCZNE BADAŃ WSPÓŁCZESNYCH PROCESÓW GEOMORFOLOGICZNYCH ...... 75
Andrzej Kostrzewski POLSKIE BADANIA GEOMORFOLOGICZNE – STAN AKTUALNY , TENDENCJE ROZWOJU ...... 75
Joanna Ko ścielniak WYKSZTAŁCENIE DOLIN ZLEWNI KORYCIANKI (P ŁASKOWY ś PROSZOWICKI ) ...... 76
Adam Kotarba, Edyta Łokas, Przemysław Wachniew STRUKTURA I WIEK OSADÓW LIMNICZNYCH WYRAZEM DOMINUJ ĄCYCH PROCESÓW MORFOGENETYCZNYCH W WYSOKOGÓRSKICH ZLEWNIACH TATR ...... 77
Adam Kotarba, Jacek Rutkowski, Katarzyna Król ZASTOSOWANIE MŁOTKA SCHMIDTA DO BADANIA WIETRZENIA GRANITÓW TATRZA ŃSKICH ...... 79
Robert Kruszyk AGRESYWNO ŚĆ OPADÓW ATMOSFERYCZNYCH W ZBIOROWISKACH LE ŚNYCH I JEJ ZNACZENIE DLA FUNKCJONOWANIA SYSTEMU DENUDACJI CHEMICZNEJ ...... 80
Kazimierz Krzemie ń, Krzysztof Sobiecki WSPÓŁCZESNE PROCESY MODELUJ ĄCE RZE ŹBĘ MASYWU LES MONTS DORE (M ASYW CENTRALNY , F RANCJA ) ...... 82
Józef Kukulak MODYFIKACJE ALUWIÓW SANU W S ĄSIEDZTWIE ZAKŁADÓW WODNYCH Z XVI-XIX W. W BIESZCZADACH WYSOKICH ...... 84
Agnieszka Latocha RZE ŹBA PIASKOWCOWA GÓR STOŁOWYCH I BYSTRZYCKICH – PODOBIE ŃSTWA I RÓ śNICE ...... 85
- 6 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Adam Łajczak KONSEKWENCJE PRZYRODNICZE NARCIARSTWA , NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH OBSZARÓW W KARPATACH ...... 87
Maria Łanczont, Andrei Bogutsky, Andrei Yacyšyn LESSY I TERASY NADDNIESTRZA HALICKIEGO ...... 89
Leszek Ł ęczy ński ZMIANY ŚRODOWISKA MORSKIEGO ZATOKI PUCKIEJ NA PRZYKŁADZIE WYROBISKA POREFULACYJNEGO „K UŹNICA II” ...... 90
Marek Majewski CECHY SEDYMENTOLOGICZNE OSADÓW BUDUJ ĄCYCH STO śKI AKUMULACYJNE NA TERASIE JEZIORA JASIE Ń ...... 91
Maciej Major ZWI ĄZKI STANÓW WÓD POWIERZCHNIOWYCH ZE STANAMI WÓD GRUNTOWYCH W ZLEWNI ZAGŁ ĘBIENIA BEZODPŁYWOWEGO NA OBSZARZE MŁODOGLACJALNYM (P OMORZE ZACHODNIE , GÓRNA PARS ĘTA ) ...... 92
Włodzimierz Margielewski GEOLOGICZNE UWARUNKOWANIA INICJACJI I ROZWOJU SKALNYCH OSUWISK W KARPATACH FLISZOWYCH ...... 93
Małgorzata Mazurek GEOMORFOLOGIA NISZ ŹRÓDLISKOWYCH I ICH ZNACZENIE W OBIEGU WODY (P OJEZIERZE DRAWSKIE ) ...... 95
Piotr Migo ń DŁUGOTRWAŁY ROZWÓJ RZEŹBY SUDETÓW I ICH PRZEDPOLA – STAN I PERSPEKTYWY BADA Ń ..... 96
Józef Edward Mojski EWOLUCJA SIECI DOLINNEJ ...... 98
Ireneusz J. Olszak ABRAZJA KLIFÓW REGIONU GDA ŃSKIEGO W SEZONIE ZIMOWYM 2001/2002 ...... 99
Piotr Owczarek TRANSFORMACJA śWIRODENNYCH KORYT POD WPŁYWEM DOSTAW GRUBOFRAKCYJNYCH ZWIETRZELIN (S UDETY WSCHODNIE , B ESKIDY ) ...... 100
Renata Paluszkiewicz ZRÓ śNICOWANIE LITOFACJALNE SERII RYTMICZNIE WARSTWOWANEJ W OBRĘBIE ZASTOISKA ZŁOCIENIECKIEGO (P OJEZIERZE DRAWSKIE ) ...... 101
Ryszard Paluszkiewicz ZRÓ śNICOWANIE LITOFACJALNE OSADÓW ZASTOISKA PYRZYCKIEGO ...... 103
Krzysztof Parzóch KRĄś ENIE MATERII W ZLEWNIACH W WARUNKACH ANTROPOPRESJI NA PRZYKŁADZIE KARKONOSZY ...... 104
Krzysztof Petelski, Wacław Florek KENOZOICZNA MORFOGENEZA RYNNY JEZIORA JASIE Ń ...... 106
Roman Racinowski, Andrzej Borowiec, Piotr Domaradzki PRZECIWDZIAŁANIE SKUTKOM NISZCZ ĄCYCH ZJAWISK MORFODYNAMICZNYCH NA POLSKIM WYBRZE śU BAŁTYKU ...... 107
- 7 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Zofia R ączkowska STANOWISKO CZYNNYCH GRUNTÓW STRUKTURALNYCH PRZY HIŃCZOWYM STAWIE , T ATRY SŁOWACKIE ...... 109
Jan Rodzik WPŁYW UKŁADU PÓL I KIERUNKU UPRAWY NA ROZWÓJ EROZYJNYCH FORM DROGOWYCH ...... 110
Elwira Sienkiewicz ZMIANY ŚRODOWISKA WODNEGO W CZASIE HOLOCENU NA PODSTAWIE ANALIZY OKRZEMEK Z WIELKIEGO STAWU W KARKONOSZACH ...... 112
Paweł Słowiak ROLA WIATRU W KSZTAŁTOWANIU RZE ŹBY POGÓRZA WIELICKIEGO (STUDIUM PRZYKŁADOWE ) . 113
Alfred Stach DELIMITACJA STREF MORFODYNAMICZNYCH NA STOKACH W OPARCIU O ANALIZ Ę POKRYW STOKOWYCH ...... 114
Alfred Stach SKALE CZASU A MECHANIZM TRANSPORTU ROZTWORÓW W CIEKACH NIZINNYCH I GÓRSKICH ...... 116
Leszek Starkel ROLA SERII ZDARZE Ń EKSTREMALNYCH W PRZEKSZTAŁCANIU RZE ŹBY OBSZARÓW GÓRSKICH . .... 118
Leszek Starkel RZE ŹBA POLSKI - W STRON Ę SYNTEZY GEOMORFOLOGICZNEJ ...... 119
Leszek Starkel HOLOCE ŃSKA TRANSFORMACJA RZE ŹBY PERYGLACJALNEJ ...... 120
Grzegorz Synowiec FORMY PO -OSUWISKOWE W GÓRACH KAMIENNYCH ...... 121
Józef Szpikowski METODY BADA Ń EROZJI GLEB NA OBSZARZE MŁODOGLACJALNYM (ZLEWNIA CHWALIMSKIEGO POTOKU , GÓRNA PARS ĘTA ) ...... 122
Andrzej Traczyk GLACJALNA I PERYGLACJALNA RZE ŹBA SUDETÓW ...... 124
Krystyna Turkowska, Joanna Petera, Jacek Forysiak ŚRODKOWA WARTA W MŁODSZYM DRYASIE JAKO PRZYKŁAD RZEKI WIELOKORYTOWEJ ...... 127
Juliusz Twardy WPŁYW DENUDACJI AGROTECHNICZNEJ NA EWOLUCJĘ STOKÓW ROLNICZYCH W ŚWIETLE WYNIKÓW BADA Ń W OKOLICACH ŁODZI ...... 129
Juliusz Twardy OKRESY WZMO śONEJ ANTROPOPRESJI W POLSCE ŚRODKOWEJ W ŚWIETLE BADA Ń GEOSYSTEMÓW STOKOWYCH ...... 130
Witold Warcholik NAWIGACYJNY POMIAR GPS W KARTOWANIU ANTROPOGENICZNYCH FORM RZE ŹBY TERENU NA PRZYKŁADZIE DOLINY BIAŁEJ DUNAJCOWEJ ...... 132
Paweł Weckwerth ZAGADNIENIE SYSTEMU TERAS W KOTLINIE TORU ŃSKIEJ ...... 134
- 8 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Paweł Weckwerth TYPY GENETYCZNE ZAGŁ ĘBIE Ń WYTOPISKOWYCH I ICH ZNACZENIE MORFOGENETYCZNE DLA KOTLINY TORU ŃSKIEJ ...... 135
Krzysztof J. Wójcicki ANALIZA FACJALNA WYPEŁNIE Ń STARORZECZY W BADANIACH EWOLUCJI DOLIN RZECZNYCH NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH DOPŁYWÓW GÓRNEJ ODRY ...... 137
Bartłomiej Wy Ŝga , Jan Lach WSPÓŁCZESNE WCINANIE SI Ę RZEK KARPACKICH JAKO PRZEJAW ZABURZENIA RÓWNOWAGI POMI ĘDZY ICH ZDOLNO ŚCI Ą TRANSPORTOW Ą A ZASILANIEM RUMOWISKIEM ...... 138
Piotr Zagórski ROZWÓJ RZE ŹBY LITORALNEJ NW CZ ĘŚ CI ZIEMI WEDELA JARLSBERGA (S PITSBERGEN ) W VISTULIANIE I HOLOCENIE ...... 140
Joanna Zawiejska, Bartłomiej Wy Ŝga UWARUNKOWANIA DEPOZYCJI GRUBEGO RUMOSZU DRZEWNEGO W SZEROKIEJ RZECE GÓRSKIEJ NA PRZYKŁADZIE CZARNEGO DUNAJCA ...... 141
Wojciech Zgłobicki 137 MOśLIWO ŚCI I OGRANICZENIA WYKORZYSTANIA CS W BADANIACH PROCESÓW DENUDACYJNYCH W POLSCE POŁUDNIOWO -WSCHODNIEJ ...... 143
Paweł Zieli ński PÓŹNOVISTULIA ŃSKIE KIERUNKI WIATRÓW WYDMOTWÓRCZYCH W ZACHODNIEJ CZ ĘŚ CI WYśYNY LUBELSKIEJ W ŚWIETLE BADA Ń OSADÓW I FORM EOLICZNYCH ...... 144
Tadeusz Zi ętara WYBUCHY WULKANÓW W OSTATNIM STULECIU I ICH WPŁYW NA ZMIANY KLIMATYCZNE ...... 146
Zbigniew Zwoli ński HIPSOMETRIA OBSZARÓW GÓRSKICH NA ŚWIECIE ...... 148
Zbigniew Zwoli ński AKTYWNO ŚĆ GEOMORFICZNA OAZ JAKO ODZWIERCIEDLENIE SEZONOWO ŚCI KLIMATYCZNEJ , WYSPA KRÓLA JERZEGO , A NTARKTYKA ZACHODNIA ...... 149
Edyta Zygmunt FUNKCJONOWANIE PIASZCZYSTODENNEGO DOPŁYWU GÓRNEJ ODRY (S UMINY ) W WARUNKACH ANTROPOPRESJI W OSTATNICH STULECIACH ...... 151
- 9 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
MECHANIZM POWSTANIA ZAPADLISKA NAD KOPALNIĄ SOLI POTASOWYCH (U RAL , R OSJA )
Wiaczesław Andrejczuk Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sosnowiec
Górnokamskie zło Ŝe soli doprowadza w obr ębie pól wyrobiskowych potasowych znajduje si ę około 200 km na do powstawania ro Ŝnego rodzaju północ od Permu i le Ŝy w obr ębie depresji deformacji, z których najbardziej solikamskej. Formacje solne rozci ągaj ą si ę katastrofalne skutki miało zapadlisko, z północy na południe na przestrzeni 200 powstałe w lipcu 1986 roku na polu km, przy szeroko ści strefy 50 km. górniczym kopalni soli nr 3 w Bereznikach Formacje te nale Ŝą do horyzontów – (Andrejczuk 1995). W profilu pionowym fillipowskiego (anhydryty, skały wyst ępuje tutaj ekranuj ąca zło Ŝe sól węglanowe) i irenskiego (anhydryty, sole) kamienna (100 m) i w nadkładzie formacji kungurskiej dolnego permu i kompleks utworów terygenicznych (ponad dolnej cz ęś ci horyzontu solikamskiego 350 m). Powstanie zapadliska było (iłowce, margle, sole) pi ętra ufimskiego konsekwencj ą zespołu procesów górnego permu. zapocz ątkowanych antropogenicznym Zło Ŝe solne charakteryzuje si ę uaktywnieniem (w trakcie eksploatacji skomplikowan ą budow ą geologiczn ą zło Ŝa) starej strefy zaanga Ŝowanej (Kudrjaszow 2001). Osady solne tworz ą tektonicznie w kompleksie nadległych soli spadziste, sfałdowane struktury: kamiennych. Strefa ta przyj ęła rol ę skomplikowane elewacje kopułowe, kolektora drenuj ącego solanki śród- i wyst ępuj ące na przemian z synklinami. nadzło Ŝowe, a w dalszej kolejno ści wody Amplituda struktur solnych zmienia si ę od słodkie z utworów terygenicznych. kilkudziesi ęciu metrów do powy Ŝej 400 W styczniu 1986 roku w jednym z metrów. Osady nadsolne powtarzaj ą w bloków czwartego chodnika zachodniego złagodzonej formie morfologi ę struktur została odsłoni ęta warstwa w stropie solnych. W sklepieniach szeregu struktur wyrobiska górniczego. W ko ńcu lutego solnych na ró Ŝnych poziomach dopływ solanek do wyrobiska przekraczał hipsometrycznych wyst ępuj ą czapy ilasto- 100-120 m 3/h, a w marcu wzrósł gipsowe. Skały pokrywaj ące sole, z katastrofalnie osi ągaj ąc 2000 m 3/h. W wyj ątkiem skał ilastych, s ą silnie warunkach sytuacji awaryjnej eksploatacja zeszczelinowane i zawodnione. soli w kopalni została wstrzymana. W Eksploatacja podziemna soli ze zło Ŝa ko ńcu czerwca wszystkie wyrobiska realizowana jest z wykorzystaniem górnicze pola górniczego o ogólnej poziomych wyrobisk górniczych na obj ęto ści 16 mln m 3 były napełnione poziomie produktywnym strefy potasowej. solankami. Strefa ta składa si ę z szeregu warstw, W rezultacie dopływu solanek, a zalegaj ących na gł ęboko ści od 130-150 m nast ępnie wód słodkich i słabo do 350-400 m, zgodnie z tektonik ą zło Ŝa zmineralizowanych w masie solnej nad solnego. Nad nimi wyst ępuj ą pokłady soli chodnikami górniczymi uformowała si ę kamiennej o mi ąŜ szo ści 100-110 m oraz pustka krasowa o obj ęto ści powy Ŝej 1 mln kilka serii osadów terygenicznych i m3. Sklepienie tej pustki przemieszczało węglanowych (ł ącznie - 100-300 m). si ę w gór ę kosztem warstwowego Eksploatacja soli potasowych niszczenia skał solnych i marglistych, a prowadzona jest w 8 kopalniach, wy Ŝej masy terygeniczno-węglanowej. W poło Ŝonych w okolicach miast Bereznki i procesie ługowania soli w pustkach Solikamsk (Andrejczuk, Pulina, gromadziły si ę gazy, głównie metan. Ró Ŝkowski 1999). Po wydobyciu soli w Noc ą z 23 na 24 lipca 1986 roku górotworze pozostaje regularna sie ć nast ąpiło zawalenie sklepienia pustki i wyrobisk górniczych. Działalno ść górnicza wybuch nagromadzonego gazu, poł ączone
- 10 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 z wyrzutem okruchów skalnych poza struktury górotworu (uaktywnienie starej granice zapadliska na odległo ść do kilkuset osłabionej tektonicznie strefy w nadkładzie metrów. Gł ęboko ść tworz ącego si ę solnym) oraz eksploatacja soli metod ą zapadliska osi ągn ęła 160 m ppt, a komorow ą ze ścianami naruszenie struktur skalnych (do wyrobisk mi ędzykomorowymi o małej górniczych) – powy Ŝej 400 m. Średnica wytrzymało ści geomechanicznej. zapadliska na poziomie skał zwartych Zniszczenie tych ścian pod wpływem wynosiła średnio 70 m, a na poziomie ci śnienia górniczego spowodowało lu źnych osadów czwartorz ędowych 100 m. rozwarstwienie stropów wyrobisk i Kotlina zapadliskowa zacz ęła napełnia ć si ę odsłoni ęcie wyst ępuj ącego w nadkładzie wod ą, której poziom nawi ązał z upływem potencjalnego kolektora drenuj ącego czasu do poziomu wód podziemnych. solanki, a w dalszej kolejno ści słodkie Przy powstaniu zapadliska wody. decyduj ącą rolę odegrały: naruszenie
Andrejczuk V., 1995, Bereznikowskij prowal , Izdatelstwo Uralskogo Otdelenija Rossyjskoj Akademii Nauk, 133s. Andrejczuk V., Pulina M., Ró Ŝkowski J., 1999, Górniczo-geologiczne warunki eksploatacji, zagro Ŝenia naturalne i antropogeniczne w obszarze wyst ępowania zło Ŝa soli potasowych w rejonie Solikamska ( Rosja), WUG, 4 (56), s.41-48. Kudrjaszow A., 2001, Werchniekamskoje mestoro Ŝdenije solej , GI UrO RAN, Perm, 429s.
TORU ŃSKIE BADANIA GEOMORFOLOGICZNE NA ISLANDII
Leon Andrzejewski, Mirosław T. Karasiewicz, Jakub K. Makarewicz Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii Czwartorz ędu, Instytut Geografii UMK
Historia toru ńskich bada ń postanowiła kontynuowa ć badania w geomorfologicznych na Islandii strefie marginalnej lodowca Skeidarár, rozpoczyna si ę w 1968 r. podczas głównie w kontek ście zmian rze źby, jakie pierwszej wyprawy geograficznej na zaistniały w okresie minionych 25-ciu lat. Islandi ę, zorganizowanej pod patronatem Rezultatem tej wyprawy była nowa, Polskiego Towarzystwa Geograficznego, bardziej szczegółowa mapa któr ą kierował Prof. dr hab. Rajmund geomorfologiczna analizowanego Galon. W jej trakcie przeprowadzono przedpola lodowca Skeidarár oraz szereg szczegółowe kartowanie geomorfologiczne prac analitycznych ujmuj ących ewolucj ę stref marginalnych dwóch du Ŝych rze źby na tle dynamiki czoła lodowca. lodowców wypustowych w południowym Interesuj ące studia dotyczyły zaburze ń obrze Ŝeniu czaszy Vatnajökull; lodowca glacjotektonicznych osadów Skeidarár oraz lodowca Sidu. Prowadzono glacjolimnicznych, jakie miały miejsce tak Ŝe szereg studiów z zakresu glacjologii, podczas nagłego awansu tego lodowca hydrografii i klimatologii. Efektem tej typu surge w 1992 roku. Dodatkowym wyprawy było wiele prac problemowych i rezultatem tej wyprawy było nawi ązanie rozpraw dotycz ących m in. glacjalnej i szeregu kontaktów naukowych z glacjofluwialnej genezy rze źby i osadów badaczami islandzkimi oraz geologami ukształtowanych w warunkach zmiennej niemieckimi z Uniwersytetu w dynamiki analizowanych lodowców. W Monachium. Kontakty te zaowocowały wyprawie tej uczestniczyli geografowie udziałem geomorfologów toru ńskich w tak Ŝe spoza Instytutu Geografii UMK. atrakcyjnym mi ędzynarodowym programie Po 25 latach grupa geomorfologów z badawczym, który nadzorowała Instytutu Geografii UMK pod kierunkiem Europejska Agencja Kosmiczna. Program Prof. dr hab. Edwarda Wi śniewskiego dotyczył monitoringu naturalnych zmian
- 11 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 powierzchni Islandii, a geomorfologom z udział grupa pi ęciu studentów Instytutu Instytutu Geografii UMK przypadły w Geografii UMK, seminarium geo- udziale wszechstronne badania morfologii i geologii czwartorz ędu. geomorfologiczne i geologiczne na Studenci obok programu poznawczego przedpolach kilku lodowców zebrali interesuj ący materiał, który kontaktuj ących si ę z bardzo aktywn ą stref ą wykorzystali w swoich pracach neowulkaniczn ą. Badania w ramach tego magisterskich. W ko ńcowej cz ęś ci programu realizowano w trakcie trzech wyprawy objechano dookoła cał ą wysp ę kolejnych wypraw w latach 1995, 1996 i dokonuj ąc ciekawych obserwacji m in. z 1997. Dotychczasowym efektem tych prac zakresu geologii, geomorfologii glacjalnej, są nowocze śnie opracowane barwne mapy fluwialnej i wulkanicznej. W drodze geomorfologiczne stref marginalnych powrotnej studenci zwiedzili Wyspy lodowców; Skeidarár, Höfdabrekku oraz Owcze oraz zachodni ą cz ęść Norwegii. Tungnaár, szereg publikacji prob- W 2001 roku w ramach współpracy lemowych, a tak Ŝe kilkana ście pomi ędzy IG UMK, a Science Institute wygłoszonych referatów na konferencjach University of Reykjavik dwóch asystentów krajowych i zagranicznych m in. w Zakładu Geomorfologii, mgr M. Reykjaviku oraz Anglii. Specjalne Karasiewicz i mgr P. Weckwerth w seminarium mi ędzynarodowe o tematyce towarzystwie dwóch studentów III roku islandzkiej zorganizowano w Toruniu w geografii (T. Gi ętkowski i J. Makarewicz) 1998 roku. Pełen spis publikacji zawiera odbyli miesi ęczny sta Ŝ naukowy na opracowana bibliografia przez M.T. Uniwersytecie w Reykjaviku poł ączony z Karasiewicza (2000). Główny udział w uzupełniaj ącymi badaniami terenowymi tych badaniach wzi ęli: Prof. dr hab. E. prowadzonymi na przedpolu lodowca Wi śniewski (kierownik programu), dr hab. Skeidarár i Höfdabrekku. L. Andrzejewski prof. UMK, dr A. Badania na Islandii z zakresu Olszewski, dr P. Molewski, mgr P. morfogenezy współczesnych stref Weckwerth oraz mgr M.T. Karasiewicz. marginalnych maj ą istotne znaczenie dla Badania na Islandii wznowiono lepszego zrozumienia zło Ŝonych procesów ponownie w 2000 roku, w którym to pod kształtuj ących rze źbę młodoglacjaln ą kierunkiem dr hab. L. Andrzejewskiego, Polski Północnej w czasie ostatniego prof. UMK w kolejnej wyprawie wzi ęła zlodowacenia.
OBSZAR NI śOWEJ CZ ĘŚ CI DOLNEGO ŚLĄSKA W CZWARTORZ ĘDZIE
Janusz Badura, Bogusław Przybylski Oddział Dolno śląski Pa ństwowego Instytutu Geologicznego, Wrocław
W rozwoju czwartorz ędowego klimatycznymi, jakie zaznaczyły si ę ju Ŝ w środowiska Dolnego Śląska mo Ŝna górnym pliocenie. Rzeki wynosiły wyró Ŝni ć trzy główne etapy, zró Ŝnicowane wówczas materiał z gór daleko na pod wzgl ędem głównego czynnika przedpole. Zapisem ówczesnych procesów morfotwórczego. Pierwszy obejmuje cz ęść są dzisiaj szeroko rozprzestrzenione osady plejstocenu do czasu pojawienia si ę na tym Ŝwirowo-piaszczyste wypełniaj ące doliny, obszarze pierwszego l ądolodu. Okres ten maj ące w przewadze charakter rozległych trwał około 1,3 Ma lat. Dominuj ące nieckowatych zagł ębie ń. Stwierdzono, Ŝe wówczas procesy aluwialnego charakterystyczn ą cech ą preglacjalnych kształtowania tutejszego krajobrazu rzek wschodniej cz ęś ci przedpola Sudetów kontynuowane były od trzeciorz ędu. była cz ęsta zmiana kierunków przepływów Zmienił si ę jedynie charakter osadów, na wywoływana ruchami tektonicznymi bardziej grubookruchowy, co zwi ązane jest (Przybylski i in. 1998; Badura, Przybylski najprawdopodobniej ze zmianami 1999). W efekcie lateralnego przesuwania
- 12 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 si ę koryt nast ąpiło utworzenie pozornych poj ęte procesy denudacyjne. Nie stref rozległych sto Ŝków napływowych. stwierdzono, aby na obszarze Najnowsze badania nie potwierdzaj ą Dolnego Śląska w okresach tych wyst ępowania sieci gł ęboko wci ętych nast ępowało gł ębokie rozcinanie dolin eoplejstoce ńskich dolin. Utwory rzeczne z rzecznych. Wi ązane z interglacjałami, b ądź tego okresu tworz ą dzi ś zwykle niewielkie interstadiałami, serie rzeczne wyst ępuj ą wyst ąpienia w poło Ŝeniu wysoczyznowym. mniej wi ęcej w poło Ŝeniu ówczesnych Drugi etap rozwoju rze źby Dolnego wysoczyzn. Śląska to trwaj ąca około 300 ka lat epoka, Najmłodszy etap rozwoju rze źby to w czasie której na obszar ten docierały okres po ust ąpieniu z tego obszaru plejstoce ńskie l ądolody. Najnowsze ostatniego l ądolodu. Dla przewa Ŝaj ącej rekonstrukcje zakładaj ą, Ŝe do północnej cz ęś ci Dolnego Śląska był to l ądolód kraw ędzi Sudetów dotarły trzy l ądolody, zlodowacenia Odry, którego zanik prawdopodobnie w ró Ŝnych zlodowa- przyjmuje si ę na około 180-170 ka lat. ceniach (Czerwonka, Krzyszkowski, 1992; Powstały wówczas doliny rzeczne w ich Badura, Przybylski 1998). Czwarty, obecnym kształcie z systemem kilku teras. najmłodszy z l ądolodów, który miał Na tym etapie powstały mniej lub bardziej jeszcze wpływ na rze źbę północnej cz ęś ci zwarte pokrywy lessowe. W najmłodszym rozpatrywanego obszaru zatrzymał si ę na plejstocenie i we wczesnym holocenie na linii Wału Śląskiego, w stadiale Warty. rozległych powierzchniach akumulacji Sam Wał Śląski powstał jeszcze w piaszczystej, tak wodnolodowcowej jak i zlodowaceniach południowopolskich na rzecznej, powstawały wydmy, tworz ąc skutek wielkoskalowych procesów lokalnie wi ększe nagromadzenia. glacitektonicznych. Dochodz ące do Na wszystkich etapach rozwoju Sudetów l ądolody zmieniały baz ę erozyjn ą rze źby Dolnego Śląska w czwartorz ędzie i powodowały zmiany układu sieci istotne znaczenie odgrywały procesy rzecznej. Lodowce przyniosły na ten neotektoniczne. Maksymalna amplituda obszar du Ŝe ilo ści materiału, osadzaj ąc go ruchów na przedpolu Sudetów oceniana w postaci glin lodowcowych, osadów jest na około 40 m, a wypi ętrzenie fluwio- i limnoglacjalnych. W skład Sudetów mogło osi ągn ąć w czwartorz ędzie osadów lodowcowych wł ączony został 100 m. Lokalne ruchy tektoniczne tak Ŝe materiał sudecki wyniesiony warunkowały procesy erozyjne, wcze śniej przez rzeki na dalekie przedpole. przyczyniaj ąc si ę do powstania wielu form Na przewa Ŝaj ącej cz ęś ci Dolnego Śląska geomorfologicznych nawi ązuj ących do obraz rze źby poglacjalnej został znacznie przebiegu uskoków. Zakłada si ę, Ŝe zmieniony przez procesy erozyjne i jest oŜywienie ruchów tektonicznych dzisiaj zupełnie nieczytelny. O obecno ści nast ępowało po ka Ŝdorazowym pobycie starszych zlodowace ń świadcz ą tu w lądolodu na tym obszarze. Ruchy wi ększej mierze osady lodowcowe ni Ŝ neotektoniczne zachodziły tu tak Ŝe po typowe formy. Dopiero na linii Wału okresie kompensacji obci ąŜ enia Śląskiego mo Ŝna doszukiwa ć si ę lądolodem, powoduj ąc zaburzenia wyra źnych form polodowcowych. wysoko ści teras, a badania geodezyjne Awanse l ądolodu przerywane były wykazuj ą, Ŝe aktywno ść tektoniczna dłu Ŝszymi lub krótszymi okresami czytelna jest równie Ŝ współcze śnie. ocieple ń, w czasie których znów dominowały procesy rzeczne, oraz ogólnie
Badura J., Przybylski B., 1998, Zasi ęg l ądolodów plejstoce ńskich i deglacjacja obszaru mi ędzy Sudetami a Wałem Śląskim , Biuletyn PIG, 385, s. 9-28. Badura J., Przybylski B., 1999, Pliocene to middle Pleistocene fluvial series in the East Sudetic Foreland, Quaternary Studies in Poland , Special Issue, 1999, s. 227-233. Czerwonka J. A., Krzyszkowski D., 1992, Pleistocene stratigraphy of the central part of Silesian Lowland, Southern Poland , Bulletin of the Polish Academy of Science, Earth Sciences, 40, s. 203-233.
- 13 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Przybylski B., Badura J., Czerwonka J. A., Krzyszkowski D., Krajewska K., Kuszell T., 1998, The preglacjal Nysa Kłodzka fluvial system in the Sudetic Foreland, southwestern Poland , Geologia Sudetica, 31, s. 171-196.
ODMŁADZANIE OSUWISK W BESKIDZIE MA KOWSKIM W OSTATNIM 5-LECIU
Małgorzata Bajgier-Kowalska Instytut Geografii, Akademia Pedagogiczna w Krakowie
Budowa geologiczna i rze źba wyra źne formy. Osuwiska stokowo- Karpat fliszowych wybitnie sprzyja zboczowe zajmuj ą mniejsze powierzchnie, ruchom osuwiskowym, a w wielu pasmach ale s ą to osuwiska du Ŝe, zaczynaj ące si ę w górskich udział ich obejmuje ponad 50% górnych cz ęś ciach stoków, a łapy ich powierzchni stoków. Czas ich formowania si ęgaj ą den dolin. Najliczniej wyst ępuj ą si ę został okre ślony na podstawie ró Ŝnych one w warstwach podmagurskich, metod (palynologicznej, radiow ęglowej, hieroglifowych, beloweskich, malakologicznej, lichenologicznej, inoceramowych i pstrych łupkach. dendrochronologicznej i geologiczno- Powierzchnie tych osuwisk s ą mniej morfologicznej). Sukcesja ruchów wyra źne, poro śni ęte lasem lub masowych w holocenie została zagospodarowane rolniczo i cz ęsto na nie przedstawiona w wielu pracach (Starkel wkracza osadnictwo (Bajgier 1995, Wójcik 1960, 1997, Zi ętara 1968, Kotarba 1988, 1996, 1997, Margielewski 2000). Takie 1992, 1997, Alexandrowicz 1996, du Ŝe osuwisko zwane “Zapadliskiem” Alexandrowicz & Alexandrowicz 1998, wyst ępuje na stokach Lasku i zostało Bajgier-Kowalska 1992, 2001, odmłodzone w 1997 i 2001 roku. Ma ono Margielewski 1999, Kr ąpiec, kształt podłu Ŝny, a powierzchnia jego Margielewski 2000). Najmłodsza faza wynosi 95 ha. Cało ść osuwiska mo Ŝna intensyfikacji ruchów masowych jest podzieli ć na trzy wyra źne cz ęś ci: nisz ę zwi ązana ze zmianami klimatycznymi, odmłodzon ą w 1960 roku, rynn ę które zaznaczyły si ę w czasie trwania składaj ącą si ę z licznych pakietów małej epoki lodowej, w latach 1300-1860 przemodelowaną w 1997 roku oraz łap ę AD. W ostatnim okresie globalne zmiany osuwiska odmłodzon ą w 2001 roku. Na klimatu (efekt cieplarniany) powoduj ą stokach Lasku ł ączna powierzchnia wzmo Ŝenie zjawisk pogodowych i wiele odmłodzonych osuwisk dochodzi do ok. współczesnych kl ęsk Ŝywiołowych 290 ha, tj. ok. 15% powierzchni stokowej. powodowanych przez powodzie, osuwanie Najbardziej katastrofalne osuwisko i spływy gruzowo-błotne. w Beskidzie Makowskim powstało na W latach 1996-2001 miały miejsce stokach Zawodzia w Lachowicach, w rozlewne i gwałtowne opady, które obrębie gruboławicowych piaskowców spowodowały nasilenie ruchów warstw magurskich, pod ścielonych osuwiskowych w Beskidach i na Pogórzu łupkami z wkładkami piaskowców warstw Karpackim. W okresie tym du Ŝa cz ęść podmagurskich o upadzie ok. 20 0 na S. Jest starych powierzchni osuwiskowych została to osuwisko konsekwentno-ze ślizgowe. W odmłodzona w Beskidzie Makowskim, miejscu tym znajdowało si ę stare osuwisko połoŜonym w obr ębie płaszczowiny o wyra źnym bezodpływowym zagł ębieniu magurskiej, zbudowanej z w niszy osuwiskowej, wypełnionym gruboławicowych piaskowców magurskich materiałem gliniasto-ilastym, w którym po pod ścielonych łupkami przekładanymi intensywnych opadach epizodycznie cienkoławicowymi piaskowcami. gromadziła si ę woda. Na wał zamykaj ący Najwi ększe osuwiska znajduj ą si ę tu w to zagł ębienie wkroczyło osadnictwo i las lejach źródłowych, a zbocza nisz mieszany. W lipcu 2001 roku były osuwiskowych najdłu Ŝej zachowuj ą rozlewne opady, których suma wynosiła
- 14 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
521 mm zako ńczone gwałtown ą ulew ą 25 2000 i 2001 spowodowało przekroczenie lipca, w czasie której na stacji w Makowie warto ści progowej stabilno ści stoków Podhala ńskim zanotowano 190,8 mm beskidzkich i odmłodzone zostały liczne opadu. Przepojone wod ą masy koluwialne stare osuwiska poro śni ęte lasem, na które osun ęły si ę w nast ępnym dniu ok. godziny cz ęsto wkroczyło ju Ŝ osadnictwo. Las i 9 rano, w czasie gwałtownej wichury, zabudowania s ą dodatkowym obci ąŜ eniem która połamała i powyrywała drzewa dla pokryw koluwialnych silnie porastaj ące wał osuwiskowy. Przesuni ęcie nasi ąkni ętych wod ą i wpływaj ą na wi ększ ą wału było katastrofalne w skutkach. ruchliwo ść mas osuwiskowych. Zostało zniszczonych 14 budynków i Odmłodzenie osuwisk spowodowało liczne droga, a Lachówka została zatamowana zagro Ŝenia i zniszczenia w budownictwie, przez łap ę osuwiska i powstało jezioro szlakach komunikacyjnych, liniach zaporowe zagra Ŝaj ące dalszym budynkom energetycznych, wodnych i w dnie doliny. Wykonanie przekopu przez kanalizacyjnych. Doprowadziły one do łap ę osuwiska spowodowało spłyni ęcie ogromnych strat materialnych, jeziora zaporowego. We wschodniej cz ęś ci społecznych i tragedii ludzkich. W tego osuwiska, nie poro śni ętym lasem, Beskidzie Makowskim powstało 34 przesuni ęcia były znacznie mniejsze, osuwisk, które uszkodziły 58 powoduj ące pop ękanie domów i połamanie mieszkalnych i gospodarskich obiektów słupów elektrycznych. budowlanych, liczne drogi gminne i Decyduj ącą rol ę w uruchamianiu wojewódzkie oraz ci ągi gazowe i starych osuwisk odgrywaj ą warunki energetyczne. Szkody oszacowano na pluwialne. Nasilenie si ę rozlewnych i około 100 ml złotych. ulewnych opadów w latach 1996, 1997,
GENEZA MASYWU TATR A EWOLUCJA SIECI RZECZNEJ W KARPATACH ZACHODNICH
Maria Baumgart-Kotarba Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Kraków
Szukaj ąc najstarszych zapisów gł ęboko ści 5 km (100 0 C) w okresie 10 do rozwoju rze źby w obszarach górskich 15 mln lat temu. Wykonane ostatnio przez wydaje si ę, Ŝe nie tylko rekonstruowane dra J. Krala (Bratislava) w ramach grantu powierzchnie zrówna ń, ale w wi ększym KBN nr 6PO4E 016 20 (“ Aktywno ść stopniu układ sieci rzecznej pozwala poprzecznego uskoku transformuj ącego a zrozumie ć relacje najstarszych elementów ewolucja Tatr i Kotliny Orawskiej w rze źby warunkowane aktywno ści ą Karpatach Zachodnich”) analizy FT tektoniczn ą obszaru. Tatry stanowi ą wskazuj ą, Ŝe skały te były na gł ęboko ści 2 najmłodszy, a zarazem najwy Ŝej km (60 0C) jeszcze 2 – 7 Ma lat temu, a podniesiony masyw Karpat wi ęc w pliocenie i na granicy Wewn ętrznych. Mechanizm d źwigania pliocen/czwartorz ęd. tektonicznego Tatr nie jest do dzi ś Tatry stanowi ą masyw tektoniczny wystarczaj ąco poznany, chocia Ŝ coraz obrze Ŝony od południa, od zachodu i od precyzyjniej mo Ŝna oceni ć wiek tego wschodu uskokami, natomiast jego podnoszenia dzi ęki metodzie fission track północne obrze Ŝenie stanowi lineament (FT). Według bada ń Burcharta (1972) i satelitarny północnego obrze Ŝenia Tatr Krala (1977, 1994) granitoidy buduj ące (Baumgart-Kotarba 1984). Lineament ten szczytowe partie Tatr zarówno Wysokich, bardzo wyra źny na zdj ęciu z Landsata jak i Zachodnich, a tak Ŝe główny grzbiet w biegnie równole Ŝnikowo od SE naro Ŝnika rejonie “krystalicznej wyspy masywu Czeskiego przez Zlin u brzegu Goryczkowej” znajdowały si ę na Karpat Morawsko-Śląskich, wzdłu Ŝ
- 15 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 północnego brzegu Małej Fatry, wzdłu Ŝ dźwiganych w czasie 53 Ma lat z północnego brzegu Tatr a Ŝ do przełomu gł ęboko ści 5 km. Przyjmuj ąc hipotez ę o Popradu przez Pieni ński Pas Skałkowy młodym podnoszeniu tektonicznym Tatr w koło Plavec. Przerwanie tej linii jest kolizji z masywem Choczu wzdłu Ŝ uskoku widoczne mi ędzy sigmoid ą Zazrivy- rotacyjnego orawskiego: Ru Ŝomberok – Parnicy (na E od Małej Fatry) a NW południowy uskok Choczu – Doma ński naro Ŝnikiem Tatr. Przerwanie tej linii Wierch – dolina Lepietnicy (Baumgart- tłumacz ę młod ą rotacj ą bloku Orawskiego Kotarba 1996) uwa Ŝam, Ŝe odwodnienie około 40 0 ku NW (Baumgart-Kotarba masywu Tatr ku północy przez Biały 1996). Uskokowe obrze Ŝenie Tatr od Dunajec i Białk ę z Jaworowym i Czarny zachodu (kolizja z masywem Choczu) i Dunajec stanowi młodszy element wschodu (z fliszem niecki Lewoczy) maj ą odwodnienia. Charakterystyczne “kolana” charakter uskoków przesuwczych, w przebiegu Popradu koło Plavec i równocze śnie podnosz ących Tatry. Dunajca koło Ł ącka s ą efektem młodego Południowy uskok brze Ŝny jest w podnoszenia Beskidu S ądeckiego i Pasma morfologii wspaniale widoczny, chocia Ŝ Lubovli. Przebieg Dunajca od Nowego istniej ą sprzeczne opinie, czy jest to uskok Targu po Szczawnic ę został wymuszony normalny, czy inwersyjny. Północne tektonicznymi zapadliskami Nowego obrze Ŝenie Tatr ma niewątpliwie gł ębokie Targu i Frydmana. Zapadliska te, wieku uwarunkowania tektoniczne, ale nic o tym górnoplioce ńsko - czwartorz ędowego, dokładnie nie wiadomo. kształtowały si ę równocześnie z W rozwoju sieci rzecznej Karpat plioce ńsko - czwartorz ędowym Zachodnich bardzo istotn ą rol ę odgrywa dźwiganiem Tatr (Baumgart-Kotarba linia uskoku Murania, która biegnie ku NE 1984). W tym okresie Czarny Dunajec od centralnego słowackiego obszaru płyn ący z Tatr na przemian prowadził wulkanicznego. Uskok Murania wody do zlewiska Morza Czarnego i niew ątpliwie zaciśni ęty w re Ŝimie Bałtyckiego. Świadcz ą o tym pokrywy kompresyjnym stanowi lini ę wododzieln ą, aluwialne (glacifluwialne) z materiałem rozgraniczaj ącą od NW obszar dorzecza krystalicznym tatrza ńskim w o śmiu Hronu i Nitry, kieruj ących si ę na południe terasach skalno-osadowych podnoszonej do Dunaju. Dorzecze Wagu z Oraw ą zachodniej cz ęś ci Kotliny Orawskiej. lokuje si ę tak Ŝe po północno-zachodniej Zmiany przebiegu Czarnego Dunajca do stronie uskoku Murania. Równie Ŝ dorzecze Dunajca i do Wisły były warunkowane Popradu i Dunajca odwadnia obszar na stopniowym pogł ębianiem otwieraj ącego północ od uskoku Murania, chocia Ŝ nale Ŝą si ę w czwartorz ędzie zapadliska ju Ŝ do zlewiska Morza Bałtyckiego. Na Wróblówki i Lud źmierza-Nowego Targu południowy wschód od uskoku Murania (basen typu pull-apart) (Baumgart-Kotarba znajduj ą si ę dorzecza Hornadu z Torys ą i 1996). Najmłodszym elementem sieci Saj ą (zlewisko Morza Czarnego). rzecznej Tatr jest system rozci ęć dolinnych Przez masyw tatrza ński na południowym uskoku Tatr. poprzecznie przechodzi główny wododział Czwartorz ędowy wiek tego uskoku jest europejski, który od miejscowo ści dokumentowany wierceniem i badaniami Tatranska Štrba (925 m n.p.m.), rozdziela geofizycznymi. Stwierdzono 400 m Kotlin ę Liptowsk ą dorzecze Wagu od mi ąŜ sz ą akumulacj ę u podnó Ŝa stromego Kotliny Popradzkiej (dorzecze Popradu) tektonicznego skłonu Tatr Wysokich. dalej na północ poprzez Gra ń Baszt i Rysy Otwartym pozostaje problem wertykalnej (2499 m n.p.m.) biegnie główn ą grani ą rotacji masywu Tatr i charakter uskoku Tatr na zachód poprzez Świnic ę do południowego (normalny czy inwersyjny). Wołowca, sk ąd obni Ŝa si ę ku Kotlinie Głównym problemem jest mechanizm Orawskiej przez Magur ę Witowsk ą, Such ą młodego d źwigania Tatr. Trz ęsienia ziemi Hor ę do wysoko ści 650 m n.p.m. wyst ępuj ące w Tatrach i na Podhalu (torfowiska koło Piekielnika). świadcz ą, Ŝe procesy tektoniczne s ą nadal Przypuszczalnie Czarny Wag i aktywne. Autorka uwa Ŝa, Ŝe Tatry Poprad stanowiły pierwotne odwodnienie stanowiły przed 25 Ma lat dolny człon północnych stoków Ni Ŝnych Tatr Ni Ŝnych Tatr.
- 16 -
Baumgart-Kotarba M., 1984, Kształtowanie koryt i teras rzecznych w warunkach zró Ŝnicowanych ruchów tektonicznych na przykładzie wschodniego Podhala , Prace geogr. IG i PZ PAN 145, 1-133. Baumgart-Kotarba M., 1996, On origin and age of the Orava Basin, West Carpathians , Studia Geomorph. Carpatho-Balcanica 30, 101-116. Burchart J., 1972, Fission-track age determinations of accessory apatite from the Tatra Mountains , Poland , Earth and Planet. Sci. Lett., 15, 4, 418-422. Kral J., 1977, Fission-track ages of apatites from some granitoid rocks in West Carpathians , Geologica Carpathica 28, 2, 269-276. Kral J., Kovac M., 1994, Marton E., Pliatenka D., Uher P., 1994, Alpine uplift history of the Central Western Carpathians: geochronological, paleomagnetic, sedimentary and structural data , Geologica Carpathica 45, 83-96.
EWOLUCJA DEN DOLIN W WARUNKACH RECESJI LODOWCÓW W MASYWIE ECRIN , A LPY FRANCUSKIE
Maria Baumgart-Kotarba, Stanisław K ędzia, Adam Kotarba, Zofia R ączkowska Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Kraków
Ewolucja rze źby odsłaniaj ącej si ę południowi 700 metrowa ścian ą daj ąc spod zanikaj ących lodowców dolinnych pocz ątek dolinie Etancons nale Ŝą cej do nast ępuje bardzo szybko pod wpływem systemu rzecznego Romanche. Dolina procesów paraglacjalnych. Jest to zespół posiada przebieg południkowy, a boczne procesów wyst ępuj ących na bezpo średnich doliny eksponowane na W i E s ą obrze Ŝach lodowca. W wyniku działania zawieszonymi cyrkami lodowcowymi procesów glacjalnych powstaje wielka wypełnionymi szcz ątkowymi lodowcami ilo ść materiału lu źnego, który karowymi. Lodowce w tych zawieszonych charakteryzuje si ę niestabilno ści ą. dolinach podlegaj ą etapowej recesji po Proglacjalne rzeki wynosz ą go na swym maksimum w czasie małej epoki przedpole lodowców i formuj ą sto Ŝki lodowej. W celu okre ślenia etapów recesji napływowe. Ilo ść materiału i tempo jego lodowców i odpowiadaj ących im zespołów przemieszczania przez paraglacjalne form i osadów glacjalnych i procesy fluwialne i stokowe s ą znacznie glacifluwialnych wykonano badania w wi ększe ni Ŝ w warunkach “normalnych”. jednej zawieszonej dolinie Grand Ruine, Średniookresowe wahania lodowców w eksponowanej ku zachodowi. Podstaw ę dla okresie ostatniego tysi ąca lat, tj. podczas datowania zdarze ń stanowiły datowania małej epoki lodowej, s ą bardzo dobrze lichenometryczne na podwójnym sto Ŝku zarejestrowane w rze źbie dolinnej w napływowym (wysoko ść około 2100-2200 Alpach, a formy i osady utworzone w m n.p.m.) zlokalizowanym u podnó Ŝa systemie lodowcowym maj ą swoje progu skalnego zawieszonego cyrku odniesienie do form i osadów rzeczno- lodowcowego Grande Ruine, na morenach lodowcowych istniej ących na przedpolu recesyjnych oraz u czoła lodowca cofaj ących si ę lodowców. Badania znajduj ącego si ę obecnie w najwy Ŝszych terenowe nad współczesnym tempem partiach cyrku (około 3000 m n.p.m.). ewolucji rze źby dolinnej wykonano w Datowania bezwzgl ędnego wieku osadów dolinie Etancons w Parku Narodowym oparto o skonstruowan ą w terenie własn ą Ecrin w Alpach francuskich. Wierzchołek krzyw ą wzrostu porostów Rhizocarpon La Meije (3982 m n.p.m.) opada ku wyskalowan ą dla okresu ostatnich 200 lat. VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Wyró Ŝniono fazy formowania sto Ŝka - faza AD. 1900 – 1914; dalsze glacifluwialnego i powi ązano je z fazami asymetryczne wycofanie lodowca w deglacjacji: dolinie zawieszonej pod ściany - faza sprzed AD. 1800; ( średnice plech zacienionych, eksponowanych ku północy porostów ponad 60 mm), gdy lodowiec skłonów Grande Ruine. Na sto Ŝku Grande Ruine oddzielił si ę od głównej zarejestrowana faza dalszego formowania masy lodowej doliny Etancons, jego powierzchni. Materiał pochodz ący z - faza AD.1820 – 1830; zapisana w rozmywania moren był transportowany materiale morenowym na wysoko ści około poprzez dwie rynny skalne rozcinaj ące 2230 m n.p.m. składanym na połogim próg. Po tej fazie transport materiału na fragmencie progu skalnego doliny progu odbywał si ę tylko poprzez jedn ą wisz ącej. Odpowiednikiem tej fazy było rynn ę (południow ą), gdy Ŝ wody uformowanie środkowej cz ęś ci stoŜka, proglacjalne odpływały z lodowca - faza AD. 1839 – 1854; znacz ąca zajmuj ącego w tej fazie ju Ŝ tylko depozycj ę materiału morenowego na progu południow ą cz ęść cyrku. skalnym lecz w pozycji wy Ŝszej o 150 m w W czasach współczesnych wody stosunku do depozycji z poprzedniej fazy. proglacjalne nie modeluj ą powierzchni Odpowiada jej maksimum wzmo Ŝonej sto Ŝka na całej długo ści, tj. od wisz ącego akumulacji na sto Ŝku, progu do podstawy sto Ŝka. - faza AD. 1866 – 1876; wyra źny okres Przemodelowanie odbywa si ę tylko w formowania sto Ŝka. Materiał buduj ący górnej cz ęś ci przystokowej. sto Ŝek pochodził w rozcinania moreny Wyró Ŝnione fazy nawi ązuj ą do dennej zło Ŝonej w dolnej cz ęś ci stwierdzanych waha ń czół lodowców zawieszonego cyrku na wysoko ści około alpejskich wyró Ŝnionych w innych 2460 m n.p.m., cz ęś ciach Alp, a zwłaszcza w masywie - faza AD. 1879 – 1892; okres szybkiego Mont Blanc (Vivian 1975), lecz trudno wycofywania lodowca w zawieszonym znale źć jednoznaczn ą odpowied ź na cyrku, któremu towarzyszyło rozcinanie pytanie czy s ą one zwi ązane z okresami moreny dennej i formowanie znacznych awansów czy recesji lodowców wielkich powierzchni sto Ŝka, lodowców dolinnych.
MORFOGENEZA GLACJALNA I PERYGLACJALNA POLESIA WOŁY ŃSKIEGO
Andrei Bogutsky 1, Leszek Lindner 2, Maria Łanczont 3, Józef Wojtanowicz 3, Ivan Zalessky 4 1Katedra Geomorfologii i Paleogeografii Uniwersytetu im. I.Franko we Lwowie, Ukraina 2Instytut Geologii Podstawowej UW w Warszawie ³Zaklad Geografii Fizycznej i Paleogeografii UMCS w Lublinie 4Pa ństwowy Uniwersytet Techniczny, Równo, Ukraina
Polesie Woły ńskie to cz ęść 1947, 1959). Badania nad czwartorz ędem południowego Polesia poło Ŝonego mi ędzy Polesia maja ponad 100-letni ą histori ę i rzekami Bug- Hory ń-Słucz; od północy rozpocz ęły si ę pod koniec XIX wieku. granicę stanowi górny odcinek Prypeci, od Wybitny wkład wniósł w pierwszym południa kraw ędź lessowa Wy Ŝyny okresie bada ń Tutkovski (1902), który Woły ńskiej (Marinitch 1963). wydzielił wały moren czołowych, ozy i W czwartorz ędzie Polesie sandry. W okresie mi ędzywojennym Woły ńskie było przynajmniej dwukrotnie badania prowadzili polscy badacze mi ędzy zlodowacone (R őhle 1936, Krygowski innymi Wołłosowicz (1924), Lencewicz
- 18 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
(1931), Pawłowski (1936), R őhle (1936), Szczególn ą uwag ę zwracamy na Krygowski (1947, 1959). W okresie morfogenez ę glacjaln ą i peryglacjaln ą. powojennym badacze ukrai ńscy wydali Odgrywa ona bardzo istotna rol ę na monograficzne opracowanie geomorfologii Polesiu Woły ńskim, podobnie jak i na południowego Polesia (Marinitch 1963). Polesiu Lubelskim (Buraczy ński, Przeprowadzono szczegółowe kartowanie Wojtanowicz 1983). W rze źbie geologiczne i liczne opracowania rozpoznawane s ą wały moren czołowych czwartorz ędu, w których uczestniczył (np. Wyniosło ść Rosta ńska), kemy (np. jeden z autorów referatu (Zalessky 1999). Góra Krzemieniec), ozy (np. Radoszyn), Autorzy niniejszego referatu, przy oraz równiny sandrowe. W budowie form współpracy badaczy ukrai ńskich (S. glacjalnych spotyka si ę dowody na Zubowicz) i litewskich (A. Gaigalas), aktywno ść transgreduj ącego l ądolodu (np. prowadz ą od kilku lat badania, organizuj ąc odsłoni ęcia w Kalinówce). Obecne s ą kry i coroczne seminaria terenowe. Niektóre porwaki utworów podło Ŝa (kredy) lub aspekty tych bada ń były cz ęś ciowo starszych utworów glacjalnych. T ę publikowane (Bogutsky i in. 1998; morfogenez ę glacjaln ą wi ąza ć nale Ŝy Boguckyj i in. 2002). prawdopodobnie ze zlodowaceniem Odry. Rze źba Polesia przedstawia Podejmowane próby datowa ń (TL) nie stosunkowo płask ą równin ę o niewielkich daj ą jednoznacznych wyników. W wielu deniwelacjach urozmaicon ą obni Ŝeniami, przypadkach otrzymujemy daty starsze. najcz ęś ciej zabagnionymi z niewysokimi Charakterystycznym elementem rze źby garbami piaszczystymi. Geneza tej rze źby kopalnej s ą gł ębokie na 100-120 m rynny jest jednak bardzo zło Ŝona. Była ona egzaracji lodowcowej (Zalessky 1999). kształtowana przez procesy fluwialne, Ze środowiskiem peryglacjalnym, krasowe, glacjalne, peryglacjalne i procesy głównie wiekowo zwi ązanym z ostatnim denudacyjne. Dominuj ące w krajobrazie zlodowaceniem wi ąŜ emy jeziora poleskie, równiny, to doliny rzeczne, równiny którym przypisa ć mo Ŝna genez ę fluwio-peryglacjalne i równiny sandrowe. termokrasow ą (Vozniatchuk 1973, Na to nało Ŝyły si ę równiny akumulacji Wojtanowicz 1994), piaski pokrywowe jeziornej i organicznej. Wyst ępuj ące w eoliczne, eologliptolity plenivistulia ńskie i nich płytkie do 0,5-2,0 m zagł ębienia mog ą wydmy ze schyłku zlodowacenia. mie ć genez ę krasow ą, deflacyjn ą, termokrasow ą.
Bogutsky A., Woloszyn P., Gaigalas A., Melešyte M., Zalessky I., 1998, Glacigeniczny kompleks Polesia Wołynskiego , IV Zjazd Geonmorfologów Polskich, t.III. Przewodnik wycieczkowy, Lublin, s. 65-76. Boguckyj A., Vojtanovy č J., Gajgalas A., Zalesskyj I., Zubovi č S., Łan čont M., Madeyska T., Melešyte M., 2002, Novyje dannyje o strojenyy dolyn lednikoho vypahyvanyja i rozmyva Volynskoho Poles’ja . [W:] Geomorfologi čne dosli Ŝenia w Ukrainie: minulye, sua časne, majbutne. Vydavny čyj centr L’viv’skoho Nacjonalnoho Universyteta im. I. Franko, L'viv; 289-296. Buraczy ński J., Wojtanowicz J., 1983, Wpływ zlodowacenia środkowopolskiego na rze źbę południowej częś ci Polesia Lubelskiego, Annales UMCS, sct B, vol.XXV/XXVI, s 63- 97. Krygowski B., 1947, Zarys geologiczno-geomorfologiczny południowego Polesia , Pozna ńskie Towarzystwo Przyjaciół Nauk. Prace Komisji Matematyczno- Przyrodniczej, ser.A, t.V, z.1, Pozna ń. Krygowski B., 1959, Rozwój geomorfologiczny południowego Polesia w czwartorz ędzie , Zeszyty Nauk Uniw. A.Mickiewicza w Poznaniu 1959, s. 1-67. Lencewicz St., 1931, Mi ędzyrzecze Bugu i Prypeci (wody płyn ące i jeziora) , Przegl. Geogr., t.XI, s. 1-72. Marinitch A.M.,1963, Gieomorfologija Ju Ŝnogo Polesia , Uzd. Kijevskogo Un-ta, 251p.
- 19 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Pawłowski St., 1936, Note preliminaire sur le quaternaire de la Polesie Meridionale . Comptes Rendus du Congres International de Geographie Varsovie 1934, sec. II, Geographie Physiquale, Varsovie, s. 75-79. Rőhle E., 1936, Ślady dwóch zlodowace ń nad górn ą Prypeci ą, Czasopismo Geograficzne, XIV, s. 79-83. Tutkovskij P.A., 1902, Konie čnyje moreny, vałunnuje polosy i ozy w juznom Polesie s kartoj . Zap. Kijev o-va jestestvoispytat, t.XVII, vyp. 2. Vozniatchuk L.N., 1973, K stratigrafii i paleogeografii neoplejstocena Biełorussi i smie Ŝnych territorii , [w:] Problemy paleogeografii Biełorussi, Mi ńsk, s. 45-75. Zalessky I., 1999, Morfogenetyczne osobliwo ści rze źby podło Ŝa plejstocenu na Polesiu Woły ńskim (Morphogenetic features of the sub-Pleistocene relief in the Volhynia Polesje), Annales UMCS, sct. B, vol. LIV (1999), Lublin, s. 31-38 Wojtanowicz J., 1994, O termokrasowej genezie jezior ł ęczy ńsko-włodawskich , Annales UMCS, sct.B, vol. XLIX, Lublin, s. 1-18. Wołłosowicz St., 1924, W sprawie wieku moren czołowych południowego Polesia , Kosmos XLIX, Pozna ń, s. 225-231.
ELEMENTY RZE ŹBY GLACJALNEJ SPRZED 500 TYS . LAT NA MI ĘDZYRZECZU SANU I DNIESTRU (W SCHODNIE PRZEDKARPACIE )
Andrei Bogutsky 1, Maria Łanczont 2, Józef Wojtanowicz 2 1Katedra Geomorfologii i Paleogeografii Uniwersytetu im. I.Franko we Lwowie, Ukraina 2Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii UMCS w Lublinie
Mi ędzyrzecze Sanu i Dniestru w równina sandrowa. Kotliny lobowe to zakresie rze źby i problematyki wielkopromienne obni Ŝenia zamkni ęte od czwartorz ędowej było przed II wojn ą południa kolistymi wałami zbudowanymi z światow ą intensywnie badane przez pagórów kemowych. Pokrywaj ą si ę one geografów i geologów zwi ązanych z mniej wi ęcej z lini ą europejskiego działu lwowskim o środkiem naukowym wodnego i znacz ą maksymalny zasi ęg (Teisseyre 1933, 1938). Po wojnie recesyjnej fazy zlodowacenia – fazy znacz ące badania prowadził M. Demedjuk krukienickiej. Wewn ątrz tej linii zasi ęgu, (Demedjuk, Demedjuk 1988). Nasze w okolicy Krukienic wyst ępuj ą terasy wspólne badania rozpocz ęli śmy w 1998 kemowe z fazy wytapiania brył martwego roku (Bogutsky, Łanczont, Wojtanowicz lodu. Najbardziej czyteln ą i spektakularn ą 1999, 2000a, b, c, 2001). form ą rze źby poglacjalnej s ą pradoliny Badania potwierdziły pogl ądy Bło Ŝewki, Strwi ąŜ a i Dniestru. Odkryciem polskich badaczy, którzy przyjmowali są kotliny pojezierne w okolicy Krukienic daleki na południe zasi ęg l ądolodu, jako ślad pojezierza poglacjalnego. Maj ą wykraczaj ącym lobem poza Dniestr. Było form ę do ść regularn ą, owaln ą lub okr ągł ą to zlodowacenie Sanu II, potwierdzone w zarysie, o zabagnionym dnie, do ść datami TL. Cały obszar mi ędzyrzecza był stromych zboczach i gł ęboko ści 35-40 m. wi ęc zlodowacony. Równocze śnie Po północnej stronie pradoliny zwrócili śmy uwag ę na zdumiewaj ąco Bło Ŝewki rozpo ściera si ę płaska równina dobrze zachowane formy rze źby zwi ązane nachylona na południe w kierunku ze zlodowaceniem. pradoliny, któr ą rozpoznajemy jako Są to kotliny lobowe, terasy równin ę sandrow ą. kemowe, pradoliny i niecki pojezierne oraz
- 20 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Bogutsky A., Łanczont M., Wojtanowicz J., 1999, Problems of the Quaternary stratigraphy and paleogeography in the San and Dniester interfluve (Poland and Ukraine borderland), Quaternary Studies in Poland, 16, s.3-14. Bogutsky A., Łanczont M., Wojtanowicz J., 2000a, Nowe dane o “starym” profilu mezoplejstocenu w Krukienicach. [w:] Glacjał i peryglacjał na mi ędzyrzeczu Sanu i Dniestru (red. M. Łanczont), Lublin, s. 102-108. Bogutsky A., Łanczont M., Wojtanowicz J., 2000b, Lichwi ński krajobraz pojezierny na mi ędzyrzeczu Sanu i Dniestru , [w:] Glacjał i peryglacjał na mi ędzyrzeczu Sanu i Dniestru (red. M. Łanczont), Lublin, s. 109-111. Bogutsky A., Łanczont M., Wojtanowicz J., 2000c, Pradolina Bło Ŝewki , [w:] Glacjał i peryglacjał na mi ędzyrzeczu Sanu i Dniestru (red. M. Łanczont), Lublin, s. 144-146. Bogutsky A., Łanczont M., Wojtanowicz J., Wołoszyn P., 2001, Profil czwartorz ędu Krukienice (Ukraina) na mi ędzyrzeczu Sanu i Dniestru – jego znaczenie stratygraficzne i paleogeograficzne w świetle nowych danych, [w:] Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorz ędowych (red. A. Kostrzewski), t. III, Pozna ń, s. 71-84. Demedjuk N.S., Demedjuk J.N., 1988, Dniestrovskij lednikovyj kompleks Predkarpatja , Inst.Gied.Nauk AN USSR, Preprint 88-27, Kiev, 52 s. Demedjuk N.S., Demedjuk J.N., 1991, Palieogeografija antropogena Dniestr-Sanskogo miezdure čja, Litologija osado čnogo Čekhla USSR , Kiev, s. 133-135. Teisseyre H., 1933, Problemy morfologiczne wschodniego Podkarpacia , Sprawozd. Pa ństw. Inst. Geol., 7,3, Warszawa, s. 421-454. Teisseyre H., 1938, Czwartorz ęd na przedgórzu arkuszy Sambor i Dobromi l, Rocznik Pol. Tow. Geol., 13 (1937),S. 31-81.
STRUKTURALNE UWARUNKOWANIA ROZWOJU GŁÓWNYCH FORM RZE ŹBY W DORZECZU GÓRNEGO WIEPRZA (R OZTOCZE , SE P OLSKA )
Teresa Brzezi ńska-Wójcik Zakład Geografii Regionalnej, Instytut Nauk o Ziemi UMCS, Lublin
Dorzecze górnego Wieprza, pod trzeciorz ędowych (górny baden) (Musiał wzgl ędem fizjograficznym, poło Ŝone jest 1987) z nieci ągł ą pokryw ą utworów w cało ści na Roztoczu Tomaszowskim. czwartorz ędowych (Rzechowski, Kubica NajwyŜszy punkt dorzecza wznosi si ę 386 1996). m n.p.m. (Wapielnia), a najni Ŝszy 219 m W rze źbie bardzo wyra źnie n.p.m. Deniwelacja wynosi 167 m. zaznaczaj ą si ę elementy strukturalne, Wska źnik urze źbienia dorzecza wynosi nawi ązuj ące do systemu uskoków ró Ŝnej 0,01 i jest taki sam, jak współczynniki generacji (Harasimiuk 1980). Z głównymi urze źbienia roztocza ńskiej cz ęś ci dorzecza uskokami podłu Ŝnymi o orientacji NW-SE Tanwi i Sołokiji. (Po Ŝaryski 1997) sprz ęŜ one s ą poprzeczne Pod wzgl ędem geologicznym, o charakterze zrzutowo-przesuwczym, roztocza ńska cz ęść dorzecza Wieprza powstałe w megacyklu alpejskim. W znajduje si ę w dominuj ącej cz ęś ci na pó źnym trzeciorz ędzie, współczesny podniesieniu radomsko-kra śnickim, tylko obszar dorzecza został ostatecznie północno-wschodni fragment dorzecza wyd źwigni ęty i rozbity na szereg nale Ŝy do rowu mazowiecko-lubelskiego nierównomiernie wyniesionych bloków, o (śelichowski 1983). Skały paleozoiczne s ą ró Ŝnej wielko ści i randze, oddzielonych przykryte osadami wieku górnokredowego przez uskoki podłu Ŝne i poprzeczne (mastrycht) (Cie śli ński i in. 1996), z (Jaroszewski 1977). nielicznymi płatami (w strefie działu Strukturalne uwarunkowania wodnego Wieprza i Tanwi) skał rozwoju rze źby Roztocza były od dawna
- 21 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 przedmiotem bada ń geologicznych i si ę w trzech klasach: 261-280 o, 51-60 o i geomorfologicznych (Pawłowski 1938). Z 291-300 o. Kraw ędzie o zało Ŝeniach uwagi na dobr ą czytelno ść elementów tektonicznych maj ą przebieg głównie 271- strukturalnych w rze źbie, najwcze śniej 300 o i podrz ędnie 351-360 o. W śród zbadano Roztocze Tomaszowskie. uskoków stwierdzonych w dorzeczu Niejednokrotnie podkre ślano wpływ górnego Wieprza wyró Ŝnia si ę azymut sp ęka ń i litologii skał podło Ŝa na 331-340 o, mniej wyra źne i równorz ędne s ą wykształcenie zasadniczych elementów 311-320 o i 51-60 o. W śród uskoków rze źby (m. in. Jahn 1956; Maruszczak, przypuszczalnych wyró Ŝniaj ą si ę azymuty: Wilgat 1956; Buraczy ński 1980/81; 81-100 o, 301-320 o. Harasimiuk 1980; Jaroszewski, Pi ątkowska Z pomiarów sp ęka ń ciosowych 1988). wykonanych w odsłoni ęciach skał W świetle najnowszych szcze- górnokredowych wynika, Ŝe w północno- gółowych bada ń geologicznych i zachodniej cz ęś ci dorzecza - koło geomorfologicznych, okazuje si ę, Ŝe Szczebrzeszyna - dominuj ą trzy klasy istotny wpływ na rozwój rze źby dorzecza sp ęka ń: 271-290 o, 301-320 o, 31-50 o. W wywieraj ą rowy i półrowy tektoniczne, cz ęś ci północno-wschodniej dorzecza, liczne płytkie uskoki podłu Ŝne o przebiegu mi ędzy śurawnic ą i Bli Ŝowem, zaznaczaj ą NW-SE i poprzeczne o orientacji SW-NE si ę dwa wyra źne maksima: 21-50 o i 311- oraz zespoły sp ęka ń ciosowych. Wa Ŝne 330 o; w cz ęś ci południowej, koło Starej znaczenie regionalne ma zespół uskoków Huty - równie Ŝ dwa przedziały 291-330 o i podłu Ŝnych Senderki-Łosiniec oraz system 41-60 o, a w cz ęś ci wschodniej koło rowów i półrowów tektonicznych Krasnobrodu - wyra źnie przewa Ŝa klasa Turzyniec-Zwierzyniec-Górecko Stare i 11-40 o, a mniej liczny jest azymut 271- Bodaczów-Szczebrzeszyn-śurawnica. 290 o. Spo śród uskoków poprzecznych SW-NE Z zestawienia danych wa Ŝne s ą dwie strefy: Zwierzyniec- geologicznych, morfologicznych i Kosobudy i Górecko Stare-Senderki- morfometrycznych wynika, Ŝe w dorzeczu Jacnia. Dziel ą one obszar zlewni górnego górnego Wieprza zdecydowanie Wieprza na trzy zasadnicze megabloki: przewa Ŝaj ą dwie orientacje: 261-290 o i Szczebrzeszyna, Zwierzy ńca i 351-10 o. Azymut 261-290 o reprezentuj ą Krasnobrodu. W strefie przeci ęcia uskoku doliny rozwini ęte w strefach uskoków: podłu Ŝnego Rachodoszcze-Majdan Górny i główna dolina Wieprza mi ędzy Majdanem uskoku poprzecznego Jacnia-Krynice Górnym i Zwierzy ńcem oraz dolina górnej został uformowany rów tektoniczny Kryniczanki i krótkie doliny IV rz ędu koło Kryniczanki, a w strefie przeci ęcia uskoku Szczebrzeszyna nawi ązuj ące do orientacji podłu Ŝnego Rachodoszcze-Majdan Górny i sp ęka ń ciosowych. Azymut 351-10 o uskoku poprzecznego Krasnobród-Majdan reprezentuj ą doliny: główna - Wieprza Wielki - rów tektoniczny, zwany Kotlin ą mi ędzy Zwierzy ńcem i Szczebrzeszynem, Wieprzowego Jeziora. Do zespołu dolina Świerszcza i Kryniczanki subpołudnikowych półrowów i rowów rozwini ęte równie Ŝ w strefie uskoków oraz tektonicznych mi ędzy Bodaczowem i drugorz ędne doliny IV rz ędu mi ędzy Góreckiem Starym nawi ązuje odcinek Wapielni ą i Krasnobrodem. Mniej licznie doliny Wieprza mi ędzy Bodaczowem i reprezentowane s ą orientacje: 51-70 o i Zwierzy ńcem. Rozwój drobnych form 301-340 o. Azymut 51-70 o reprezentuj ą rze źby (suche doliny, kraw ędzie) zale Ŝy w doliny rozwini ęte w strefie uskoków du Ŝym stopniu od sieci sp ęka ń w skałach poprzecznych SW-NE (Jacynki) oraz górnej kredy. mniej liczne kraw ędzie morfologiczne. Azymuty dolin w dorzeczu Azymut 301-340 o reprezentuj ą liczne górnego Wieprza mieszcz ą si ę trzech słabo krótkie doliny IV rz ędu zało Ŝone w zaznaczaj ących si ę przedziałach: 261-280 o, strefach sp ęka ń ciosowych (koło 301-320 o i 21-40 o. Kraw ędzie śurawnicy, Bli Ŝowa i Starej Huty) oraz morfologiczne o zło Ŝonej genezie grupuj ą nieliczne uskoki podłu Ŝne.
- 22 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Buraczy ński J., 1980/81, Development of valleys in the escarpment zone of the Roztocze , Ann. UMCS, Lublin, Sec. B, Vol. 35/36: 81-102. Cie śli ński S., Kubica B., Rzechowski J., 1996, Mapa geologiczna Polski. 1:200 000. Tomaszów Lubelski, Dołhobyczów. B - Mapa bez utworów czwartorz ędowych , Wyd. Kartogr. Polskiej Agencji Ekologicznej S.A. Warszawa. Harasimiuk M., 1980, Rze źba strukturalna Wy Ŝyny Lubelskiej i Roztocza , Rozpr. hab. Wydz. BiNoZ UMCS, Lublin, ss.136. Jahn A., 1956, Wy Ŝyna Lubelska. Rzeźba i czwartorz ęd.,Prace Geogr. IG PAN, nr 7: 1-453. Jaroszewski W., 1977, Sedymentacyjne przejawy mioce ńskiej ruchliwo ści tektonicznej na Roztoczu Środkowym , Przegl. Geol., 15, 8-9: 418-427. Jaroszewski W., Pi ątkowska A., 1988, O naturze niektórych lineamentów (na przykładzie Roztocza) , Ann. Soc. Geol. Polon., 58: 423-443. Maruszczak H., Wilgat T., 1956, Rze źba strefy kraw ędziowej Roztocza Środkowego, Ann. UMCS, Lublin S. B, T. 10: 1-109. Musiał T., 1987b, Miocen Roztocza (Polska południowo-wschodnia, Biul. Geol., T. 31: 5- 140. Po Ŝaryski W., 1997, Tektonika powaryscyjska obszaru świetokrzysko-lubelskiego na tle struktury podło Ŝa, Przegl. Geol., 45, 12: 1265-1270. Rzechowski J., Kubica B., 1996, Mapa Geologiczna Polski. 1:200 000. Tomaszów Lubelski, Dołhobyczów. A - Mapa utworów powierzchniowych , Wyd. Kartogr. Polskiej Agencji Ekologicznej S.A. Warszawa. śelichowski A.M., 1983, Mapa tektoniczna 1:300 000. Tab. 43 , [w:] S. Kozłowski, A.M. śelichowski (red.), Atlas Geologiczno-surowcowy obszaru lubelskiego. Wyd. Inst. Geol., Warszawa.
ROZWÓJ RZE ŹBY ROZTOCZA
Jan Buraczy ński Zakład Geografii Regionalnej, Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej w Lublinie
W pasie wy Ŝyn Roztocze wyró Ŝnia połogie antykliny i synkliny o amplitudzie si ę jako w ąski garb ł ącz ący Wy Ŝyn ę do 400 metrów ( śelichowski 1972, Lubelsk ą z Podolem. Garb Roztocza Po Ŝaryski 1974). Wyd źwigni ęcie Roztocza buduj ą górnokredowe gezy, opoki i opoki jako struktury zr ębowej nast ąpiło wzdłu Ŝ margliste kampanu oraz mastrychtu odnowionych dyslokacji paleozoicznych dolnego i górnego. Utwory trzeciorz ędowe Zakrzew-Sułów, Zamo ść -Rawa Ruska – reprezentuj ą eocen i miocen. Środkowy śółkiew oraz Zawichost-Hedwi Ŝyn- eocen reprezentuj ą piaski i mułki Płazów-Niemirów-Gródek (Ney 1969, glukonitowo-kwarcowe wyst ępuj ące w Po Ŝaryski 1974, Głuszko 1988). W wyniku rowie Sołokiji i wzdłu Ŝ wschodniej napr ęŜ eń poziomych pod wpływem kraw ędzi mi ędzy Raw ą Rusk ą i śółkwi ą. nacisku Karpat nast ąpiło odmłodzenie Osady miocenu (wapienie, piaskowce i dyslokacji i powstanie nowych – Roztocze piaski) wyst ępuj ą w ąskim pasem (2-4 km) zostało rozbite na liczne bloki i rowy wzdłu Ŝ południowej krawędzi od (Jaroszewski 1977). Modliborzyc po Susiec, a na południe od Współczesny obraz tektoniczny doliny Tanwi rozszerzaj ą si ę na cały garb Roztocza powstał w pliocenie, w wyniku Roztocza. młodoalpejskich ruchów. Przebieg Ruchy d źwigaj ące fazy laramijskiej uskoków na Roztoczu udokumentowano spowodowały ust ąpienie morza kredowego na podstwie faktów geologicznych (Ney z niecki lubelsko-lwowskiej. Wywołały 1966, Jaroszewski 1977, Cie śli ński i in. one słabe sfałdowanie skał kredowych w 1994). W wi ększo ści jednak ich przebieg
- 23 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wyznaczona na podstawie analizy rze źby i odwodnienie obszaru ku NW do Sanu topolineamentów (Buraczy ński 1997). (Starkel 1972). Grzbiet Roztocza tworzy mozaik ę bloków W mezoplejstocenie l ądolód sanu ró Ŝnej wielko ści oraz obni Ŝeń i rowów. si ęgn ął po Karpaty i obj ął Roztocze po Współczesny obraz tektoniczny Roztocza Gródek - Magierów. W interglacjale jest efektem odmłodzonych dyslokacji mazowieckim rozwijała si ę intensywna brze Ŝnych i systemu uskoków schodowych erozja spowodowana relaksacj ą górotworu. i antytetycznych oraz towarzysz ących im Nast ąpiło odgrzebywanie pierwotnych rowów południkowych i poprzecznych. dolin i rozwój nowych odcinków. Rozwój rze źby w pliocenie (3,0 - 1,6 W neoplejstocenie l ądolód odry my). W rze źbie Roztocza wyró Ŝniono si ęgn ął od zachodu na Roztocze do zrównania denudacyjne jako efekt wysokości 300 m n.p.m., obejmuj ąc od pedyplanacji rozwijaj ącej si ę w południa stopie ń przykraw ędziowy sprzyjaj ącym klimacie (Jahn 1956, Modliborzyce – Frampol. Roztocze Maruszczak,. Wilgat 1956). Wyró Ŝniono znalazło si ę w warunkach klimatu zrównanie wy Ŝsze 330-360 m i ni Ŝsze 290- subarktycznego. Sprzyjało to 320 m, podnosz ące si ę do 360-390 m i intensywnemu wietrzeniu i nawiewaniu 320-340 m na Roztoczu Rawskim i pyłu. W czasie zlodowacenia warty Lwowskim. Dolina Gorajca i Wieprza osadziły si ę lessy starsze, a wisły lessy przecina grzbiet Roztocza. Etapy wcinania młodsze. Procesy eoliczne przebiegały z jej w pliocenie wyznaczaj ą spłaszczenia ró Ŝnym nat ęŜ eniem w zale Ŝno ści od pory (terasy) na zboczach o wysoko ści 30 i 60 roku. Stref ę peryglacjaln ą cechuje m (Maruszczak, Wilgat 1956, Buraczy ński pasowo ść procesów eolicznych (Starkel 1997). 1988), czego przejawem było Szczegółowe badania geologiczne zró Ŝnicowanie facji na pylast ą i wyró Ŝniaj ą g ęst ą sie ć uskoków oraz piaszczyst ą. Gł ęboki kryzys klimatyczny w bloków wyd źwigni ętych na ró Ŝną górnym pleniglacjale zaznaczył si ę wysoko ść , tworz ących schodowy układ rozwojem pokryw eolicznych w facji zrówna ń wierzchowinowych (Jaroszewski pylastej i piaszczystej. Niemal na całym 1977, Henkiel 1995). Roztoczu Gorajskim i Szczebrzeszy ńskim Roztocze charakteryzuje si ę rozwin ęły si ę lessy młodsze o mi ąŜ szo ści kierunkowo ści ą rze źby wyznaczon ą do 7 m. Na Roztoczu Tomaszowskim lessy przebiegiem kraw ędzi morfologicznych i wyst ępuj ą małymi płatami w przedłu Ŝeniu układem dolin. Tworzy wał ograniczony Grz ędy Sokalskiej. Na Roztoczu kraw ędziami denudacyjnymi o zało Ŝeniach Lwowskim utworzyły si ę wi ększe tektonicznych. Od południowego zachodu pokrywy lessowe (3-5 m) w przedłu Ŝeniu kraw ędź na granicy z zapadliskiem lessowych grz ęd z Kotliny Bugu. Strefa przedkarpackim (Modliborzyce-Frampol- piaszczysta obejmuj ąca Roztocze Horyniec-Niemirów-Dobrostany). Tomaszowskie i Rawskie le Ŝy w pasie Rozwój sieci dolinnej nast ąpił w Kotliny Sandomierskiej i Kotliny Bugu. eoplejstocenie. Dolina Gorajca i Wieprza Akumulacja piasków odbywała si ę poprzez przecina grzbiet Roztocza. Intensywne procesy stokowe i sezonowe rzeki wcinanie dolin, których erozyjne dno si ęga roztokowe przy udziale procesów 50-70 m. Najstarsze osady stwierdzono w eolicznych. Majdanie Kasztela ńskim. Piaski datowano Pó źny glacjał cechowały na zimne pi ętro otwocka, a mułki na ciepłe krótkotrwałe zmiany klimatu. W okresach pi ętro celestynowa (Kurkowski 1994), a w zimnych przewa Ŝały silne wiatry dolinie Gorajca (Marszałek i in. 1995). zachodnie. Z równin piaszczystych i teras Nasilaj ące si ę ruchy neotektoniczne nadzalewowych wywiewały one piasek wywołały ruchy blokowe wzdłu Ŝ tworz ąc formy deflacyjne i wydmy. Piasek kraw ędzi, które w interglacjale podlaskim mógł by ć wielokrotnie przewiewany na spowodowały zmian ę warunków stoki i wierzchowiny, co dowodzi du Ŝego paleogeograficznych. Nast ąpiło odci ęcie znaczenia procesów eolicznych w rozwoju górnego dorzecza Gorajca i Wieprza oraz piasków pokrywowych.
- 24 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
W holocenie zmiany szaty ro ślinnej oraz erozji w ąwozowej, szczególnie na były wypadkow ą oddziaływania pokrywach lessowych. Pesimum czynników naturalnych oraz wzrastaj ącej klimatyczne XI-XII wieku i ochłodzenie w aktywno ści gospodarczej człowieka. Z latach 1550-1850 przy wzro ście opadów rozwojem osadnictwa i wylesianiem spowodowało du Ŝy rozwój w ąwozów. stoków nasilały si ę procesy spłukiwania
STANOWISKO MADY W KAMIE ŃCU ZĄBKOWICKIM
Henryk Chmal Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny,Uniwersytet Wrocławski
Nysa Kłodzka wypływa na Mi ąŜ szo ść mady na odcinku Pilce przedpole Sudetów z w ąskiej, gł ęboko – Kamieniec Z ąbkowicki wynosi średnio wci ętej doliny nazywanej antecedentnym 1,5 m., w rejonie uj ścia Budzówki do Nysy przełomem bardzkim. Za przełomem dno Kłodzkeij dochodzi do 3 m. Lokalnie doliny rozszerza si ę do ok. 5 km, a w jego przed ryglem z ąbkowickim wyst ępuj ą obr ębie wyst ępuje system teras rzecznych dwie warstwy mady rozdzielone ok. 0,5 kształtowanych od czasu zlodowacenia metrow ą warstw ą Ŝwirów Odry do współczesno ści. Przestrzennie średniookruchowych. W madzie dolnej terasy te tworz ą zespół przedgórskich dominuje frakcja 0,1 – 0,05 mm, natomiast sto Ŝków napływowych. Najwy Ŝsza terasa w madzie górnej frakcja 0,25 – 0,1 mm. W (I), 25-metrowa, w młodszym Pilcach, gdzie profil mady jest jednorodny, neoplejstocenie została zerodowana w dolna partia osadów ma barw ę bardziej strefie o szeroko ści 2,0 – 2,5 km i w czerwon ą (5 YR 6/4), natomiast partia rozci ęcie to wło Ŝone zostały osady górna jest Ŝółtoszara (10 YR 7/4). buduj ące terasy: II o wys. 7,0 – 9,0 m., III Czerwone zabarwienie pochodzi ze skał o wys. 3,5 – 4,5 m. i IV o wys. 1,0 – 1,5 m. czerwonego sp ągowca wyst ępuj ących w (Chmal, Traczyk 1993). Taki układ teras dorzeczu Ścinawki, b ędącej głównym ko ńczy si ę na kolejnym przełomie Nysy dopływem Nysy Kłodzkiej. Mo Ŝna zatem Kłodzkiej, poni Ŝej Kamie ńca wnioskowa ć, Ŝe dorzecze Ścinawki zostało Ząbkowickiego. Przełom ten na charakter wcze śniej zagospodarowane rolniczo strukturalny. Nysa Kłodzka pokonuje wobec pozostałych obszarów Kotliny grzbiet zbudowany z metamorficznych Kłodzkiej, wszak mada jest wyrazem łupków mikowych nazywany ryglem deforestacji i spłukiwania gleby oranej. ząbkowickim. Tu dno doliny zw ęŜ a si ę Najwa Ŝniejszym niemal do szeroko ści koryta rzeki. geomorfologicznie efektem powodzi w Na mapach geologicznych teras ę 1997 r. było odsłoni ęcie urz ądze ń III wydzielano jako plejstoce ńsk ą z okresu znajduj ących si ę pod mad ą. W Pilcach zlodowacenia Wisły (Finckh 1929, były to kołki umacniaj ące brzeg koryta, a Baraniecki 1956, Ga ździk 1957). Powód ź w ryglu z ąbkowickim pale stanowi ące w 1997 r. unaoczniła, Ŝe były to przyczółki mostów. Przy ,,podmadowych kartowania bł ędne. Wody powodziowe na mostach’’ odsłoniły si ę tak Ŝe bruki z rozległych połaciach terasy III, mi ędzy miejscowego łupka, przekładane faszyn ą Pilcami a Kamie ńcem Z ąbkowickim, wiklinow ą. Dr Kr ąpiec oznaczył te zerodowały pokryw ę madow ą i odsłoniły elementy metod ą dendrochronologiczn ą na facj ę grubych Ŝwirów korytowych z okres wpływów rzymskich – ok. III w n.e. bardzo licznymi pniami d ębów. Terasa III Daje to podstaw ę do wnioskowania o jest wi ęc wieku holoce ńskiego i to intensywno ści powodzi w ostatnich ok. neoholoce ńskiego. 1700 latach. W profilu mady w ryglu
- 25 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 ząbkowickim wyst ępuje wyra źna gł ęboko ść 2 m, licz ąc do poziomu średniej laminacja. Poszczególne laminy wody w rzece. Zachodzi pytanie, czy jest znamionuj ące kolejne powodzie maj ą to wyraz zmian klimatycznych, czy te Ŝ grubo ść ok. 3 cm. Naliczono takich lamin efekt regulacji cieków w obr ębie dorzecza 42, co oznaczałoby, Ŝe powód ź i zmian w u Ŝytkowaniu terenu Kotliny powoduj ąca zalanie terasy III zdarzała si ę Kłodzkiej. średnio co 40 lat. Oczywi ście Podobne wnioski odno śnie cz ęstotliwo ść tych powodzi była w naszej tendencji sedymentacyjnych i erozyjnych erze zmienna. Na przykład współcze śnie dla pobliskich dolin rzek dopływaj ących koryto Nysy Kłodzkiej rozcina do Odry przedstawił K. Klimek (2000). podmadow ą seri ę Ŝwirow ą miejscami na
Baraniecki L., 1956, Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów , w skali 1:25000, ark. Kamieniec Z ąbkowicki. Finckh O., 1929, Geologische Karte von Preussen , Bl. Frankenstein u.Camenz . Ga ździk J., 1957, Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów , ark.Przył ęk. Klimek K., 2000, The Sudetic tributaries of upper Odra transformation during the Holocene period , Geomorphologica Carpatho – Balcanica, vol. XXXIV, s.27 – 45.
HISTORIA ZANIECZYSZCZENIA RZEKI METALAMI CI Ęś KIMI : REKONSTRUKCJA NA PODSTAWIE ZAPISU W OSADACH POZAKORYTOWYCH MAŁEJ PANWII .
Dariusz Ciszewski 1, Ireneusz Malik 2 1Instytut Ochrony Przyrody PAN, Kraków 2Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Sosnowiec
Badania koncentracji metali w Próbki osadów były pobierane w osadach pozakorytowych stanowi ą 10 profilach o mi ąŜ szo ści 0,4 – 2,1 m. W współcześnie jedyn ą mo Ŝliwo ść poznania ka Ŝdym z nich pobrano od 10 do 24 próbek wzgl ędnych ró Ŝnic wielko ści ładunku w interwale 3-30 cm wzrastaj ącym wraz z metali ci ęŜkich zrzucanych do rzek w gł ęboko ści ą. W próbkach analizowano ci ągu ostatnich kilkudziesi ęciu lat. zawarto ść As, Ba, Cd, Cr, Cu, Fe, Mn, Ni, Zasadnicz ą trudno ści ą takich bada ń jest Tl, Pb, i Zn metod ą AAS i ICP MS. Profile datowanie tych osadów – zwłaszcza rzeki zostały zlokalizowane w 3 zakolach rzeki, migruj ącej lateralnie. które przesun ęły si ę pomi ędzy 1912 i 1983 Rekonstrukcj ę historii zanieczysz- rokiem. Wielko ść tego przesuni ęcia czenia osadów aluwialnych wynosiła około 20-50 m, a jego skutkiem przeprowadzono w nieuregulowanym był etapowy przyrost osadów po odcinku Małej Panwi. Wiek teras w wewn ętrznej stronie zakola rzeki. W których pobierano próbki osadów został wyniku tego przesuni ęcia na równinie oceniony przy pomocy pni porastaj ących zalewowej powstały ró Ŝnej wysoko ści je drzew oraz przez nało Ŝenie na siebie kraw ędzie b ędące śladami przebiegu edycji map z 1912 i 1983 roku. wypełnionych osadami koryt, a tak Ŝe łach Obserwowane w profilach pionowych odsypów meandrowych powstaj ących w ró Ŝnice koncentracji metali ci ęŜ kich były czasie powodzi. W pobliŜu ka Ŝdego z korelowane z ró Ŝnicami wielko ści profili okre ślono wiek najstarszego z produkcji zwi ązków zawieraj ących drzew, który wskazywał na starszy niŜ one charakterystyczne pierwiastki. czas powstania tych powierzchni.
- 26 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Osady silnie zanieczyszczone powierzchniowych warstwach metalami ci ęŜ kimi wyst ępuj ą w profilach najmłodszych osadów. Pik ten nie jest (lub w górnej ich cz ęś ci) zlokalizowanych widoczny w osadach przyrastaj ących w wypełnieniach koryt z pocz ątku XX wolno w ostatnich latach tzn. wieku. W profilach, które, jak wskazuje akumulowanych w odległo ści kierunek przemieszczania koryta rzeki, kilkudziesi ęciu metrów od koryta od znajdowały si ę co najmniej w II poł. XX pocz ątku XX wieku. Równie Ŝ do wieku w odległo ści kilkudziesi ęciu metrów otrzymanej chronologii zanieczyszczenia od koryta, warstwa silnie dobrze pasuje wyst ępowanie piku Zn zanieczyszczonych osadów jest najcie ńsza przypadaj ące na lata 60. i nie przekracza 20 cm. W profilach Bior ąc pod uwag ę, Ŝe gwałtowny zlokalizowanych na powierzchniach wzrost koncentracji Ba i Cu w badanych powstałych około połowy XX wieku profilach przypada na pocz ątek lat 60., a warstwa ta liczy ok. 0,5 m natomiast w warto ści maksymalne na lata 70., osadach akumulowanych w II poł. XX w charakterystyczne poziomy pozwalaj ą ma ona ok. 1,5 – 2 m mi ąŜ szo ści. Wzrost tak Ŝe wyznaczy ć okres zanieczyszczenia koncentracji Cd, Zn, Pb, Ba, Tl i Cu jest osadów innymi pierwiastkami. Otrzymane bardzo gwałtowny, a maksymalne daty wskazuj ą, Ŝe maksymalne koncentracje tych pierwiastków zanieczyszczenie zwi ązkami kadmu i talu przekraczaj ą warto ści tła geochemicznego pochodz ącymi prawdopodobnie głównie z odpowiednio 1000, 200, 150, 140, 40 i 40 Huty Cynku w Miasteczku Śląskim razy. Wyra źny wzrost koncentracji Ba i Cu przypadły na lata 80. w osadach jest dobrze skorelowany ze Rzeka Mała Panew na przestrzeni wzrostem produkcji litoponu, chlorków, XX w. była zanieczyszczona ściekami węglanów i azotanu baru oraz siarczanu pochodz ącymi z wielu zakładów miedzi w Zakładach Chemicznych w przemysłowych. Jakkolwiek produkcja Tarnowskich Górach. Gwałtowny, przemysłowa miała miejsce w kilku kilkukrotny wzrost produkcji nast ąpił ok. zakładach jeszcze w XIX w., jednak 1959 roku w wyniku rozbudowy tych gwałtowny wzrost zanieczyszczenia zakładów oraz w 1967 roku w wyniku ich metalami ci ęŜ kimi zwi ązany z ich budow ą modernizacji. Maksimum produkcji w i rozbudow ą miał miejsce w latach 60. latach 70 w poł ączeniu z brakiem sprawnie Szczytowym okresem był przełom lat funkcjonuj ącej oczyszczalni ścieków 70/80, po którym wskutek budowy spowodowało prawdopodobnie zrzuty oczyszczalni ścieków lub ograniczenia ścieków w ilo ści proporcjonalnej do produkcji nast ąpił powolny spadek wielko ści produkcji. W latach 80. ilo ść zanieczyszczenia, bardzo szybki w zrzucanych ścieków była ograniczana a Ŝ ostatnich 10 latach wskutek zarówno do zamkni ęcia zakładów w 1995 roku. likwidacji wielu zakładów, jak i Spadek koncentracji Ba i Cu, zwi ązany z konsekwentnego wprowadzania kontroli ograniczeniem ilo ści ścieków, a pó źniej gospodarki wodno-ściekowej w zakładach. produkcji, jest widoczny w
- 27 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
METALE CI Ęś KIE W ALUWIACH ODRY JAKO INDYKATORY ZMIAN ZANIECZYSZCZENIA RZEKI
Dariusz Ciszewski Instytut Ochrony Przyrody PAN, Kraków
Osady zanieczyszczone metalami z wyj ątkiem profilu w Nowej Soli. ci ęŜ kimi s ą w czasie powodzi Równie Ŝ co roku w ci ągu ostatnich 20 lat akumulowane na równinach zalewowych. były zalewane równiny w Chałupkach i Koncentracje metali w tych osadach przez Krapkowicach, natomiast we Wrocławiu w długi okres mog ą odzwierciedla ć ci ągu ostatnich 20 lat nie były one zalane zanieczyszczenie wód rzeki w okresie, w prze 3 lata, w Nowej Soli przez 6 lat i w którym zostały akumulowane. Na Słubicach przez 4 lata. Z tego powodu koncentracje metali w nich ma wpływ nie akumulacja osadów w profilach tylko zanieczyszczenie rzeki ale tak Ŝe zlokalizowanych w tych równinach mogła udział i stopie ń zanieczyszczenia osadów zachodzi ć rzadziej ni Ŝ w wypełnieniach erodowanych z całego wyŜej poło Ŝonego miedzyostogowych. obszaru zlewni. Ró Ŝnice koncentracji W niemal wszystkich badanych metali obserwowane w pionowych profilach, w osadach powierzchniowych 0- profilach osadów deponowanych w czasie 5 cm, koncentracje Zn, Cu i Pb s ą ni Ŝsze kolejnych powodzi, mog ą by ć wi ęc ni Ŝ w osadach znajduj ących si ę gł ębiej. W zwi ązane ze zmianami zanieczyszczenia na osadach pozakorytowych w Słubicach obszarze zlewni. obserwuje si ę bardzo wyra źne maksimum Badania koncentracji metali koncentracji tych pierwiastków na ci ęŜ kich zostały wykonane w profilach gł ęboko ści 10 cm zwi ązane z maksimum pionowych osadów pozakorytowych oraz zanieczyszczenia Odry przez zakłady osadów korytowych akumulowanych w górniczo-hutnicze przetwarzaj ące rudy Cu wypełnieniach basenów na terenie Legnickiego Okr ęgu mi ędzyostrogowych Odry w pobli Ŝu Miedziowego. W Nowej Soli maksimum posterunków wodowskazowych w Cu i Pb zwi ązane z maksimum Chałupkach, Krapkowicach, Wrocławiu, zanieczyszczenia rzeki na przełomie lat Nowej Soli i Słubicach. Ich celem było 70/80. widoczne jest na gł ębokości ok. 25 stwierdzenie prawidłowo ści zmian cm i wskazuje na du Ŝo wy Ŝsze tempo koncentracji metali w tych profilach oraz sedymentacji ni Ŝ w Słubicach. Natomiast ich interpretacja w świetle zmian spadek koncentracji Zn w Nowej Soli jest zanieczyszczenia rzeki i sedymentologii. wolniejszy. We Wrocławiu najlepiej W profilach mi ąŜ szo ści 35-75 cm, próbki widoczny jest wzrost koncentracji Zn i Pb pobierano w warstwach 1-10 cm i odpowiednio do gł ęboko ści 20 i 30 cm. analizowano w nich zawarto ść Zn, Pb i Cu. Równie Ŝ wyra źny jest wzrost koncentracji W badaniach wykorzystano tak Ŝe Zn od powierzchni do gł ęboko ści 40-60 charakterystyczne stany wody notowane w cm. W Chałupkach koncentracje metali, z okresie ostatnich 20 lat w posterunkach wyj ątkiem Zn, s ą stosunkowo niskie i nie wodowskazowych, zmiany wielko ści wykazuj ą zmian z gł ęboko ści ą. ładunku pierwiastków transportowanych Spadki koncentracji metali w Odr ą oraz ich koncentracje w osadach powierzchniowej kilku- kilkunasto dennych Odry uzyskane w latach 1990- centymetrowej warstwie osadów 2000 w ramach monitoringu wód i osadów aluwialnych s ą wyra źnie skorelowane z wodnych Polski przez Pa ństwow ą wielokrotnym zmniejszeniem si ę ich Inspekcj ę Ochrony Środowiska. ładunku transportowanego z biegiem rzeki Przebieg maksymalnych rocznych oraz spadkiem ich koncentracji stanów wody w badanych posterunkach obserwowanym w osadach dennych w wskazuje, Ŝe osady pobierane z wypełnie ń ci ągu ostatnich 12 lat. Zgodno ść ta mi ędzyostrogowych były zalewane co roku najwyra źniej zaznacza si ę na Odrze
- 28 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 poni Ŝej Legnickiego Okr ęgu koncentracji wszystkich pierwiastków od Miedziowego, w którym od pocz ątku lat powierzchni do poziomu wody w osadach 80. obserwuje si ę spadek zanieczyszczenia. wszystkich wypełnie ń mi ędzyostrogowych Spadek koncentracji Zn w wskazuje, Ŝe na spadek zanieczyszczenia powierzchniowych osadach Odry w osadów w ostatnich latach nakłada si ę Krapkowicach poni Ŝej uj ścia Kłodnicy i efekt wymywania pierwiastków z warstw innnych rzek prowadz ących powierzchniowych tych osadów i ich zanieczyszczenia z Górnego Śląska migracja wgł ąb profilu w wyniku cz ęstych odzwierciedla z jednej strony zwi ększenie waha ń zwierciadła wody. efektywno ści oczyszczania ścieków oraz Generalnie, osady aluwialne mog ą zmniejszenie zu Ŝycia wody, a z drugiej by ć dobrym indykatorem zmian strony upadek lub znacz ące zmniejszenie średniookresowych (rz ędu dziesi ątków lat) produkcji przemysłowej w najbardziej zanieczyszczenia rzek metalami ci ęŜ kimi. szkodliwych dla środowiska du Ŝych Profile pionowe powinny by ć zakładach. zlokalizowane w poło Ŝonej w pobli Ŝu Brak wyra źnych zmian koryta cz ęś ci równiny zalewanej przez koncentracji metali ci ęŜ kich w profilu w krótki czas, najlepiej jednokrotnie w ci ągu Chałupkach, zlokalizowanym w roku. Idealne jest stałe tempo nieuregulowanym odcinku rzeki jest sedymentacji, ok. 0,5–1 cm rocznie. spowodowany szybk ą sedymentacj ą Warunki takie wyst ępowa ć mog ą w wielu (jedynie 3-4 warstwy znacznej uregulowanych odcinkach rzek nizinnych mi ąŜ szo ści), a wi ęc jedynie w ci ągu lub o małym spadku, jak np. Odra. ostatnich kilku lat. Du Ŝy wzrost
ZMIANY W RZE ŹBIE TERENU WYWOŁANE OPADAMI DESZCZU W LIPCU 2001 R. W STREFIE BUDOWY ZBIORNIKA WODNEGO “W IÓRY ” NA RZECE ŚWI ŚLINIE (G ÓRY ŚWI ĘTOKRZYSKIE )
Tadeusz Ciupa Instytut Geografii, Akademia Świ ętokrzyska im. Jana Kochanowskiego w Kielcach
W lipcu 2001 w Górach powierzchniowego. Obszar ten jest Świ ętokrzyskich, podobnie jak w całej intensywnie u Ŝytkowany rolniczo. Grunty południowo-wschodniej cz ęś ci Polski, orne zajmuj ą a Ŝ 73% ogólnej powierzchni, wyst ąpiły intensywne opady deszczu. a lasy i zadrzewienia śródpolne jedynie Jednym z obszarów obj ętych tymi opadami 21% (Biernat, Ciupa 2001, Ciupa 2002). była zlewnia rzeki Świ śliny (A=414 km 2) W dniu 24.07.2001r., w godzinach poło Ŝona w północnej cz ęś ci Gór wieczornych, spadło tu ok. 100 mm Świ ętokrzyskich. Wysoko ści bezwzgl ędne deszczu przy bardzo du Ŝej wilgotno ści kształtuj ą si ę tu w granicach 611 – 182 m gruntu. Nale Ŝy podkre śli ć, Ŝe średnia n.p.m., wysoko ści wzgl ędne w obr ębie miesi ęczna suma opadów na stacji Kielce– stoków si ęgaj ą 70 - 100 m, a ich Suków w latach 1975 –2001 osi ągn ęła nachylenia dochodz ą do 22%. Zlewnia ta warto ść 87,5 mm, natomiast w lipcu 2001r. prawie w całości pokryta jest utworami aŜ 294,2 mm, tj. prawie o 100 mm wi ęcej czwartorz ędowymi ze znaczn ą przewag ą ni Ŝ w lipcu 1997 r. lessów. Wykształciła si ę tu W wyniku tak intensywnych opadów charakterystyczna rze źba lessowa z nast ąpiło katastrofalne wezbranie rzeki gł ębokimi suchymi dolinkami, w ąwozami, Świ śliny, podczas którego powstała fala wąwozami drogowymi oraz g ęst ą sieci ą wezbraniowa o wysoko ści prawie 8 m. dróg, stanowi ących system szybkiego Oszacowany przez “Hydroprojekt” w odprowadzania wód spływu Warszawie przepływ, osi ągn ął ponad 200
- 29 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 m3/s, i jest on zdecydowanie wi ększy od akumulowany u wylotu form erozji linijnej najwy Ŝszych dot ąd obserwowanych bądź te Ŝ przedostawał si ę do dróg, (WWQ - 143 m 3/s). Była to jedna z wielu wąwozów i dolin. powodzi jakie miały miejsce w ostatnich W warunkach zaistniałego latach na lessowych obszarach Gór ekstremalnego zjawiska uaktywnił si ę Świ ętokrzyskich i Niecki Nidzia ńskiej system tranzytowy wszystkich dróg linijnej (Ciupa 1996, 2001, Czy Ŝowska 1996, dostawy materiału klastycznego do doliny Nied źwied ź 1997, Cebulak Nied źwied ź i koryta Świ śliny. System ten stanowił 1998, Niedbała, Soja 1998, Starkel 1998, drog ę szybkiego odprowadzania wód Ostrowski 2000, Cabaj, Ciupa 2001). odpływu powierzchniowego z obszarów o Na rzece tej trwa budowa zbiornika wyra źnych i słabych przejawach wodnego ”Wióry” o pojemno ści 16 mln m 3 niszczenia. przy średnim poziomie pi ętrzenia. Powód ź Zaobserwowano, Ŝe lokalnie ta spowodowała katastrof ę budowlan ą uaktywniły si ę równie Ŝ procesy sufozyjne, grodzy II-etapu budowy zbiornika bowiem w ścianach niektórych podci ęć i wodnego ”Wióry”, pod osłon ą której wąwozów drogowych były widoczne wykonywane były prace w wykopie pod wyloty kanałów sufozyjnych ze świe Ŝymi galeri ę kontrolno-zastrzykow ą. śladami odpływu. (Mielniczuk 2001). W obr ębie stromych skarp i podci ęć Oprócz wielkich strat drogowych zaobserwowano liczne zerwy gospodarczych, powstałych w wyniku tych ziemne, a tak Ŝe ślady obrywania i opadów i powodzi, miały miejsce równie Ŝ odpadania. du Ŝe zmiany w rze źbie terenu zwłaszcza w Zdenudowany materiał deponowany bezpo średnim otoczeniu budowanego był w postaci pokryw akumulacyjnych na zbiornika “Wióry”. stokach i zboczach dolin. U wylotu Podczas omawianego zdarzenia wąwozów, dróg i suchych dolin powstały stwierdzono, Ŝe najpowszechniejszym sto Ŝki napływowe zbudowane z osadów procesem modeluj ącym stoki było deluwialno-koluwialnych. spłukiwanie powierzchniowe. Proces ten Podczas tej powodzi koryto rzeki wyst ąpił na przewa Ŝaj ącym obszarze, a w Świ śliny zostało do ść słabo przekształcone środkowych, cz ęsto wypukłych cz ęś ciach erozyjnie. Dominowały tu procesy stoków, był najbardziej wydajny. Efektem akumulacyjne, co wynikało zapewne z spłukiwania powierzchniowego, które podpi ętrzenia wód powodziowych grodz ą miejscami miało charakter zmywu, była budowanej zapory, a tak Ŝe przeci ąŜ eniem intensywna erozja gleb. Dominuj ąca cz ęść transportowanym materiałem. W dnie materiału spłukiwanego była doliny Świ śliny powstała facja osadów akumulowana na lokalnych spłaszczeniach powodziowych o mi ąŜ szo ści od 1 do 60 w obr ębie stoków oraz u ich podnó Ŝy w cm. Osady o najwi ększych mi ąŜ szo ściach postaci pokryw deluwialno – stwierdzono w strefie korytowej rzeki koluwialnych. Świśliny i w bezpo średnim jej s ąsiedztwie Spływ linijny na stokach z (Biernat, Ciupa 2001). pokrywami lessowymi doprowadził do Po wyst ąpieniu tego ekstremalnego powstania nowych Ŝłobin, bruzd i rozci ęć . zdarzenia hydrologicznego zaistniała Te ostatnie miały gł ębokość od 0,3 do wyj ątkowa mo Ŝliwo ść dokonania analizy 0,7m. Intensywno ść tego procesu była porównawczej skutków zaistniałego najwi ększa w obr ębie wypukłych cz ęś ci zjawiska z wynikami wcze śniejszego stoków oraz w ich dolnych partiach, a opracowania, w którym na mapie tak Ŝe na kraw ędziach zboczy dolinnych. morfodynamicznej w skali 1:10000 Energia tych wód była tu skoncentrowana przedstawiono potencjale obszary najbardziej, st ąd te Ŝ i wydajno ść procesów degradacyjne i agradacyjne (Biernat, Ciupa erozyjnych okazała si ę najwi ększa. 1998). Na mapie obszary te przedstawiono Materiał klastyczny (frakcje pylaste) stosuj ąc metodyk ę i klasyfikacj ę zawart ą w wyerodowany i transportowany w procesie pracy C. Radłowskiej, E. Mycielskiej- spłukiwania skoncentrowanego był Dowgiałło i M. Bogackiego (1974). W przemieszczany na du Ŝe odległo ści i obr ębie obszarów degradacyjnych
- 30 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wyró Ŝniono tereny o wyra źnych bezpo średnim s ąsiedztwie granicy przejawach niszczenia: tereny o przewadze przyszłego zbiornika “Wióry”. Natomiast spłukiwania powierzchniowego, tereny o wyra źne przejawy erozji wyst ąpiły na przewadze spłukiwania skoncentrowanego, obszarach, gdzie doszło do spływu tereny o przewadze deflacji, tereny o linijnego, procesów grawitacyjnych oraz przewadze procesów grawitacyjnych lokalnie sufozji. Obszary te najcz ęś ciej (obrywanie i odpadanie), tereny z udziałem poło Ŝone s ą w bliskiej odległo ści lub w spełzywania, tereny z udziałem sufozji, sąsiedztwie z lini ą brzegow ą przyszłego drogi linijnej dostawy zwietrzelin do dna i zbiornika wodnego. W dnie doliny koryta rzeki Świ śliny i Pokrzywianki. W Świ śliny, w strefie budowy zbiornika, obr ębie obszarów agradacyjnych powstała facja osadów powodziowych o wydzielono: tereny o akumulacji zró Ŝnicowanej mi ąŜ szo ści. Niewielkie koluwialno - deluwialnej, tereny przejawy degradacji i agradacji akumulacji powodziowej, tereny stwierdzono na płaskich terenach akumulacji sto Ŝkowej. Przedstawiono wierzchowinowych w strefach równie Ŝ obszary o znikomych przejawach wododziałowych oraz na u Ŝytkach współczesnych procesów zielonych i terenach poro śni ętych trwał ą morfodynamicznych, to jest o słabych ro ślinno ści ą. Zaobserwowane skutki przejawach degradacji i agradacji. zaistniałych procesów, wywołane tylko Reasumuj ąc mo Ŝna powiedzie ć, Ŝe jednym epizodem opadowym wskazuj ą, Ŝe intensywno ść wy Ŝej omawianych Ŝywotno ść budowanego zbiornika procesów degradacyjnych i agradacyjnych wodnego w lessowej zlewni rzeki Świ śliny była zró Ŝnicowana. Tereny o przewadze będzie skrócona. spłukiwania na ogół nie le Ŝą w
Biernat T., Ciupa T., 2001, Geomorfologiczne skutki opadów deszczu w dniach 23-25 lipca 2001 r. w bezpo średnim otoczeniu budowanego zbiornika wodnego ”Wióry” na rzece Świ ślini, [w:] W: Ciupa T., Kupczyk E. (red.), Wpływ u Ŝytkowania terenu i antropogenicznych przekształce ń środowiska przyrodniczego na elementy obiegu wody w zlewni rzecznej. Kielce – Wólka Milanowska, 25-27 wrze śnia 2001r., IG A Ś w Kielcach, s. 125-127. Cabaj W., Ciupa T. 2001, Naturalne i antropogeniczne uwarunkowania przyczyn i skutków powodzi na rolniczych terenach w Niecce Nidzianskiej, [w:] German K., Balon J. (red.), Przemiany środowiska przyrodniczego Polski a jego funkcjonowanie. Problemy Ekologii Krajobrazu, t. 10, IGiGP UJ, PAEK, Kraków, s. 338-343. Cebulak E., Nied źwied ź T. 1998, Ekstremalne zjawiska opadowe w dorzeczu górnej Wisły w latach 1995-1996 , [w:] Starkel L. (red.), Geomorfologiczny i sedymentologiczny zapis lokalnych ulew. Dok. Geogr. 11, s. 11-30. Ciupa T., 1996, Wpływ nawalnego opadu deszczu w dniu 15 wrze śnia 1995 roku na przekształcenie rze źby lessowej w górnej cz ęś ci zlewni Nidzicy (Wy Ŝyna Miechowska) , Zagadnienia geologii Niecki Nidzianskiej. Pr. Inst. Geogr. WSP Kielce, nr 1, s.185- 195. Ciupa T., 2001 , Zmiany w rze źbie lessowej Wy Ŝyny Miechowskiej wywołane nawalnymi opadami deszczu w latach 1995 i 2000 , Zesz. Nauk. AR w Szczecinie, 217, s.27-32. Ciupa T., 2002, Przyrodnicze i antropogeniczne uwarunkowania oraz skutki powodzi w zlewni rzeki Świ śliny w lipcu 2001r. (Góry Świ ętokrzyskie) , [w:] Szwarczewski P., Smolska E. (red.), Zapis działalno ści człowieka w środowisku przyrodniczym. Wyd. WGiSR UW i WSA, Warszawa, s.29-34. Czy Ŝowska E., 1996, Skutki geomorfologiczne i sedymentologiczne gwaltownej ulewy w dolinie Kalinki 15 wrze śnia 1995 r. (Wy Ŝyna Miechowska) , Prz. Geol., 44, 8, s. 813- 816. Mielniczuk W., 2001, Powód ź w dniach 24-25 lipca 2001 r. w zlewni budowanego zbiornika “Wióry” na rzece Świ ślinie , [w:] Ciupa T., Kupczyk E. (red.), Wpływ u Ŝytkowania terenu i antropogenicznych przekształce ń środowiska przyrodniczego na elementy
- 31 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
obiegu wody w zlewni rzecznej. Kielce – Wólka Milanowska, 25-27 wrze śnia 2001r., IG A Ś w Kielcach, s. 121-124. Niedbała J. Soja R. 1998. Odpływ z opadu nawalnego w dniu 18 maja 1996 r. w Sułoszowej, [w:] Starkel L. (red.), Geomorfologiczny i sedymentologiczny zapis lokalnych ulew. Dok. Geogr. 11, s. 31-38. Nied źwied ź T., 1997, Katastrofalny deszcz nawalny w górnej cz ęś ci dorzecza Nidzicy , [w:] Starkel L. (red.), Rola gwałtownych ulew w ewolucji rze źby Wy Ŝyny Miechowskiej. Dok. Geogr. 8, s. 38-43. Ostrowski J., 2000, Powodzie lokalne w malych zlewniach - istotny problem ochrony przeciwpowodziowej. Program zabezpiecze ń przeciwpowodziowych , Hydrotechnika III 2000, Ustro ń 19-21 wrze śnia 2000 r., s. 123-135. Starkel L., 1998 , Geomorfologiczny i sedymentologiczny zapis ulew i lokalnych wezbra ń, [w:] Starkel L. (red.) Geomorfologiczny i sedymentologiczny zapis lokalnych ulew. Dok. Geogr. 11, s. 7-11.
GEOMORFOLOGICZNE I HYDROGRAFICZNE KONSEKWENCJE WSPÓŁCZESNEJ AKTYWNO ŚCI PALEOZOICZNEGO PODŁO śA W DOLINIE CZARNEJ WODY (ŚPN)
Tadeusz Ciupa, Robert Sołtysik Instytut Geografii, Akademia Świ ętokrzyska im. Jana Kochanowskiego, Kielce
W regionie świ ętokrzyskim jest w północnym skrzydle antykliny wielokrotnie sygnalizowane były łysogórskiej, w którym rozwini ęte jest morfologiczne nast ępstwa neotektonicznej morfologiczne obni Ŝenie odwadniane i współczesnej aktywno ści starszego wodami rzeki Czarnej Wody. Rzeka podło Ŝa. Szczególne miejsce w pracach znajduje si ę i rozwija subsekwentn ą, przedstawicieli o środka kieleckiego podłu Ŝną dolin ę o kierunku W–E, po świ ęcano zmianom w hydrografii ograniczon ą morfologicznie przez Pasmo regionu (Kowalski 1995a, 1996, 2001; Łysogórskie (od S) oraz wschodni Ja śkowski 1996, 1999, 2000; Sołtysik fragment Pasma Klonowskiego (od N). 1996, 1998, 2000, 2001). Dokumentowane Jest to monoklinalna dolina, której były tak Ŝe morfologiczne konsekwencje analizowany sektor jest znacznie procesów reologicznych zachodz ących w przew ęŜ ony w stosunku do s ąsiednich. W paleozoicznym górotworze świ ęto- tym przypadku Pasmo Klonowskie jest krzyskim (Kowalski 1995b, 2000). tektonicznie rozbite poprzecznymi Zupełnie nowo podj ętym przez dyslokacjami o kierunku N – S. Jego autorów problemem jest wpływ wschodni element jest przesuni ęty w współczesnych pseudotektonicznych obrazie intersekcyjnym około 2 km na S, procesów reologicznych na genez ę, w stron ę Łysogór. Rzeka Czarna Woda w przebieg i skutki zmian morfologicznych i tym “zakleszczeniu” rozwija dolin ę hydrograficznych w dolinie rzeki Czarna napotykaj ąc na utrudnienia wynikaj ące z Woda (dopływ Pokrzywianki) w Górach deformacji pi ętrzeniowych osadów, po Świ ętokrzyskich, na terenie których płynie – sylurskich. Pasmo Świ ętokrzyskiego Parku Narodowego). W Klonowskie rozwini ęte jest zwi ązku z rozwi ązywanym problemem dolnodewo ńskich a Pasmo Łysogórskie w celowa stała si ę próba ustalenia wpływu środkowo- i górnokambryjskich wspomnianych procesów na zmiany w piaskowcach kwarcytowych, w jednym i rze źbie oraz hydrografi ę doliny Czarnej drugim przypadku sztywnych i bardzo Wody. odpornych na czynniki niszcz ące. Rzeka Obszar poddany badaniom – pod natomiast przepływa po plastycznym, mało wzgl ędem strukturalnym – zlokalizowany odpornym sylurskim podło Ŝu
- 32 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 reprezentowanym przez złupkowane udokumentowano skutki zmian iłowce i mułowce oraz szarogłazy. Osady hydrograficznych, wynikaj ących ze te s ą niejako zaci śni ęte, co sprawia, Ŝe w wspomnianych procesów reologicznych. pewnych sektorach doliny s ą intensywnie Wody spływaj ące ciekami, pi ętrzone. W miejscach najbardziej przebiegaj ącymi poprzecznie wzgl ędem podatnych, w wyniku reologicznych analizowanej rzeki, z Gór Psarskiej i procesów, na wyciskanie powierzchniowe Miejskiej (Pasmo Klonowskie) oraz z tworzone s ą nawet bardzo stromo Pasma Łysogórskiego napotykaj ą na nachylone kopuły, które d ąŜą do przeszkody w postaci kopuł pi ętrzonych poprzecznego zamykania doliny, reologicznie, plastycznych osadów utrudniaj ąc przepływ wód Czarnej Wody. sylurskich. Podrz ędne cieki s ą W miejscach tych rzeka tworzy przełomy podpi ętrzane i równie Ŝ w odcinkach o wyra źnych cechach antecedencji – i co pi ętrze ń tworz ą erozyjne przełomy. wa Ŝne – w skałach mało odpornych na Powy Ŝej przełomów rozwijane s ą czynniki niszcz ące (!). Powy Ŝej akumulacyjne strefy mokradłowe. Niektóre przełomów rozwijane s ą akumulacyjne z tych cieków nie osi ągaj ą rzeki Czarna strefy mokradłowe, analogiczne, lecz inne Woda. Ich erozyjna działalno ść w strefach pod wzgl ędem strukturalnym, do spi ętrze ń jest zbyt mała, aby pokona ć dokumentowanych w paleozoicznym pi ętrzenie kopuł. W tej sytuacji powy Ŝej trzonie Gór Świ ętokrzyskich i jego nich rozwijane s ą deltowe, bezodpływowe mezozoicznym obrze Ŝeniu przez Sołtysika strefy mokradłowe. (1996, 1998, 2000, 2001) oraz w osadach W środkowych oraz górnych czwartorz ędowych Równiny Radomskiej cz ęściach dolin dopływów rzeki Czarna przez Ja śkowskiego (1998, 2000). Woda oraz w strefach wierzchowinowych Warty jeszcze raz podkre ślenia jest doliny (Czarnej Wody) stwierdzono fakt tworzenia przełomów w ró Ŝnoskalowe skutki procesów erozyjnych, małoodpornych skałach, co w aspekcie które zapisane s ą w rze źbie silnymi przytoczonych uwarunkowa ń sprawia, Ŝe rozci ęciami podło Ŝa. wyst ępowanie strukturalnych przełomów W konsekwencji przytoczonych tego typu, mo Ŝe by ć wyja śniane jedynie argumentów nale Ŝy stwierdzi ć, Ŝe wpływ współczesn ą aktywno ści ą tektoniczn ą czynnika endogenicznego jest analizowanego obszaru. bezpo średni ą przyczyn ą zmian w Oprócz dna doliny rzeki Czarnej hydrografii analizowanego obszaru, a jego Wody, tak Ŝe w dolinach jej dopływów przejawy w rze źbie s ą znaczne w ró Ŝnych rozwijanych w jej zboczach cz ęś ciach analizowanej dolin.
Ja śkowski B., 1996, Geneza i wiek wydm Gór Świ ętokrzyskich w świetle datowa ń 14 C i TL . Zesz. Nauk. P. Śl. Ser. Mat.-Fiz. z. 80 Geochronom., 14 s. 31-46. Ja śkowski B., 1998, Geneza i wiek przełomu Brze źniczki przez pole wydmowe Puszczy Kozienickiej w rejonie Garbatki . [w:] Główne kierunki bada ń geomorfologicznych w Polsce – stan aktualny i perspektywy. Mater. IV. Zjazdu Geomorf. Polskich, Lublin, Wydaw. UMCS, t. 1, s. 315-318. Ja śkowski B., 1999, Zwi ązek pó źnovistulia ńskich procesów wydmotwórczych w Regionie Świętokrzyskim z neotektoniczn ą aktywno ści ą podło Ŝa, Prz. Geol. v. 47 nr 11, s. 1032- 1038. Ja śkowski B., 2000, The role of aeolian processes in the formation of the drainage pattern on the area of Kozienice Forest , R. Dulias, J. Pełka-Go ściniak (ed.) Aeolian processes in different landscape zones. Procesy eoliczne w róŜnych strefach krajobrazowych. Dissertations of Faculty of Earth Sciences, University of Silesia, The Assoc. of Polish Geomorph., p. 89-105. Kowalski B.J., 1995a, Przejawy młodej aktywno ści tektonicznej w Dolinie Kielecko- Łagowskiej w Górach Świ ętokrzyskich i jej wpływ na układ sieci wodnej , Prz. Geol. v. 43 nr 4, s. 307-316. Kowalski B.J., 1995b , Zjawisko wyciskania powierzchniowego w paleozoicznym górotworze świ ętokrzyskim , Roczn. Świ ętokrz., ser. B, 22, s. 67-92.
- 33 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Kowalski B.J. 1996, Powierzchniowe procesy egzogeniczne a tektoniczna aktywno ść uskoku środkowej Lubrzanki w Górach Świ ętokrzyskich, Prz. Geol. v. 44 nr 1, s. 49-54. Kowalski B.J., 2000, Rze źba [w:] Świ ętokrzyski Park Narodowy. Przyroda, gospodarka, kultura. Wyd. ŚPN, Bodzentyn – Kraków, s. 107-128. Kowalski B.J., 2001, Geneza układu sieci rzecznej w Górach Świ ętokrzyskich, [w:] Mater. konfer. nauk. nt. Wpływ u Ŝytkowania terenu i antropogenicznych przekształce ń środowiska przyrodniczego na elementy obiegu wody w zlewni rzecznej. Wyd. Inst. Geogr. A Ś, Kielce, s. 154-158. Sołtysik R., 1996, Torfowiska oraz obni Ŝenia z wypełnieniem biogeniczno-mineralnym okolic Pi ńczowa w Niecce Nidzia ńskiej , Pr. Inst. Geogr. WSP w Kielcach nr 1, s. 163- 171. Sołtysik R., 1998, Udział czynnika endogenicznego w procesie zatorfiania stref przedprzełomowych rzek świ ętokrzyskich . [w:] Główne kierunki bada ń geomorfologicznych w Polsce – stan aktualny i perspektywy. Mater. IV. Zjazdu Geomorf. Polskich, Lublin, Wydaw. UMCS, t. 1,s. 85-88. Sołtysik R., 2000, Wpływ czynnika tektonicznego na formowanie zabagnień w strefach przedprzełomowych dolin rzecznych Gór Świ ętokrzyskich i ich obrze Ŝenia , Prace Inst. Geogr. WSP w Kielcach, 4, s. 209-222. Sołtysik R., 2001, Morfologiczne uwarunkowanie mokradeł stref przedprzełomowych rzek świ ętokrzyskich w zwi ązku ze współczesn ą aktywno ści ą tektoniczn ą starszego podło Ŝa. Wyd. IMUZ w Falentach, Woda – Środowisko – Obszary Wiejskie, t. 1, z. 3, s. 167- 177.
ROZPRZESTRZENIANIE SIĘ PÓL WYDMOWYCH JAKO SKUTEK PUSTYNNIENIA (NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH OBSZARÓW PÓŁNOCNEJ SAHARY )
Maciej Dłu Ŝewski Pracownia Sedymentologiczna, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski
Badania prowadzone na obszarze Region obni Ŝenia Khargi. północnej Sahary od 1994 roku miały na Obni Ŝenie Khargi znajduj ące si ę w celu okre ślenie sposobu oraz tempa południowej cz ęś ci Pustyni Zachodniej w rozprzestrzeniania si ę pól wydmowych. Egipcie, około 150 km na zachód od Dotychczasowe, liczne badania doliny Nilu stanowi jedno z najbardziej prowadzone na tym obszarze zwi ązane z suchych miejsc na Ziemi, co powoduje, Ŝe rozprzestrzenianiem si ę pól wydmowych przy braku roślinno ści głównym nawi ązywały do rozwoju strefowego pól czynnikiem modeluj ącym rze źbę tego wydmowych ł ączonego ze zmianami obszaru jest wiatr. klimatycznymi. Rozprzestrzenianie Wykonane pomiary pozwoliły na astrefowe wydm, zwi ązane z lokalnym stwierdzenie, Ŝe wyst ępuj ące na terenie źródłem materiału było, jak dotychczas obni Ŝenia w postaci trzech pasm uwa Ŝane za sposób drugorz ędny. wydmowych barchany osi ągaj ące do 30 Wyniki przeprowadzonych bada ń metrów wysoko ści przemieszczaj ą si ę w miały posłu Ŝyć do odpowiedzi na pytanie kierunku południowym od 20 do 100 czy dla współczesnego rozprzestrzeniania metrów rocznie wykazuj ąc silny zwi ązek si ę pól wydmowych północnej Sahary tempa przemieszczania si ę wydm z ich wzrasta znaczenie astrefowego sposobu wielko ści ą oraz charakterem i wielko ści ą rozprzestrzeniania si ę wydm? powierzchni mi ędzywydmowch. Badania przeprowadzono na trzech Prowadzone obserwacje pokazuj ą, Ŝe wybranych obszarach: w okresie ostatnich 100 - 200 lat dynamika
- 34 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 procesów wydmotwórczych na tym pól wydmowych, charakteryzuj ącego si ę obszarze znacznie wzrosła, co w zbliŜonym składem mineralnym materiału konsekwencji doprowadziło do znacznego do materiału pobranego z powierzchni zwi ększenia zasi ęgu pól wydmowych. szottu. Badania nad zasobami wód Region Jeziora Iriki. Region podpowierzchniowych wykazały, Ŝe ju Ŝ od Jeziora Iriki poło Ŝony jest na granicy około IV wieku ich poziom zacz ął si ę Maroka i Algierii. W wyniku budowanych systematycznie obni Ŝać. Proces ten zacz ął od 1920 roku zapór na zasilaj ącej je rzece si ę zdecydowanie nasila ć pod koniec Dra, Iriki przekształciło si ę w jezioro XVIII wieku wraz z rozwojem nowych okresowe. Intensywnie rozbudowywany technik wydobycia wody. system kanałów irygacyjnych w dolinie Na podstawie przeprowadzonych rzeki Dra spowodował, Ŝe od 1995 roku pomiarów oraz analiz przepływ wody w naturalnym korycie sedymentologicznych stwierdzono, Ŝe ko ńczy si ę na oazie Mhamid poło Ŝonej na źródłem materiału badanych pól wschodnim kra ńcu obszaru, około 100 km wydmowych nie s ą wył ącznie osady na E od jeziora. Od tego te Ŝ czasu jezioro pochodz ące spoza obni Ŝenia Khargi lecz, pozostaje wyschni ęte przez cały rok Ŝe obni Ŝenie si ę zwierciadła wód stanowi ąc potencjalny obszar dla procesu podziemnych spowodowało udost ępnienie deflacji. Wyniki analiz sedymento- dla procesu deflacji lokalnego materiału logicznych materiału wydmowego wyst ępuj ącego na powierzchni terenu . pozwoliły na stwierdzenie, Ŝe równie Ŝ w Region Szottu El D Ŝerid. Badania tym przypadku źródłem osadów terenowe prowadzone były na 4 polach wydmowych jest w przewadze materiał wydmowych (Bechri, Douz, El Faouar, pochodzenia lokalnego. Nefta) poło Ŝonych w południowej Tunezji O astrefowym charakterze w strefie brze Ŝnej Szottu El D Ŝerid poza rozprzestrzeniania si ę pól wydmowych zasi ęgiem współczesnych, epizodycznych północnej Sahary zwi ązanym z lokalnym zalewów. źródłem materiału wydmowego oraz o Proces rozprzestrzeniania si ę pól krótkotrwało ści procesu (mały stopie ń wydmowych dotycz ący badanego obszaru eolizacji osadu) na badanych obszarach zwi ązany był ze zmianami klimatycznymi świadcz ą w szczególno ści: stymuluj ącymi w konsekwencji proces − du Ŝe warto ści odchylenia wysychania jeziora, które stało si ę standardowego ( σ1) wskazuj ące na obszarem źródłowym dla materiału nieduŜy stopie ń wysortowania eolicznego. Proces ten przebiegał jednak osadu stosunkowo powoli. Prowadzone badania − dodatnie warto ści sko śno ści Sk 1 wskazuj ą na zdecydowane przyspieszenie wskazuj ące na cz ęst ą dostaw ę tego procesu w ci ągu ostatnich 100 lat. Jest materiału źródłowego to niew ątpliwie zwi ązane ze zwi ększeniem − stosunkowo niewielki udział tempa obni Ŝania si ę poziomu wód procentowej zawarto ści kwarcu w gruntowych i całkowitym wysychaniem osadach wydmowych – minerału szottu na kilka miesi ęcy w roku. Fakt ten wska źnikowego o bardzo wysokiej sprzyja zwi ększaniu deflacji materiału z odporno ści na abrazj ę powierzchni szottu oraz powstawaniu i mechaniczn ą rozwojowi nowych pól wydmowych. − du Ŝy udział procentowy Wykonane analizy cech teksturalnych minerałów ci ęŜ kich z grupy mik – materiału wydmowego potwierdzaj ą minerałów o budowie blaszkowej, krótkotrwało ść zaistniałego procesu. bardzo podatnych na działalno ść Dwuletnie pomiary morfometryczne procesów eolicznych poło Ŝenia wydm pozwalaj ą stwierdzi ć, Ŝe − mały udział procentowy granatów powierzchnia szottu jest obszarem – minerałów bardzo odpornych na źródłowym dla pól wydmowych działanie procesów eolicznych poło Ŝonych w jego całej strefie brze Ŝnej. − du Ŝy udział procentowy licznych Powy Ŝszy wniosek potwierdzaj ą analizy składników mineralnych mało składu mineralnego materiału z wybranych
- 35 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
odpornych na niszcz ące czynniki zmiany sposobu oraz tempa pustynnienia. transportu Mo Ŝna zatem wnioskowa ć, Ŝe obecnie − skład mineralny osadu wzrasta znaczenie astrefowego sposobu wydmowego o charakterze rozprzestrzeniania si ę wydm w stosunku zbli Ŝonym do osadów podło Ŝa do strefowego, jak równie Ŝ zaznacza si ę Na podstawie przeprowadzonych wyra źny wzrost dynamiki rozwoju pól bada ń stwierdzono, Ŝe cz ęś ciowa zmiana wydmowych. czynników pustynnienia z klimatycznych na te zwi ązane z lokalnym środowiskiem w znacznej mierze przyczyniła si ę do
WPŁYW PODŁO śA GÓRNOKREDOWEGO NA ROZWÓJ PROCESÓW DEPOZYCYJNO - DEFORMACYJNYCH L ĄDOLODU ODRZA ŃSKIEGO NA PÓŁNOCNYM PRZEDPOLU WYśYNY LUBELSKIEJ (P OLSKA E)
Radosław Dobrowolski, Sławomir Terpiłowski Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii Instytut Nauk o Ziemi Uniwersytetu Marii Curie-Skłodowskiej w Lublinie
Rze źba przedczwartorz ędowa terminoglacjalnych podczas postoju WyŜyny Lubelskiej i jej północnego lądolodu. przedpola, odpowiadaj ąca zasadniczo W trakcie transgresji l ądolodu, przy powierzchni erozyjnej utworów dolodowo nachylonej powierzchni górnokredowych, wykazuje wyra źną podłoŜa, dochodziło do podatnego zgodno ść z planem strukturalnym (naskórkowego?) deformowania kompleksu mezo-kenozoicznego. W glacitektonicznego wcze śniej istotny sposób wpływała ona na przebieg zdeponowanych serii glacigenicznych oraz dynamik ę kenozoicznych procesów (rozwój moren spi ętrzonych). Przy rze źbotwórczych, w tym tak Ŝe statycznym oddziaływaniu czoła l ądolodu glacigenicznych (Dobrowolski 1998); na podło Ŝe miało natomiast miejsce: a) determinowała zarówno przebieg jak i cylindryczne ścinanie (łuskowanie) tempo procesów depozycyjno- osadów kopalnych, zwłaszcza deformacyjnych w czasie transgresji i wypełniaj ących trzeciorz ędowe formy postoju kolejnych l ądolodów paleokrasowe (Dobrowolski, Terpiłowski plejstoce ńskich, w tym zwłaszcza 2002), b) wymuszone łuskowaniem ostatniego na analizowanym obszarze – dyferencjalne przemieszczanie pakietów lądolodu odrza ńskiego. Zale Ŝnie od skał kredowych wzdłu Ŝ płaszczyzn dynamiki oraz pozycji czoła mas lodowych rozdzielno ści mi ędzyławicowej. w stosunku do głównych form rze źby Powierzchnie górnokredowe podłoŜa – odmienny był charakter równolegle oraz sko śnie ustawione w depozycji glacigenicznej i/lub deformacji stosunku do transgreduj ącego l ądolodu glacitektonicznych. powodowały ró Ŝnicowanie jego pr ędko ści. Dolodowo pochylone powierzchnie W strefach najwi ększych gradientów górnokredowe stanowiły barier ę wzgl ędnego ruchu l ądolodu rozwijał si ę wymuszającą koncentracj ę depozycji system lodowych sp ęka ń kulisowych lub osadów: a) zastoiskowych w warunkach sigmoidalnych, które w etapie deglacjacji ekstraglacjalnych, a nast ępnie predystynowały depozycj ę fluwioglacjaln ą glacifluwialnych w warunkach i w efekcie rozwój ozów i/lub kemów terminoglacjalnych podczas nasuwania si ę podłu Ŝnych (Terpiłowski 2001). lądolodu; b) glacifluwialnych, a W warunkach kontaktu silnie nast ępnie glin spływowych w warunkach uszczelinionego podło Ŝa kredowego ze
- 36 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 stop ą stacjonarnego l ądolodu (niezale Ŝnie eworsyjnych) oraz b) zapełnianie od pozycji wzgl ędem czoła l ądolodu) kanałów materiałem glacifluwialnym i nast ępowało: a) eworsyjne rozmywanie następnie dalszy ich rozwój pod wpływem margli i kredy pisz ącej przez agresywne procesów krasowych (mantled karst wody roztopowe na linii krzy Ŝuj ących si ę pipes). sp ęka ń ciosowych (rozwój kanałów
Dobrowolski R., 1998, Strukturalne uwarunkowania rozwoju współczesnej rzeźby krasowej na mi ędzyrzeczu środkowego Wieprza i Bugu , Wyd. UMCS, Lublin, 88 ss. Dobrowolski R., Terpiłowski S., 2002, (w druku), New approach to paleokarst in the Upper Cretaceous rocks of the Chełm Hills (E Poland) , Materiały XXI Szkoły Speleologicznej, Cieszyn-Morawski Kras 7-13.02.2002. Terpiłowski S., 2001, Strefa marginalna l ądolodu warcia ńskiego na Wysoczy źnie Siedleckiej w świetle analizy litofacjalnej , Wyd. UMCS, Lublin, 98 ss.
WŁA ŚCIWO ŚCI GLEB JAKO ŹRÓDŁO INFORMACJI O POKRYWACH STOKOWYCH W BIESZCZADACH WYSOKICH
Marek Drewnik, Andrzej Kacprzak Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytet Jagiello ński, Kraków
Decyduj ący wpływ na wła ściwo ści równie Ŝ pełna dokumentacja tych prac gleb górskich zazwyczaj przypisuje si ę (Skiba 1996) . wła ściwo ściom podło Ŝa skalnego. Badania Stok jest obszarem współdziałania gleboznawczo-kartograficzne prowadzone procesów morfogenetycznych i w Karpatach i Sudetach wykazały, Ŝe pedogenetycznych. W terenie bada ń przekonanie to jest słuszne w przypadku pokrywy stokowe maj ą stosunkowo licznie wyst ępuj ących w górach gleb niewielk ą mi ąŜszo ść i w cało ści obj ęte s ą litogenicznych (Skiba 1998). Badania te procesami glebotwórczymi – akumulacji wykazały równocze śnie, Ŝe utworami materii organicznej, brunatnienia i macierzystymi gleb górskich s ą zazwyczaj glejowymi. Procesy te współdecyduj ą o pokrywy, których wła ściwo ści mi ąŜ szo ści i wła ściwościach fizykochemiczne, takie jak m.in. fizykochemicznych gleb i pokryw uziarnienie, skład mineralny i odczyn, stokowych. cz ęsto nie s ą zwi ązane z wła ściwo ściami Mi ąŜ szo ść pokryw stokowych i skał, które je pod ścielaj ą (Skiba, Sobiecki wytworzonych z nich gleb na terenie 1996, Skiba i in. 1998a). BdPN jest stosunkowo niewielka. W Bieszczadzkim Parku Dominuj ą gleby płytkie (0-50 cm) i Narodowym obejmuj ącym najwy Ŝsze średnio-gł ębokie (50-100 cm). Gleby partie Bieszczadów Wysokich klasyfikowane jako gł ębokie (powy Ŝej 100 przeprowadzono w latach 1993-96 badania cm) wyst ępuj ą jedynie w dolinie kartograficzno-glebowe, w wyniku których Wołosatki i Wołosatego oraz w dolinie opracowano Map ę Gleb BdPN w skali Sanu. Uziarnienie w sp ągu profili 1:10 000 (Skiba i in. 1996). W trakcie prac nawi ązuje do litologii skał w podłoŜu. W wykonano 980 odkrywek glebowych (z wielu przypadkach zaznacza si ę tego około połow ę z analizami zró Ŝnicowanie uziarnienia w obr ębie laboratoryjnymi) oraz kilkaset odwiertów i profilu. Górna cz ęść profili wykazuje wkopów pomocniczych. Wyniki zostały widoczn ą homogenizacj ę uziarnienia. opublikowane (Skiba i in. 1998b), istnieje Badane gleby wykazuj ą stosunkowo niewielkie zró Ŝnicowanie pod wzgl ędem
- 37 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 barwy. Proces brunatnienia zatarł odznaczaj ą si ę wi ększ ą mi ąŜ szo ści ą, co ewentualne ró Ŝnice w barwie i strukturze jest wywołane wyst ępowaniem poziomów materiału zwietrzelinowego. W opisie próchnicznych określanych jako profilu pod poziomem próchnicznym butwinowe oraz organiczno-mineralne wyst ępuje jednorodny barwnie poziom (Drewnik 1996). cambic (Bbr), barwnie wyró Ŝniaj ą si ę Pokrywy stokowe s ą odwapnione, jedynie wietrzej ące fragmenty skał. czego dowodem s ą chemiczne wła ściwo ści Badania wskazuj ą, Ŝe pod wpływem gleb – m. in. odczyn i wysycenie warunków klimatyczno-ro ślinnych kompleksu sorpcyjnego zasadami. nast ępuje zwi ększona akumulacja Kontrastuj ą one z wyst ępowaniem specyficznych form próchnicy w glebach wychodni nieodwapnionych piaskowców. wy Ŝszych poło Ŝeń. W efekcie, w tzw. Kr ąŜ enie wody w katenach mo Ŝe silnie pi ętrze połoninowym powy Ŝej górnej modyfikowa ć wła ściwości chemiczne gleb granicy lasu, cz ęsto profile glebowe i pokryw stokowych (Szmuc 1998)
Drewnik M., 1996, Próchnica i tempo rozkładu materii organicznej w wybranych glebach Bieszczadzkiego Parku Narodowego , Rocz. Bieszcz. 5: 175-176. Kacprzak A., Skiba M., 2000, Uziarnienie i skład mineralny jako wska źniki genezy utworów macierzystych gleb , Roczniki Bieszczadzkie 9, s. 169-181. Skiba S., 1996, Gleby Bieszczadzkiego Parku Narodowego. W: Ochrona zasobów przyrody nieo Ŝywionej i gleb , Plan Ochrony BdPN (red. S. Skiba). Operaty szczegółowe (manuskrypt). Skiba S., 1998, Gleby górskie w systematyce gleb Polski , Zeszyty Problemowe Post ępów Nauk Rolniczych, z. 464: 25-35. Skiba S., Drewnik M., Drozd J., Klimek M., Pr ędki R., Szmuc R. oraz Uziak S., Chodorowski J., Melke J., Jała Z., 1996, Mapa gleb Bieszczadzkiego Parku Narodowego w skali 1:10 000, arkusze: Mała Rawka, Połonina Cary ńska , (manuskrypt). Skiba S., Drewnik M., Kacprzak A., Kołodziejczyk M., 1998a, Gleby litogeniczne Bieszczadów i Beskidu Niskiego , Roczniki Bieszczadzkie 7: 387-396. Skiba S., Drewnik M., Pr ędki R., Szmuc R., 1998b, Gleby Bieszczadzkiego Parku Narodowego , Monografie Bieszczadzkie t. 2, Ustrzyki Dolne. ss. 88 + Mapa Gleb BdPN w skali 1:50 000. Skiba S., Sobiecki K., 1996, Geomorfologiczne uwarunkowania rozwoju profilu gleb Bieszczadów Zachodnich , Roczniki Bieszczadzkie 5: 165-174. Szmuc R., 1998, Gleby próchniczno-glejowe – naj Ŝyźniejsze siedliska leśne w górach (na przykładzie Bieszczadów Zachodnich), Zeszyty Problemowe Post ępów Nauk Rolniczych, z. 464: 101-108.
WYBRANE FORMY OSTA ŃCOWE PÓŁNOCNEJ SAHARY JAKO PRZYKŁAD DZIAŁALNO ŚCI EROZJI EOLICZNEJ
Lida Dubis 1, Maciej Dłu Ŝewski 2 1 Katedra Geografii Stosowanej i Kartografii, Wydział Geografii, Uniwersytet im. Iwana Franko, Lwów 2 Pracownia Sedymentologiczna, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski
Prace po świ ęcone badaniom wpływu procesów eolicznych prowadzone s ą od cech podło Ŝa na powstawanie osta ńcowych pocz ątku XX wieku. Wykazano dotychczas, form erozyjnych w wyniku działalno ści Ŝe głównymi czynnikami maj ącymi wpływ
- 38 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 na ten proces s ą: pokrycie powierzchni dla procesu deflacji okre ślonego metod ą przez szat ę ro ślinn ą, wilgotno ść powietrza 14 C na 600 do 1200 lat BP. Na podstawie i podło Ŝa, siła i kierunek wiatru, rze źba pomiarów wysoko ści form (3.5 – 7 m) oraz spoisto ść podło Ŝa, cechy teksturalne okre ślono tempo deflacji na 0.3-0.6 osadów (wraz z charakterem składu cm/rok. Wydaje si ę, Ŝe równie Ŝ w tym mineralnego) (Bagnold 1941, Chepil 1945, przypadku formowanie si ę osta ńców Zingg 1951, Borsy 1972, Tsoar, wyst ępuj ących na obszarze obni Ŝenia Illenberger 1998, Loki 2001, i in.). Khargi zwi ązane jest w znacznej mierze z Niektórzy badacze za wa Ŝny czynnik działalno ści ą procesów eolicznych. uznaj ą równie Ŝ podatno ść podło Ŝa na Formy osta ńcowe wyst ępuj ące na proces korazji, erozji mechanicznej obszarze Białej Pustyni (Obni Ŝenie Farafry powodowanej przez ziarna mineralne – SW Egipt) zbudowane s ą w przewadze z transportowane przez wiatr (Blackwelder gł ębokomorskich wapieni mastrychtu. 1934). Proces powstawania tych form ma Obserwacje dotycz ące procesu niewątpliwie bardziej zło Ŝon ą genez ę deflacji prowadzone dotychczas na (Dubis i in. 2002). Wydaje si ę, Ŝe z uwagi wybranych obszarach północnej Sahary na rodzaj skały z której s ą zbudowane oraz upowa Ŝniaj ą autorów do stwierdzenia, Ŝe zdecydowanie dłu Ŝszy czas tworzenia si ę, proces erozji eolicznej tworz ącej formy ni Ŝ pozostałych form przypadaj ący osta ńcowe mo Ŝe charakteryzowa ć si ę równie Ŝ na okresy charakteryzuj ące si ę bardzo ró Ŝną dynamik ą. Celem bada ń było wi ększ ą wilgotno ści ą klimatu wskazanie zale Ŝno ści oraz przyczyn decyduj ącym czynnikiem w ich wpływaj ących na tempo tworzenia si ę tych powstawaniu były procesy krasowe. form. Niew ątpliwie jednak współczesny kształt Formy osta ńcowe wyst ępuj ące na form oraz bardzo dobrze widoczne na ich NE obrze Ŝeniu Szottu D Ŝerid (S-Tunezja) powierzchni bruzdy korazyjno-deflacyjne zbudowane z materiału wydmowego są dowodem na współczesne modelowanie spojonego w wyniku intensywnego form poprzez działalno ść procesów podsi ąku wody solami (w przewadze eolicznych. Proces ten, ze wzgl ędu na podlegaj ącemu rekrystalizacji gipsu) charakter osadu buduj ącego omawiane ulegaj ą procesom erozji eolicznej bardzo formy, charakteryzuje si ę jednak szybko. Na podstawie obserwacji płotków zdecydowanie mniejsz ą dynamik ą ni Ŝ w z li ści palmowych znajduj ących si ę przypadku form opisywanych powy Ŝej. wewn ątrz form stwierdzono, Ŝe czas Przeprowadzone badania wykazały, Ŝe formowania si ę 4 metrowej wysoko ści głównym czynnikiem wpływaj ącym na osta ńców nie przekraczał 50 lat a nieco tempo powstawania form osta ńcowych ni Ŝszych form – 30 lat (Mycielska- genezy eolicznej na obszarze północnej Dowgiałło i in. 1997, 1998). Tempo Sahary, w regionie wyst ępowania gor ącego, tworzenia si ę tego typu form wynosiłoby suchego klimatu jest charakter osadów zatem około 10cm/rok. Wydaje si ę te Ŝ, Ŝe buduj ących omawiane formy. Wa Ŝnym działalno ść procesów eolicznych – deflacji czynnikiem wspomagaj ącym ten proces, i korazji jest głównym czynnikiem który nale Ŝy równie Ŝ uwzgl ędni ć jest proces powoduj ącym powstawanie tego typu abrazji eolicznej zwi ązany z dost ępno ści ą form. materiału mineralnego, a w szczególno ści z Formy osta ńcowe wyst ępuj ące na wyst ępowaniem na badanym obszarze pól obszarze obni Ŝenia Khargi (S – Egipt) wydmowych. zbudowane s ą z materiału genezy Badania dotycz ące sposobu fluwialnej lub jeziornej, których wiek powstawania form osta ńcowych a w oceniono na 10 –20 ka BP w partii szczególności badania dotycz ące tempa stropowej oraz 60-70 ka BP w partii współczesnej deflacji s ą ści śle zwi ązane z sp ągowej (Dubis, DłuŜewski w druku). W dostaw ą materiału do akumulacyjnych partii stropowej stwierdzono ponadto form eolicznych. Wyniki tych prac mog ą wyst ępowanie trzciny jeziornej, której mie ć szczególne znaczenie dla wiek wyznaczył czas wyschni ęcia jeziora, prognozowania rozwoju pól wydmowych a a tym samym okres udost ępnienia podło Ŝa
- 39 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 w szczególno ści dla badań nad procesem pustynnienia.
Bagnold, R.A., 1941, The physics of blown sand and desert dunes , Methuen & Co. Ltd. London. Blackwelder E., 1934, Yardangs . Bul. of the Geol. Soc. Of America, vol. 45, s. 159-166. Borsy Z., 1972, Studies on wind erosion in the wind-blown sand areas of Hungary, Acta Geogr. Debrecina, s. 125-134. Chepil W.S., 1945, Dynamics of Wind erosion , I- III. Soil Sci., 60, s. 305-480. Dubis L., Dłu Ŝewski M., (w druku), Corrasion residuals forms – yardangs, as an indicator of the rate of deflation , Mat. Konf. VI Mi ędzynarodowej Konferencji Geologicznej Świata Arabskiego (GAW-6), 11-20.02.2002, Kair. Dubis L., Dłu Ŝewski M., Jakubik R., 2002, Geneza form osta ńcowych – Biała Pustynia, obni Ŝenie Farafry, Pustynia Zachodnia (badania wst ępne) , mat. Warsztatów Geomorfologicznych – Egipt 5-22.04.2002, WGiSR UW, SGP Warszawa. Loki J., 2001, Mathematical Correlations of the Erodability of the Genetic Soils , [w:] J. Pełka-Go ściniak, T. Szczypek (red.), Dynamiczne aspekty geomorfologii eolicznej, WNoZ U Ś, SGP Sosnowiec, s. 51-61. Mycielska-Dowgiałło E. i in., 1997, Development of Dunes in Southern Tunisia as an Effect of the Process of Desertification, Preliminary Study, Acta Universitatis Carolinae, Praga. Mycielska-Dowgiałło E. i in., 1998, Rozwój wydm na wybranych obszarach północnej Sahary jako efekt pustynnienia, [w:] T. Szczypek, J. Wach (red.), Współczesne procesy eoliczne, WNoZ U Ś, SGP Sosnowiec. Tsoar H., Illenberg W., 1998, Reevaluation of sand dunes mobility indices , Jour. Of Arid Land Studies, 7S, s. 265-268. Zingg A.S., 1951, Evaluation of the erodibility of field surface with a portable tunnel , Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 15, ss. 17.
TRANSFORMACJE ZBIORNIKÓW PRZYZAPOROWYCH NA ŚRODKOWEJ SŁUPI
El Ŝbieta Florek 1, Leszek Ł ęczy ński 2 1Zakład Geomorfologii i Geologii Czwartorz ędu, Pomorska Akademia Pedagogiczna w Słupsku 2Instytut Oceanografii, Uniwersytet Gda ński
W dolinie środkowej Słupi powstał zaopatruj ą w wod ę elektrownie: Gał ąź nia na pocz ątku XX wieku, zespół elektrowni Mała, Strzegomino i Krzynia. Aby pozna ć wodnych, który z towarzysz ącą mu charakter przekształce ń jakim uległy zabudow ą stworzył oryginalny, w zbiorniki oraz dolina rzeki Słupi w czasie wyj ątkowy sposób wykorzystuj ący prawie 100-letniej eksploatacji, autorka specyficzne warunki środowiska, prowadzi od kilku lat ró Ŝnego typu badania systemem budowli hydrotechnicznych. (Florek 1995,1997,1998). W 2001 roku Jednym z elementów tego systemu s ą trzy wykonano pomiary batymetryczne zbiorniki przyzaporowe: na rzece Słupi i zbiorników, określono aktualny zasi ęg linii Bytowej - zbiornik Bytowski, na Słupi – brzegowej oraz zbadano stan strefy zbiornik Konradowo i Krzynia oraz brzegowej zbiorników. Wyniki tych Jezioro Gł ębokie, które zostało wł ączone ostatnich bada ń przedstawia niniejsze do systemu wodnego rzeki Słupi i opracowanie. wykorzystywane jest równie Ŝ jako W pracach terenowych, do zbiornik retencyjny. Zbiorniki i jezioro pomiarów gł ęboko ści wykorzystano
- 40 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 echosond ę Bathy 500 MF, do lokalizacji rozpuszczeniu, ok. 10% w zawieszeniu i punktów pomiarów echosonda Ŝowych oraz ok. 10% wleczony). Zbiorniki utraciły w pomiarów linii brzegowej u Ŝyto DGPS, okresie ok. 80 lat, w wyniku akumulacji model FX412. W pracach kameralnych od 20 do 30% swojej powierzchni. oprócz materiałów kartograficznych Danych szczegółowych utraty pojemno ści wykorzystano zdj ęcia lotnicze w skali 1:5 zbiorników nie mo Ŝna poda ć ze wzgl ędu 000. na brak ich dokumentacji projektowych. Stwierdzono, Ŝe wszystkie zmiany Poniewa Ŝ energetyczna pojemno ść zachodz ące na obszarze zbiorników ści śle ruchowa zbiorników przy dzisiejszej pracy zale Ŝą od kilku elementów: dosy ć elektrowni nie jest w cało ści zró Ŝnicowanej i w jednym przypadku wykorzystywana, zmniejszenie bardzo nietypowej morfologii zbiorników, powierzchni i pojemno ści zbiorników nie od rodzaju i ilo ści transportowanego przez stanowi istotnego problemu dla pracy Słupi ę materiału oraz od szczytowego elektrowni. systemu pracy elektrowni. O wielko ści Procesy erozji brzegów zmian oraz mo Ŝliwo ści ich oszacowania zbiorników, tak istotne ze wzgl ędu na zadecydował równie Ŝ fakt, Ŝe elektrownie i strome i wysokie zbocza zbiorników oraz zwi ązana z nimi zabudowa pracuj ą szczytową prac ę elektrowni, okazały si ę w nieprzerwanie od momentu uruchomienia, tym przypadku zaledwie śladowe i a osady w zbiornikach maj ą charakter spowodowane w zaistniałych przypadkach nienaruszony, poniewa Ŝ nigdy nie innymi czynnikami. Ze wzgl ędu na prowadzono na nich Ŝadnych prac zespołow ą prac ę trzech elektrowni maj ących na celu usuni ęcie naniesionego maksymalne wahania poziomu zwierciadła rumowiska. wody w zbiornikach nie przekraczaj ą 0,2 Najwi ększe zmiany na obszarze m i nie powoduj ą uszkodze ń i erozji zbiorników s ą wynikiem procesów bocznej w brzegach zbiorników. 90% linii zwi ązanych z akumulacj ą materiału brzegowej zbiorników to ustabilizowane i transportowanego przez Słupi ę. Jest to pokryte bogat ą ro ślinno ści ą brzegi. akumulacja dwojakiego rodzaju – w Badane zbiorniki po 80 latach postaci zasypania górnych odcinków funkcjonowania nabrały cech naturalnych zbiornika i utworzenia rozrastaj ących si ę jezior, nie odbiegaj ąc od nich charakterem delt oraz w postaci akumulacji dennej, zachodz ących w nich procesów. Wysokie głównie w rozszerzeniach dawnej terasy strome brzegi pokryte bogat ą ro ślinno ści ą zalewowej Słupi. oraz urozmaicona rze źba otaczaj ącego Stopie ń zasypania zbiorników jest terenu spowodowały, Ŝe zbiorniki oraz niedu Ŝy, poniewa Ŝ znaczna, ok. 75% zabytkowe elektrownie stały si ę olbrzymi ą lesisto ść zlewni ogranicza dostaw ę oraz atrakcj ą krajobrazow ą obszaru środkowej ma wpływ na charakter transportowanego Słupi. przez Słupi ę materiału (ok. 80% w
Florek E., 1995, Rozwój zabudowy hydrotechnicznej Słupi , Słupskie Prace Matematyczno- Przyrodnicze 10c, s. 3-22. Florek E., 1997, Akumulacja w zbiornikach Krzynia i Konradowo na Słupi w świetle analizy zdj ęć lotniczych, [w:] W. Florek, Geologia i geomorfologia Pobrze Ŝa i południowego Bałtyku, 3, WSP Słupsk, s. 49-61. Florek E., 1998, Wykorzystanie zdj ęć lotniczych w badaniach zmian środowiska zwi ązanych z funkcjonowaniem Zbiornika Bytowskiego , 47 Zjazd Polskiego Towarzystwa Geograficznego, Sosnowiec, 23-26 wrze śnia 1998, T. II, Referaty, komunikaty, postery, Sosnowiec, s. 159-160.
- 41 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
STREFY BARIEROWO -PLA śOWE NA WYSPACH ZIELONEGO PRZYL ĄDKA
Wacław Florek 1, Leszek Ł ęczy ński 2 1Zakład Geomorfologii i Geologii Czwartorz ędu, Pomorska Akademia Pedagogiczna w Słupsku 2Instytut Oceanografii, Uniwersytet Gda ński
Jesieni ą 1998 pojawiła si ę − uwzgl ędnienie roli organizmów w organizacyjna sposobno ść wzi ęcia udziału kształtowaniu strefy litoralnej w wyprawie naukowej na Wyspy wraz z analiz ą wyst ępuj ących tu Zielonego Przyl ądka. Kierownikiem tanatocenoz. naukowym wyprawy była prof. dr hab. Przeprowadzono badania terenowe, El Ŝbieta Mycielska-Dowgiałło. W w trakcie których spenetrowano strefy wyprawie wzi ęło udział 12 osób z sze ściu podbrze Ŝa i pla Ŝy wraz z wałami wydm ośrodków (Warszawy, Krakowa, Torunia, przednich na sze ściu stanowiskach Lublina, Gda ńska i Słupska) podzielonych rozmieszczonych na wybranych na na trzy grupy badające środowiska: podstawie studiów literaturowych wyspach eoliczne, fluwialne i stokowe oraz archipelagu: litoralne. Autorzy stanowili trzon tej Zatoki Sao Pedro i Praia Grande na ostatniej grupy, okresowo wspomagani Wyspie Sao Vicente, przez biologa i płetwonurka – dra Zatoka Porto de Ervatao i Praia de Grzegorza Soszk ę i p. Andrzeja Sao Roque na Wyspie Boavišta, Kami ńskiego – załoganta jachtu “Maria”. Zatoka Baia Calhetinha na Wyspie W czerwcu roku 1999 w Muzeum Maio, Morskim w Szczecinie otwarto ekspozycj ę Zatoka Praia Braixo na Wyspie po świ ęcon ą ekspedycji “Victoria 2000”, w Santiago. której cele wyprawy naukowej na Wyspy Badania te obj ęły szczegółowe Zielonego Przyl ądka zostały kartowanie geomorfologiczne strefy przedstawione na czterech posterach. Po płytkiego podbrze Ŝa (do gł ęboko ści ok. 5 powrocie z wyprawy zostały one m, z wykorzystaniem płetwonurków: uzupełnione ekspozycj ą prezentuj ącą współautora – dra Leszka Ł ęczy ńskiego pierwsze jej rezultaty. Ekspozycja ta oraz dra Grzegorza Soszki z Warszawy) i będzie równie Ŝ pokazywana w muzeach strefy nadbrze Ŝa – pla Ŝy, wydm przednich morskich w Niemczech. i klifów (w nawi ązaniu do neotektoniki i Autorzy postawili przed sob ą eustatycznych zmian poziomu oceanu) nast ępuj ące cele: oraz analiz ę wyst ępowania organizmów − ocena dynamiki strefy brzegowej morskich w strefie brzegowej, a tak Ŝe wysp, na wybranych odcinkach rozmieszczenie tanatocenoz. Pobrano te Ŝ zatokowych, przeprowadzona na próbki osadów – powierzchniowo, a tak Ŝe podstawie analizy osadów z wykopów i wierce ń, w tym próbki o nadbrze Ŝa i podbrze Ŝa (do nienaruszonej strukturze, któr ą nast ępnie gł ęboko ści około 5 m), w utrwalono przy u Ŝyciu epidianu. nawi ązaniu do oddziaływania Wykonano te Ŝ wartościow ą dokumentacj ę falowania wiatrowego, pływów i fotograficzn ą form i struktur nadwodnych, innych czynników, jak i podwodnych. Po powrocie do kraju − geomorfologiczne skartowanie przeprowadzono analizy próbek pobranych wybranych odcinków wybrze Ŝa z wybrze Ŝy Zatoki Praia Braixo na Wyspie (form erozyjnych i Santiago. akumulacyjnych jako świadectw Stwierdzono, Ŝe rozmieszczenie ewolucji strefy brzegowej) w nadwodnych i podwodnych form i struktur nawi ązaniu do neotektoniki i buduj ących przebadane bariery Wysp eustatycznych zmian poziomu Zielonego Przyl ądka nie odpowiada oceanu, schematowi zaproponowanemu przez H.E.
- 42 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Cliftona i in. (1971). Wydaje si ę, Ŝe jest to translacj ę fal. Drug ą przyczyn ą spowodowane warunkami hydrodyna- nietypowego rozkładu form i struktur micznymi panuj ącymi w zatokach, sedymentacyjnych mo Ŝe by ć ogólny uwarunkowanymi specyficznymi niedostatek materiału brzegowego, a tak Ŝe przekształceniami pływów i znacz ącym znacz ący udział w nim piasku udziałem pasatów, modyfikuj ącymi wulkanicznego.
Clifton H.E., Hunter R.E., Phillips R.L., 1971, Depositional structures and processes in the non-barred high-energy nearshore , Journal Sedimentary Petrology 41, s. 651-670. Florek W., Ł ęczy ński L., 2001, Funkcjonowanie bariery w Zatoce Sao Pedro na wyspie Sao Vicente (Wyspy Zielonego Przyl ądka) w świetle bada ń strukturalnych , [w:] A. Karczewski, Z. Zwoli ński (red.), Funkcjonowanie geoekosystemów w zró Ŝnicowanych warunkach morfoklimatycznych. Monitoring, ochrona, edukacja, Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Pozna ń, s. 115-128.
WARTO ŚCI PROGOWE PROCESÓW KSZTAŁTUJ ĄCYCH BESKIDZKIE SYSTEMY FLUWIALNE
Wojciech Froehlich Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Pracownia Procesów Fluwialnych HOMERKA, Frycowa
Poj ęcie warto ści progowych wyst ępuj ące cz ęś ciej ni Ŝ katastrofalne, (threshold) wprowadził do geomorfologii wykonuj ą najwi ększ ą prac ę fluwialnej S. A. Schumm (1973, 1977), a geomorfologiczn ą. Pogl ąd ten podtrzymuj ą ich ogólne, geomorfologiczne aspekty nadal niektórzy badacze ameryka ńscy ze zostały przedstawione podczas 9 th Annual szkoły M.G. Wolmana, m. in. J.E. Costa i Geomorphology Symposium w J.E. O'Connor (1995). Binghampton w 1980 roku (Coates, Vitek, Znajomo ść warto ści progowych 1980). M.D. Newson (1992) okre ślił je dla oraz warunków ich przekraczania jest transportu ładunku dennego i niezb ędna dla okre ślenia efektywno ści kształtowania koryt rzek Ŝwirowodennych. geomorfologicznej zjawisk o ró Ŝnej Termin ten u Ŝywany jest równie Ŝ do cz ęstotliwo ści wyst ępowania. Dla ich okre ślenia wysoko ści i nat ęŜ eń poznania konieczne s ą wieloletnie ekstremalnych opadów oraz parametrów stacjonarne badania. Niniejsza praca hydraulicznych ekstremalnych przepły- stanowi cz ęść wyników 30-letnich wów wywołuj ących gwałtowne zmiany w stacjonarnych bada ń autora w zlewni mechanizmach i nat ęŜ eniu procesów potoku Homerka w Beskidzie S ądeckim, kształtuj ących systemy fluwialne których jednym z celów jest poznanie (Froehlich, Starkel 1994). Uwa Ŝa si ę, Ŝe w mechanizmów i nat ęŜ eń procesów zlewniach Karpat Fliszowych ekstremalne fluwialnych podczas ekstremalnych powodzie transportuj ą w skali wielolecia wezbra ń. W okresie bada ń w latach 1972, przewa Ŝaj ącą cz ęść ładunku zawiesiny 1973, 1983, 1985, 1987, 1989, 1997 i 2001 (Froehlich 1975) i wykonuj ą główn ą prac ę wyst ąpiły bardzo du Ŝe wezbrania, które geomorfologiczn ą przy przekształcaniu przekroczyły warto ści progowe procesów systemów fluwialnych (m. in. Zi ętara kształtuj ących beskidzki system fluwialny 1968; Froehlich 1975, 1998; Froehlich, (Froehlich 1972, 1975, 1978, 1982, 1998). Starkel 1994; Starkel 1979, 1996). M.G. Energia ekstremalnych wezbra ń Wolman i J.P. Miller (1960), opierając si ę zwi ązana jest z bardzo du Ŝymi pr ędko ści na wielko ści transportu ładunku zawiesiny wody i transportem gruboziarnistych w zlewniach zachodniej cz ęś ci USA, frakcji ładunku dennego, co ogranicza uwa Ŝaj ą, Ŝe wezbrania średniej wielko ści, mo Ŝliwo ści wykonania bezpo średnich
- 43 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 pomiarów ilo ściowych procesów w wieloleciu. Przy szybkim pogł ębianiu fluwialnych. Dlatego geomorfologiczne koryt oraz braku takich przelewów krzywe badania wykonywane s ą post factum i konsumpcyjne w zakresie maksymalnych ograniczaj ą si ę do analizy " świe Ŝych" form przepływów obarczone s ą nieznanej i osadów uwa Ŝanych za efekt badanej wielko ści bł ędami. Terminy zmiany powodzi. S ą one cz ęsto jedynie efektem krzywej konsumpcyjnej ustala si ę zdarcia pokrywy ro ślinnej lub arbitralnie, bł ędnie przyjmuj ąc, Ŝe w powierzchniowego przekształcenia form z ka Ŝdym przekroju warto ść progow ą poprzedniej powodzi (Froehlich 1975). Na wyznacza najwy Ŝszy stan wody podczas tej podstawie odtwarzane s ą mechanizmy i wezbrania. Podawane warto ści nat ęŜ enie procesów oraz okre ślane s ą ekstremalnych przepływów nie warto ści progowe, które przy braku uwzgl ędniaj ą obj ęto ści transportowanego pomiarów s ą niesłusznie wi ązane z rumowiska, które w małych zlewniach kulminacj ą przepływu, bowiem fliszowych przy przepływach typu debris przekraczane s ą ju Ŝ przy ni Ŝszych flow mog ą przekracza ć 30% obj ęto ści przepływach. S ą to badania "sumy" (Froehlich 1998). skutków procesów, a nie procesów sensu W warunkach pogł ębianych koryt stricto , jak si ę powszechnie przyjmuje. potoków i rzek karpackich efektywnego Mechanizmów i nat ęŜ enia procesów nie geomorfologicznie przepływu nie mo Ŝna mo Ŝna przecie Ŝ bada ć post factum . Mo Ŝna uto Ŝsamia ć z przepływem pełno- je tylko w sposób ograniczony korytowym, poniewa Ŝ powi ększa si ę on po rekonstruowa ć, co przy zmiennym ka Ŝdym wezbraniu, które przekroczy nat ęŜ eniu opadów i zło Ŝonych kształtach warto ść progow ą przepływu, przy którym fal powodziowych prowadzi do zbyt napr ęŜ enia ścinaj ące s ą wystarczaj ące do daleko id ących uproszcze ń, a cz ęsto i dokonania zmian parametrów bł ędnych wniosków. Nie powtarza si ę po hydraulicznych koryta. Wyniki bada ń w ka Ŝdym efektywnym geomorfologicznie zlewni potoku Homerka wskazuj ą, Ŝe wezbraniu bada ń w tych samych efektywno ść geomorfologiczna jest wprost odcinkach lub przekrojach ło Ŝysk proporcjonalna do długo ści czasu powodziowych, co jest niezb ędne dla oddziaływania procesu z chwil ą okre ślenia warto ści progowych podczas przekroczenia inicjuj ącej go warto ści wezbra ń o ró Ŝnej cz ęstotliwo ści progowej. W przypadku transportu wyst ępowania i wyja śnienia ich ładunku dennego jego zako ńczenie geomorfologicznej efektywno ści. Jest ona zachodzi z reguły przy warto ściach uwarunkowana nast ępstwem poprze- ni Ŝszych ni Ŝ warto ść inicjuj ąca. dzaj ących j ą wezbra ń, a w szczególno ści Gwałtowne "flash flood" o krótkotrwałej, długo ści ą czasu, który upłynął od cz ęsto bardzo wysokiej kulminacji ostatniego podobnej wielko ści zdarzenia. przepływu s ą mniej efektywne Wyst ępuj ące w czasie jednej geomorfologicznie od mniejszych, ale powodzi kolejne fale wysokich dłu Ŝej trwaj ących fal powodziowych przepływów cz ęsto eroduj ą osady (Froehlich 1975; Newson 1980, 1989; deponowane podczas kolejnych kulminacji Costa, O'Connor 1995). przepływu i ka Ŝdorazowo zmieniaj ą Podobnej wielko ści ekstremalne parametry hydrauliczne ło Ŝyska wezbrania wywoływane s ą przez opady o powodziowego. W zwi ązku z ró Ŝnej wysoko ści i nat ęŜ eniu, co zwi ązane powszechnym, intensywnym procesem jest z ró Ŝną pocz ątkow ą wilgotno ści ą pogł ębiania koryt potoków i rzek podło Ŝa, nawi ązuj ącą do opadów przed karpackich ślady najwy Ŝszego stanu wody wezbraniem. Bardzo du Ŝa wilgotno ść z reguły nie odpowiadaj ą hydraulicznym podło Ŝa, a miejscami jego pełne nasycenie przekrojom kulminacji przepływu i nie spowodowała, Ŝe ju Ŝ na pocz ątku mog ą słu Ŝyć do ich odtwarzania. Tylko ekstremalnych powodzi w 1997 i 2001 kilka przekrojów w małych zlewniach roku wyst ąpił powszechnie nasycony ustabilizowanych jest Ŝelbetonowymi spływ powierzchniowy, który wywołał przelewami pomiarowymi umo Ŝliwia- szybk ą dostaw ę wody i zwietrzelin ze jącymi porównania kulminacji przepływu stoków do koryt. W efekcie pojedyncze
- 44 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 gwałtowne ulewy o mniejszej wydajno ści warto ści progowe procesów erozji i ni Ŝ podczas poprzednich powodzi transportu ładunku dennego, a zatem i spowodowały ekstremalne przepływy. wydajno ść w przekształcaniu systemu Efektywno ść geomorfologiczna fluwialnego. Tymczasem tej samej ekstremalnych powodzi jest ści śle wielko ści wezbrania z reguły zwi ązana z charakterem i nast ępstwem charakteryzuj ą si ę odmiennymi poprzedzaj ących je wezbra ń mniejszych o warto ściami progowymi. W Beskidach z wi ększej cz ęstotliwo ści wyst ępowania i uwagi na stosunkowo du Ŝą cz ęstotliwo ść wzrasta wprost proporcjonalnie do wysokich opadów stosunkowo rzadko długo ści czasu, który upłyn ął od ostatniego dochodzi do pełnej relaksacji systemu podobnej wielko ści zdarzenia. Wychodz ąc fluwialnego, dlatego warto ści progowe z praw mechaniki nale Ŝałoby procesów kształtuj ących system fluwialny przypuszcza ć, Ŝe zjawiska o podobnej zmieniaj ą si ę w stosunkowo szerokich wielko ści powinny posiada ć analogiczne granicach.
Coates D.R., Vitek J.D., (red.), 1980, Thresholds in Geomorphology , George Allen & Unwin, London, 1980. Costa J.E., O'Connor J.E., 1995, Geomorphically effective floods , [w:] J. Costa, A.J. Miller, K.W. Potter, P.R. Willock (red.), Natural and Anthropogenic Influences in Fluvial Geomorphology, American Geophysical Union, Geophysical Monograph, 89, s. 45- 56. Froehlich W., 1972, The carrying out of suspended and dissolved load in the Kamienica Nawojowska and Łubinka catchment basin during the flood in 1970 , Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, 6, s. 105-111. Froehlich W., 1978, The role of land use in varying the suspended load during continuous rainfall (Kamienica Nawojowska catchment, Flysch Carpathians) , Geographia Polonica, 41, 27-37. Froehlich W., 1975, Dynamika transportu fluwialnego Kamienicy Nawojowskiej , Prace Geograficzne IG i PZ PAN, 114, ss.122. Froehlich W., 1982, Mechanizm transportu fluwialnego i dostawy zwietrzelin do koryta w górskiej zlewni fliszowej , Prace Geograficzne IG i PZ PAN, 143, ss.144. Froehlich W., 1998, Transport rumowiska i erozja koryt potoków beskidzkich podczas powodzi w lipcu 1997 roku , [w:] L. Starkel, J. Grela (red.), Powód ź w dorzeczu górnej Wisły w lipcu 1997 roku, Wydawnictwo Oddziału PAN, Kraków, s.133-144. Froehlich W., Starkel L., 1994, The response of slope and channel systems to various types of extreme rainfalls: A comparison between the temperate zone and humid tropics , Geomorphology, 11, 337-345. Newson M.D., 1980, The geomorphic effectiveness of floods; a contribution stimulated by two recent events in mid-Wales , Earth Surface Processes, 5, s. 1-16. Newson M.D., 1989, Flood effectiveness in river basin: progress in Britain during a decade of drought ., [w:] K. Bevev, P. Carling (red.) Floods: Hydrological, Sedimentological and Geomorphological Implications, John Wiley, Chichester, s. 151-183. Newson M.D., 1992 , Geomorphic Thresholds in Gravel-Bed Rivers – Refinement for an Era of Environmental Change , [w:] P. Bili, R.D. Hey, C.R. Thorne, P. Tacconi (red.), Dynamics of Gravel-bed Rivers, John Wiley & Sons, Chichester, s. 3-15. Schumm, S.A., 1973, Geomorphic thresholds and the complex response of drainage systems , [w:] M. Morisawa (red.) Fluvial Geomorphology, State University of New York, Binghampton, s. 299-310. Schumm, S.A., 1977, The fluvial system , John Wiley, New York, ss. 338. Starkel L., 1979 , On some questions of the contemporary modeling of slopes and valley bottoms in the flysch Carpathians , Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, 13, s. 191-206. Starkel L., 1996, Geomorphic role of extreme rainfalls in the Polish Carpathians , Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica, 30, s. 21-38.
- 45 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Zi ętara T., 1968, Rola gwałtownych ulew i powodzi w modelowaniu rze źby Beskidów , Prace Geograficzne IG PAN, 60, ss.116.
WYNIKI GEORADAROWYCH SONDOWA Ń LODOWCZYKA MI ĘGUSZOWIECKIEGO W TATRACH
Bogdan G ądek 1, Andrzej Kotyrba 2 1Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Katedra Geomorfologii, Sosnowiec 2Główny Istytut Górnictwa, Zakład Geofizyki, Katowice
Tatrza ńskie lodowczyki s ą obj ęte Zarejestrowany obraz radarowy programem światowego monitoringu uwidocznił pełn ą struktur ę lodowczyka lodowców (Wi śli ński 1993, wraz z jego podło Ŝem. Najbardziej IAHS/UNESCO, w druku). Najlepiej realistyczne wyniki interpretacji danych poznan ą form ą firnowo-lodow ą jest pomiarowych uzyskano przy konwersji najwi ększy w Polskich Tatrach lodowczyk czasu na gł ęboko ść , przyjmuj ąc dla lodu Mi ęguszowiecki. Jego geometria zmienia warto ść stałej dielektrycznej ε = 1,2 (co si ę z roku na rok odzwierciedlaj ąc odpowiada pr ędko ści rozchodzenia si ę 5 “natychmiast” zimowy bilans masy i radiofal w lodzie V r= 2.74 *10 km/s). wielko ść letniej ablacji. Wieloletni bilans Zasi ęg dokonanego rozpoznania wynosi masy moŜe jednak znajdowa ć ok. 26 m. Maksymaln ą mi ąŜ szo ść lodu - odzwierciedlenie w rozmiarach i ilo ści 21m - stwierdzono na 40 mb profilu warstw rocznych firnu i lodu (Wdowiak podłu Ŝnego. Spo śród kilkudziesi ęciu 1961). Wykonanie kartometrycznej warstw buduj ących lodowczyk (posiadaj ą dokumentacji struktury wewn ętrznej zmienn ą grubo ść , kształt i upad) 11 lodowczyka Mi ęguszowieckiego było najwyra źniejszych mo Ŝna korelowa ć podstawowym celem przeprowadzonych z danymi meteorologicznymi (temperatura we wrze śniu 2001 roku sondowa ń powietrza i opad), zarejestrowanymi georadarowych. w ostatnim pi ęć dziesi ęcioleciu na Pomiary wykonano zestawem Kasprowym Wierchu. Pozyskane dane radarowym SIR2 - produkcji dostarczaj ą zatem nowych informacji o ameryka ńskiej firmy Geophysical Survey przebiegu bilansu masy lodowczyka Systems - stosując metod ą refleksyjn ą. Mi ęguszowieckiego w ostatnim półwieczu Wykorzystano przy tym monostatyczne oraz pr ędko ści i mechanizmie jego ruchu. anteny o cz ęstotliwo ściach no śnych 500 i Zrealizowanie prac terenowych było 1000 Mhz. Okna czasowe rejestracji mo Ŝliwe dzi ęki Ŝyczliwej pomocy firmy wynosiły 8, 50 i 200 ns. Sondowania POL-GEO z Sosnowca i dyrekcji przeprowadzono wzdłu Ŝ linii środkowej Tatrza ńskiego Parku Narodowego. lodowczyka na odcinku długo ści 70 metrów.
IAHS/UNESCO, (w druku ), Fluctuations of Glaciers 1995- 2000 , 8, Zurich, World Glacier Monitoring Service. Wdowiak Sz., 1961, Współczesny lodowiec karowy w Wielkim Kotle Mi ęguszowieckim nad Morskim Okiem w Tatrach , Biul. Geol. UW, 1, s. 87-92. Wi śli ński A., 1993, Propozycja numeracji płatów firnu i lodu w Tatrach Polskich dla celów Światowej Słu Ŝby Monitoringu Lodowców , Prz. Geofiz., 3-4, s. 267-272
- 46 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
BILANS ENERGETYCZNY POWIERZCHNI LODOWCZYKA MI ĘGUSZOWIECKIEGO (T ATRY POLSKIE ) W LIPCU 2000 ROKU
Bogdan G ądek 1, Zbigniew Caputa 2, Monika Ko śmider Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, 1Katedra Geomorfologii, 2Katedra Klimatologii
Najwra Ŝliwszym na fluktuacje firmy Campbell z loggerem CR23X, klimatyczne elementem wysokogórskiego wyposa Ŝon ą w bilansomierz środowiska przyrodniczego jest kriosfera. promieniowania CNR1 (Kipp, Zonen), Funkcjonowanie jej zale Ŝy głównie od termohigrometr HMP45C (Vaisala), procesów wymiany energii pomi ędzy termometry oporowe Pt100 (Campbell) atmosfer ą i litosfer ą (Plüss 1997, Haeberli, oraz anemometr A100R i czujnik kierunku Hoelzle, Mittaz 2000). wiatru W200P (Vector Instruments). Stacj ę Celem bada ń wykonanych w dniach meteorologiczn ą ustawiono na linii 12 – 27 lipca 2000 r. w Kotle środkowej lodowczyka Mi ęguszowieckim było ilo ściowe Mi ęguszowieckiego na wysoko ści 1985 m okre ślenie składników bilansu n.p.m. Pomiary wykonywane były co 10 energetycznego powierzchni permanentnej sekund, a rejestracja u średnionych danych formy firnowo-lodowej w sezonie ablacji co 10 minut. Metody modelowania oraz ich zwi ązków z temperatur ą strumieni ciepła odczuwalnego i utajonego powietrza. przyj ęto za Patersonem (1994). W pracach terenowych wykorzy- stano automatyczn ą stacj ę meteorologiczn ą
Struktura bilansu energetycznego powierzchni lodowczyka Mi ęguszowieckiego w dniach 12 - 27. 07. 2000 roku
Promieniowanie Albedo Saldo Strumie ń Strumie ń krótkofalowe promieniowania ciepła ciepła pochłoni ęte długofalowego odczuwalnego utajonego Wm –2 Wm -2 Wm -2 Wm -2 Warto ści 680 0,8 40 80 80 maksymalne Warto ści 0 0,2 -45 -0.6 -10 minimalne Warto ści 0 0,4 8 10 8 średnie
Uzyskane wyniki (tabela) wskazuj ą, utajonego (40%) oraz promieniowania Ŝe pomimo północnej ekspozycji i du Ŝego długofalowego (10%). zacienienia, latem, w dobowym bilansie Zwi ązek warto ści temperatury energetycznym powierzchni lodowczyka powietrza i bilansu energetycznego najwi ększy udział ma promieniowanie powierzchni śnie Ŝnej jest istotny i mo Ŝna krótkofalowe (61%), nast ępnie ciepło go opisa ć liniowym równaniem regresji. W odczuwalne (15%), promieniowanie okresie bada ń w Kotle Mi ęguszowieckim długofalowe (12%) i ciepło utajone (12%). kaŜdemu “stopniodniu” odpowiadała Przy czym ok. 20% energii dociera w nocy ablacja fizyczna śniegu o warto ści 3 mm - w postaci ciepła odczuwalnego (50%) i e.w.
Mittaz C., Hoelzle M., Haeberli. W., 2000, Results and interpretation of energy flux measurements over alpine permafrost , Annals of Glaciology 31, s.275-280.
- 47 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Paterson W.S.B., 1994, The physics of glaciers , Elsevier, Oxford, s. 480. Plüss C., 1997, The energy balance over an alpine snovcover, Zürcher Geographische Schriften (ZGS) , 65, s. 115.
ZRÓ śNICOWANIE DENUDACJI W ROLNICZEJ ZLEWNI LESSOWEJ PODCZAS SPŁYWU EPIZODYCZNEGO
Leszek Gawrysiak, Grzegorz Janicki, Jan Rodzik Instytut Nauk o Ziemi Uniwersytetu im. Marii Curie-Skłodowskiej w Lublinie
Lokalny zasi ęg i krótkotrwały cz ąstkowych: doliny głównej, doliny przebieg zjawisk epizodycznych sprawia, bocznej oraz stoku. Zmierzono wysoko ść Ŝe mo Ŝliwo ść wykonania bezpo średnich opadu, metod ą pływakową wykonano pomiarów, np. podczas gwałtownych ulew, kilkana ście pomiarów przepływu, pobrano jest ograniczona. Szczególnie dla małych kilkana ście prób wody do pomiaru zlewni brak jest podstawowych danych, zm ącenia oraz sporz ądzono dokumentacj ę jak: wysoko ść i nat ęŜ enie opadu, wielko ść fotograficzn ą. W nast ępnych dniach odpływu czy przebieg procesów wykonano inwentaryzacj ę u Ŝytkowania denudacyjnych. Zwykle post factum ziemi oraz kartowanie form erozyjnych (z mierzone s ą spektakularne skutki zastosowaniem GPS). geomorfologiczne, a wielkość spłukiwania Obserwowany spływ powierz- powierzchniowego przyjmowana jest chniowy wywołany został przez 10- szacunkowo (Maruszczak 1986). minutowy opad deszczu o wysoko ści 10 Bezpo średnio przebieg jednego z mm. Odpływ ze zlewni rozpocz ął si ę z takich epizodów obserwowano w chwil ą zako ńczenia opadu i w czasie 10-15 niewielkiej (50 ha) zlewni we wsi min. osi ągn ął kulminacj ę ok. 700 l/s, po Dąbrowa Krynicka w rejonie wododziału czym zacz ęła si ę faza zanikowa trwaj ąca Wieprza i Huczwy na Roztoczu ok. 1 godz. Odpływ całkowity wyniósł Tomaszowskim. Jest to zlewnia suchej 1600 m³, a wi ęc 3,2 mm. Maksymalne doliny lessowej o znacznych zm ącenie (80-100 g/l) wyst ąpiło w fazie deniwelacjach (do 50 m) i spadkach do przyborowej odpływu; w fazie kulminacji 15°. Dominuj ą grunty orne (>90%) przy spadło do 40 g/l, po czym w ci ągu pół znacznym rozdrobnieniu pól, których godziny stopniowo zmniejszyło si ę do wst ęgi rozdzielone miedzami lub kilku g/l. Transport rumowiska obliczono zadarnionymi drogami polnymi, maj ą na 52 tony, czyli nieco powy Ŝej 1t z 1ha. najcz ęściej kierunek wzdłu Ŝstokowy - Na przebieg i wielko ść spływu poprzeczny do osi dolinnych. Skarpy rolne powierzchniowego, a tym samym wyst ępuj ą na zboczach dolnego odcinka spłukiwania i erozji istotny wpływ głównej formy, gdzie przewa Ŝa wywarły warunki morfologiczne i układ poprzecznostokowy lub sko śny kierunek pól w zlewni. W cz ąstkowej zlewni uprawy. stokowej, gdzie zbocza o nachyleniu >5° Zlewni ę obj ęto obserwacj ą po zajmuj ą >60% powierzchni, współczynnik opadzie nawalnym w sierpniu 1999 r. odpływu przekroczył 50%, a wska źnik (Gawrysiak i in. 2000). Przebieg ulewy i denudacji 2 t/ha. Zlewnia ta ma spływu obserwowano 15 czerwca 2000 r., sko śnostokowy układ pól, poza tym udział podczas kartowania skutków ulew z: 6/7 upraw okopowych był tam wówczas oraz 14/15 czerwca. Odpływ ze zlewni najwi ększy. Jednak brak formy dolinnej i odbywał si ę trzema strumieniami, co mo Ŝliwo ści koncentracji spływu sprawił, pozwoliło na okre ślenie zró Ŝnicowania Ŝe w śród form erozyjnych dominowały spływu i transportu z trzech zlewni liczne, ale stosunkowo niewielkie Ŝłobiny i
- 48 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 bruzdy, pogł ębiane podczas kolejnych 1,2 m. W dolinie bocznej o zbli Ŝonych ulew. warunkach rozwin ęły si ę podobne formy, Najni Ŝszy współczynnik odpływu ale o mniejszych wymiarach. (26%) i wska źnik denudacji (0,8 t/ha) Do wyst ąpienia gwałtownego obliczono dla zlewni doliny głównej z spływu po stosunkowo niskim opadzie, przewagą wierzchowin i słabo przy wysokiej intercepcji ro ślinnej, nachylonych stoków, ze znacznym przyczynił si ę ulewny opad w nocy udziałem u Ŝytków zielonych. Praktycznie poprzedzaj ącej badania terenowe, który nie było spływu z górnej cz ęś ci tej zlewni, wywołał spływ powierzchniowy zaj ętej przez rozległ ą, płytk ą nieck ę z porównywalny z opisywanym. Nasycił on poprzecznym układem obsianych w grunt wod ą oraz odnowił sie ć Ŝłobin, bruzd znacznej cz ęś ci traw ą pól. Poni Ŝej, i koryt erozyjnych po poprzedniej ulewie wzdłu Ŝstokowy układ pól ułatwiał co (6/7 czerwca), co zminimalizowało prawda spływ wody i gleby na dno doliny, infiltracj ę i retencj ę powierzchniow ą tu był ju Ŝ jednak blokowany przez miedze podczas badanej ulewy. W 2000 roku i spływ walny. Oprócz bruzd i Ŝłobin na kilkakrotnie wyst ępowały serie opadów zboczach, w dnie doliny funkcjonowało ulewnych. Mimo braku zjawisk koryto erozyjno-depozycyjne. Podczas katastrofalnych zaowocowało to kolejnych ulew na miedzach powstały w wyj ątkowo siln ą erozj ą w badanej zlewni – nim kotły eworsyjne, a w dolnej cz ęś ci dna najwi ększe formy nie zostały doliny wyci ęty został “w ąwóz” o długo ści zlikwidowane i maj ą szans ę dalej si ę 75 m, szeroko ści 1-3,5 m i gł ęboko ści do rozwija ć.
Gawrysiak L., Rodzik J., Kołody ńska-Gawrysiak R., 2000, Impact of tillage and management practices on rainstorm consequences (case study of loess catchment of Roztocze region in south-eastern Poland) , [w:] International Symposium on Geomorphological Response to Land Use Changes, 29.05-02.06.2000, Smolenice, pp. 22-23. Maruszczak H., 1986, Tendencje sekularne i zjawiska ekstremalne w rozwoju rze źby małopolskich wy Ŝyn lessowych w czasach historycznych , Czas. Geogr., 57, 2, s. 271- 282.
TRZECIORZ ĘDOWE KORZENIE RZE ŹBY POLSKI
Sylwia Gilewska Katowice
Główne rysy dzisiejszej rze źby ogół tendencj ę do obni Ŝania, dlatego Polski korzeniami swymi si ęgaj ą gromadziły si ę tu mi ąŜ sze osady trzeciorz ędu. W pocz ątkach tego morskie, jeziorne i l ądowe. Jednostki te okresu utworzyły si ę trzy wielkie przedzielał szeroki pomost, którego jednostki paleogeograficzne o ró Ŝnych pozostało ści ą s ą dzisiejsze Sudety i ich tendencjach rozwojowych. Na południu Przedgórze oraz wy Ŝyny. L ąd ten rozprzestrzeniło si ę morze podczas całego do lnego trzeciorz ędu o geosynklinalne, z którego pod koniec klimacie ciepłym i wilgotnym podlegał paleogenu i w dolnym neogenie wietrzeniu chemicznemu, intensywnej wynurzyły si ę góry fałdowe Karpaty. denudacji i krasowieniu. W wyniku Na północy rozci ągał si ę obszar tych procesów powstała rozległa obecnego Ni Ŝu Polskiego, maj ący na powierzchnia ści ęcia, zwana
- 49 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 paleoge ńsk ą powierzchni ą zrównania puszczy podzwrotnikowej i zdarcia (L.Sawicki 1925). Pierwotna rze źba pokrywy zwietrzelinowej. W pliocenie paleoge ńsk ą przetrwała tylko w stanie post ępuj ącemu ochłodzeniu i osuszeniu kopalnym na obni Ŝanym Ni Ŝu Polskim klimatu przy braku zwartej pokrywy i w kotlinach podkarpackich, le śnej towarzyszył rozwój spłaszcze ń zajmuj ących rów przedgórski. Na podstokowych – pedymentów (m.in. na słabiej obni Ŝonym w neogenie Wy Ŝynie Lubelskiej) . W Karpatach, Przedgórzu Sudeckim stara rze źba stopniowo podnoszonych i została cz ęś ciowo zagrzebana przez degradowanych, stan zachowania form ró Ŝne osady , ponad które wyrastaj ą neoge ńskich nawi ązuje do odporno ści twardzielcowe góry wyspowe. Na przewa Ŝaj ących zespołów skalnych. W wysokiej Wy Ŝynie Krakowskiej i w dzisiejszej rze źbie przetrwały tylko Sudetach, wyodr ębnionych w neogenie fragmenty zrówna ń szczytowych, jako skomplikowany zr ąb, zachowały spłaszczone grzbiety i garby, faliste si ę natomiast fragmenty powierzchni, obszary działowe i odosobnione góry której przypisuje si ę tylko zało Ŝenie wyspowe. Od pó źnego pliocenu i paleoge ńskie. Pierwotna rze źba została wczesnego czwartorz ędu post ępuje tu jednak obni Ŝona w wyniku zarówno uwarunkowane tektonicznie i podnoszenia jak i powolnego klimatycznie przeobra Ŝanie rze źby ochłodzenia klimatu, niszczenia odziedziczonej z trzeciorz ędu.
PETROGRAFIA OSADÓW LODOWCOWYCH UCKERMARK , PN .-WSCH . B RANDENBURGIA
Maria Górska Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Maksymalny zasi ęg fazy pomorskiej - prze śledzenie zmienno ści w Uckermark wykształcony jest w postaci przewodnich i wska źnikowych narzutnia- kraw ędzi sedymentacyjnych, tworz ących ków skandynawskich, zespół lobów lodowcowych Uckermär- - wyznaczenie zachodniej granicy kischer, Joachimsthal-Ringelwalder, tzw. lobu Odry na podstawie cech Parsteiner (Geinitz 1915, 1922). Badania petrograficznych i strukturalno-tekstura- terenowe zlokalizowano w 12 lnych osadów lodowcowych. stanowiskach (eksploatowane Ŝwirownie i Do pierwszych wniosków nale Ŝy kopalnie piasku oraz naturalne odkrywki), potwierdzenie znanej z literatury gdzie analizowano facje Ŝwirów i piasków prawidłowo ści zale Ŝno ści liczebno ści fluwioglacjalnych. grupy petrograficznej od frakcji (Schulz Prowadzone badania miały na celu: 1996, Rutkowski, 1995) rozpoznanej na - okre ślenie zró Ŝnicowania pod przykładzie krzemieni i wapieni wzgl ędem petrograficznym osadów strefy mezozoicznych. Typowa dla osadów czołowej, zaplecza i przedpola fazy akumulacji lodowcowej fazy pomorskiej w pomorskiej w obr ębie lobu Odry, Meklemburgii i Pomorzu Przednim - rozpoznanie cech petrogra- wysoka ilo ść łupków paleozoicznych ficznych, rozró Ŝniaj ących osady lobu Odry frakcji Ŝwirowej 4-10 mm (Rühberg i od osadów wyst ępuj ących w strefie Krienke 1977), jest potwierdzona równie Ŝ czołowomorenowej na zachód i wschód od bie Ŝą cymi badaniami. Liczebno ść dwóch tej formy, głównych grup petrograficznych, które oznacza si ę w materiale narzutowym osadów morenowych Uckermark to jest
- 50 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wapieni paleozoicznych i skał W analizie narzutniaków skandy- krystalicznych, to najwa Ŝniejsza cecha nawskich frakcji 20-60 mm petrograficzna odró Ŝniaj ąca osady fazy sklasyfikowano eratyki przewodnie i pomorskiej od np. fazy leszczy ńsko- wska źnikowe, pochodz ące z tych samych pozna ńskiej w Wielkopolsce. Materiał obszarów macierzystych. Bogato repre- narzutowy Uckermark charakteryzuje si ę zentowana jest środkowoszwedzka przewag ą skał krystalicznych nad Dalarna (porfiry Bredvad i Grönklitt, wapieniami paleozoicznymi; w piaskowiec Dala) i południowoszwedzki Wielkopolsce stosunek ten jest odwrotny. Småland (porfir Påscallavik, czerwony Zwraca uwag ę równie Ŝ zale Ŝno ść granit Växjö). Porfiry kwarcowe z Wysp wielko ści głównych grup petrograficznych Alandzkich wyst ępuj ą w ka Ŝdym od litologii. Osady typowo Ŝwirowe, stanowisku Uckermark, ale ich ilo ść jest buduj ące strefy fore-set sandrów, maj ą zdecydowanie mniejsza w porównaniu ze przeci ętnie wi ęcej skał krystalicznych (np. stanowiskami, poło Ŝonymi na Pomorzu. W Milmersdorf, Götschendorf, Althütten- osadach Uckermark sklasyfikowano te Ŝ dorf). Ich zawarto ść maleje na korzy ść piaskowce Hardeberga ze Skanii, wapieni paleozoicznych w osadach gliny piaskowce Kalmar oraz charakterystyczne, ablacyjnej i bazalnej (Conow, Lützlow, wska źnikowe jotnickie. Obok zwykłych Stolzenhagen, Gross Ziethen). Inn ą wapieni dolnopaleozoicznych, nie zale Ŝno ść pomi ędzy populacj ą grupy maj ących Ŝadnych cech przewodnich, petrograficznej a litologi ą obserwuje si ę w nale Ŝy wymieni ć wska źnikowe, których przypadku kwarcu, którego wi ęcej obszary alimentacyjne znajduj ą si ę na oznaczono w osadach facji Wyspie Olandii (czerwone wapienie fluwioglacjalnej ni Ŝ osadach morenowych. ordowickie), mi ędzy Gotlandi ą a Olandi ą Ta zale Ŝno ść znana jest od dawna (wapienie Paleoporella) i tzw. wschodnio- (Haldorsen 1982; Böse 1989, Górska bałtyckie, na zach. od Hiuumy i Saaremy. 2000). TCG zmienia sw ą lokalizacj ę w obr ębie pn.-wsch. kra ńców Jez. Wetter.
Böse M., 1989, Methodisch-stratigraphische Studien und paläomorphologische Untersuchungen zum Pleistozän südlich der Ostsee , Berliner Geogr. Abh. 51, s. 114 Geinitz E., 1915 , Geologie von Mecklenburg-Strelitz, Mitt. großherzogl. mecklbg. geol. Landesanstalt 28 Geinitz E., 1922, Geologie Mecklenburgs, T. I, II. Verlag Hinstorff, Rostock; s. 200 + 168 Górska M., 2000, Wybrane wła ściwo ści petrograficzne vistulia ńskich moren dennych środkowej i zachodniej Wielkopolski oraz ich znaczenia dla oceny dynamiki ostatniego lądolodu, Prace PTPN 26, s. 145 Haldorsen S., 1982, The enrichment of quartz in tills, [w:] Evenson, Schlüchter, Rabassa (ed.), Till and Related Deposits. Proceedings of the INQUA-Symposia on the Genesis and Lithology of Quaternary Deposits (USA 1981, Argentina 1982): 141-150 Rühberg N., and Krienke H.-D., 1977, Zur Geschiebeführung der Weichselgrundmoräne im westlichen Odermündungsgebiet , Z. geol. Wiss., Berlin 5(6): 805-813 Rutkowski J., 1995, Badania petrograficzne Ŝwirów. Petrographic investigation of gravels , [w:] Mycielska-Dowgiałło, Rutkowski (red.), Badania osadów czwartorz ędowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. Researches of Quaternary sediments. Some methods and interpretation of the results: 133-150. Schulz W., 1996, Zur Bedeutung der Korngröße bei Geschiebezählungen, Der Geschiebesammler 29(3): 91-10
- 51 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
NARZUTNIAKI SKANDYNAWSKIE POJEZIERZA MYŚLIBORSKIEGO
Maria Górska Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Osady maksymalnego zasi ęgu liczne łupki paleozoiczne TU, były lądolodu skandynawskiego fazy separowane równie Ŝ w osadach pomorskiej na Poj. My śliborskim zostały polodowcowych polskiej cz ęś ci lobu Odry. przebadane pod k ątem składu W materiale narzutowym frakcji petrograficznego frakcji Ŝwirowej (4-10 kamienistej zdecydowanie najlepiej mm) oraz kamienistej (20-60 mm) w reprezentowany jest region Sm ĺland w pd.- czterech stanowiskach, zlokalizowanych w wsch. Szwecji (m.in. granity Sm ĺland i nadal eksploatowanych (Golice, Chełm Vänge, czerwone i szare granity Växjö, Górny) oraz nieczynnych (Trzci ńsko kwarcyty Västervik, piaskowce Tessini). Zdrój, Łaziszcze) kopalniach Ŝwiru. Druga liczna grupa eratyków przewodnich Zastosowano metodyk ę prac pochodzi ze Skanii (piaskowce Hardeberga analitycznych zaproponowan ą przez i Höör) i s ąsiedniego Bornholmu. W Trembaczowskiego (1961, 1967), Böse osadach Pojezierza My śliborskiego (1989), Rutkowskiego (1995) oraz Meyera obserwuje si ę skały pochodz ące z Wysp (1983), Smeda (1993, 1994) i Zandstr ę Alandzkich; jest ich w osadach (1999). polodowcowych tego regionu wyra źnie Frakcj ę Ŝwirow ą, 4-10 mm, tworz ą mniej w porównaniu z osadami przede wszystkim skały krystaliczne K i polodowcowymi np. Poj. Drawskiego. wapienie dolnopaleozoiczne PK. We Pojedyncze egzemplarze narzutniaków wszystkich analizowanych stanowiskach przewodnich miały swoje nisze zaobserwowano stały udział około 2% alimentacyjne w okolicach Sztokholmu i czerwonych wapieni ordowickich, Uppsali oraz w środkowej Szwecji, w pochodz ących z Olandii. Równie stabilnie, Dalarnie. cho ć liczniej (15-20%), obecne s ą w Teoretyczne centrum głazowe osadach polodowcowych Poj. osadów polodowcowych Poj. My śliborskiego piaskowce. Typowe dla My śliborskiego zmienia sw ą lokalizacj ę fazy pomorskiej Uckermark i Pomorza nieznacznie, w obr ębie pn. cz ęś ci Småland. Przedniego (Rühberg, Krienke, 1977)
Böse M., 1989, Methodisch-stratigraphische Studien und paläomorphologische Untersuchungen zum Pleistozän südlich der Ostsee , Berliner Geogr. Abh. 51, s. 114 Meyer K.-D., 1983 , Indicator pebble and stone count methods , [w:] Ehlers (ed.), Glacial deposits in North-West Europe, Balkema, Rotterdam: 275-287 Rutkowski J., 1995, Badania petrograficzne Ŝwirów. Petrographic investigation of gravels , [w:] Mycielska-Dowgiałło, Rutkowski (red.), Badania osadów czwartorz ędowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. Researches of Quaternary sediments. Some methods and interpretation of the results: 133-150. Rühberg N., and Krienke H.-D., 1977, Geschiebeführung der Weichselgrundmoräne im westlichen Odermündungsgebiet, Z. geol. Wiss., Berlin 5(6): 805-813 Smed P., 1993, Indicator studies: a critical review and a new data - presentation method , Bull. of the Geol. Soc. of Denm. 40: 332-340 Smed P., 1994, Steine aus dem Norden. Geschiebe als Zeugen der Eiszeit in Norddeutschland , Gebrüder Borntraeger. Berlin, Stuttgart; s. 194 Trembaczowski J., 1961, Contributions methodiques aux tudes granulometriques et petrographiques des d ts morainiques , Ann. Univ. M. Curie-Skłodowska, sec. B, 16, p. 63-95, no. 3.
- 52 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Trembaczowski J., 1967, Granulometryczno-petrograficzna charakterystyka glin zwałowych Wysoczyzny Koni ńskiej, Pr. Inst. Geol., 48, p. 147-162. Zandstra J.G., 1999, Platenatlas van noordelijke kristalijne gidsgesteenten, Backhuys Publishers , Leiden, s. 412
ZMIANY W RZE ŹBIE DEN DOLINNYCH I KORYT RZECZNYCH W SUDECKIEJ CZ ĘŚ CI DORZECZA MORAWY PO POWODZI W LIPCU 1997
Mojmír Hrádek Institute of Geonics, Branch Brno, Academy of Sciences of C.R., Brno
W trakcie powodzi w lipcu 1997 r. odcinkach dolin, na stokach górskich, przekroczone zostały warto ści progowe gdzie koryta o spadku podłu Ŝnym powy Ŝej przepływów, umo Ŝliwiaj ące metamorfoz ę 50‰ zostały poddane silnej erozji i den dolinnych i koryt rzecznych. W pozbawione wcze śniejszego Ŝwirowego wyniku prac dokumentacyjnych rumowiska zalegaj ącego na ich dnach. prowadzonych po lipcowej powodzi 1997 Lokalnie, w rozszerzeniach i miejscach r. w dolinach rzek bior ących pocz ątek w zmniejszenia spadku (górny odcinek górskich obszarach Masywu Śnie Ŝnika, Moravy, Krupá, dopływy Brannej) Gór Rychlebskich (Morava i Krupá) i dochodziło do akumulacji Ŝwirowej i Hrubego Jesenika (Branná i Desná) (Gába, roztokowania. Wskutek erozji wstecznej w Gába 1997, Vít et al. 1998, Hrádek 1999, korytach roztokowych powstawały 2000) oraz pó źniejszego monitoringu w rozci ęcia o gł ęboko ści do 2,5 m (Gába, ramach grantu IAA3086903, Gába 1997). U podnó Ŝy stoków tworzyły realizowanego w latach 1999-2002, si ę płaskie sto Ŝki napływowe, w obr ębie stwierdzono wyst ępowanie licznych których tak Ŝe dochodziło do roztokowania przekształce ń natury erozyjnej i koryt (na przykład na Černym potoku). akumulacyjnej. Przejawiały si ę one erozj ą W pełnym wymiarze boczn ą wzdłu Ŝ koryt rzecznych, geomorfologiczne efekty przepływów akumulacj ą i erozj ą w obr ębie teras powodziowych ujawniły si ę w kr ętych zalewowych, powodowan ą przez korytach w środkowych biegach rzek, przepływy pozakorytowe, rozwojem gdzie spadek wynosił 20-40‰. Źródłem odsypów bocznych i krewas, grubego materiału Ŝwirowego były koryta roztokowaniem w nanosach Ŝwirowych, wyprz ątane z rumowiska dennego (B řezina powstaniem glifów krewasowych, nowych 1998) i znacznie rozszerzone w wyniku koryt powodziowych i awulsjami. Przy erozji bocznej, a tak Ŝe starsze pokrywy rekordowo wysokich przepływach główny Ŝwirowe zalegaj ące w dnach dolin. W wpływ na przebieg metamorfozy den szerokim do 200 m dnie doliny Brannej dolinnych miały wyj ątkowo du Ŝa ilo ść doszło do poszerzenia koryta z pierwotnej transportowanego materiału wleczonego, szeroko ści 5 m do 40, a nawet 80 m, w szeroko ść dna doliny i spadek podłu Ŝny dolinie Desny koło Lou čnej n. Desn ą do 90 koryta oraz obecno ść form m (Gába, Gába 1997). Równocze śnie antropogenicznych zmieniaj ących doszło do zdarcia cienkiej (do 0,5 m) naturaln ą rze źbę dolin. Przebieg odcinków pokrywy pylastych glin aluwialnych. uregulowanych oraz nasypów drogowych i Podcinanie brzegów powodowało ruchy kolejowych powoduj ących zw ęŜ enie dna masowe, zarówno na kraw ędziach koryt doliny decydowały o poło Ŝeniu koryt jak i na zboczach dolin. Akumulacja powodziowych. Wa Ŝną rol ę odegrały Ŝwirów zachodziła w obr ębie samych kotliny dziel ące doliny na mniejsze poszerzonych koryt lub poza korytem, na segmenty. Transport materiału Ŝwirowego powierzchni teras zalewowych w formie zapocz ątkowany został w górnych odsypów o szeroko ści do 10 m.
- 53 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Wcześniejsze systemy regulacji koryt stanach wody uniemo Ŝliwia przepływ w uległy całkowitemu zniszczeniu. Pod kierunku dawnego koryta powodziowego. koniec epizodu powodziowego Formy erozyjne wyst ępuj ą tak Ŝe w powszechne było roztokowanie koryt, odcinkach kotlinowych, gdzie spadek nie zachodz ące w osadach dennych przekracza 10‰. W rozszerzeniu doliny wypełniaj ących znacznie poszerzone Desnej koło Filipova stwierdzony został koryta oraz na powierzchniach płaskich przypadek rozdzielenia si ę koryta sto Ŝków napływowych przy wylotach przelewowego o szeroko ści 20 m na dwa przełomowych odcinków rzek do kotlin ramiona, z których gł ębsze poł ączyło si ę z śródgórskich. Przykładowo, koryto głównym korytem Desny, natomiast Moravy w Hanušovicach uległo w obr ębie płytsze poł ączyło si ę z kolejnym korytem nanosów Ŝwirowych przesuni ęciu o 80 m, krewasowym. W miejscu rozdzielenia ze środka doliny pod jedno ze zboczy. W koryt pozostał Ŝwirowy odsyp boczny kotlinie poni Ŝej Starego M ěsta od niegdy ś gł ębszego koryta oraz poro śni ęta traw ą sztucznie przeło Ŝonego koryta Krupy wyspa dawnego dna doliny, natomiast ich oddzieliło si ę koryto powodziowe, którego poł ączenie nast ąpiło w pozycji pocz ątkiem była krewasa rozcinaj ąca zawieszonej. Nowo oddzielone koryto odsyp boczny, za któr ą z kolei rozwin ął si ę miało gł ęboko ść 2 m i szeroko ść 4-5 m. sto Ŝek glifu krewasowego z licznymi Krewasy ulegaj ą stopniowego spłycaniu i korytami roztokowymi, wypełniaj ący przechodz ą w płaskie sto Ŝki Ŝwirowe obni Ŝenie terasy zalewowej. W kolejnych glifów krewasowych, na powierzchni latach Ŝwirowe odsypy stopniowo których rozwijaj ą si ę systemy roztokowe. zarastały, a system roztokowy ulegał W rozszerzeniu doliny Moravy koło powolnej transformacji w stron ę wcze śniej Bohdíkova koryto powodziowe przeci ęło istniej ącego systemu koryt nasyp kolejowy, wytwarzaj ąc przelew o anastomozuj ących. Form ą typow ą dla szeroko ści 20-30 m. Obecno ść rynien odcinków przełomowych i kotlinowych korazyjnych potwierdziła mo Ŝliwo ść były erozyjne koryta przelewowe. Na 9 km mobilizacji znacznej ilo ści rumowiska odcinku doliny Brannej pomi ędzy Novymi dennego tak Ŝe w kotlinach, przy Losinami, Jind řichovem i Hanušovicami niewielkim spadku podłu Ŝnym koryta. powstało pi ęć tego typu koryt, z których “Efekt lejka” przy przepustach pod jedno - w miejscu U Pot ůč níku - nasypem kolejowym i erozja wsteczna zachowało si ę do chwili obecnej. Poło Ŝone spowodowały powstanie systemu krewas. jest ono w obr ębie obni Ŝenia terasy Pod koniec powodzi doszło na zalewowej i ma około 300 m długo ści, 10 powierzchni terasy zalewowej do lokalnej m szeroko ści i 1,6 m gł ęboko ści. Od depozycji drobnoziarnistych osadów czynnego koryta oddzielone jest ono piaszczystych z charakterystycznymi wałem Ŝwirowym, który przy normalnych poprzecznymi ripplemarkami.
WPŁYW CECH LITOLOGICZNYCH NA PODATNO ŚĆ MAGNETYCZN Ą LESSÓW Z REJONU WZGÓRZ DALKOWSKICH
Katarzyna Issmer Zakład Geomorfologii, Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet im. A. Mickiewicza, Pozna ń
Podatno ść magnetyczna ( ang. magnetic lessowe z rejonu Wzgórz Dalkowskich w susceptibility - MS) wykorzystywana jest celu poszukiwania relacji pomi ędzy w badaniach dotycz ących zmian cechami litologicznymi ( tutaj: uziarnienie i paleo środowiskowych. Badaniom zawarto ść w ęglanu wapnia) a warto ści ą podatno ści magnetycznej poddano osady podatno ści magnetycznej.
- 54 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Podatno ść magnetyczna ( χm) to Relacje pomi ędzy cechami bezwymiarowa wielko ść fizyczna litologicznymi a podatno ści ą charakteryzuj ąca zdolno ść substancji do magnetyczn ą. W badanych profilach zmian jej polaryzacji magnetycznej ( J) pod lessowych z rejonu Wzgórz Dalkowskich wpływem pola magnetycznego o nat ęŜ eniu widoczny jest generalny trend do wzrostu (H). Na warto ść podatno ści magnetycznej warto ści podatno ści magnetycznej w gór ę istotny wpływ ma skład mineralny w tym profilu, ku warstwom współczesnej gleby. zawarto ść minerałów magnetycznych, W celu okre ślenia relacji pomi ędzy węglanu wapnia i materii organicznej, jak i cechami litologicznymi a podatno ści ą ich uziarnienie. magnetycznych okre ślono współczynniki Podatno ść magnetyczna okre śla si ę korelacji oraz przeprowadzona analiz ę poprzez czasowe namagnesowanie skał regresji. Do analiz statystycznych wybrano sztucznym polem magnetycznym o małej 74 próbki, które miały zarówno okre ślon ą amplitudzie. Na warto ść podatno ści warto ść podatno ści magnetycznej (MS), magnetycznej ma przede wszystkim jak i okre ślony rozkład uziarnienia przy wpływ wielko ść i ilo ść minerałów zastosowaniu metod optycznych oraz magnetycznych (Thompson, Oldfield, okre ślon ą zawarto ść w ęglanu wapnia. 1986). Feng i Johnson (1995) przypisuj ą Współczynniki korelacji okre ślono istotn ą rol ę zawartości w ęglanu wapnia, a pomi ędzy warto ściami podatno ści wła ściwie formie jego wyst ępowania na magnetycznej a wybranymi wska źnikami uzyskiwan ą warto ść podatno ści uziarnienia uzyskanymi dzi ęki analizie magnetycznej. W poziomach paleogleb, uziarnienia przy zastosowaniu metod jak i w osadach lessowych bogatych w optycznych (Issmer 2000), takimi jak Mo – węglan wapnia obserwuj ą spadek warto ści moda, L SO – wska źnik lessowy, Uni – podatno ści magnetycznej. Na spadek wska źnik jednorodno ści, I O – wska źnik warto ści podatno ści magnetycznej we ilasto ści oraz procentow ą zawarto ści ą poziomach gleb współczesnych bogatych węglanu wapnia. w wap ń i frakcje piasku wskazuj ą de Jong W wi ększo ści analizowanych et al. (2000). stanowisk znacz ąca korelacja zaznacza si ę Z rejonu Wzgórz Dalkowskich pomi ędzy podatno ści ą magnetyczn ą (MS) wyznaczono pi ęć profili lessowych a wska źnikiem lessowym Lso, a w (Dalków, Cisów, Nielubia, Zabłocie, stanowiskach Cisów i Nielubia jest to Wierzchowice), z których pobrano próbki zale Ŝno ść odwrotna. Równie Ŝ warto ść osadów lessowych, dla których okre ślono mody (Mo) pozostaje w istotnym warto ść podatno ści magnetycznej (MS). statystycznie zwi ązku z podatno ści ą Analizy podatno ści magnetycznej magnetyczn ą (MS) i tutaj równie Ŝ dla wykonano w Laboratorium danych ze stanowiskach Cisów i Nielubia Paleomagnetycznym Zakładu Geologii zale Ŝno ść jest dodatnia. W przypadku Regionalnej i Geofizyki Pa ństwowego wska źnika ilasto ści (Io) tylko w dwu Instytutu Geologicznego w Warszawie. Do przypadkach, dla stanowiska Nielubia i pomiaru podatności magnetycznej Zabłocie zachodzi istotny statystycznie wykorzystano tzw. mostek, w tym zwi ązek, chocia Ŝ w obu przypadkach przypadku był to mostek KLY-2 firmy zale Ŝno ść ta pozostaje w odmiennych AGICO z Brna. relacjach. Wska źnik jednorodno ści tylko Uziarnienie osadów okre ślono dla osadów lessowych ze stanowiska metodami optycznymi przy zastosowaniu Zabłocie wykazuje istotny statystycznie laserowego analizatora uziarnienia zwi ązek z warto ści ą podatno ści Mastersizer Hydro 2000 firmy Malvern,. a magnetycznej (tab. 1). zawarto ść w ęglanu wapnia metod ą Scheiblera.
- 55 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Tabela 1. Warto ści statystyczne podatno ści magnetycznej Avg – średnia, Std – odchylenie standardowe, Max – warto ść maksymalna, Min - -warto ść minimalna oraz współczynniki korelacji mi ędzy podatno ści ą magnetyczn ą (MS) a cechami uziarnienia okre ślonymi przez nast ępuj ące wska źniki uziarnienia: Mo - moda, Lso - wska źnik lessowy, Uni. - wska źnik jednorodno ści, Io – wska źnik ilasto ści; wska źniki uziarnienia okre ślono na podstawie danych otrzymanych przy zastosowaniu metod optycznych
Stanowisko Warto ści statystyczne Wpółczynnik korelacji pomi ędzy podatności magnetycznej podatnościa magnetyczn ą (MS) MS [10 -6 SI u] a wska źnikami uziarnienia:
Mo Lso Uni Io [1] [2] [3] [4] [5] [6] Wierzchowice Avg 312,89 Std 69,90 -0,23 0,33 -0,11 -0,22 Max 391 Min 108 Zabłocie Avg 485,19 Std 261,68 -0,81 0,85 0,75 0,74 Max 1174 Min 179 Cisów Avg 259,60 Std 88,26 0,53 -0,64 0,39 -0,27 Max 390 Min 155 Nielubia Avg 410,20 Std 124,73 0,31 -0,33 -0,21 -0,81 Max 559 Min 167 Śrem Avg 339,67 Std 31,82 -0,39 0,48 -0,27 0,17 Max 371 Min 274 Dalków Avg 358,09 Std 76,86 -0,64 0,65 0,20 0,44 Max 510 Min 288 Łącznie Avg 364,37 Std 153,65 -0,48 0,59 -0,06 -0,28 Max 1174 Min 108
Okre ślono równie Ŝ zale Ŝno ść poszczególnych frakcjach. Dla badanych statystyczn ą, wyra Ŝon ą równie Ŝ osadów w poszczególnych stanowiskach współczynnikiem korelacji, pomi ędzy zale Ŝno ść ta jest znacz ąca dla frakcji podatno ści ą magnetyczn ą (MS) a piasku, pyłu drobnego i frakcji iłu uziarnieniem przedstawionym w postaci koloidalnego (tab. 2). procentowego udziału (% obj.) w
- 56 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Tabela 2. Współczynniki korelacji mi ędzy podatno ści ą magnetyczn ą (MS) a udziałem procentowym w głównych frakcjach uziarnienia; dane otrzymano przy zastosowaniu metod optycznych oraz zawarto ści ą w ęglanu wapnia.
Stanowisko Piasek Pył gruby Pył drobny Ił Ił CaCO 3 >100 µm 50-100 µm 20-50 µm <20 µm koloidalny [%] <2 µm Wierzchowice -0,29 -0,14 0,39 0,04 -0,22 -0,62 Zabłocie -0,78 -0,88 0,83 0,77 -0,74 -0,68 Śrem -0,37 -0,03 0,47 0,22 0,18 0,55 Nielubia 0,29 0,27 -0,01 -0,41 -0,81 -0,25 Dalków -0,59 0,02 0,73 0,19 0,44 -0,91 Cisów 0,57 -0,47 -0,59 -0,29 -0,23 -0,21 Łącznie -0,40 -0,29 0,63 0,10 -0,30 -0,27
Do podobnych wniosków doszli de podatno ści ą magnetyczn ą jest zarówno Jong et al. (2000) badaj ąc relacje moda (Mo) jak i wska źnik lessowy (Lso) a pomi ędzy warto ści ą podatno ści spo śród frakcji istotne statystycznie s ą magnetycznej a uziarnieniem dwie: frakcja piasku i pyłu drobnego. poszczególnych poziomów glebowych, Dlatego te Ŝ przeprowadzono analiz ę dla gleb typu czarnoziem i gleb regresji pomi ędzy podatno ści ą glejowych w Saskatchewan (Kanada). magnetyczn ą (MS) a mod ą (Mo), Wspomniani autorzy uzyskali dodatni ą wska źnikiem lessowym (Lso), procentow ą korelacj ę pomi ędzy warto ści ą zawarto ści ą piasku i pyłu drobnego oraz węglanu wapnia. podatno ści magnetycznej a zawarto ści ą µ Precyzyjny pomiar uziarnienia w piasku (>53 m) w badanych glebach. relacji z podatno ści ą magnetyczn ą mo Ŝe W badanych profilach lessów z istotnie wpłyn ąć na interpretacje rejonu Wzgórz Dalkowskich zaznacza si ę otrzymywanych danych trend, Ŝe wraz ze wzrostem zawarto ści paleomagnetycznych. Badania takie s ą węglanu spada warto ść podatno ści. W intensywnie prowadzone dla lessów wi ększo ści badanych profili zachodzi chi ńskich (Beer et al., 1993, An et al., wysoka ujemna korelacja pomi ędzy 1991 a, b; Zhou et al., 1990, Kukla et al., warto ści ą podatno ści magnetycznej a 1988, Vandenberghe et al., 1997) i zawarto ści ą w ęglanu wapnia w osadach ameryka ńskich (Beget et al., 1990, Feng et (tab.2). Korelacja ta uzyskuje najwy Ŝsze al., 1994 a, b). W dalszych zamierzeniach warto ści w profilach lessowych, w których dotycz ących relacji pomi ędzy podatno ści ą wyst ępuj ą nagromadzenia wtórnego magnetyczn ą a rozkładem uziarnienia jest węglanu wapnia w postaci konkrecji okre ślenie frakcji dominuj ących, które węglanowych tzw. kukiełek lessowych. mog ą mie ć decyduj ący wpływ na warto ść Na podstawie przeprowadzonych podatno ści magnetycznej. analiz mo Ŝna wskaza ć, Ŝe odpowiedni ą miar ą relacji pomi ędzy uziarnieniem a
An Z., Kukla G.J., Porter S. C., Xiao J., 1991a, Late Quaternary dust flow on the Chinese Loess Plateau , Catena 18, 125-132. An Z., Kukla G.J., Porter S. C., Xiao J., 1991b, Magnetic susceptibilty evidence of monsoon variation on the Loess Plateau of central China during the last 130,000 years , Quat. Res. 36, 29-36. Beer J., Shen C. - D., Heller F., Liu T.-S., Bonani G., Dittrich B., Suter M., Kubik P. W., 1993, Be-10 and magnetic susceptibility in Chinese loess , Earth Planet. Sci. Lett. 20, 57-60.
- 57 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Beget J. E., Stone D. B. Hawkins D. B., 1990, Paleoclimatic forcing of magnetic susceptibility variations in Alaskan loess during the late Quaternary , Geology 18, 40- 43. de Jong E., Pennock D. J., Nestor P. A., 2000, Magnetic susceptibilty of soils in different slope positions in Saskatchewan, Canada, . Catena 40, 291-305. Feng Z. – D., Johnson W. C., 1995 , Factors affecting the magnetic susceptibilty of a loess- soil sequence, Barton County, Kansas, USA , Catena 24, 25-37. Feng Z. – D., Johnson W. C., Lu Y. – C., Sprowl D. R., 1994a, Temporal variations in loess depositional environment in central Kansas during the past 400,000 years , Earth Surf. Process. Landforms 19, 2, 55-68. Feng Z. – D., Johnson W. C., Lu Y. – C., Ward P. A., 1994b, Climatic signals from loess- soil sequences in the central Grat Plains, U.S.A, Palaeogeor. Paleoecol. Palaeoclimatol. 110, 3-4, 345-358. Issmer K., 2000, Pó źnoplejstoce ńskie osady lessowe na seriach glacjalnych północno- zachodniej Polski oraz ich paleogeograficzne znaczenie, PTPN, 27, 1-151. Kukla G., Heller F., Liu X. M., Xu T. – C., Liu T. – S., An Z. – S., 1988, Pleistocene climates in China dated by magnetic susceptibilt, Geology 16, 811-814. Thompson R., Oldfield R., 1986, Environmetal Magnetism . London. Vandenberghe J., An Z. S., Nugteren G., Lu H., Van Huissteden J., 1997, New absolute time scale for the Quaternary climate in the Chinese loess region by grain-size analysis , Geology 25, 1, 35-38. Zhou L. – P., Oldfield F., Wintle A. G., Robimson S. G., Wang J. –T., 1990, Partly pedogenic origin of magnetic variations in Chinese loess , Nature, 346, 737-739.
JEZIORA EOLICZNE MIĘDZYRZECZA WISŁY I PILICY – PROBLEM GENEZY I WIEKU
Bartłomiej Ja śkowski, Robert Sołtysik Instytut Geografii, Akademia Świ ętokrzyska Jana Kochanowskiego,Kielce
Mi ędzyrzecze Wisły i Pilicy to Podobnie jest w przypadku jezior obszar, w obr ębie którego znajduje si ę świ ętokrzyskich. Do niedawna s ądzono, Ŝe wiele skupisk jezior. Tylko niewiele z nich region świ ętokrzyski pozbawiony jest zostało zinwentaryzowanych przez naturalnych śródl ądowych zbiorników Choi ńskiego (1995). Zostały one wodnych. Wyst ępuj ące tu jeziora nie zlokalizowane w cz ęś ci północnej i zostały wyró Ŝnione przez Choi ńskiego południowej analizowanego obszaru. (1995). Szczegółowe badania wykazały Jednak okazuje si ę, Ŝe s ą one powszechnie jednak, Ŝe w regionie tym w schyłku wyst ępuj ącymi elementami krajobrazu, plejstocenu były warunki do tworzenia skupione w trzech obszarach: Równinie zagł ębie ń terenu, które w holocenie zostały Radomskiej, Górach Świ ętokrzyskich oraz wypełnione wodą i w krajobrazie w obr ębie terenu wykraczaj ącemu na funkcjonuj ą jako jeziora (Ja śkowski, zachód oda doliny Pilicy – Niecce Sołtysik 2000). Cz ęść tych jezior, w Włoszczowskiej. Celem pracy jest próba wyniku procesów zarastania roślinno ści ą wyja śnienia genezy oraz ustalenia wieku i zabagniania, wyst ępuje współcze śnie w zagł ębie ń jeziornych. formie kopalnej (Ja śkowski, Sołtysik Na Równinie Radomskiej znajduj ą 1996). si ę zbiorniki jeziorne o powierzchniach W regionie świ ętokrzyskim lustra wody od kilku do kilkudziesi ęciu stwierdzono ponad sto kilkadziesi ąt hektarów. Towarzysz ą one wydmom, małych, płytkich, najcz ęś ciej owalnych których zespoły s ą bardzo cz ęsto formami jezior, które wyst ępuj ą pojedynczo oraz w okalaj ącymi jeziora. Wyst ępuj ą one w grupach od kilku do kilkunastu. Wi ększe skupiskach, b ądź pojedynczo. skupiska jezior stwierdzono w okolicach
- 58 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Gnie ździsk, Rykoszyna, Mniowa oraz na Du Ŝe skupiska jezior ró Ŝnych obszarze mi ędzy Ił Ŝą , Starachowicami i rozmiarów stwierdzono równie Ŝ w Ostrowcem Świ ętokrzyskim. Pojedyncze okolicach Włoszczowy. Znajduj ą si ę stwierdzono tak Ŝe w wielu innych zarówno po wschodniej stronie Pilicy, lecz cz ęś ciach regionu. Znaczne nagromadzenie tak Ŝe po zachodniej – poza analizowanym jezior na analizowanym obszarze obszarem. spowodowało, Ŝe obszar ich wyst ępowania Jeziora maj ą z reguły mał ą nazwano Pojezierzem Świ ętokrzyskim powierzchni ę i niewielk ą gł ęboko ść . (Ja śkowski, Sołtysik 2000). Jednocze śnie Szybko wi ęc ulegaj ą fosylizacji osadami nale Ŝy zaznaczy ć, Ŝe nazw ę jako obszaru biogenicznymi. Obecnie jeziora te s ą w wyst ępowania du Ŝej ilo ści naturalnych róŜnych stadiach zaniku. Wody jezior zbiorników wodnych jednolitej genezie wypełniaj ą zagł ębienia deflacyjne lub te Ŝ (por. Kondracki, 1957, 1968). wyst ępuj ą w formie zbiorników Wszystkie stwierdzone dotychczas w podpartych przez wydmy, które regionie świ ętokrzyskim jeziora s ą przegrodziły poprzecznie starsze doliny. genetycznie zwi ązane z procesami Badania radiow ęglowe, TL oraz wst ępne eolicznymi (poza jeziorami krasowymi palinologiczne wskazuj ą, Ŝe zagł ębienia okolic Staszowa). jezior formowane były w pó źno- vistulia ńskim cyklu eolicznym.
Choi ński A., 1995, Katalog jezior Polski , cz. 3: Jeziora Wielkopolsko-Kujawskie i jeziora na południe od linii zasi ęgu zlodowacenia bałtyckiego. Wyd. Nauk. UAM, Pozna ń, s. 1- 149. Ja śkowski B., Sołtysik R., 1996 , Morfologiczne uwarunkowanie wybranych torfowisk Gór Świ ętokrzyskich , 45. Zjazd Pol. Tow. Geogr., Słupsk – Ustka 18-21.09.1996, Wyd. Inst. Geogr. WSP w Słupsku, s. 88-89. Ja śkowski B., Sołtysik R., 2000, Geneza i wiek Pojezierza Świ ętokrzyskiego oraz walory przyrodniczo-krajobrazowe jego ekosystemów wodno-torfowiskowo-wydmowych ., [w:] S. Radwan, Z. Lorkiewicz (red.) Problemy ochrony i u Ŝytkowania obszarów wiejskich o du Ŝych walorach przyrodniczych. Wyd. UMCS, Lublin, s. 137-142. Kondracki J., 1957 , Na marginesie artykułu M. Janiszewskiego i głosu w dyskusji A. Chałubi ńskiej , Przegl. Geogr., 29, s. 171-175. Kondracki J., 1968, Fizycznogeograficzna regionalizacja Polski i krajów s ąsiednich w systemie dziesi ętnym , Prace Geogr. IG PAN, 69, s. 13-41.
WŁA ŚCIWO ŚCI GLEB NA TLE WYKSZTAŁCENIA POKRYW STOKOWYCH W WYBRANYCH KATENACH BIESZCZADÓW WYSOKICH
Andrzej Kacprzak Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytet Jagiello ński, Kraków
Badania, których wyniki rozległych, uwarunkowanych litologicznie zaprezentowano, prowadzono w katenach spłaszczeniach u podnó Ŝa stoków. W stokowych pomi ędzy Połonin ą Cary ńsk ą a górnej cz ęś ci kateny obserwuje si ę Wielk ą Rawk ą, oraz na stokach zmniejszenie mi ąŜszo ści poziomów otaczaj ących dolin ę Terebowca. mineralnych, przy równoczesnym wzro ście Mi ąŜ szo ść pokryw stokowych i mi ąŜ szo ści poziomów organicznych i wytworzonych z nich gleb w badanej mineralno-organicznych. cz ęści Bieszczadów wynosi przeci ętnie 70- W terenie bada ń przewa Ŝaj ą 80 cm. Wi ększe mi ąŜ szo ści pokryw utwory o stosunkowo lekkim składzie obserwuje si ę tylko na stosunkowo mechanicznym - gliny, gliny piaszczyste, a
- 59 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 tak Ŝe pyły piaszczyste. Brak widocznego kateny stokowej, a jej wykształcenie jest zró Ŝnicowania składu granulomerycznego ści śle zwi ązane z litologi ą i sposobem badanych gleb w uj ęciu przestrzennym, wietrzenia skał podło Ŝa. S ą to zazwyczaj mimo du Ŝej ró Ŝnorodno ści frakcjonalnej utwory szkieletowe gliniasto-gruzowe, w skał podło Ŝa. We wszystkich badanych których cechy petrograficzne wi ększo ści profilach obserwowano wzrost zawarto ści cz ęś ci gruzowych nawi ązuj ą do litologii frakcji piasku w poziomach podło Ŝa. W obr ębie tej pokrywy rozwin ęły powierzchniowych przy równoczesnym si ę poziomy glebowe C, R oraz sp ągowe zmniejszeniu si ę ilo ści cz ęś ci spła- cz ęś ci poziomów Bbr/C. Na pokrywie wialnych. zwietrzelinowej zalega pokrywa osadów Badania metod ą XRD wykazały, stokowych nosz ących znamiona Ŝe pokrywy stokowe o mi ąŜ szo ści ok. 1 m przemieszczania soliflukcyjnego. Tworz ą maj ą zbli Ŝony skład mineralny do profili ją utwory gliniasto-szkieletowe z wietrzeniowych usytuowanych w górnej płytowym gruzem piaskowcowym cz ęś ci kateny (Kacprzak, Skiba 2000). Ich uło Ŝonym równolegle do powierzchni skład mineralny cz ęsto wyra źnie ró Ŝni si ę stoku. W obr ębie tej pokrywy uformowały od składu mineralnego zwietrzelin skał w si ę glebowe poziomy Bbr i Bbr/C. bezpo średnim podło Ŝu profili. Skład Pokrywa ta nie wyst ępuje w najwy Ŝszych mineralny badanych pokryw stokowych, partiach badanych katen. Wy Ŝej wyst ępuje podobnie jak uziarnienie, wykazuje pewn ą pokrywa deluwialno-soliflukcyjna. S ą to homogenizacj ę. gliny i pyły piaszczyste z gruzem. W Odczyn badanych gleb jest z wi ększo ści przypadków zawieraj ą około reguły silnie kwa śny b ądź kwa śny. We 50% frakcji piasku. Pokrywa ta w wszystkich badanych profilach zaznacza badanym terenie obejmuje wi ększo ść si ę wzrost odczynu w gł ąb profilu, cz ęsto o poziomów Ah i ABbr. Najwy Ŝsz ą pokryw ę charakterze skokowym. Podobne w terenie bada ń stanowi ą grawitacyjno- prawidłowo ści obserwuje si ę w przypadku eluwialne pokrywy blokowe i gruzowe. wysycenia kompleksu sorpcyjnego Wyst ępuj ą one w partiach grzbietowych zasadami (V). Przeprowadzone oraz na stromych odcinkach stoków laboratoryjne analizy zawarto ści w ęglanów uwarunkowanych litologicznie. potwierdziły odwapnienie pokryw Utwory zwietrzelinowe in situ oraz stokowych i gleb w terenie bada ń. pokrywy grawitacyjne stanowi ą utwory Przeprowadzone badania w macierzyste dla gleb litogenicznych – poł ączeniu z danymi zebranymi w trakcie litosoli i regosoli oraz rankerów. Gleby te wielkoskalowych prac gleboznawczo- najwi ększe powierzchnie zajmuj ą w kartograficznych (Skiba i in. 1996, 1998) górnych cz ęś ciach badanych katen, cho ć pozwalaj ą na wyró Ŝnienie na terenie wyst ępuj ą tak Ŝe na uwarunkowanych Bieszczadów Wysokich dwóch litologicznie stromych odcinkach stoków podstawowych typów utworów w obr ębie całej kateny. macierzystych gleb. S ą to: utwory Utworami macierzystymi gleb na zwietrzelinowe in situ , genetycznie przewa Ŝaj ącej powierzchni terenu bada ń s ą zwi ązane ze skałami podło Ŝa oraz przemieszczone pokrywy stokowe. W pokrywy przemieszczone i przekształcone badanym terenie przejawem istnienia przez procesy morfogenetyczne i nieci ągło ści litologiczno-pedogenicznych pedogenetyczne działaj ące w obr ębie jest powszechne wyst ępowanie na stokach stoku. gleb brunatnych kwa śnych bez wzgl ędu na W sp ągu badanych profili zawarto ść składników alkalicznych w wyst ępuje pokrywa zwietrzelinowa. litych skałach podło Ŝa. Wyst ępuje ona we wszystkich cz ęś ciach
Kacprzak A., Skiba M., 2000, Uziarnienie i skład mineralny jako wska źniki genezy utworów macierzystych gleb , Roczniki Bieszczadzkie 9, s. 169-181. Skiba S., Drewnik M., Drozd J., Klimek M., Pr ędki R., Szmuc R. oraz Uziak S., Chodorowski J., Melke J., Jała Z., 1996, Mapa Gleb Bieszczadzkiego Parku Narodowego 1:10 000 , (mnsc).
- 60 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Skiba S., Drewnik M., Pr ędki R., Szmuc R., 1998, Gleby Bieszczadzkiego Parku Narodowego , Monografie Bieszczadzkie t. 2, Ustrzyki Dolne, ss. 88.
HOLOCE ŃSKA PALEOHYDROLOGIA ŚRODKOWEJ WIEPRZY W ŚWIETLE CECH SEDYMENTOLOGICZNYCH OSADÓW KORYTOWYCH
Jacek Kaczmarzyk Instytut Geografii Pomorskiej Akademii Pedagogicznej, Słupsk
Przedmiotem bada ń autora było 7 dennokorytowe badanych paleomeandrów paleomeandrów zlokalizowanych na składaj ą si ę piaski średnioziarniste, które terasie zalewowej rynnowego odcinka lokalnie przechodz ą w piaski doliny Wieprzy mi ędzy Sławnem a gruboziarniste (przede wszystkim w strefie Staniewicami. Przebadane paleokoryta nurtu) i piaski drobnoziarniste (głównie na Wieprzy s ą analizowane jako skutek wypłycaj ących si ę skłonach łach zmieniaj ących si ę w czasie warunków meandrowych). Odchylenie standardowe funkcjonowania rzeki tj. budowy informuje o średnio dobrym i średnim geologicznej, szaty ro ślinnej, warunków stopniu wysortowania, charakterystycznym klimatycznych i aktywno ści człowieka, dla osadów korytowych. Dla wi ększo ści decyduj ących o charakterze obiegu wody i próbek warto ści wska źnika sko śno ści osadów na danym terenie. Uwzgl ędniono graficznej mieszcz ą si ę w przedziale od – tak Ŝe fakt, Ŝe w dowolnym czasie na 0,1 do +0,1, co wskazuje, Ŝe udział ziaren hydrodynamiczne warunki przepływu frakcji grubszych i drobniejszych od ziaren wody i osadów ma wpływ aktualny stan frakcji o maksymalnej cz ęsto ści jest koryta. podobny i najcz ęś ciej nie wykazuje Zestaw badanych paleomeandrów wyra źnej przewagi Ŝadnej z nich. pozwolił na ocen ę i wnioskowanie o Wska źniki uziarnienia w skali procesach fluwialnych Wieprzy i jej pojedynczego paleomeandra pozwalaj ą ewolucji w ci ągu ostatnich ponad 7000 skutecznie wnioskowa ć o tysi ęcy lat. hydrodynamicznych cechach przepływu W pierwszym etapie bada ń wody jako atrybutach środowiska okre ślona została przydatno ść parametrów sedymentacyjnego zakoli rzecznych. geometrii paleokoryt jako źródła Cechy uziarnienia osadów korytowych i informacji paleohydrologicznych. Analiza morfologia badanych paleomeandrów, statystyczna tych parametrów wskazała na umo Ŝliwiły okre ślenie rozmieszczenia stref istnienie mi ędzy nimi niezbyt silnych morfodynamicznych: Strefa I o zwi ązków. Najwy Ŝszy wska źnik korelacji podwy Ŝszonej energii i dynamice stwierdzono mi ędzy szeroko ści ą a przepływu (strefa nurtu głównego i gł ęboko ści ą koryta, wyra źnie ni Ŝsze ewentualnie jego odgał ęzie ń) oraz stref (II pomi ędzy wysoko ści ą fali meandra a i III) spokojniejszego przepływu o wska źnikiem kształtu koryta (W/H) oraz niewielkiej lub wygasaj ącej energii i pomi ędzy długo ści ą fali meandra a najcz ęś ciej mniejszej dynamice (górna stosunkiem krzywizny (Rc/W). Brak cz ęść łachy meandrowej, łacha wsteczna, silnych zwi ązków pomi ędzy parametrami strefy przylegaj ące do brzegów). Poło Ŝenie paleokoryt, wskazywanie przez nie tych stref wykazuje zwi ązki z kształtem i niejednakowych i niesynchronicznych parametrami zakoli w układzie poziomym. tendencji zmian zadecydowało o ich małej Stwierdzona jednorodno ść (drobno- przydatno ści dla interpretacji ziarnisto ść i w ąskie spektrum wielko ści paleohydrologicznych. ziaren, jednorodno ść stopnia ich obróbki) Analiza wska źników uziarnienia osadów dennokorytowych jest czynnikiem osadów dennokorytowych Wieprzy sprzyjaj ącym transportowi rumowiska. dostarczyła informacji o cechach Koryta zbudowane z takich osadów litologicznych badanych osadów. Na osady stwarzaj ą warunki do du Ŝej zmienno ści
- 61 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 nat ęŜ enia i rodzajów procesów transportu okre ślaj ące warunki funkcjonowania w ró Ŝnych cz ęś ciach koryta w zale Ŝno ści geoekosystemu doliny Wieprzy. od wielko ści i nat ęŜ enia przepływu. Wpływ ingerencji człowieka na Wpływ oporów transportu wynikaj ących rozwój procesów fluwialnych w starszych ze średnicy ziaren materiału paleomeandrach jest praktycznie dennokorytowego był w badanych niedostrzegalny, a w młodszych zaznacza paleomeandrach Wieprzy niewielki. si ę stosunkowo słabo. Najwyra źniej, W badanej cz ęś ci holocenu nast ąpiło zaznaczył si ę w odniesieniu do paleo- około dwukrotne zmniejszenie wielko ści meandra C, otaczaj ącego wczesno- przepływu Wieprzy, co jest zgodne z średniowieczne grodzisko Wrze śnica. ogólną tendencj ą okre ślon ą dla rzek Osi ągni ęte rezultaty potwierdziły środkowej i północnej Europy i pozwala przydatno ść analiz sedymentologicznych zakłada ć, Ŝe omawiane obszary podlegały cech osadów dennokorytowych dla oceny podobnym, regionalnym zmianom zmian środowiska fluwialnego, tak Ŝe w warunków środowiskowych. zakresie paleohydrologii ilo ściowej. Okres rozwoju i kształtowania Wykorzystanie tych ustale ń dla potrzeb paleomeandra C (SA 1) był okresem predykcyjnych jest obarczone du Ŝą doz ą najwi ększej aktywno ści fluwialnej ryzyka, co wi ąŜ e si ę z trudno ściami w Wieprzy w badanej cz ęś ci holocenu, a o ocenie rozmiarów przyszłej bezpo średniej i skali tej aktywno ści zadecydowały pośredniej ingerencji człowieka w czynniki naturalne i antropogeniczne funkcjonowanie geoekosystemów dolinnych.
FUNKCJONOWANIE STREFY MARTWEGO LODU I ODPŁYW WÓD ROZTOPOWYCH NA PRZEDPOLU LODOWCA HANSA (P OŁUDNIOWY SPITSBERGEN )
Andrzej Karczewski, Ryszard Paluszkiewicz, Grzegorz Rachlewicz, Witold Szczuci ński Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Ewolucja i zanik stref martwego maksymalnym zasi ęgiem tego lodowca lodu w obszarach polarnych s ą podczas Małej Epoki Lodowej. przedmiotem zainteresowania zarówno ze Morfologicznie, wschodnie zaplecze tego wzgl ędu na ich rol ę wska źnika wału stanowi płask ą i falist ą, relatywnie współczesnych zmian klimatycznych jak i stabilną, moren ę na martwym lodzie. jako aktualistycznego modelu deglacjacji Powstanie pokryw jest w du Ŝym stopniu arealnej zlodowace ń plejstoce ńskich (z uwarunkowane aktywn ą tektonik ą zachowaniem koniecznych zało Ŝeń lodowcow ą, wynosz ącą osady subglacjalne odno śnie skali zjawisk i ich dynamiki). na jego powierzchni ę i obfit ą dostaw ą W latach 1996-2001 badaniom materiału okruchowego z pobliskich została poddana zachodnia strefa zboczy (inkorporowane moreny boczne). marginalna lodowca Hansa (wybrze Ŝe Badania obejmowały kartowanie Hornsundu, południowy Spitsbergen). Jest geologiczne i geomorfologiczne, to obszar wykształcony w postaci wykonanie profili topograficznych w celu martwego lodu przykrytego izoluj ącą porównania z istniej ącymi mapami, pokryw ą osadow ą o mi ąŜ szo ści od sezonowe obserwacje terenowe oraz kilkunastu cm do 2 m. Od zachodu jest on dokumentacj ę zmian brył martwego lodu i zako ńczony wysokim na ponad 30 m pokrywaj ących je osadów, pomiary wałem termino-lateralnej moreny z j ądrem przepływu w ciekach proglacjalnych oraz lodowym, która jest wi ązana z
- 62 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 eksperymenty terenowe (okre ślanie zjawiskiem stałym w okresie ablacyjnym. izolacyjnej roli pokryw). Odpływ wykorzystuje starsze szlaki, tak Ŝe Porównanie profili morfolo- te wyst ępuj ące w martwym lodzie w gicznych z mapy z roku 1984 z pomiarami postaci kanałów inglacjalnych i szczelin. z 1998 ukazało obni Ŝenie zachodniego W ten sposób obszar martwego lodu wału z j ądrem lodowym średnio o 1-2 m, tworzy “masyw kriokrasowy”. maksymalnie o ponad 4 m. Przy przyj ęciu Rozpoznane zostały jaskinie lodowe o zało Ŝenia o porównywalnym tempie wymiarach przekraczaj ących 150 m 3. wytapiania rdzenia lodowego po Małej Ulegaj ą one jednak ci ągłej, stopniowej Epoce Lodowej, wysoko ść wzmianko- degradacji. Porównanie wielko ści wanego wału mogła by ć do 20 m wi ększa. przepływów przed ich wlotem do ponorów Jako główne procesy oddziałuj ące w martwym lodzie i w wywierzyskach na ewolucj ę i zanik brył martwego lodu wskazuje na zło Ŝono ść cyrkulacji w nale Ŝy wymieni ć: osuwiska, spływy obr ębie martwego lodu, zapewne z błotne, obrywy, selektywn ą ablacj ę oraz wyst ępowaniem retencji w pod- lub termoerozj ę brzegów strumieni śródlodowych zbiornikach. proglacjalnych. Na szczególn ą uwag ę Badania wykonano w ramach zasługuj ą te ostatnie, poniewa Ŝ przy mniej grantu KBN Nr 6 PO4E 016 10. lub bardziej epizodycznym oddziaływaniu W. Szczuci ński korzystał tak Ŝe z procesów zwi ązanych z ruchami fnansowania stypendium Europa Fellows. masowymi, działalno ść strumieni jest
STRUKTURY GLACJOTEKTONICZNE MOR ĄSKICH MOREN CZOŁOWYCH
Mirosław T. Karasiewicz Zakład Geomorfologii Instytut Geografii Uniwersytet Mikołaja Kopernika, Toru ń
W okolicy jeziora Narie, na faz postojowych l ądolodu vistulia ńskiego, północno wschodnim kra ńcu Pojezierza a moreny mor ąskie wł ączyła do VIII fazy Iławskiego rze źba terenu charakteryzuje stadium pomorskiego. Ponadto wydzieliła si ę bardzo zró Ŝnicowan ą topografi ą. Na ona stref ę wewn ętrzn ą (gliniast ą), północ od Mor ąga teren podnosi si ę centraln ą i zewn ętrzn ą (spi ętrzon ą). Podaje gwałtownie osi ągaj ąc w okolicy Złotnej ogóln ą morfologi ę i budow ę wewn ętrzn ą 198,5 m n.p.m. Wyniesienia te stanowi ą moren. W kolejnej pracy autorka ta ci ąg moren określanych jako moreny (Roszko1968) moreny mor ąskie zalicza do mor ąskie. Moreny mor ąskie były fazy kaszubsko-warmi ńskiej, które rozpoznane ju Ŝ w okresie przedwojennym podlegały oscylacyjno-lobalnemu przez badaczy niemieckich. W okresie zanikowi l ądolodu.Przybylski (1990) powojennym Kondracki (1952) moreny zajmuje si ę niewielkim fragmentem moren mor ąskie zalicza do trzeciego, tzw. mor ąskich w okolicy Złotnej, i zgodnie z “osiowego” ci ągu wzniesie ń Pojezierza pogl ądem Roszkówny (1955) dzieli je na Pomorskiego, ł ączy je z morenami okolic trzy strefy (dystaln ą, centraln ą i Zalewa i wł ącza do wschodniego skrzydła proksymaln ą). Stwierdza aktywne lobu Wisły. Od Mor ąga one skr ęcaj ą na nasuni ęcie l ądolodu w tej strefie, w której wschód, stanowi ąc zachodni ą odnog ę lobu ukształtowanie podło Ŝa wpłyn ęło na Łyny. Roszkówna (1955), zalicza moreny interlobalny układ moren mor ąskie do młodszych moren fazy mor ąskich.Moreny mor ąskie składaj ą si ę z pomorskiej. W zachodniej cz ęś ci wielu wzgórz i wałów o wysoko ściach pojezierza Mazurskiego, wyró Ŝniła ona 17 wzgl ędnych od kilku do 30 m, podstaw ę
- 63 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 ich nale Ŝy przyj ąć na wysoko ści 155-160 bieguny ich płaszczyzn wskazuj ą na nacisk m n.p.m. Nie mo Ŝna jednoznacznie z kierunku 345 0. Mi ąŜ szo ść okre śli ć kierunku przebiegu wałów, poszczególnych warstw jest zmienna i najcz ęś ciej jednak dominuje ich układ wynosi od 2 cm do ponad 2 m. W wy Ŝszej równole Ŝnikowy. Mi ędzy Ł ącznem – ścianie odsłoni ęcia, o wysoko ści 5 m i Złotn ą – Jurkami moreny stanowi ą bardzo szeroko ści 2 m, od sp ągu znajduj ą si ę wyra źną kulminacje w stosunku do zaburzone warstwy piaszczysto Ŝwirowe w otoczenia, a ich wysoko ści w wielu postaci fałdów obalonych. Strefa zaburze ń miejscach przekraczaj ą 170 m n.p.m. w tej ścianie ma mi ąŜ szo ść około 2,5 m i Szeroko ść strefy moren morąskich wynosi prawdopodobnie si ęga gł ębiej. Orientacja od 2 km na wschodzie przy rynnie jez. struktur deformacyjnych wskazuje na Narie i wzrasta do 4,5 km po stronie kierunek nacisku z północnego wschodu zachodniej na linii miejscowo ści Ł ączno - (35 0). Powy Ŝej zalegaj ą piaski i Ŝwiry nie Złotna. Z kolei ich rozci ągło ść zaburzone, o warstwowaniu równole Ŝnikowa osi ąga maksymalnie 8 horyzontalnym i ukośnym, których km. Od południa z masywem moren pomiary wskazuj ą odpływ w kierunku mor ąskich kontaktuj ą si ę krótkie sto Ŝki wschodnim i południowo wschodnim. sandrowe, oraz rozległe płaty wysoczyzny Powy Ŝej znajduje si ę cienki pokład morenowej falistej, a miejscami ró Ŝnoziarnistych piasków masywnych, a pagórkowatej, wykształconej w dwóch nad nimi zalega diamikton piaszczysto - wyra źnych poziomach. Wysoko ści Ŝwirowo – kamienisty z wkładkami pierwszego poziomu wynosz ą od 125 do br ązowej gliny morenowej. Warstw ę około 137 m n.p.m., natomiast wy Ŝszego powierzchniow ą stanowi metrowej od 140 do 150-155 m n.p.m. Na północ od mi ąŜ szo ści br ązowa glina morenowa typu moren mor ąskich teren opada do spływowego. wysoko ści 130-150 m n.p.m., przechodz ąc Przybylski (1990) powstanie w wysoczyzn ę morenow ą, przewa Ŝnie opisanych wy Ŝej zaburze ń wi ąŜ e z falist ą, miejscami pagórkowat ą. Do ść dynamicznym naciskiem l ądolodu w liczne s ą w tej strefie rozległe wytopiska i strefie interlobalnej, przyjmuje moreny kemy. Granic ę wschodni ą moren mor ąskie jako miejsce lododziału l ądolodu mor ąskich stanowi gł ęboko wci ęta rynna fazy pomorskiej. Natomiast zdaniem jeziora Narie maksymalnie do gł ęboko ści autora głównym elementem zaburzonej 50 m do lustra wody, natomiast gdyby serii glacjofluwialnej jest du Ŝa struktura przyj ąć gł ęboko ść jeziora w jego północnej fałdu pochylonego, którego o ś jest cz ęś ci, to deniwelacje dochodz ą do 95 m. prostopadła do osi wału wskazuj ąc Zachodnie otoczenie moren mor ąskich orientacj ę NNE-SSW. Po stronie stanowi ą wzniesienia zwane morenami proksymalnej widoczna jest struktura małdyckimi. subhoryzontalnego ści ęcia (tzw. uskok Budow ę geologiczn ą moren połogi). Analizowany fałd mo Ŝna mor ąskich opracowano w oparciu o kilka interpretowa ć jako fałd zginania, którego stanowisk. Stanowisko w Jurkach znajduje powstanie było spowodowane naciskiem si ę w strefie centralnej, natomiast poziomym (Jaroszewski 1980, Dadlez, stanowiska w Ł ącznie I, Ł ącznie II w Jaroszewski1994). Zatem moreny strefie dystalnej. Jednym z ciekawszych mor ąskie, przynamniej w tym przypadku, jest stanowisko w Jurkach, zlokalizowane reprezentują typ moren pchni ętych. Za w Ŝwirowni usytuowanej około 2 km na du Ŝą dynamiką l ądolodu w tym obszarze północ od tej miejscowo ści. Odkrywka przemawiaj ą dodatkowo inne struktury znajduje si ę w południowo wschodniej w glacjotektoniczne poznane w pozostałych cz ęś ci wału o długości 780 m i szeroko ści odsłoni ęciach zlokalizowanych po 300 m. Wysoko ść wału wynosi 166,8 m dystalnej stronie analizowanych moren. n.p.m. W dolnej cz ęś ci odsłoni ęcia, w Odsłoni ęcie Ł ączno I, znajduje si ę ścianie o wysoko ści 5 m i długo ści 10,5 m około 1,5 km na północny zachód od wsi o wyst ępuj ą stromo postawione osady tej samej nazwie. Jest zlokalizowane w glacjofluwialne. Nachylenia poszcze- niewielkim wale o kierunku prostopadłym gólnych warstw wahaj ą si ę od 36 0 do 56 0, a do głównej osi moren. Głównymi
- 64 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 elementami deformacyjnymi w tym oddalonym około 1,2 km na północ od wsi odsłoni ęciu, wskazuj ącymi na dynamiczny Łączno głównym elementem deformacji s ą nacisk l ądolodu s ą: potrzaskany uskokami struktury płomieniste w diamiktonie porwak piasków mioce ńskich znajduj ący Ŝwirowo-kamienistym. si ę w dolnej cz ęś ci odsłoni ęcia, silnie W oparciu o przeprowadzone zbrekcjonowany i erozyjnie ści ęty od góry. badania mo Ŝna s ądzi ć, Ŝe moreny mor ąskie PowyŜej znajduje si ę zmylonityzowana poddane były dynamicznemu naciskowi glina morenowa, a nad ni ą wyst ępuj ą lądolodu, a by ć mo Ŝe zostały nawet osady piaszczysto- Ŝwirowe, ści ęte przekroczone przez l ądolód w kolejnej erozyjnie przez wy Ŝszy pokład gliny oscylacji fazy pomorskiej. morenowej. W stanowisku Ł ączno II,
Jaroszewski W., 1980, Tektonika uskoków i fałdów , WG Warszawa, s. 360. Dadlez R., Jaroszewski W, 1994, Tektonika , PWN Warszawa. S. 742. Kondracki J., 1952, Uwagi o ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego , Biul. Inst. Geol., 65, Warszawa, s. 512-551 Przybylski M, 1990, Mi ędzylobalne formy marginalne ostatniego zlodowacenia w okolicach Mor ąga , Przegl. Geogr. T. LXII, z. 3-4, s. 383-403. Roszkówna L.,1955, Moreny czołowe Zachodniego Pojezierza Mazurskiego , Stud. Sci. Sc. Tor., Geogr. Et. Geol, vol.2 Toru ń, s. 35-95. Roszko L.,1968, Recesja ostatniego l ądolodu z terenu Polski , [w:] Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce, Prace Geogr. nr 74 PWN Warszawa, s. 65-100.
O ROZMIESZCZENIU PRZEMARZAJ ĄCYCH USYPISK W PÓŁNOCNYCH CZECHACH
Karel Kirchner, Václav Cílek, Zden ěk Má čka Institute of Geonics, Branch Brno, Academy of Sciences of C.R, Brno
Typowymi formami rze źby pochodzenia północnego jak i alpejskiego, Średniogórza Czeskiego i Gór Łu Ŝyckich w tym licznych reliktów glacjalnych, dzi ś są grzbiety odporno ściowe i wzgórza wyst ępuj ących poza kołem twardzielcowe zbudowane z bazaltu, podbiegunowym (Kubát 1971, Zacharda fonolitu i trachitu, wyst ępuj ących w 2000). obr ębie kredowych piaskowców i W ramach projektu badawczego mułowców. Stoki tych form strukturalnych GA ČR 205/99/1307 prowadzone były są cz ęsto okryte rumowiskami skalnymi o badania geomorfologiczne i geologiczne charakterze pól blokowych (Král 1966). wybranych stanowisk przemarzaj ących Cz ęść usypisk skalnych tworzonych przez usypisk skalnych: Bob ří sout ěska, skały wulkaniczne cechuje si ę Kamenec-Kamenná h ůra, Bore č i Plešivec wyj ątkowym mikroklimatem, którego w Średniogórzu Czeskim oraz Studenec i przejawem jest specyficzne kr ąŜ enie Klí č w Górach Łu Ŝyckich (Kirchner, powietrza w grubych pokrywach Cílek, Má čka 2001). kamienistych. Temperatura powietrza w W rezultacie tych bada ń mo Ŝliwe dolnej cz ęś ci rumowisk, na gł ęboko ści 1-2 jest zaprezentowanie wst ępnych m, jest w półroczu letnim wyra źnie ni Ŝsza spostrze Ŝeń nad zjawiskiem ni Ŝ temperatura otoczenia. Usypiska takie przemarzaj ących usypisk. Strefy lu źno okre śla si ę mianem wychłodzonych, a w upakowanego gruzu osi ągaj ą znaczne przypadku obecno ści lodu – mi ąŜ szo ści, rz ędu 2-3 m, natomiast przemarzaj ących (R ůži čka 1998). Opisane całkowita mi ąŜ szo ść w dolnych cz ęś ciach rumowiska skalne s ą siedliskiem stoku mo Ŝe przekracza ć 10-20 m. Wa Ŝnym zimnolubnej flory i fauny, zarówno elementem jest gruba na 1-2 mm otoczka
- 65 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 zwietrzelinowa na powierzchniach pokrywy gliniaste, ale na ogół tworz ą odłamków bazaltowych, umo Ŝliwiająca kamieniste powierzchnie, zwykle o zakotwiczenie plech porostów i dalsz ą znacznej rozległo ści, umiarkowanie degradacj ę skały, czego efektem jest du Ŝy nachylone, zglinione i cz ęsto porośni ęte udział odłamków cz ęś ciowo lasem. Te rozpowszechnione formy s ą zaokr ąglonych. wa Ŝnym, a dot ąd w niewielkim stopniu Na współczesne wietrzenie i poznanym elementem rze źby, rozwój rumowisk wskazuje obecno ść wymagaj ącym dalszych bada ń. Profile mikrołusek eksfoliacyjnych i niewielkich geologiczne wskazuj ą, Ŝe w ramach cyklu kociołków wietrzeniowych. glacjalnego powstawanie usypisk Uwa Ŝamy, Ŝe pod koniec zachodziło ze zmienn ą intensywno ści ą, a ostatniego glacjału zimnolubne gatunki w jego najchłodniejszej fazie było bardzo ro ślin i zwierz ąt migrowały z obszaru ograniczone lub nie zachodziło w ogóle. W otwartego do powstaj ących rumowisk wielu miejscach wyst ępuj ą pokrywy skalnych. Usypiska rozwijaj ą si ę stale, lessowe bez Ŝadnej domieszki grubszego równocze śnie podlegaj ąc grawitacyjnym materiału skalnego. Wa Ŝnym okresem był przemieszczeniom do ni Ŝszych cz ęś ci schyłek glacjału, gdy w warunkach stoku. W miejscach, gdzie przekraczaj ą rozmarzania podło Ŝa skalnego działały one lokalne stopnie terenowe, tworz ą procesy niwacyjne i dochodziło do powierzchnie płaskie, a ulegaj ąc rozwoju usypisk, wkraczaj ących na spi ętrzeniu powoduj ą powstanie nabrzmie ń najmłodsze pokrywy lessowe (Cílek 2001). i stref wyci śni ęcia o wysoko ści do kilku Przejawy przemarzania usypisk s ą metrów. W środkowych i górnych uwarunkowane, oprócz sprzyjaj ących cz ęś ciach stoku rumowiska skalne tworz ą czynników geologicznych i wyniesienia terenu (wały, nabrzmienia), geomorfologicznych (np. jednorodno ść nawi ązuj ące do cech strukturalno- materiału skalnego, wysoko ści wzgl ędne), tektonicznych skał wulkanicznych tak Ŝe czynnikami mezo- i zalegaj ących w podło Ŝu. mikroklimatycznymi. W konkretnych Sądzimy, Ŝe proces tworzenia i przypadkach znaczenie mo Ŝe mie ć destrukcji rumowisk jest ci ągły. współdziałanie wielu czynników, np. Współcze śnie widoczne stromo nachylone szczegóły mezo- i mikrorze źby terenu czy usypiska (około 30°) prawdopodobnie niejednorodno ść podło Ŝa (obecno ść tworzyły si ę w ostatnim glacjale i pokrywy lawowej na niestabilnym podło Ŝu holocenie. Starsze rumowiska zostały osadów kredy, ró Ŝnice w g ęsto ści i miejscami przekształcone w zwi ęzłe rozwarciu szczelin skalnych itp.).
Cílek V., 2001, Scree slopes and boulder fields of Northern Bohemia: origin, processes and dating , [w:] K. Kubát (ed.), Sborník ”Lebensraum Blockhalde” Acta Univ. Purkyn. Ústí n. L., biologica, 4, 2000, s. 5-18. Kirchner K., Cílek V., Má čka Z., 2001, Nové údaje o podmrzajících sutích v Českém st ředoho ří, [w:] J. Prášek, J. (ed.), Sou časný stav geomorfologických výzkum ů, Sborník referát ů z mezinárodního seminá ře konaného ve dnech 5.-7. dubna 2001 v Kružberku, P řF OU, ČAG, Ostrava 2001, s. 34-40. Král V., 1966, Geomorfologie st řední části Českého st ředoho ří, Rozpravy ČSAV, řada MPV, 76, 5, s. 1-65. Kubát K., 1971, Ledové jámy a exhalace v Českém st ředoho ří, Vlastiv ědný sborník Litom ěřicko, 8, 1971, s. 67-89. Růži čka V., 1998, Podzemní led v kamenných sutích , Vesmír, 77, s. 397-399. Zacharda M., 2000, New and little-known species of Rhagidiidae from talus ecosystems, in the Czech Republic and Austria , Journal of Zoology, 251, s. 105-118.
- 66 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
GEOMORFOLOGICZNE ASPEKTY DEFORMACJI STOKÓW W ZEWN ĘTRZNYCH KARPATACH ZACHODNICH NA MORAWACH (R EPUBLIKA CZESKA )
Kirchner Karel, Krej čí Old řich Institute of Geonics, Branch Brno, Academy of Sciences of C.R, Brno
Wschodnie Morawy cechuj ą si ę pasmach fliszowych. Rezultaty tych bada ń urozmaicon ą rze źbą pasm górskich i prezentujemy na przykładzie kilku pogórzy zbudowanych z kompleksów skał stanowisk w Górach Hostýnsko- fliszowych (piaskowców, iłowców) vsetínskich – osuwisk Byst řička, Brodská, nale Ŝą cych do fliszu magurskiego. Jednym Křížový vrch oraz stanowiska Hradisko w z najwa Ŝniejszych procesów Javorníkach. rze źbotwórczych s ą tu ruchy masowe, Byst řička – rozległa powierz- zwłaszcza osuwiska. Inicjowane s ą one chniowo, fosylna deformacja stokowa, przez ekstremalnie wysokie opady, przy reaktywowana w lipcu 1997. Stwierdzono intensywnym tajaniu pokrywy śnie Ŝnej lub tu oddziaływanie procesów stokowych przez czynnik antropogeniczny. ró Ŝnego typu. W górnej cz ęś ci powstało Świadomo ść oddziaływania tych osuwisko i spływ ziemny, uwarunkowane czynników i wynikaj ącego z niego struktur ą geologiczn ą podło Ŝa, w wyj ątkowego rozwoju ruchów masowych środkowej zaznaczyły si ę zsuwy wzdłu Ŝ pozwala oceni ć skal ę przekształce ń i gł ęboko posadowionych powierzchni pochodzenie wielu form rze źby terenu. po ślizgu, a ruch miał charakter deformacji Ruchom osuwiskowym nie była w blokowej, natomiast w cz ęś ci dolnej przeszło ści po świ ęcana wystarczaj ąca odnotowano wybrzuszenia i nabrzmienia uwaga, a ich rola w rozwoju rze źby bywała podło Ŝa. Wyra źny grzbiet piaskowcowy w niedoceniana. Rol ę osuwisk w krajobrazie dolnej cz ęści stoku jest fragmentem bloku fliszowym uwypuklił dopiero T. Czudek skalnego wchodz ącego w skład gł ęboko (1997), podczas gdy geomorfolodzy polscy zakorzenionego osuwiska. Amfiteatralna (np. Kotarba 1986, Starkel 1960, Zietara nisza w górnej cz ęś ci osuwiska (widoczna 1988 i in.) i słowaccy (Har čár 1987) ju Ŝ na starych mapach) była dawniej uwa Ŝana wcze śniej podkre ślali ich bardzo du Ŝe za “normaln ą“ powierzchni ę stokow ą, jest znaczenie w kształtowaniu rze źby Karpat jednak genezy grawitacyjnej. fliszowych. Znaczne uaktywnienie ruchów Brodská – osuwisko j ęzorowe, masowych w rezultacie ekstremalnych uwarunkowane struktur ą geologiczn ą opadów w lipcu 1997 stało si ę impulsem podło Ŝa, z głównym okresem aktywno ści do wła ściwego rozpoznania roli deformacji po ekstremalnych opadach w lipcu 1997. stoków w rozwoju rze źby wykształconej Wyrazisto ść powstałej wówczas niszy na fliszu karpackim na Morawach. Ruchy osuwiskowej stopniowo ulega zatarciu. masowe spowodowały znaczne zmiany w Křížový vrch – rozległy obszar konfiguracji powierzchni terenu, fosylnych deformacji stokowych z spowodowały powa Ŝne szkody materialne, przejawami ró Ŝnych typów ruchów ale tak Ŝe przyci ągn ęły na nowo uwag ę masowych (obrywy, osuwiska blokowe i badaczy (Kirchner, Krej čí 1998). W zwietrzelinowe, spływy ziemne, jaskinie ramach prowadzonych bada ń pseudokrasowe). Obszar osuwiskowy geomorfologicznych i geologicznych podlega regularnie reaktywacji po uzyskano nowe dane o typologii i zasi ęgu wi ększych opadach. Ściany skalne deformacji stokowych oraz potwierdzono wcze śniej uwa Ŝane za klify mrozowe s ą w ich znaczny udział w przekształcaniu rzeczywisto ści skalnym amfiteatrem niszy rze źby. Badania stoków obj ętych osuwiskowej, a poni Ŝej le Ŝą ce deformacjami, w których wykorzystano spłaszczenie, dawniej interpretowane jako metody geofizyczne, umo Ŝliwiły terasa krioplanacyjna, jest górn ą wyja śnienie genezy wielu form skalnych w
- 67 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 powierzchni ą bloku skalnego, który uległ Powstanie i rozwój deformacji przemieszczeniu. stoków w pasmach fliszowych wschodnich Hradisko – w obr ębie grzbietu Moraw s ą uwarunkowane wła ściwo ściami antyklinalnego zbudowanego z fliszowych podło Ŝa skalnego. Wielkoskalowe ruchy piaskowców i iłowców jednostki masowe (spływy ziemne, osuwiska, ruchy racza ńskiej wyst ępują liczne poprzeczne i skalnych bloków gł ębszego podło Ŝa) podłu Ŝne szczeliny. Na pn.-zach. stoku jest powoduj ą znaczne przekształcenia rze źby, rozwini ęte rozległe osuwisko blokowe o a ich poznanie pozwala sformułowa ć nowe długo ści 635 m z jaskiniami pogl ądy na genez ę mezoform rze źby. pseudokrasowymi. Rze źba amfiteatru była Badania deformacji stokowych s ą wcze śniej interpretowana jako klif prowadzone w ramach projektu mrozowy z terasami krioplanacyjnymi badawczego GA AV ČR č. IAA3086903 i (poszczególne bloki tworz ące osuwisko programu bada ń geologicznych zalegaj ą na stoku w układzie schodowym). Ministerstwa Środowiska ČR “Svahové Grawitacyjne formy rze źby piaskowcowej deformace v České republice”. są przekształcane przez procesy kriogeniczne.
Czudek, T., 1997, Reliéf Moravy a Slezska v kvartéru , SURSUM Tišnov, 164 s. Har čár, J., 1978, Zosuny v Nízkych Beskydách, ich vz ťah ku geologickej stavbe a morfológii , Geografický časopis, 30, 1, s. 57-74. Kirchner K., Krej čí, O., 1998, Slope movements in the Flysch Carpathians of Eastern Moravia (Vsetín District), triggered by extreme rainfalls in 1997 , Moravian Geographical Reports, 6, 1, s. 43-52. Kotarba, A., 1986, Rola osuwisk v modelowaniu rze źby beskidzkiej i pogórskiej , Przegl ąd Geograficzny, 58, 1-2, s. 119-129. Starkel, L., 1960, Rozwój rze źby Karpat fliszowych w holocenie , Prace geograficzne PAN, 22, 239 s. Zietara, T., 1988, Landslides areas in the Polish Flysch Carpathians , Folia Geographica, ser. Geographica-Physica, 20, s. 21-31.
WSPÓŁCZESNY SYSTEM DENUDACYJNY SUDETÓW
Jan Klementowski Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny Uniwersytetu Wrocławskiego
Poj ęciem system denudacyjny geoekologicznych. Przewa Ŝaj ąca cz ęść najcz ęś ciej okre śla si ę sposób kr ąŜ enia Sudetów le Ŝy w pi ętrze dolnoreglowym wszystkich produktów wietrzenia na (500-1000 m n.p.m.), a tylko niewielka w okre ślonym fragmencie terenu, który pi ętrze górnoreglowym. W pi ętrze uwarunkowany jest cechami subalpejskim i alpejskim znajduj ą si ę tylko geologicznymi i geomorfologicznymi, a niewielkie fragmenty szczytowych partii tak Ŝe specyficznymi cechami klimatu i Karkonoszy i Śnie Ŝnika Kłodzkiego. stosunków hydrologicznych. Sudety pod Od średniowiecza trwa proces wzgl ędem geologicznym i przekształcania i zmian funkcjonowania morfologicznym s ą bardzo zró Ŝnicowane. ekosystemów le śnych, który osi ągn ął Dominuj ą skały magmowe i apogeum pod koniec lat siedemdziesi ątych metamorficzne wieku paleozoicznego, a XX wieku. Ich nast ępstwem była seria podrz ędnie tak Ŝe skały osadowe. Znaczna powodzi u schyłku XIX wieku oraz rozpi ęto ść hipsometryczna sprawia, Ŝe gigantyczna powód ź w roku 1997. wyst ępuje tutaj strefowo ść zjawisk
- 68 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
W strukturze współczesnych stopniowego rozja śnienia lasu i pojawienia procesów denudacyjnych w Sudetach si ę podszytu bogatego w trawy, które dominującą rol ę odgrywaj ą procesy ograniczaj ą spłukiwanie. Równie Ŝ zmywu powierzchniowego i spełzywanie, spłukiwanie na stokach poło Ŝonych w natomiast rola procesów erozji korytowej pi ętrze subalpejskim było minimalne. jest ograniczona z powodu regulacji oraz Zwarta dar ń oraz borówczyska ograniczaj ą zabudowy hydrotechnicznej du Ŝej cz ęś ci spłukiwanie do warto ści poni Ŝej 0,5 g/m 2 . górskich potoków. Monitorowanie tych Minimalne s ą równie Ŝ warto ści procesów zapocz ątkował w latach spłukiwania na stokach zadarnionych, sze ść dziesi ątych profesor Alfred Jahn, wynosz ące 0,4-0,5 g/m 2. Warto ści który tak Ŝe doprowadził do powołania w spłukiwania na nielicznych ju Ŝ polach ramach Mi ędzynarodowej Unii ornych s ą przewa Ŝnie kilkaset razy Geograficznej Komisji Współczesnych wy Ŝsze. Na kartoflisku w rejonie Kletna Procesów Geomorfologicznych. Pokłosiem (Masyw Śnie Ŝnika) spłukiwanie wynosiło działalno ści tej komisji jest kilkadziesi ąt w okresie tylko 6 tygodni prawie 900g/m 2, wieloletnich serii monitoringu spłukiwania niestety te chwytacze były szybko i spełzywania prowadzonych w ró Ŝnych niszczone. strefach morfoklimatycznych. Procesy Spłukiwanie linijne oraz jego zmywu powierzchniowego (spłukiwanie) ró Ŝne formy wyst ępuje z reguły w są monitorowane przy pomocy chwytaczy miejscach, gdzie zaznaczyła si ę zainstalowanych w ró Ŝnych ekosystemach działalno ść człowieka, polegaj ąca na i pi ętrach hipsometrycznych. Cz ęść utworzeniu ryz (torów) zrywkowych, sieci chwytaczy funkcjonuje nieprzerwanie od lokalnych ście Ŝek, nie umocnionych dróg 10 lat. Te bardzo proste instalacje, w czy szlaków turystycznych. Najbardziej s ą ró Ŝnym stopniu zmodyfikowane, s ą rozpowszechnione ryzy zrywkowe powszechnie u Ŝytkowane. St ąd otrzymane powstałe po zrywce prowadzonej w wyniki w pewnym sensie s ą kompatybilne. nast ępstwie kl ęski ekologicznej. Ich Zarówno w Karkonoszach, jak i w powstanie powoduje pojawienie si ę Masywie Śnie Ŝnika spłukiwanie generalnie wymuszonej erozji liniowej. Ryzy te, jest procesem o znikomej intensywno ści, chocia Ŝ w wi ększo ści nie s ą ju Ŝ przy czym stopie ń pokrycia stoków przez uŜytkowane, staj ą si ę z czasem trwałym ro ślinno ść bezpo średnio wpływa na jego elementem morfologii sudeckich stoków. wielko ść w okresie roku. Warto Rzadko s ą opanowywane przez ro ślinno ść , podkre śli ć, Ŝe w pierwszych dwóch latach a podczas opadów nawałnicowych czy prowadzenia monitoringu warto ści rozlewnych staj ą si ę miejscem aktywnej spłukiwania były wyra źnie zawy Ŝone z erozji. Do pomiarów dynamiki erozji powodu naruszenia stoku podczas liniowej stosowano zmodyfikowane rynny instalacji chwytaczy. W nast ępnych latach Gerlacha oraz metod ę szpilkow ą. Niestety w zwartych i nie uszkodzonych rynny były cz ęsto niszczone. Z świerczynach dolnoreglowych spłukiwanie pi ęcioletniej serii pomiarowej wynika, Ŝe wynosiło zaledwie 0,2-0,5 g/m 2. W ilo ść materiału zgromadzonego w rynnach świerczynach dolno- i górnoreglowych Gerlacha ro śnie w dół stoku. W gónych uszkodzonych w nast ępstwie kl ęski odcinkach ryz dominuje mało aktywny ekologicznej spłukiwanie jest nieznacznie proces spłukiwania, podczas gdy w wy Ŝsze i wynosi 0,3-0,8 g/m 2. Na odcinku środkowym i dolnym ryzu haliznach powstałych na skutek ci ęć przewa Ŝa erozja Ŝłobinowa. Deluwium sanitarnych spłukiwanie w pierwszym roku gromadzone w wy Ŝej poło Ŝonych rynnach jest kilkakrotnie wy Ŝsze, a pó źniej Gerlacha jest pyłowo - piaszczyste z powraca do warto ści nie przekraczaj ących kilkudziesięcioprocentowym udziałem 1g/m 2. Mo Ŝna to wytłumaczy ć faktem, Ŝe materii organicznej. W dolnych za ś nieuszkodzone świerczyny o zwartych materiał jest bardziej gruboziarnisty, koronach przepuszczaj ą niewiele światła, skrajnie słabo wysortowany z nieznaczn ą dlatego podszyt jest niezwykle ubogi. zawartości ą cz ęś ci organicznych. W Przedwczesne opadanie igieł oraz Karkonoszach mi ąŜ szo ść deluwiów przerzedzenie koron prowadzi do stokowych wynosi 20-30 cm, ale lokalnie
- 69 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 ich mi ąŜ szo ść bywa znacznie wi ększa. W prawie 70%. Na górskich stokach Górach Złotych w rejonie L ądka Zdroju nieustannie odbywa si ę proces spłukiwania (Sudety Wschodnie) mi ąŜ szo ść deluwium i okresowej akumulacji deluwiów na przy dolnym załomie stoku wynosi ponad odcinkach zaledwie kilkunastu czy 70 cm. W deluwiach mo Ŝna spotka ć w ęgle kilkudziesi ęciu metrów. W wyniku drzewne powstałe podczas karczunku i niewielkiej dynamiki tych procesów wyr ębu lasu. W deluwiach karkonoskich w przewa Ŝaj ąca cz ęść deluwiów pozostaje na warstwie powierzchniowej przewa Ŝa stoku, a tylko niewielka ich cz ęść trafia do frakcja pyłowo - ilasta przy wyra źnym den dolinnych i koryt rzecznych. udziale tak Ŝe frakcji w przedziale 0,5-0,25 Depopulacja Sudetów oraz obni Ŝenie w mm. Powy Ŝej wysoko ści 900 m n.p.m. zwi ązku z tym granicy rolno-le śnej w deluwia stokowe s ą coraz słabiej ostatnim pi ęćdziesi ęcioleciu o 250-300 m. widoczne, szczególnie na stokach jest przyczyną minimalnego udziału rozbie Ŝnych. spłukiwania we współczesnym systemie Na podstawie prawie dziesi ęcio- denudacyjnym. Z tych przyczyn osady letniej serii pomiarów spłukiwania popowodziowe w dolinach Morawki, prowadzonych w ró Ŝnych ekosystemach Kamienicy , Kle śnicy, Białej L ądeckiej Śnie Ŝnika Kłodzkiego mo Ŝna okre śli ć czy Nysy Kłodzkiej s ą ubogie we frakcje wska źnik denudacji wyra Ŝony w mm skały drobne, a obfituj ą we frakcje grube litej/ rok. Wynosi on zaledwie 0,00027 - (kamieniste). S ą to raczej rozmyte przez 0,0005 mm/rok. W Karkonoszach erozj ę starsze osady dolinne, przy wska źnik ten wynosi od 0,00026 mm/rok minimalnym udziale materiału na ł ące (ok. 725 m n.p m.) do 0,00175 drobnofrakcjnego, pochodz ącego z mm/rok na zr ębie zupełnym (840 m rozmycia piaszczysto - gliniastych pokryw n.p.m.) stokowych. W lipcu 1997 roku na Dolnym Dla oceny tempa współczesnej Śląsku wyst ąpiły katastrofalnie wysokie denudacji w eksperymentalnej zlewni opady, w nast ępstwie których powstała Wilczego Potoku w Karkonoszach gigantyczna powód ź. Centrum opadów zbudowano zastawk ę. W pierwszym roku znajdowało si ę w rejonie Śnie Ŝnika. W pomiarowym za zastawk ą zgromadziło si ę pierwszej dekadzie lipca suma opadów na 0,68 m 3 materiału organiczno- Hali pod Śnie Ŝnikiem (1217 m n.p.m.) mineralnego. Na powierzchni przewa Ŝał wyniosła 601 mm. W okresie powodzi piasek z humusem, ni Ŝej soczewy piasków spłukiwanie na stokach (chwytacze i drobnych Ŝwirów. Przeliczaj ąc opró Ŝniono po tygodniu) wynosiło 0,19 - akumulowany materiał na powierzchni ę 1,7g/m 2. Jest to prawie tyle samo, co zlewni daje tempo jej denudacji wynosz ące średnio w okresie całego roku. W sumie 0,000244 mm skały litej w ci ągu roku. jednak nie s ą to warto ści szczególnie Je śli jednak obj ęto ść wypełnienia odniesie wysokie, zwa Ŝywszy na ogrom powodzi i si ę do stref wylesionych w zlewni i strefie stopie ń przekształcenia morfologii stoków przykorytowej, wynik b ędzie trzykrotnie i den dolinnych w jej nast ępstwie. wy Ŝszy - 0,0008 mm. Najwi ększe przekształcenia morfologii W nast ępnych latach wypełnienie stoków i den dolinnych nast ąpiło w miało inny charakter. Brak było prawie nast ępstwie erozji liniowej, Ŝłobinowej i całkowicie cz ęś ci mineralnych, wąwozowej. Erozja zawsze nawi ązywała dominowały tylko szcz ątki organiczne. do istniej ących ju Ŝ inicjalnych form erozji Przyczyn ą tego były całkowicie odmienne liniowej. W skrajnych przypadkach erozja warunki pogodowe. W pierwszym roku wąwozowa spowodowała powstanie przewa Ŝały opady typu nawałnicowego rozci ęć erozyjnych o gł ęboko ści 5 m. oraz niewielkie opady śniegu. Erozja wodna pokryw stokowych Wyst ępowały równie Ŝ liczne wezbrania w w następstwie spłukiwania ma charakter kwietniu i w maju, podczas których selektywny, wymywana jest głównie przepływy były dziesi ęciokrotnie wy Ŝsze frakcja pyłowa, a nawet iłowa, przy ni Ŝ w latach nast ępnych. wyra źnym zmniejszeniu udziału frakcji Równie Ŝ w Karpaczu przepro- grubszych, tj. piaszczysto -Ŝwirowych o wadzono badania nad rozmiarami
- 70 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 współczesnej denudacji Karkonoszy, pomiarów (1987/88) wynosiła 53 g/m 2) wykorzystuj ąc w tym celu zal ądowiony oraz 50 g/m 2 w roku nast ępnym. W zbiornik przeciwrumowiskowy na porównaniu z innymi obszarami Łomnicy, który oczyszczono ze zbudowanymi z kwa śnych skał magmo- zgromadzonych osadów. Okazało si ę, Ŝe w wych otrzymane warto ści s ą porówny- ci ągu 17 lat zgromadziło si ę tutaj 78000 walne. m3 osadów, co po przeliczeniu daje roczn ą Wieloletnia seria pomiarów denudacje 0,117 mm litej skały (nie dotycz ąca mineralizacji opadów i osadów uwzgl ędniano cz ęś ci organicznych, atmosferycznych prowadzonych w stanowi ących prawie połow ę osadów). Karkonoszach pozwala stwierdzi ć, Ŝe Wynika z tych danych, Ŝe denudacja w bilans denudacji chemicznej w małych zlewniach (Wilczy Potok) jest Karkonoszach jest dodatni, tzn. Ŝe wi ększe prawie 500 razy mniejsza ni Ŝ w zlewniach jest adsorbowanie zwi ązków chemicznych wy Ŝszego rz ędu (Łomnica). Nale Ŝy wyst ępuj ących w powietrzu przez gleby i zaznaczy ć, Ŝe denudacja w zlewni ro ślinno ść , ni Ŝ ich odprowadzanie przez Wilczego Potoku doskonale korelowała z wody powierzchniowe i podziemne w pomiarami spłukiwania na polach postaci substancji rozpuszczonych i testowych. koloidalnych. W Sudetach wska źnik denudacji w Najdłu Ŝsza seria pomiarowa poprzednich latach tak Ŝe był obliczany na (prawie 20 lat) procesów sekularnych w podstawie obj ęto ści osadów dennych Sudetach dotyczy ruchów pełzaj ących zgromadzonych w zbiornikach gruntu (creep). Stosowana jest tutaj od retencyjnych na wi ększo ści du Ŝych rzek: kilkudziesi ęciu lat tzw. metoda kołkowa Morawka (Sudety Wschodnie) - 0,0225 oraz jej ró Ŝne modyfikacje. W mm, Bystrzyca (Sudety Środkowe) - 0,067 Karkonoszach ruch ten jest stosunkowo mm, Nysa Kłodzka (Sudety Środkowe) - szybki powy Ŝej górnej granicy lasu na 0,125 mm, Łomnica (Sudety Zachodnie) - zadarnionych stokach nisz niwalnych i 0,12 mm, Bóbr (Sudety Zachodnie) - 0,05 - wynosi 3 - 6 mm/rok. Lokalnie si ęga on 0,165 mm. nawet 21 mm/rok. W Masywie Śnie Ŝnika Warto tak Ŝe zauwa Ŝyć, Ŝe monitoring trwał od 7 do 15 lat. wska źniki denudacji obliczone przy Stwierdzono spełzywanie wynosz ące 9 pomocy chwytaczy oraz osadów w mm na stoku zadarnionym i okresowo zbiornikach retencyjnych ró Ŝni ą si ę uŜytkowanym przez wypas bydła (450 m znacznie. Jest to spowodowane tym, Ŝe n.p.m.), do 3,5 mm/rok w młodniku erozja i spłukiwanie na stokach s ą znacznie dolnoreglowym. Na stoku silnie słabsze od erozji korytowej w du Ŝych zalesionym ponadstuletnimi świerkami rzekach. Mo Ŝna tak Ŝe prognozowa ć, Ŝe spełzywania nie stwierdzono. W denudacja Sudetów w nast ępnych latach podszczytowej cz ęś ci kopuły Śnie Ŝnika na będzie jeszcze słabsza. B ędzie to stokach silnie zadarnionych (ok. 1370 m spowodowane polepszeniem zdrowotno ści n.p.m.) spełzywanie wynosiło zaledwie 3 sudeckich lasów w nast ępstwie mm/rok. ograniczenia emisji do atmosfery Porównuj ąc dynamik ę procesów toksycznych gazów i pyłów oraz dalszego sekularnych z dynamik ą procesów obni Ŝania granicy le śno- rolnej z powodu katastrofalnych towarzysz ącym nieopłacalno ści produkcji rolnej w górach. powodziom wynika, Ŝe denudacyjna i Dokładne rozmiary współczesnej morfotwórcza rola procesów sekularnych denudacji chemicznej Sudetów trudno jest jest znikoma. Ostatnia dekada przyniosła okre śli ć z powodu niewielkiej skali tych wyra źne uaktywnienie procesów bada ń . Na podstawie bada ń przepro- katastrofalnych. Zwi ększyła si ę ich wadzonych w Karpaczu w zlewni cz ęstotliwo ść , zwi ększył si ę obszar ich Wilczego Potoku metod ą kondukto- wyst ępowania, radykalnie zwi ększyło si ę metryczn ą oraz okre ślaniu suchej negatywne ich oddziaływanie na pozostało ści metod ą s ączkow ą, wynika, Ŝe środowisko przyrodnicze. denudacja chemiczna w pierwszym roku
- 71 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
TRANSFORMACJA STOKOWO -DOLINNEGO SYSTEMU POKRYW CZWARTORZ ĘDOWYCH W GÓRNO ŚLĄSKIEJ CZ ĘŚ CI DORZECZA ODRY POD WPŁYWEM PREHISTORYCZNEJ I HISTORYCZNEJ PRESJI CZŁOWIEKA
Kazimierz Klimek Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sonsowiec
W dorzeczu Odry w Kotlinie Intensywne wietrzenie mechaniczne skał Górnej Odry, stokowo-dolinny system podło Ŝa doprowadziło do okrycia stoków pokryw zwietrzelinowo-akumulacyjnych, mi ąŜ sz ą pokryw ą grubofrakcyjnych rozwini ętych w peryglacjalnych zwietrzelin, szczególne wyra źnie warunkach klimatycznych vistulianu, widocznych w średniogórskiej cz ęś ci został utrwalony przez sukcesj ę dorzecza. Wysoczyzny przedgórskie zbiorowisk leśnych w holocenie. Jedynie zostały okryte płaszczem lessów. W erozja linijna stałych cieków wodnych w dnach dolin i kotlin akumulacja osiach dolin prowadziła do ich rozcinania fluwioperyglacjalnych osadów i ograniczonej redepozycji aluwiów. piaszczystych wygładziła nierówno ści Wkroczenie człowieka prehistorycznego starszej rze źby. w neolicie, ju Ŝ około 7 000 lat temu Około 7 000 lat temu plemiona (Kaczanowski, Kozłowski 1998) hodowców i rolników z basenu Dunaju, rozpocz ęło proces stopniowej zmiany migruj ąc ku północy przez Bram ę zbiorowisk ro ślinnych, a Ŝ do opanowania Morawsk ą, przekroczyły lini ę Karpat- znacznych obszarów przez monokultury Sudetów i zasiedlały w pierwszej rolnicze lub hodowlano-rolnicze. kolejno ści wysoczyzny lessowe na ich Zainicjowało to procesy transferu przedpolu. Trwaj ące przez tysi ąclecia zwietrzelin z nachylonych powierzchni fazy osadnicze, z ró Ŝnym sposobem i stoków do dolin rzecznych, działaj ące z ró Ŝnym nat ęŜ eniem u Ŝytkowania zasobów ró Ŝnym nat ęŜ eniem do czasów nam środowiska przyrodniczego ju Ŝ w okresie współczesnych. Zmieniaj ące si ę w prehistorycznym spowodowały znaczne ostatnich tysi ącleciach warunki wylesienie tych wysoczyzn. klimatyczne modyfikowały ich przebieg i Współdziałanie czynników antropo- nat ęŜ enie. genicznych i cz ęś ciowo klima-tycznych Górno śląskie dorzecze Odry uruchomiły procesy erozji gleb i ich (Kotliny Górnej Odry), o powierzchni redepozycji, szczególnie intensywnej w ponad 10 000 km 2, obejmuje silnie neolicie oraz we wczesnym zró Ŝnicowane jednostki orograficzne - średniowieczu. Świadcz ą o tym datowane geomorfologiczne, uwarunkowane na ten okres pokrywy deluwialne struktur ą podło Ŝa podczwartorz ędowego. wypełniaj ące suche współcze śnie doliny Obok średniogórskich masywów w północnej cz ęś ci Płaskowy Ŝu Beskidów Śląsko-Morawskich oraz Głubczyckiego (Klimek 2002). Sudetów Wschodnich, w jego obr ębie Dna kotlin i głównych dolin, wyst ępuj ą rozległe wysoczyzny lessowe wysłane w plejstocenie piaszczystymi (Płaskowy Ŝ Głubczycki, Płaskowy Ŝ aluwiami, pod wpływem wyrównania Rybnicki i inne) oraz dna obni Ŝeń przepływów rzek ju Ŝ na przełomie wysłane osadami piaszczystymi (Równina vistulianu/holocenu zacz ęły by ć Kozielska, Równina Niemodli ńska). W poszerzane przez meandruj ące koryta. U surowych warunkach klimatycznych podnó Ŝy wysoczyzn lessowych u uj ścia ostatniego zlodowacenia plejstoce ńskiego: małych dolin w dolinach głównych vistulianu, około 20 000 lat temu, region zacz ęły by ć rozbudowywane sto Ŝki ten znajdował si ę w odległo ści 180-220 aluwialne ju Ŝ od 2000 lat. W dolinach km od czoła l ądolodu skandynawskiego. przecinaj ących wysoczyzny lessowe
- 72 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 osadzane były gliniasto-pylaste osady deforestacja, zwi ązana pó źniej równie Ŝ z pozakorytowe. Wyra źne nat ęŜ enie tej eksploatacj ą lasów i zrywk ą drzewa sedymentacji zwi ązane jest z inicjowała powstawanie rynien wczesno średniowieczn ą kolonizacj ą erozyjnych, szybko przeobra Ŝanych w rolnicz ą (Szczepankiewicz 1989, Klimek szlaki spływu wód opadowych lub 2000, 2002). roztopowych. Zainicjowane przez Obszary średniogórskie Sudetów człowieka rynny erozyjne, obecnie Wschodnich ju Ŝ od średniowiecza były zalesione, wyst ępuj ą powszechnie w obszarem eksploatacji rud metali. Na masywie Wysokiego Jesenika jak równie Ŝ obecnym etapie bada ń mo Ŝna jedynie w Beskidach Morawskich. Na obrzeŜu przypuszcza ć, Ŝe ten sposób ingerencji gór, cz ęś ciowo wylesione podnó Ŝa zboczy człowieka prowadził do wyr ębu lasów i dolin s ą podcinane przez rzeki Tutaj trwa erozji gleb, podobnie jak w strefie redepozycja peryglacjalnych gruzowych Karkonoszy (Parzóch 2001). Intensywna pokryw stokowych.
Kaczanowski P., Kozłowski J.K.,1998, Najdawniejsze dzieje ziem polskich . Fogra, 382p. Kraków. Klimek K., 2000, The sudetic tributaries of Upper Odra transformation during the Holocene period , Studia Geonorphologica Carpatho-Balcanica. 34.27-45. Kraków Klimek K., 2002, Sediment transfer and storage linked to Neolithic and Early Medieval soil erosion in the Upper Odra Basin, Southern Poland , [w:] Howard A.J., Macklin M.G. & Passmore D.G. (eds), The alluvial Archaeology on North West Europe & the Mediterranean. Balkema (w druku). Parzóch K., 2001, Współczesne procesy geomorfologiczne w Karkonoszach w warunkach antropopresji, Nie opubl. rozprawa doktorska, 233p., Wrocław. Szczepankiewicz S.,1989, Ziemie południowo-zachodniej Polski - morfogeneza i dzieje czwartorz ędowe , Acta Universitatis Vratislaviensis 1029, Studia Geograficzne 47. 136p. Wrocław.
WPŁYW DZIAŁALNO ŚCI CZŁOWIEKA NA PRZEBIEG PROCESÓW FLUWIALNYCH W DOLINACH OKOLIC ŁOWICZA W OSTATNICH 200 LATACH
El Ŝbieta Kobojek Zakład Geomorfologii, Uniwersytet Łódzki
Obserwacje wpływu działalno ści Jeszcze na pocz ątku XIX w. Bzura człowieka na przebieg procesów w na odcinku od Walewic do Łowicza dolinach rzecznych w ostatnich 200 latach płyn ęła kilkoma korytami. Najcz ęś ciej prowadzone były w obr ębie Równiny wykształcone były 2 koryta, ale miejscami Łowicko-Bło ńskiej w okolicach Łowicza. funkcjonowały 3 lub 4 ramiona, cz ęsto Badania obejmowały środkowy odcinek poł ączone cienkimi strugami, wskutek doliny Bzury i doliny jej dopływów. Ślady czego odległo ść mi ędzy skrajnymi osadnictwa na badanym terenie si ęgaj ą ramionami rzeki wynosiła miejscami 2 km. czasów prehistorycznych, a doliny rzeczne Pomi ędzy ramionami rzeki wyst ępowały były intensywnie u Ŝytkowane rolniczo rozległe mokradła i torfowiska poro śni ęte pocz ąwszy od średniowiecza, co trzcin ą, cz ęsto zalewane w czasie średnich przyczyniło si ę do znacznego i wysokich stanów wody. W wielu przekształcenia środowiska. Tak Ŝe w miejscach wody pi ętrzyły groble i stawidła ostatnich 200 latach działalno ść człowieka przy młynach wodnych. W tak płyn ącej spowodowała zmiany w obr ębie koryt i rzece utrzymywała si ę przewaga transportu den dolinnych. unoszonego nad wleczonym i przewaga
- 73 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 przyrostu pionowego osadów nad struktury sedymentacyjne starszych bocznym, przy wzgl ędnie stabilnym osadów powodziowych w wyniku układzie koryt. procesów glebotwórczych, w warstwie o Próby przebudowy systemu mi ąŜ szo ści do 1 m. hydrograficznego doliny Bzury Młyny wodne nie rozebrane w XIX podejmowano kilkakrotnie. Na pocz ątku w. zostały w drugiej połowie XX w. XIX w. zmieniono przebieg koryta pod zamienione na młyny elektryczne, przy Łowiczem, zbli Ŝaj ąc je do miasta oraz okazji usuni ęto groble, stawidła i zacz ęto rozbiera ć młyny wodne przegrody przy młynach, co spowodowało zbudowane nad Bzur ą, gdy Ŝ s ądzono, Ŝe spłyni ęcie gromadzonych wcze śniej wód, wpłynie to korzystnie na nurt rzeki i przyspieszyło przepływ wody i dodatkowo spadek dna koryta. Nast ępnie (połowa XIX przyczyniło si ę do lokalnego o Ŝywienia w.) zacz ęto regulowa ć koryto. Przekopano erozji w korycie. kanał o szeroko ści 8,6 m i długo ści około Wi ększe dopływy Bzury meandruj ą i 40 km na odcinku od Ł ęczycy do Łowicza, miejscami charakteryzuj ą si ę siln ą erozj ą którym popłyn ęła główna masa wody boczn ą koryta. Aby osłabi ć jej tempo Bzury. Ponadto na wybranych odcinkach brzegi obsadzane s ą drzewami głównie wykopano mniejsze rowy i wyprostowano topolami i sosn ą. Korzenie drzew koryto rzeki. W wyniku regulacji odci ęto skutecznie osłabiaj ą tempo erozji bocznej. liczne starorzecza i ramiona rzeki. Stopie ń W zwi ązku z małymi opadami i ich zachowania jest ró Ŝny, od niemal deficytem wody na badanym obszarze, całkowicie wypełnionych osadami czasem budowane s ą groble na mniejszych organicznymi, poprzez zdrenowane i nie rzekach. Powy Ŝej przeszkody woda płynie wypełnione osadami, po wypełnione wolniej, cz ęsto tworz ą si ę dwa nurty oraz jeszcze wod ą i zarastaj ące. Wykopanie zachodzi wi ększa sedymentacja w korycie. nowego wyprostowanego i pogł ębionego W zwi ązku z tym w obr ębie koryta tworz ą koryta Bzury spowodowało obni Ŝenie si ę drobne wyspy i na pewnym odcinku poziomu wód w rzece oraz o Ŝywiło tempo rzeka ma charakter quazi-roztokowy. erozji dennej. Zmianie uległy procesy Nowe problemy spowodowała transportu i sedymentacji. Akumulowany reintrodukcja bobrów w Rawce w 1983 r. jest głównie materiał piaszczysty w Po osiemnastu latach populacja bobrów korycie i tu Ŝ przy brzegu w czasie średnich mocno wzrosła i zaczynaj ą one ingerowa ć i wysokich stanów wody. Materiał i zmienia ć środowisko rzeki meandruj ącej. mułkowo-piaszczysty osadzany jest Podgryzaj ą drzewa, które w wielu jedynie w obr ębie odsypów meandrowych odcinkach rzeki zalegaj ą w korycie, buduj ą w czasie wysokich stanów wody. W tamy. Zakola meandrowe, w obr ębie środkowym odcinku Bzury rzadko których jeszcze 3 lata temu swobodnie wyst ępuj ą powodzie zwi ązane z zachodziła erozja boczna i widoczne były wyst ąpieniem wody z koryta, s ą tu wahania stanów wody w ci ągu roku, najcz ęś ciej powodzie podsi ąkowe. obecnie przestały przesuwa ć si ę bocznie. Uregulowanie koryta Bzury Stan wody przez cały rok jest wysoki bez spowodowało tak Ŝe obni Ŝenie bazy wi ększych waha ń, a pr ąd wody erozyjnej jej dopływów. W dolnych i zdecydowanie wolniejszy. Wszystko to środkowych odcinkach tych rzek o Ŝywiły spowodowało osłabienie erozji bocznej si ę procesy denne, w efekcie których rzeki koryt meandruj ących, podtopienie płyn ą gł ęboko wci ętymi korytami. Nawet przyległych terenów oraz dziczenie rzeki przy wysokich stanach wody nie wyst ępuj ą na niektórych odcinkach Rawki. Od dwóch one z koryta na równi ę zalewow ą, np. na lat obserwowane s ą ślady działalno ści Rawce od wielu dziesi ątek lat nie było bobrów w dolinie Bzury w odległo ści 20 powodzi, świadczy o tym brak przyrostu km na zachód od uj ścia Rawki. osadów na równi zalewowej oraz zatarte
- 74 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
ZAŁO śENIA METODOLOGICZNE I METODYCZNE BADAŃ WSPÓŁCZESNYCH PROCESÓW GEOMORFOLOGICZNYCH
Andrzej Kostrzewski Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii Uniwersytet AdamaMickiewicza, Pozna ń
Badania współczesnych procesów by ć skoncentrowane na nast ępuj ących geomorfologicznych wi ąŜ emy z zagadnieniach: rozpoznanie charakteru i geomorfologi ą dynamiczn ą, któr ą ujmuje tendencji rozwoju współczesnych współczesne przemiany rze źby oraz morfosystemów (poszczególnych form funkcjonowanie współczesnych środowisk rze źby terenu, zespołów form i typów morfogenetycznych. Przyj ęcie zało Ŝenia, rze źby) w oparciu o zorganizowany system Ŝe geomorfologia dynamiczna zajmuje si ę pomiarowy; okre ślenie funkcji badaniem obiegu energii i materii morfodynamicznych współczesnej rze źby współczesnych morfosystemów (geoeko- terenu (koncepcja map geomorfolo- systemów), zobowi ązuje do standaryzacji gicznych i morfodynamicznych); terenowych systemów pomiarowych, okre ślenie mechanizmów współczesnej pomaga w tworzeniu odpowiedniego morfolitogenezy; szersze zastosowanie systemu informatycznego, umo Ŝliwia metod GIS w analizie współczesnych stosowanie odpowiednich modeli. procesów geomorfologicznych; wyzna- Wprowadzane nowe koncepcje czenie warto ści progowych w metodologiczne i metodyczne sprawiaj ą, funkcjonowaniu współczesnych procesów Ŝe uzyskiwane wyniki bada ń geomorfologicznych; badanie i rejestracja współczesnych procesów geomorfolo- procesów o charakterze ekstremalnym i gicznych często s ą nieporównywalne. katastrofalnym i ich wpływ na rozwój Nale Ŝy stwierdzi ć, Ŝe niezb ędne jest współczesnych geoekosystemów; okre- opracowanie zało Ŝeń metodycznych ślenie prawidłowo ści funkcjonowania stacjonarnych bada ń współczesnych współczesnych geoekosystemów w warun- procesów geomorfologicznych m.in. w kach zmian klimatu i ró Ŝnokierunkowej zakresie kryteriów wyboru powierzchni antropopresji (modelowanie). testowych oraz standaryzacji metod bada ń Powy Ŝej przedstawione propozycje terenowych i laboratoryjnych. bada ń winny by ć realizowane w Bior ąc pod uwag ę aktualny stan powi ązaniu z programami europejskimi i bada ń współczesnych procesów światowymi. geomorfologicznych w Polsce prace winny
POLSKIE BADANIA GEOMORFOLOGICZNE – STAN AKTUALNY , TENDENCJE ROZWOJU
Andrzej Kostrzewski Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Geomorfologia w Polsce jako czwartorz ędu, co niekorzystnie wpływa na samodzielna dyscyplina naukowa jest jej indywidualno ść merytoryczn ą. działem geografii fizycznej. Bardzo cz ęsto Aktualny stan realizowanych bada ń geomorfologi ę uto Ŝsamiamy z geologi ą w polskiej geomorfologii przedstawiony
- 75 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 zostanie w oparciu o standardy zwi ększenia udziału geomorfologów w metodologiczne i metodyczne, zaprezen- badaniach kompleksowych środowiska towane w referatach Mi ędzynarodowej przyrodniczego, wzrost zainteresowania Konferencji Geomorfologów, która odbyła procesami geomorfologicznymi o si ę w Tokio w sierpniu 2001 roku. Mo Ŝna charakterze ponadprzeci ętnym i wyrazi ć przekonanie, Ŝe jest to dobre katastrofalnym, udział w badaniach o odniesienie naszych bada ń do rezultatów charakterze aplikacyjnym. uzyskanych w geomorfologii na świecie. Polscy geomorfolodzy w Z kolei w oparciu o publikacje realizowanych badaniach winni w polskich geomorfologów z lat 1997-2000 wi ększym stopniu uwzgl ędnia ć nowe mo Ŝliwa była ocena kierunków bada ń oraz koncepcje metodologiczne w zakresie uzyskanych wyników. bada ń mechanizmów funkcjonowania Polskie badania geomorfologiczne współczesnych procesów geomorfolo- cechuje du Ŝe zró Ŝnicowanie realizowanych gicznych. Prawidłowo ści dotycz ące programów badawczych, brak syntez funkcjonowania współczesnych środowisk problemowych i regionalnych. Nale Ŝy morfogenetycznych winny by ć formu- jednak doda ć, Ŝe równocze śnie w łowane w oparciu o standaryzowane, badaniach geomorfologicznych odnoto- wieloletnie serie obserwacyjne. W wujemy nowe propozycje metodologiczne wi ększym stopniu musimy wł ączy ć si ę do bada ń współczesnych procesów programów mi ędzynarodowych. geomorfologicznych, wyra źne tendencje
WYKSZTAŁCENIE DOLIN ZLEWNI KORYCIANKI (P ŁASKOWY ś PROSZOWICKI )
Joanna Ko ścielniak Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagiello ński, Kraków
Zlewnia Korycianki poło Ŝona jest akumulacyjnego dna doliny Korycianki na Płaskowy Ŝu Proszowickim, w dolnej świadczy o du Ŝej roli procesów stokowych cz ęś ci dorzecza Nidzicy. W okresie w jego powstawaniu. Profile podłu Ŝne czwartorz ędu środowisko przyrodnicze wi ększo ści dolin pierwszego typu s ą zlewni podlegało wieloetapowej, bardzo wyrównane, natomiast profil podłu Ŝny złoŜonej ewolucji, czego wynikiem jest doliny głównej charakteryzuj ą załomy zró Ŝnicowanie pokryw, zwłaszcza w świadcz ące o zło Ŝonej genezie tej formy. dolnej cz ęś ci zlewni (Ko ścielniak 2001). Górny, stromy odcinek doliny Korycianki Na przewa Ŝaj ącej powierzchni badanego jest erozyjnie odmładzany, o czym obszaru wyst ępuj ą pokrywy lessowe. świadczy znacznie wi ększa gł ęboko ść Teren jest w cało ści wylesiony i koryta. Doliny płaskodenne zlewni uŜytkowany rolniczo. Na podstawie Korycianki s ą asymetryczne. W przypadku kartowania geomorfologicznego dolin o przebiegu południkowym bardziej wyró Ŝniono w zlewni Korycianki cztery strome zbocza s ą eksponowane na zachód. typy dolin. Natomiast w przebiegaj ącej ze wschodu na Pierwszy typ obejmuje doliny zachód dolinie głównej wyodr ębniaj ą si ę płaskodenne z teras ą zalewow ą, w której odcinki o ró Ŝnej ekspozycji stoków koryto wyci ęte jest do gł ęboko ści bardziej stromych. Wydaje si ę, Ŝe w kilkudziesi ęciu centymetrów. Doliny te s ą badanej zlewni wpływ na wykształcenie odwadniane stale lub okresowo. U ich asymetrii dolin płaskodennych miał wylotów rozpo ścieraj ą si ę niewielkich zarówno proces soliflukcji w warunkach rozmiarów sto Ŝki napływowe. Szeroko ść klimatu peryglacjalnego, jak równie Ŝ terasy zalewowej wynosi przewa Ŝnie ró Ŝnica zwi ęzło ści pokryw buduj ących kilkadziesi ąt metrów. Wykształcenie przeciwległe zbocza.
- 76 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Do drugiego typu dolin zaliczono Najprawdopodobniej jest ona efektem gł ęboko wci ęte doliny nieckowate z dnem procesu soliflukcji, modeluj ącego stoki w nadbudowanym pokrywami prolu- klimacie peryglacjalnym. Przyj ęcie takiej wialnymi. Wyst ępuj ą one głównie w genezy powstania asymetrycznego górnej, bardziej rozczłonkowanej i wykształcenia niecek zakłada ich odmładzanej cz ęś ci zlewni Korycianki, plejstoce ński wiek. gdzie stanowi ą doliny boczne w stosunku Czwartym, najmłodszym typem do doliny głównej. Doliny drugiego typu dolin zlewni Korycianki s ą holwegi. S ą to wyst ępuj ą te Ŝ jako formy formy pochodzenia antropogenicznego, zapocz ątkowuj ące doliny płaskodenne z powstałe wskutek pogł ębiania dróg teras ą zalewow ą. Charakterystyczne w ich polnych. Holwegi, wyci ęte przewa Ŝnie w wykształceniu s ą w ąskie dna oraz długie i utworach lessowych, przypominaj ą swym stosunkowo strome zbocza. Asymetria nie wykształceniem typowe w ąwozy. W wyst ępuje albo zaznacza si ę bardzo słabo. badanej zlewni s ą to formy ró Ŝnej długo ści Dna dolnych odcinków niektórych dolin (od ok. 100 m do ok. 600 m) i gł ęboko ści tego typu rozci ęte s ą bardzo płytkimi i (do ok. 8 m), zwykle nie utrwalone wąskimi rowami melioracyjnymi, którymi ro ślinności ą. W ich rozmieszczeniu na płyn ą epizodyczne cieki. stokach nie zauwa Ŝono Ŝadnej Trzeci typ dolin reprezentowany prawidłowo ści. Wi ększo ść holwegów jest jest przez suche niecki denudacyjne. stale u Ŝytkowana i przez to pogł ębiana. Doliny te rozcinaj ą wszystkie zbocza i Dna tych form s ą dodatkowo rozcinane stoki zlewni Korycianki. Chara- przez okresowo płynące wody, a ściany kterystyczne s ą ró Ŝnice w układzie i podlegaj ą cofaniu na skutek obrywania. wykształceniu niecek rozcinaj ących stoki Spo śród wszystkich typów dolin zlewni bardziej strome i stoki o mniejszych Korycianki, holwegi s ą współcze śnie nachyleniach. Stoki bardziej strome najintensywniej przeobra Ŝane. rozcina wi ększa liczba niecek, które s ą Najpowszechniej wyst ępuj ącymi krótsze i gł ębsze od niecek wyst ępujących formami dolinnymi w zlewni Korycianki na stokach o małych nachyleniach. Zbocza są niecki denudacyjne. Wi ększo ść niecek niecek denudacyjnych nie s ą strome, została prawdopodobnie wykształcona w przewa Ŝaj ą warto ści nachyle ń rz ędu 4 – 6 °. plejstocenie. Niecki powstawały te Ŝ w Na stokach o wi ększych nachyleniach holocenie, wskutek gruntownego wyci ętych jest wi ęcej niecek o bardziej wylesienia zlewni i zintensyfikowania stromych zboczach, natomiast na stokach o procesów stokowych (spełzywania, mniejszych nachyleniach wyst ępuje du Ŝo spłukiwania). Współcze śnie zlewnia jest niecek bardzo płytkich. Zdecydowan ą nadal rozczłonkowywana, do czego wi ększo ść niecek denudacyjnych badanej dodatkowo przyczynia si ę niewła ściwe zlewni charakteryzuje asymetria. prowadzona orka.
Ko ścielniak J., 2001, Ewolucja rze źby wybranych obszarów lessowych na przykładach zlewni Korycianki i Litzelbach , praca magisterska IGiGP UJ, Kraków.
STRUKTURA I WIEK OSADÓW LIMNICZNYCH WYRAZEM DOMINUJ ĄCYCH PROCESÓW MORFOGENETYCZNYCH W WYSOKOGÓRSKICH ZLEWNIACH TATR
Adam Kotarba 1, Edyta Łokas 2, Przemysław Wachniew 3 1Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Kraków ²Instytut Fizyki J ądrowej, Kraków 3Instytut Fizyki i Techniki J ądrowej AGH, Kraków
- 77 - Jeziora wysokogórskie s ą charakteryzuj ące si ę podwy Ŝszonymi pułapkami sedymentacyjnymi dla lu źnych opadami lub roztopami wiosenno-letnimi. materiałów zwietrzelinowych, glacjalnych Osady jeziorne datowano za i glacifluwialnych, podlegaj ących pomoc ą metody 210 Pb, która jest przydatna przemieszczaniu ze stoków do den dla osadów powstałych w ci ągu ostatnich dolinnych wskutek ruchów masowych i 100-150 lat. Aktywno ść 210 Pb w próbkach działalno ści cieków stałych i okresowych. osadów wyznaczono przez pomiar Transfer osadów jest zró Ŝnicowany w aktywno ści α pochodnego izotopu 210 Pb czasie i przestrzeni w zale Ŝno ści od (Wachniew 1992). Zastosowana metodyka charakteru rze źby stoków i wyst ępuj ących wydzielania 210 Pb z osadów została oparta na nich pokryw oraz od stopnia ich o prac ę Flynna (1968). W przypadku stabilizacji przez roślinno ść . Dlatego osadów Morskiego Oka zało Ŝono podobny re Ŝim termiczno-wilgotno ściowy eksponencjalny spadek aktywno ści 210 Pb z w pi ętrach geoekologicznych gł ęboko ści ą. Średni ą szybko ść zlokalizowanych ponad górn ą granic ą lasu sedymentacji w całym rdzeniu oszacowano daje inne sygnały (zapisy sedymentacyjne) na 0,037 cm/rok (Baumgart-Kotarba, w zbiornikach jeziornych poło Ŝonych w Kotarba, Wachniew 1993). Oszacowanie dwóch ró Ŝnych dolinach polodowcowych. to otrzymano wyznaczaj ąc prost ą regresji Rdzenie osadów pobranych w Morskim dla wykresu aktywno ści 210 Pb w skali Oku i Zielonym Stawie w dolinie logarytmicznej (Robbins, 1978). Wiek Kie Ŝmarskiej ilustruj ą to zagadnienie. poszczególnych warstw wyznaczono Stoki opadaj ące do Morskiego Oka maj ą dziel ąc ich gł ęboko ść przez wyznaczon ą prosty, dwuczłonowy układ: ściana skalna szybko ść sedymentacji. – stok piargowy (lub skalno- Dla osadów Zielonego Stawu zwietrzelinowy), co oznacza, Ŝe istnieje Kie Ŝmarskiego średni ą aktywno ść prób z szybka dostawa utworów gł ęboko ści 6.15 cm (0.064 Bq/g) i 7.05 cm ró Ŝnofrakcyjnych do jeziora, najcz ęś ciej (0.060 Bq/g) przyj ęto za odpowiadaj ącą bezpo średnio lub w trakcie działania aktywno ści wła ściwej autogenicznego procesów morfogenetycznych wywołanych 210 Pb i odj ęto j ą od całkowitych zjawiskami hydrometeorologicznymi o aktywno ści wła ściwych 210 Pb w du Ŝej intensywno ści. Dlatego poszczególnych warstwach otrzymuj ąc wysokoenergetyczne procesy erozji aktywno ści allogenicznego 210 Pb. stoków s ą zapisane w strukturze osadów Aktywności te zawieraj ą si ę w zakresie od jeziornych, a tempo sedymentacji bywa 0.019 Bq/g (4.95 cm) do 0.276 Bq/g (0.55 stosunkowo szybkie. Natomiast stoki cm). Spadek aktywno ści allogenicznego otaczaj ące Zielony Staw Kie Ŝmarski i 210 Pb wraz z gł ęboko ści ą jest zasilaj ące jezioro materiałem mineralnym niemonotoniczny. W przedziałach reprezentuj ą zło Ŝony układ składaj ący si ę gł ęboko ści 2 - 3 cm i 4.8 - 5 cm ze ściany skalnej z podnó Ŝem zauwa Ŝono wyra źne obni Ŝenie aktywno ści wypełnionym lodowczykiem (Miedziana do wartości odpowiednio 0.090 Bq/g i Dolinka), stokiem skalnym (próg wisz ącej 0.080 Bq/g. Zauwa Ŝalny jest spadek doliny), stokiem grawitacyjno- szybko ści sedymentacji z gł ęboko ści ą co aluwiacyjnym i sto Ŝkiem aluwialnym. mo Ŝe by ć wywołane kompakcj ą i/lub Transport utworów mineralnych odbywa procesami diagenezy. Na ten trend si ę poprzez wyró Ŝnione elementy rze źby. nało Ŝone s ą okresy zwi ększonej szybko ści Materiał podlega filtracji i zanim dotrze do sedymentacji w latach 1905 – 1910 i 1970 misy jeziornej jest okresowo – 1975 odpowiadaj ące przedziałom z redeponowany. W osadach jeziornych obni Ŝon ą aktywno ści ą 210 Pb. Wzrost (ZSK) brak zapisu wysokoenergetycznych szybko ści sedymentacji w tych okresach procesów stokowych, chocia Ŝ ich skutkiem mógł by ć zwi ązany z rozcie ńczeniem są spektakularne zespoły form erozyjno- osadów zawieraj ących 210 Pb przez materiał akumulacyjnych w otoczeniu jeziora. o ni Ŝszej zawarto ści tego radioizotopu, np. Struktura osadów pozwala jedynie pochodz ący ze stoków. Średnia szybko ść wyró Ŝni ć dłu Ŝsze okresy w skali wielolecia sedymentacji w całym profilu wynosi 0.044 cm/rok. VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Zakładaj ąc równowag ę pomi ędzy oraz składem granulometrycznym, chocia Ŝ strumieniem atmosferycznego 210 Pb i jego tempo sedymentacji jest podobne. Przyrost rozpadem radioaktywnym obliczono osadów w misach jeziornych o ró Ŝnej wielko ść strumienia atmosferycznego pojemno ści za okres ostatnich 150 lat jest 210 Pb, który wynosi 0.020 Bq/cm 2*rok. Ten uwarunkowany rodzajem procesów strumie ń jest zbli Ŝony do średniego morfogenetycznych wyst ępuj ących na strumienia atmosferyczny okre ślonego dla stokach otaczaj ących jezioro i tej cz ęś ci Europy (Preiss i in. 1996). decyduj ących o transferze osadów Najmłodsze osady jeziorne w terygenicznych do środowiska dwóch cyrkach lodowcowych Tatr limnicznego. Wysokich ró Ŝni ą si ę zasadniczo struktur ą
ZASTOSOWANIE MŁOTKA SCHMIDTA DO BADANIA WIETRZENIA GRANITÓW TATRZA ŃSKICH
Adam Kotarba 1, Jacek Rutkowski 2, Katarzyna Król 2 1Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Kraków, 2Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska AGH, Kraków
Młotek Schmidta zastosowano w jest skała, tym poszczególne odczyty maj ą Tatrach Wysokich w celu wykazania czy mniejszy rozrzut. Wysokie warto ści metoda ta pozwala na okre ślenie (R=67,7) zmieniaj ące si ę od 61-75 (V=3,3) wzgl ędnego wieku materiału buduj ącego uzyskano dla drobnoziarnistych moreny zlodowace ń mindel, riss i würm kwarcytów sejsu z Doliny Suchej Wody. oraz zasi ęgów stadiów recesyjnych Głazy i wygłady lodowcowe Tatr ostatniego zlodowacenia. Młotek Schmidta Wysokich badano na 11 stanowiskach (zwany równie Ŝ młotkiem odbojowym) poło Ŝonych na wysoko ści 1080-1970 m. słu Ŝy do nieniszcz ącego badania cech n.p.m. Wykazały one du Ŝy rozrzut spr ęŜ ystych konstrukcji betonowych, na poszczególnych pomiarów (nawet 15-58 podstawie których wnioskuje si ę o ich na Karczmisku). Jest to spowodowane wytrzymało ści. Mo Ŝna go wi ęc średnio- i grubokrystaliczn ą struktur ą skały wykorzysta ć do okre ślania stopnia i jej polimineralnym składem (głównie zwietrzenia powierzchni skalnych. W skalenie sodowo-wapienne [39-69%], pracy zastosowano seryjny młotek skale ń potasowy [0-19%] i kwarc [19- szwajcarski typu N o energii 2,207 Nm 39%], w mniejszej ilo ści biotyt [2-14%] i firmy Proceq. Odczyt warto ści odbicia (R) muskowit [0-4%]. Minerały te s ą wykonuje si ę na skali opisanej od 10 do anizotropowe i w ró Ŝnych kierunkach 100, co 2 działki. Odczyt zaleca si ę wykazuj ą odr ębne własno ści. Przy wykonywa ć na płaszczyznach pionowych, średnicy trzpienia uderzeniowego 15 mm, nachylonych pod k ątem 45° i poziomych. poszczególne odczyty zale Ŝą nie tyle od Odczyty przelicza si ę tak, jakby były średniego składu petrograficznego skały, wykonane na płaszczy źnie pionowej. Na ale od tego jakie minerały dominuj ą w jednym bloku lub wygładzie lodowcowym strefie uderzenia. Zwietrzałe skalenie dokonywano 50 odczytów, a wynikiem ulegaj ą rozpadowi, co prowadzi do ko ńcowym jest histogram, średnia wypreparowania kryształów kwarcu, a to arytmetyczna (R), odchylenie standardowe sprawia, Ŝe powierzchnia staje si ę bardzo (s) i współczynnik zmienno ści (V). nierówna. Nie jest ona pierwotn ą Pomiary wykonane na skałach powierzchni ą głazu powstał ą po zło Ŝeniu magmowych i kwarcytach wykazały, Ŝe im głazu morenowego po stopieniu lodowca. gładsza powierzchnia i im bardziej Wietrzenie przyspieszaj ą porosty, gdy Ŝ drobnoziarnista czy drobnokrystaliczna wnikaj ą plechami wgł ąb granitu i tworz ą
- 79 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 pokryw ę na jego powierzchni. Na przykład chronologii zdarze ń. Stopie ń zwietrzenia wygłady nad Zielonym Stawem granitów tatrza ńskich wydaje si ę Gąsienicowym wykazuj ą R= 41,2 (25-52), wskazywa ć, Ŝe wi ększ ą rol ę odgrywaj ą ale gdy s ą pokryte porostami tylko 28,3 warunki lokalne ni Ŝ czas. Wyra źniejsze (14-34). Kwarc jest kruchy, st ąd odczyty ró Ŝnice w stopniu zwietrzenia bloków na stercz ących kryształach kwarcu s ą morenowych wyst ępują, gdy porównuje wyra źnie ni Ŝsze ni Ŝ na skupieniach si ę moreny rissu i würmu. Głazy i wygłady skaleni. lodowcowe znajdujące si ę powy Ŝej górnej Naj świe Ŝsze powierzchnie grani- granicy lasu s ą na ogół silnie zwietrzałe. towe maj ą głazy wymyte z moren w Zwietrzenie głazów znajduj ących si ę w Dolinie Suchej Wody (R=56,7 w obr ębie pi ęter le śnych bywa zmienne. przedziale 43-76, przy V=14,9). Podobne Mo Ŝe to oznacza ć, Ŝe wpływ warunków warto ści notowano na powierzchniach lokalnych ró Ŝnicuje tempo wietrzenia, lecz wygładów wodospadu Siklawa w Dolinie mo Ŝna równie Ŝ s ądzi ć, Ŝe w skład moren Pi ęciu Stawów Polskich (R=58,9, ko ńcowych z ostatniego zlodowacenia s ą przedział 48-70, V=8,9). Powierzchnie te wkomponowane głazy z zlodowacenia są omywane wod ą, co opó źnia procesy risskiego. Pomiary zwietrzenia granitów wietrzenia. Równowiekowe wygłady na tatrza ńskich naleŜy wykonywa ć blisko poło Ŝonej Wielkiej Kopie s ą bezwzgl ędnie w identycznych sytuacjach zwietrzałe i wskazuj ą znacznie wi ększy geomorfologicznych, a wi ęc przy rozrzut pomiarów (R=47,6 przedział 29- porównywalnych ekspozycjach, nachy- 66, V= 22,2). leniu i charakterze powierzchni. Powierzchnie głazów spoczy- Młotek Schmidta zastosowany do waj ących na morenach s ą na ogół oznaczania wzgl ędnego wieku moren zwietrzałe. W morenach würmu na Równi ko ńcowych i recesyjnych ostatniego Królowej maj ą nast ępuj ące parametry zlodowacenia nie spełnił oczekiwa ń, R=28,3, 22-38 i V=14,1. Podobne warto ści chocia Ŝ mo Ŝe by ć przydatny przy uzyskano na Karczmisku (R=31,0, 15-58 i rozró Ŝnianiu moren starszych (mindel, 24,1), lecz całkiem odmienny charakter riss) i młodszych (würm). maj ą głazy morenowe risskie na Praca finansowana przez KBN Hurkotnym (R=28,8 i 20,2). (grant 6P04E 01809) oraz Wydział Generalnie stwierdza si ę, Ŝe Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska stopie ń zwietrzenia bloków na morenach AGH (Dz. Statut. 11.11.140.54, za rok znacz ących fazy recesyjne ostatniego 2001). zlodowacenia jest do siebie zbli Ŝony i nie pozwala na okre ślenie wzgl ędnej
Kotarba A., Król K., Rutkowski J., 2000, Wietrzenie granitów tatrza ńskich w świetle bada ń młotkiem Schmidta, Sprawozdania z posiedze ń Komisji Naukowych Oddziału PAN w Krakowie, 42/2 (za lipiec-grudzie ń 1998), s. 142-144.
AGRESYWNO ŚĆ OPADÓW ATMOSFERYCZNYCH W ZBIOROWISKACH LE ŚNYCH I JEJ ZNACZENIE DLA FUNKCJONOWANIA SYSTEMU DENUDACJI CHEMICZNEJ
Robert Kruszyk Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
W badaniach współczesnych przepływu materii oraz procesów systemów denudacji chemicznej obszarów wpływaj ących na jego kierunek i tempo. le śnych konieczne jest poznanie dróg Rola ro ślinno ści we współczesnym
- 80 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 systemie denudacji chemicznej nie li ściastym (olcha czarna, grab zwyczajny i ogranicza si ę wył ącznie do modyfikacji buk zwyczajny). Zakres prowadzonych wielko ści ładunku substancji chemicznych bada ń obj ął badania składu chemicznego: docieraj ących z opadem do powierzchni opadu nad lasem, pod koronami drzew i gleby. Wpływa ona równie Ŝ na skład spływu po pniach oraz roztworów chemiczny, w tym przede wszystkim na glebowych w poziomie organicznym i stopie ń agresywno ści roztworów mineralnym. W przypadku drzewostanu kr ąŜą cych w geoekosystemie le śnym iglastego badania prowadzono w ci ągu (Trudgill 1977, Foster, Greive 1984, czterech lat hydrologicznych (1996-1999), Likens, Bormann 1995). Bilansowanie natomiast w drzewostanie li ściastym biogeochemiczne materii pozwala ustali ć dwóch lat (1998-1999). rang ę obszarów le śnych w systemie Uzyskane wyniki potwierdzaj ą denudacji lokalnej. Dla dynamiki obecno ść intensywnych procesów procesów wietrzenia chemicznego oraz zakwaszania w analizowanych ługowania jego produktów istotne zbiorowiskach le śnych. Zró Ŝnicowanie znaczenie ma ładunek protonów kr ąŜą cych ładunków protonów na poszczególnych w geoekosystemie (Trudgill 1977, etapach obiegu materii w zbiorowisku lasu Kowalkowski 1981, De Vries i in. 1995). iglastego wskazuje na dominuj ącą rol ę Według Richtera (1986) oraz Markewitza i kwasów organicznych w dopływie jonów in. (1998) do procesów, które generuj ą wodorowych. Intensywne procesy obecno ść protonów w geoekosystemie zakwaszania zachodz ą przede wszystkim le śnym nale Ŝy zaliczy ć: depozycj ę w poziomie organicznym oraz w strefie atmosferyczn ą, procesy ługowania kwasów koron. Wzrost agresywno ści w organicznych w strefie koron, oraz procesy wymienionych podsystemach nawi ązuje biogeochemiczne zachodz ące w profilu do procesów dekompozycji materii glebowym, przede wszystkim zwi ązane z organicznej i procesów ługowania z roślin dekompozycj ą materii organicznej. słabych kwasów organicznych. Natomiast ograniczenie stopnia Skoncentrowany dopływ protonów agresywno ści roztworów według obserwowany poni Ŝej poziomu wspomnianych autorów nale Ŝy wi ąza ć z organicznego intensyfikuje procesy depozycj ą atmosferyczn ą pyłów o wietrzenia chemicznego glinokrzemianów wła ściwo ściach alkalicznych, i ługowania jego produktów (jony glinu i buforowaniem w strefie koron i procesami Ŝelaza), zwłaszcza w przypadku obecno ści wietrzenia chemicznego. Na podstawie nadmiaru anionów w analizowanych bada ń nad zjawiskiem zakwaszania gleb w roztworach glebowych. Z drugiej strony Europie Zachodniej Nilsson i Tyler (1995) oligotroficzny charakter boru świe Ŝego uwa Ŝaj ą, Ŝe od 30 do 70% ładunku sprawia, Ŝe ro ślinno ść d ąŜ y do substancji kwa śnych obecnych w glebie ograniczenia strat zwi ązanych z procesami zwi ązane jest z depozycj ą atmosferyczn ą ługowania, zwłaszcza w grupie nutrientów. mocnych kwasów mineralnych. Pozostałe Odmiennie przebiegaj ą procesy przyczyny zakwaszania zwi ązane s ą z zakwaszania w środowisku lasu wymienionymi powy Ŝej naturalnymi li ściastego. Czynnikiem, który decyduje o procesami biogeochemicznymi dopływie protonów jest asymilacja azotu zachodz ącymi w profilu glebowym. atmosferycznego przez drzewostan olchy Badania wpływu ro ślinno ści na czarnej. Obecno ść azotanów w roztworach procesy denudacji chemicznej prowadzone glebowych przyczynia si ę do były na obszarze zlewni górnej Pars ęty intensywnych procesów ługowania (Pomorze Zachodnie). Analiz ę przepływu kationów wapnia i magnezu. W protonów przez poszczególne podsystemy przeciwie ństwie do boru świe Ŝego, w (atmosfera – strefa koron – poziom zbiorowisku lasu li ściastego nie obserwuje organiczny – poziom mineralny) si ę procesów zakwaszania wód opadowych prowadzono w dwóch odmiennych pod w strefie koron. Analiza przepływu wzgl ędem florystycznym zbiorowiskach protonów w analizowanym le śnych – w drzewostanie iglastym (sosna geoekosystemie wskazuje na zachodz ące zwyczajna, świerk zwyczajny) oraz procesy buforowania, zwi ązane z
- 81 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wymywaniem jonów wapnia i magnezu analizowanych zbiorowiskach le śnych. oraz potasu z ro ślin. Zachodz ące procesy Uzyskane wyniki bada ń potwierdzaj ą, Ŝe wzbogacania wód opadowych w kationy ro ślinno ść aktywnie wpływa na zasadowe redukuj ą agresywno ść opadów funkcjonowanie procesów wietrzenia pod koronami drzew li ściastych w chemicznego i ługowania jego produktów. odniesieniu do terenu otwartego. Stwierdzone prawidłowo ści wpływu lasu Przeprowadzona analiza regresji na przepływ protonów stanowi ą dobr ą wielokrotnej potwierdziła zdecydowanie podstaw ę do rozpoznania uwarunkowa ń mniejsz ą rol ę kwasów mineralnych, denudacji chemicznej na obszarach zwi ązanych z depozycj ą atmosferyczn ą w le śnych strefy umiarkowanej wilgotnej. procesach zakwaszania gleby w
De Vries W., Van Grinsven J. J. M., Van Breemen N., Leeters E. E. J. M., Jansen P. C., 1995 , Impacts of acid deposition on concentrations and fluxes of solutes in acid sandy forest soils in the Netherlands , Geoderma 67, 17-43 Foster I. D. L., Grieve I. C., 1984, Some implications of small catchment solute studies for geomorphological research, [w:] T. B. Burt, D. E. Walling (red.), Catchment experiments in fluvial geomorphology, GeoBooks, Norwich, 359-378 Kowalkowski A., 1981, Teoria prof. B. Ulricha o destabilizacji ekosystemów le śnych przez kwa śne deszcze , Przegl ąd Geograficzny, t. 53, z. 3, 627-637 Likens G. E., Bormann F. H., 1995, Biogeochemistry of a forested ecosystem , Springer Verlag. Markewitz D., Richter D. D., Allen H. L., Urrego J. B., 1998, Three decades of observed soil acidification in the Calhoun Experimental Forest, Has acid rain made a difference? Soil Sci. Soc. Am. J., 62, 1428-1439 Richter D. D., 1986, Sources of acidity in some forested Udults, Soil Sci. Soc. Am. Journal, 50, 1584-1589 Trudgill, S. T., 1977, Soil and vegetation systems , Clarendon Press, Oxford. Mapy topograficzne Wojskowego Instytutu Geograficznego, 1:100 000. Arkusze, Turka (1937) i D źwiniacz Górny (1937) , Warszawa.
WSPÓŁCZESNE PROCESY MODELUJ ĄCE RZE ŹBĘ MASYWU LES MONTS DORE (M ASYW CENTRALNY , F RANCJA )
Kazimierz Krzemie ń, Krzysztof Sobiecki Instytut Geografii, Uniwersytet Jagiello ński, Kraków
organicznymi. Górna granica lasu Masyw les Monts Dore jest poło Ŝona w wysoko ści 1550 m n.p.m. wysokogórskim systemem (1450-1550), dzieli góry na dwa systemy geomorfologicznym poło Ŝonym w morfodynamiczne: wy Ŝszy – krioniwalny i najwy Ŝszej cz ęś ci Masywu Centralnego we erozyjno-denudacyjny w pi ętrze le śnym Francji. Obszar ten wznosz ący si ę do (Kaszowski, Krzemie ń 1989). Podstaw ą wysoko ści 1886 m n.p.m. spełnia kryteria opracowania s ą wyniki bada ń terenowych gór alpejskich wg C. Trolla (1973). prowadzonych w tym obszarze od 1984 r. Charakteryzuje si ę bogactwem form ró Ŝnej Badania geomorfologiczne w omawianym wielko ści i pochodzenia. Wyst ępuj ą tu terenie polegały na kartowaniu typowe dla gór wysokich formy, takie jak geomorfologicznym form, pokryw i granie, ściany skalne, stoki usypiskowe. W skutków procesów morfogenetycznych. wi ększo ści jednak stoki okryte s ą Dla najbardziej charakterystycznych form pokrywami zwietrzelinowymi i wykonywano szczegółowe plany, profile stosunkowo grubymi pokrywami poprzeczne i podłu Ŝne.
- 82 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Masyw les Monts Dore jest W modelowaniu badanego terenu trzeciorz ędowym stratowulkanem wyró Ŝni ć mo Ŝna trzy zasadnicze sezony zbudowanym z ró Ŝnego rodzaju law morfogenetyczne: okres zimowy (XI-III) – (bazaltów, sancynitów, doreitów, martwy, okres niwacyjny zwi ązany z fonolitów, trachtów) oraz utworów topieniem si ę płatów śniegu od kwietnia piroklastycznych. W plejstocenie obszar do czerwca oraz okres pluwialny zwi ązany ten był zlodowacony. Lodowce spływały z działalno ści ą wód opadowych radialnie z centrum masywu i osi ągały wyst ępuj ący od lipca do pa ździernika. długo ść 12-19 km. W holocenie na W rze źbie badanego obszaru dominuj ą: (a) peryferiach masywu miała miejsce – systemy niszowatych obni Ŝeń oraz oŜywiona aktywno ść wulkaniczna. lobowatych nabrzmie ń, które tworz ą Omawiany obszar poło Ŝony jest w strefie powy Ŝej górnej granicy lasu klimatu oceanicznego wilgotnego. W charakterystyczny mikrorelief – genezy najwy Ŝszych partiach roczne sumy opadów niwacyjnej, (b) – systemy kraw ędzi i nisz wynosz ą od 1700 do 2000 mm. W ci ągu gelideflacyjnych, (c) – rozci ęcia erozyjne roku najwi ększe opady wyst ępuj ą zim ą oraz systemy sto Ŝków proluwialnych, (d) – (XII-I), a najni Ŝsze latem (VII). Chocia Ŝ rynny i sto Ŝki spływów gruzowych, (e) – lato charakteryzuje si ę na ogół niskimi antropogenicznych rynien, nisz, opadami, to w tym okresie masyw les zdegradowanych powierzchni stokowych Monts Dore mo Ŝe otrzymywa ć gwałtowne wzdłu Ŝ szlaków i nartostrad. opady, które s ą przyczyn ą intensywnej Zarejestrowane główne zespoły form erozji torencjalnej. Pokrywa śnie Ŝna jest powstawały w ci ągu całego holocenu i zmienna z roku na rok i zró Ŝnicowana współcze śnie tworz ą si ę nadal, przy czym przestrzennie ze wzgl ędu na przewiewanie morfodynamiczna rola niektórych śniegu. Zalega ona płatami do ko ńca procesów zwi ększyła si ę współcze śnie czerwca, a nawet w lipcu, co jest istotne wskutek ingerencji człowieka. Ogólnie w dla procesów morfogenetycznych. krioniwalnym pi ętrze morfodynamicznym W pi ętrze le śnym (900-1500 m dominuj ą procesy niwacyjne. Na drugim n.p.m.), w zachodniej cz ęś ci masywu, miejscu nale Ŝy wymieni ć procesy wyst ępuj ą głównie buki oraz świerki. kriogeniczne oraz deflacj ę. Szczególnie Pi ętro subalpejskie zaj ęte jest przez istotn ą rol ę odgrywa w badanym masywie naturalne i sztuczne ł ąki. lód włóknisty. Wreszcie niemałe znaczenie Mi ąŜ szo ść i typ pokryw stokowych zale Ŝy ma tutaj działalno ść wody opadowej, a od skał podło Ŝa i ich postglacjalnej mianowicie spłukiwanie bruzdowe oraz transformacji. Pokrywy te s ą bardzo spływy gruzowe. zró Ŝnicowane. Na stokach o małym Na podstawie kartowania nachyleniu głównie w południowej i geomorfologicznego najwy Ŝszej cz ęś ci południowo-wschodniej cz ęś ci obszaru masywu les Monts Dore mo Ŝna stwierdzi ć, wyst ępuj ą pokrywy organiczne o Ŝe morfogeneza peryglacjalna tego obszaru mi ąŜ szo ści 0,5-0,7 m. Na stokach o pod koniec Pó źnego glacjału była wi ększym nachyleniu, w najwy Ŝszych najbardziej efektywna. W okresie partiach w rejonie le Puy de Sancy i Vallée holoce ńskim obszar ten był kształtowany de Chaudefour, wyst ępuj ą pokrywy przez niwacj ę oraz działalno ść wody gliniasto-torfowo-gruzowe i gliniasto- opadowej. W ostatnich 30 latach masyw gruzowe. Na wychodniach ten jest intensywnie przeobra Ŝany na trachyandezytów gruzowe pokrywy nosz ą skutek działalno ści człowieka oraz ślady przemieszczenia soliflukcyjnego. Na procesów erozji i depozycji. Pod utworach piroklastycznych skład pokryw wzgl ędem skali przeobra Ŝeń mo Ŝna ten zmienia si ę na bardziej gliniasto- okres porównywa ć do fazy morfogenezy rumoszowy. W strefach degradacji szaty peryglacjalnej. ro ślinnej zaznacza si ę wzrost szkieletowo ści pokryw.
Kaszowski L., Krzemie ń K., 1989, Quelques aspects du modelé actuel des Monts Dore et des Tatras , Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geogr., 76, 41-46.
- 83 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Troll C., 1973, High mountain belts between the polar caps and the equator, their definition and lower limit , Arctic and Alpine Research, 5, 3, 19-27.
MODYFIKACJE ALUWIÓW SANU W S ĄSIEDZTWIE ZAKŁADÓW WODNYCH Z XVI-XIX W. W BIESZCZADACH WYSOKICH
Józef Kukulak Instytut Geografii Akademii Pedagogicznej w Krakowie
Z przegl ądu archiwalnych drzew). Synchroniczno ść akumulacji tych materiałów historycznych i karto- osadów z okresem istnienia zbiorników graficznych wynika, Ŝe w bieszczadzkiej potwierdzaj ą oznaczenia wieku drewna cz ęś ci doliny Sanu i jego dopływów (metod ą C-14), zalegaj ącego w serii tych funkcjonowały w przeszło ści (XVI – 1 poł. osadów. Zbiorniki te wypełniły si ę XX w.) liczne zakłady wodne (młyny, całkowicie, a po zniszczeniu zapór zostały tartaki wodne i parowe), zakłady erozyjnie rozci ęte. uŜytkuj ące wod ę w procesach Odmienne wykształcenie maj ą produkcyjnych (pota Ŝarnie, beczkarnie, równie Ŝ aluwialne wypełnienia odci ętych huty szkła) oraz istniały umocnienia erozyjnie młynówek (m.in. w Tarnawie brzegów przy przejazdach przez rzeki Ni Ŝnej, D źwiniaczu Górnym, Dydiowej, (m.in. Liesganig 1790; Mapy katastralne Ustrzykach Górnych). Zalegaj ą tam 1852; Kummerer 1855; Mapy WIG 1937; drobnoziarniste osady mineralne Fastnacht 1962; Kryci ński 1995). przewarstwione organicznymi, w cało ści o W połowie XX wieku nast ąpiło pochodzeniu wezbraniowym. wysiedlenie tamtejszej ludno ści, całkowita W osadach terasy zalewowej Sanu likwidacja zabudowy gospodarczej i wśród składników mineralnych wyst ępuj ą przerwanie działalno ści rolniczej. lokalne nagromadzenia kory drzewnej i Zniszczone zostały m.in. wszystkie dot ąd węgla drzewnego. Pochodz ą one z łubni działaj ące wiejskie zakłady wodne i drzewnych (Tarnawa Wy Ŝna), beczkarni przegrody koryta, a jedynymi widocznymi (Bukowiec) i wypalenisk w ęgla drzewnego jeszcze śladami ich lokalizacji pozostały (Beniowa), zlokalizowanych blisko koryta odmienne osady rzeczne w ich otoczeniu. rzeki. Zostały one wyniesione przez rzek ę Wyró Ŝniaj ą si ę one w śród typowych z miejsc przetwórstwa drewna, a wskutek osadów Sanu nagłymi zmianami wielokrotnej redepozycji zalegaj ą dzi ś w mi ąŜ szo ści, składu lub ułoŜenia. nierównych skupiskach na całej długo ści W Ŝwirowo-piaszczystych terasy. aluwiach terasy zalewowej Sanu i jego Osobliwym składnikiem aluwiów dopływów, na odcinku od Przeł ęczy tej terasy jest pył w ęglowy i popiół UŜockiej po przełom przez Pasmo Otrytu, (Kukulak 2000b). Jest on genetycznie szczególną uwag ę zwracaj ą osady zwi ązany z produkcj ą popiołu w XVIII- laminowane, wyst ępuj ące na krótkich XIX w. w miejscowych pota Ŝarniach odcinkach w podłu Ŝnym profilu tej terasy (Sianki, Nied źwied ź, Negrylów, Litmirz, (Kukulak 2000a). S ą one seri ą osadów Muczne, Smolnik). Zakłady te były wypełniaj ących zbiorniki korytowe, zlokalizowane w lasach nad potokami, budowane w XVIII-XIX w. na potrzeby gdy Ŝ popiół ługowano przy pomocy du Ŝej miejscowych młynów i tartaków (m.in. w ilo ści wody i w ęgla drzewnego (Augustyn Siankach, Beniowej, Bukowcu, Tarnawie 1999). Ponadto w aluwiach tej terasy Wy Ŝnej, Brzegach Górnych). Warstwy znajduj ą si ę okruchy wypalanego szkła, co osadów mineralnych (piaski, muły i iły) jest potwierdzeniem działalno ści huty wyst ępuj ą w nich na przemian z szkła w Pszczelinach (Kryci ński 1995). organicznymi (li ście, igły, kora i nasiona Tak Ŝe resztki umocnie ń dawnych brodów
- 84 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 w korycie Sanu s ą obecnie pogrzebane działalno ści człowieka s ą obecnie grub ą warstw ą mady (Łokie ć). Wszystkie erozyjnie odsłaniane i wskutek pogł ębiania wymienione powy Ŝej ślady nadrzecznej si ę koryt intensywnie niszczone.
Augustyn M., 1999, Wpływ produkcji pota Ŝu na stan lasów nad górnym Sanem i Solink ą w XIX wieku , Roczniki Bieszczadzkie, 8, Ustrzyki Dolne, ss. 199-324. Fastnacht A., 1962, Osadnictwo Ziemi Sanockiej w latach 1340-1650 , Prace Wrocławskiego Towarzystwa Naukowego, Seria A, nr 84, Wrocław, ss. 1-120. Kryci ński S., 1995, Bieszczady. Słownik Historyczno-Krajoznawczy . Cz. 1, Gmina Lutowiska, Bieszczadzki Park Narodowy, Warszawa – Ustrzyki Górne, ss. 1-495. Kukulak J., 2000a, Origin of laminated sediments in alluvium of the upper San valley in the Bieszczady Mts, Eastern Carpathians , Geochronometria 18, Gliwice, ss. 47-51. Kukulak J., 2000b, Sedimentary record of early wood burning in alluvia of mountain streams in the Bieszczady range, Polish Carpathians, Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology 164 (2000): 167-175. Kummerer C., 1855 , Administrativ Karte von den Königreichen Galizien und Lodomerien mit dem Grosseherzogthume Krakau und den Herzogthümern Auschwitz, Zator und Bukowina (1: 115 000), Vien. Liesganig J., 1790, Königreich Galizien und Lodomerien herausgegeben in Jahre 1790. Regna Galiciae et Lodomeriae, 1:288 000. Vindobonae. Vien. Mapy (plany) katastralne Ziemi Sanockiej, 1: 2880. 1952, Zbiory Archiwum Pa ństwowego w Rzeszowie i Sanoku.
RZE ŹBA PIASKOWCOWA GÓR STOŁOWYCH I BYSTRZYCKICH – PODOBIE ŃSTWA I RÓ śNICE
Agnieszka Latocha Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny Uniwersytetu Wrocławskiego
W obszarach piaskowcowych sposób ró Ŝni si ę od siebie, co sugeruje cz ęsto wyst ępuje rze źba płytowa, dominacj ę odmiennych procesów charakteryzuj ąca si ę wyst ępowaniem morfologicznych w trakcie kształtowania ostrych, wyrazistych kraw ędzi si ę rze źby gór. morfologicznych pomi ędzy W Górach Stołowych głównym powierzchniami płaskimi a stromymi rysem krajobrazu s ą rozległe powierzchnie stokami w postaci ścian skalnych poni Ŝej. horyzontów morfologicznych, wyst ępuj ące W badaniach geomorfologicznych pi ętrowo - wyró Ŝnia si ę trzy lub cztery wielokrotnie dyskutowano na temat poziomy (Czeppe 1952, Rogali ński, czynników decyduj ących o powstaniu tego Słowiok 1958, Dumanowski 1961), typu rze źby strukturalnej, czyli rozdzielone wyra źnymi kraw ędziami odzwierciedlaj ącej bezpo średnio denudacyjnymi o charakterze urwisk. U zró Ŝnicowanie litologiczne i strukturalne ich podnó Ŝy wyst ępuj ą rumowiska skalne poszczególnych warstw skalnych w powstałe wskutek obrywów (najwi ększe na obszarach płytowych. W Sudetach północno-wschodnim kra ńcu masywu, w Środkowych, na obszarze niecki rejonie leja źródliskowego Po śny). śródsudeckiej, górnokredowe skały Świadcz ą one o stałej aktywno ści osadowe (piaskowce i margle) wyst ępuj ą procesów równoległego cofania stoków w w dwóch s ąsiaduj ących ze sob ą masywach obr ębie kraw ędzi denudacyjnych. górskich: w Górach Stołowych i w Charakter rze źby wskazuje na jej ścisł ą północnej cz ęś ci Gór Bystrzyckich. zale Ŝno ść od zró Ŝnicowania Rze źba obu obszarów jednak w zasadniczy strukturalnego: klify skalne utworzone s ą
- 85 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 przez wytrzymałe piaskowce, podczas gdy uszczelinienia i sp ęka ń (Radwa ński 1966, rozległe powierzchnie spłaszcze ń powstały 1975; Jerzykiewicz 1968a,b; Wojewoda w mniej odpornych marglach. Inn ą 1997). Cechy te, warunkuj ące odporno ść i charakterystyczn ą cech ą rze źby jest wytrzymało ść skały, mogły wpłyn ąć na wyst ępowanie licznych form skalnych, w odmienny przebieg procesów tym labiryntów skalnych zarówno na morfotwórczych na obu obszarach. Wpływ powierzchniach stoliw (Szczeliniec Wielki na to miała te Ŝ tektonika blokowa wieku i Mały), jak i na kraw ędziach (Bł ędne po-kredowego. Efektem ruchów Skały, Skalne Grzyby) (Walczak 1963). tektonicznych było potrzaskanie Gór Brak jest w obr ębie masywu gł ębszych Bystrzyckich na liczne bloki, wyniesione rozci ęć erozyjnych, liczne s ą natomiast nast ępnie na ró Ŝne wysoko ści (Sroka 1997; nieckowate doliny, tworz ące cz ęsto Ranoszek 1998). Potwierdza to nawi ązanie obszary zabagnie ń i torfowisk. układu stromych stoków do przebiegu linii Rze źba północnej cz ęś ci Gór nieci ągło ści tektonicznych. W Górach Bystrzyckich ma charakter falistej Stołowych tektonika blokowa nie wierzchowiny, rozci ętej licznymi, zaznaczyła si ę tak silnie i płyta osadów gł ębokimi dolinami wciosowymi kredowych zachowała ci ągło ść na dopływów Bystrzycy Dusznickiej. Stoki s ą znacznym obszarze; nigdzie te Ŝ na zarówno łagodne (do 10 ), jak i bardzo powierzchni nie ujawniły si ę skały strome (35-40 ), jednak w niewielu starszego podło Ŝa. Intensywne ruchy miejscach tworz ą klify skalne. Nie tektoniczne w Górach Bystrzyckich obserwuje si ę Ŝadnej zale Ŝno ści mi ędzy spowodowały odmłodzenie rze źby - wzrost litologi ą a nachyleniem stoków: zarówno erozji wgł ębnej potoków doprowadził do łagodne, jak i strome stoki wyst ępują w powstania gł ębokich dolin wciosowych. obr ębie piaskowców, margli lub gnejsów, Jednocze śnie w Górach Stołowych, gdzie będących podło Ŝem kredowej oddziaływanie tektoniki było słabsze, sedymentacji. Inn ą charakterystyczn ą procesy denudacyjne mogły bez zakłóce ń, cech ą rze źby s ą liczne lokalne spłaszczenia skuteczniej uwypukli ć zró Ŝnicowanie morfologiczne, niewielkich rozmiarów (w litologiczno-strukturalne skał. Rozwój wi ększo ści poni Ŝej 1 km²), wyst ępuj ące na rze źby strukturalnej wymaga bowiem ró Ŝnych poziomach wysoko ściowych w długiego czasu działania procesów obr ębie skał krystalicznych i osadowych. denudacyjnych w warunkach spokoju Zró Ŝnicowanie litologiczne nie tektonicznego. odzwierciedla si ę wi ęc w rysie rze źby. Zró Ŝnicowanie tych trzech Obserwuje si ę jednak zgodno ść upadu głównych czynników wpłyn ęło na warstw w piaskowcach i marglach z odmienny przebieg procesów kierunkiem nachylenia stoków (Latocha morfogenetycznych na obu obszarach. 2000). Sufozja, erozja źródliskowa, wietrzenie Ró Ŝnice w rze źbie piaskowcowej chemiczne, gł ębokie ruchy masowe obu obszarów górskich uwarunkowane s ą (głównie obrywy skalne i osiadanie), trzema głównymi czynnikami: selektywne wietrzenie miały dominujące zró Ŝnicowaniem litologiczno-facjalnym, znaczenie w Górach Stołowych (Pulinowa nierównomiern ą tektonik ą blokow ą oraz 1989), podczas gdy w Górach odmiennym czasem rozwoju rze źby. Bystrzyckich główn ą rol ę odegrała Sedymentacja osadów górnokredowych w tektonika blokowa, erozja wgł ębna niecce śródsudeckiej była lokalnie bardzo potoków, denudacja powierzchniowa, zró Ŝnicowana, co znajduje płytkie ruchy masowe ( śurawek 1999) i odzwierciedlenie w zmienno ści struktury i wietrzenie selektywne. W efekcie tekstury: osady te znacznie ró Ŝni ą pod oddziaływania odmiennych procesów wzgl ędem wielko ści ziaren, stopnia morfogenetycznych rze źbę Gór Stołowych wysortowania, rodzaju spoiwa, zawarto ści mo Ŝna okre śli ć jako litologiczno- krzemionki i w ęglanu wapnia, rodzaju strukturaln ą, natomiast w Górach warstwowania, biegu i upadu warstw, Bystrzyckich jako tektoniczno- mi ąŜ szo ści, rodzaju i g ęstości strukturaln ą.
- 86 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Czeppe Z., 1952, Z morfologii Gór Stołowych , Ochrona Przyrody t. XX, Kraków, s. 236- 253. Dumanowski B., 1961, Zagadnienie rozwoju stoku na przykładzie Gór Stołowych , Czasopismo Geograficzne XXXII, s. 311-324. Jerzykiewicz T., 1968 a, Sedymentacja górnych piaskowców ciosowych Niecki Śródsudeckiej (górna kreda) , Geologia Sudetica IV, s. 465-476. Jerzykiewicz T., 1968 b, Uwagi o orientacji i genezie ciosu w skałach górnokredowych Niecki Śródsudeckiej , Geologia Sudetica IV, s. 465-476. Latocha A., 2000, Zwi ązki budowy geologicznej i rze źby w północnej cz ęś ci Gór Bystrzyckich , praca mgr., Zakł. Gemorf. Inst. Geogr.UWr., ss.87, Pulinowa M., 1989, Rze źba Gór Stołowych , Prace Naukowe U Ś nr 1008, Katowice, ss.218. Radwa ński S., 1966, Facje osadowe i charakterystyka faunistyczna górnej kredy Środkowych Sudetów , Rocznik Polskiego Towarzystwa Geologicznego 36, z.2, s. 99- 119. Radwa ński S., 1975 , Kreda Sudetów Środkowych w świetle wyników nowych otworów wiertniczych , Biuletyn Instytutu Geologicznego 287, s. 5-50. Ranoszek W., 1998, Morfologia progów tektonicznych obramowuj ących rów górnej Nysy , Acta Universitatis Wratislaviensis no 2061, Prace Instytutu Geograficznego seria A, Geografia Fizyczna 9, Wrocław, s. 23-35. Rogali ński J., Słowiok G., 1958, Rze źba Gór Stołowych w świetle teorii pedyplanacji , Czasopismo Geograficzne XXXIX, s. 473-483. Sroka W., 1997, Ewolucja morfotektoniczna Sudetów w rejonie Kotliny Kłodzkiej w świetle analizy morfometryczno-statystycznej , Acta Universitatis Wratislaviensis nr 1939, Prace Geologiczno-Mineralogiczne LVII, Wrocław, ss. 97. Wojewoda J., 1997, Upper Cretaceous littoral-to-shelf succession in the intrasudetic basin and Nysa trough , (w:) J. Wojewoda (red.), Obszary źródłowe: zapis w osadach t. I, Wrocław. Walczak W., 1963, Geneza form skalnych na północno-wschodniej kraw ędzi Gór Stołowych , Acta Universitatis Wrtislaviensis nr 9, Studia Geograficzne I, s.191-199. śurawek R.., 1999, Zmiany erozyjne w dolinach rzek Sudetów Kłodzkich wywołane powodziami w lipcu 1997 oraz w lipcu 1998 , Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich, t.45, s.43-61;
KONSEKWENCJE PRZYRODNICZE NARCIARSTWA , NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH OBSZARÓW W KARPATACH
Adam Łajczak Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sosnowiec
W wielu pa ństwach w drugiej Infrastruktura narciarska w polskich połowie XX w. zacz ęto zwraca ć uwag ę na Karpatach jest szybko rozwijana od około zmiany w środowisku przyrodniczym i 20 lat. Do ko ńca lat 90. liczba wyci ągów krajobrazie gór pod wpływem narciarstwa. narciarskich wzrosła na tym obszarze do W literaturze zagranicznej a ostatnio 350, ich całkowita długo ść osi ągn ęła 175 krajowej zwraca si ę uwag ę na degradacj ę km a ł ączna przepustowo ść zbli Ŝyła si ę do ro ślinno ści i pokrywy glebowej na trasach 200 tys. osób/godz. Tylko na czterech narciarskich, proponowane s ą równie Ŝ obiektach (Kasprowy Wierch, Pilsko, techniczne i biologiczne metody Skrzyczne, Jaworzyna Krynicka) przeciwdziałania tym zagro Ŝeniom funkcjonuj ą długie trasy zjazdowe o (Dunajski 1993, Skawi ński 1993, Łajczak i rozpi ęto ści wysoko ściowej od 430 do 1000 in. 1996, 1997, Łajczak 2002). m, natomiast na obszarach poni Ŝej 1000 m
- 87 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 n.p.m. wyst ępuje 95% tras narciarskich. stoków zaostrza naturalne tendencje w Niewłaściwe wyprofilowanie i przestrzennym zró Ŝnicowaniu grubo ści utrzymywanie wi ększo ści tych obiektów, a pokrywy śniegu i czasie jej zalegania w zwłaszcza obj ęcie ich turystyk ą piesz ą w obr ębie form wkl ęsłych i wypukłych, w sezonie letnim przyczynia si ę do efekcie obszary o wi ększej i mniejszej degradacji ro ślinno ści i gleby. Natomiast w degradacji podło Ŝa przeplataj ą si ę wzdłu Ŝ sezonie zimowym trasy narciarskie s ą w tras narciarskich (Skawi ński 1993, Łajczak niewielkim stopniu degradowane przez i in. 1996, 1997). Tempo degradacji tras ratraki i ślizgi nart, ale tylko na stokach o zale Ŝy równie Ŝ od litologii podło Ŝa, co długim zaleganiu pokrywy śniegu o obok warunków klimatycznych tłumaczy grubo ści ponad 50 cm (Skawi ński 1993, ró Ŝnice w rozmiarach erozji gleby na Łajczak i in. 1996, 1997). Na stokach obiektach narciarskich, przykładowo na poni Ŝej wysoko ści 1000 m npm pokrywa Kasprowym Wierchu, Pilsku i śniegu na trasach narciarskich od wielu lat Skrzycznem. Fragmentacja lasów na nie jest trwała (Falarz 1999), co stokach obj ętych narciarstwem ułatwia przyspiesza degradacj ę tych obiektów. rozprzestrzenianie si ę zanieczyszcze ń Do śnie Ŝanie około 20% tras przyczynia si ę powietrza, wskutek czego osłabianiu do wydłu Ŝenia czasu zalegania ulegaj ą drzewostany wzdłu Ŝ ściany lasu odpowiednio grubej warstwy śniegu ale o przy trasach narciarskich, co pot ęguje sił ę du Ŝej g ęsto ści, co opó źnia wegetacj ę wiatru i w efekcie przyczynia si ę do ro ślin na trasach i wywołuje niekorzystne lokalnych niedoborów śniegu na obiektach zmiany hydrochemiczne w ich otoczeniu narciarskich (Łajczak i in. 1996). (Durło 1999). Narciarskie u Ŝytkowanie
Dunajski A., 1993, Wpływ presji narciarskiej na ro ślinno ść wysokogórsk ą w Dolinie Goryczkowej pod Zakosy w Tatrach , Zakład Ekologii Ro ślin i Ochrony Środowiska UAM, msc. Durło G., 1999, Proces zanikania pokrywy śnie Ŝnej jako wyraz mikroklimatycznego zró Ŝnicowania pieszych szlaków wycieczkowych i tras narciarskich oraz innych elementów zagospodarowania turystycznego Jaworzyny Krynickiej , Wydział Le śny AR, Kraków., msc. Falarz M., 1999, Wieloletnia zmienno ść warunków śnie Ŝnych korzystnych dla narciarstwa w polskich Karpatach , IMGW, Kraków, msc. Łajczak A., Michalik S., Witkowski Z. (red.), 1996, Oddziaływanie turystyki pieszej i narciarstwa na przyrod ę szczytowej cz ęś ci masywu Pilska , Studia Naturae, 41, s. 1- 253. Łajczak A., Michalik S., Witkowski Z., 1997 , Conflict between skiers and conservationists and a example of its solution: the Pilsko Mt. case study (Polish Carpathians) , [w:] J. Nelson, R. Serafin (red.) NATO ASI Series, National Parks and Protected Areas, G 40, s. 227-234. Łajczak A., 2002 , Slope remodelling in areas exploited by skiers, case study of the northern flysch slope of Pilsko Mt., Polish Carpathian Mountains , [w:] R.J. Allison (red.) Applied Geomorphology, Theory and Practise, John Wiley & Sons, s. 91-100. Skawi ński P., 1993 , Oddziaływanie człowieka na przyrod ę kopuły Kasprowego Wierchu oraz Doliny Goryczkowej w Tatrach , [w:] W. Cichocki (red.) Ochrona Tatr w obliczu zagro Ŝeń, Wyd. Muzeum Tatrza ńskiego i Tatrza ńskiego Parku Narodowego, s. 197- 226.
- 88 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
LESSY I TERASY NADDNIESTRZA HALICKIEGO
Maria Łanczont 1, Andrey Bogutsky 2, Andrey Yacyšyn 2
1Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej, Lublin 2L’vivskyj Nacjonalnyj Uniwersytet im. I. Franko, Lviv,
Naddniestrze halickie, tzn. obszar powa Ŝnych bł ędów, jako Ŝe brane pod poło Ŝony w strefie przej ściowej mi ędzy uwag ę morfometryczne elementy Wschodnim Podkarpaciem i Podolem w opisuj ące teras ę zale Ŝą od wielu rejonie Halicza, z kilku wzgl ędów ma czynników, w tym miejscowych wiod ące znaczenie dla podj ęcia problemu (lokalnych). rozwoju sieci rzecznej Dniestru. Ta cz ęść Obecnie na Naddniestrzu halickim doliny nigdy bowiem nie była obj ęta w dolinie Dniestru wyró Ŝnia si ę siedem plejstoce ńskim zlodowaceniem teras (Demedjuk, 1986; Hofštejn, 1995; kontynentalnym, podczas gdy jej górna Krav čuk, 1999). Terasy od II do VI cz ęść została obj ęta zasi ęgiem l ądolodu wi ązane s ą z plejstocenem, terasa VI jest Sanu 2. Na Naddniestrzu halickim wieku plioce ńskiego. Na wszystkich tych zachowały si ę bodaj najbardziej terasach w ostatnich latach opracowane kompletnie ślady dawnych cykli erozyjno- zostały reperowe profile serii lessowo- alumulacyjnych. Bardzo wa Ŝne jest tak Ŝe i glebowych (Boguckyj i in., 2001; to, Ŝe pokrywy aluwialne na starszych i Bogutsky i in., 2000). Rezultaty tych młodszych terasach plejstoce ńskich bada ń pozwalaj ą nam jednoznacznie przykryte s ą mi ąŜ sz ą (do 40 m, niekiedy stwierdzi ć, Ŝe ka Ŝdej konkretnej terasie wi ęcej) subaeraln ą seri ą lessowo-glebow ą odpowiada lessowa pokrywa ze ści śle jej z pi ęknie wykształconymi i odpowiadaj ącą sekwencj ą poziomów zachowuj ącymi stratygraficzn ą sekwencj ę lessowych i glebowych. Ta prawidłowo ść poziomami kopalnych gleb i kompleksów sprawia, Ŝe wła śnie szczegółowe badania glebowych. Te lessowo-glebowe warstwy pokryw aluwialnych i subaeralnych stwarzaj ą mo Ŝliwo ść chronologicznego (lessowych) pozwalaj ą na wypraco-wanie uporz ądkowania procesów erozji i czy te Ŝ zweryfikowanie schematu akumulacji w dolinie Dniestru jak te Ŝ stratygrafii teras Dniestru na Wschodnim pozwalaj ą na okre ślenie głównych etapów Podkarpaciu. Schemat ten został rozwoju sieci hydrograficznej. Takie skonstruowany w oparciu o poł ączone podej ście do problemu wieku teras kryteria geologiczne, paleopedologiczne, a Dniestru na Wschodnim Podkarpaciu jest tak Ŝe cz ęś ciowo paleobotaniczne i niezwykle wa Ŝne wobec faktu, Ŝe archeologiczne oraz w nawi ązaniu do dotychczasowe kryteria klasyfikacji tych wyników bada ń paleomagnetycznych i form opierały si ę głównie na termolumine-scencyjnych. Badania morfometrycznej metodzie bada ń. cz ęś ciowo finansowane z grantu KBN (6 Porz ądkowanie teras według ich PO4 E 031 15) wysoko ści wzgl ędnej cz ęsto prowadzi do
Boguckyj A., Cyrek K., Konecka-Betley K., Łanczont M., Madeyska T., Nawrocki J., Sytnyk O., 2001, Palaeolithic loess-site Yezupil on Dnister (Ukraine) – stratigraphy, environment and cultures , Studia Quaternaria 18: 4-40. Bogutsky A., Łanczont M., Wojtanowicz J. 2000, Early Quaternary buried surfaces of the paleosols in Zahvizdja outcrop near Ivano-Frankivs’k (W Ukraine) , Newsletter No 17, International Union for Quaternary Research, Commision on Paleopedology, December 2000, Moskwa: 32-33. Demedjuk N.S. 1986, Antropogenovyje otloženyja Ukrainskiyh Karpat , [w:] Antropogenovyje otloženyja Ukrainy. Naukova Dumka, Kyiv: 133-145.
- 89 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Hofštejn I. D., 1995, Geomorfologi českiy o čerk Ukrainskyh Karpat , Naukova Dumka, Kyiv: 1-83. Krav čuk J.S. 1999, Geomorfologija Peredkarpattja , Merkator, L’viv: 1-188.
ZMIANY ŚRODOWISKA MORSKIEGO ZATOKI PUCKIEJ NA PRZYKŁADZIE WYROBISKA POREFULACYJNEGO “K UŹNICA II”
Leszek Ł ęczy ński Zakład Geologii Morza, Instytutu Oceanografii Uniewrsytetu Gda ńskiego
Odmorskie brzegi Półwyspu znacznie wi ększe gł ęboko ści ni Ŝ naturalne Helskiego poddawane s ą abrazyjnej jamy wyst ępuj ące w Zatoce Puckiej. działalności fal i pr ądów morskich. Powoduje to zmiany hydrodynamiki, Powoduje to cofanie si ę brzegu, które w chemizmu wód i osadów, Ŝycia zale Ŝno ści od miejsca pomiarów wynosi biologicznego oraz warunków sedy- od 0.1 m do ponad 1.0 m w ci ągu roku. mentacji. Przy dostatecznym dostarczaniu piasku do Rozpoznanie stanu środowiska w strefy podbrze Ŝa, w której formowane s ą rejonie wyrobisk porefulacyjnych było rewy stanowi ące naturalna ochronę przed prowadzone przez pracowników Zakładu sztormami, efekty wyst ępuj ącej na brzegu Chemii Morza i Zakładu Geologii Morza Półwyspu Helskiego abrazji nie byłyby tak Instytutu Oceanografii Uniwersytetu uci ąŜ liwe dla jego mieszka ńców. Gda ńskiego. Przyczyny tego stanu dopatruje si ę w Podj ęte w 1995 roku prace obj ęły wybudowaniu w latach 1936-1937 portu rozpoznanie morfologii i litologii dna w rybackiego we Władysławowie. wyrobisku w porefulacyjnym “Ku źnica Spowodowało to, Ŝe piaszczysty osad II”. Analiza zmian batymetrycznych gromadzony jest w pachwinie falochronu wyrobiska obejmuje lata od pierwszej zachodniego i nie powoduje naturalnej eksploatacji urobku piaszczystego 1990 do odbudowy brzegu półwyspu. roku 2002. Ponadto okre ślone zostały w Na pocz ątku lat dziewi ęć dziesi ątych wodach interstycjalnych zawarto ści została podj ęta decyzja o ochronie amoniaku, fosforanów, siarczanów. półwyspu. Jako metod ę ochronn ą wybrano Dodatkowo oznaczono zawarto ści bakterii sztuczne zasilenie brzegu (refulacj ę). w wodach naddennych. Polegało to na pobieraniu piasku z dna Uzupełnieniem prac badawczych Zatoki Puckiej i transportowaniu go było wykonanie podwodnej dokumentacji ruroci ągiem na pla Ŝe od strony otwartego fotograficznej, która pozwoliła w szerszym morza. W efekcie refulacji w dnie Zatoki zakresie przedstawi ć zmiany zachodz ące Puckiej powstało pi ęć wyrobisk. na dnie wyrobiska. Sztuczne wyrobiska osi ągaj ą
Cie ślak A, 1990, Kompleksowa ochrona Półwyspu Helskiego , WW-IM, Gda ńsk. Basi ński T, Sawicki A, Szmytkiewicz M, 1993, Półwysep Helski – utrzyma ć powi ększa ć czy podda ć si ę przyrodzie , In Ŝynieria morska i geotechnika 6, s 3-5. Bolałek J, Piekarek-Jankowska H, Ł ęczy ński L, Frankowski L, Podgórska B, 1996, Geological, geochemical and bacteriological conditions in post-dreging pit in Puck Bay (Southern Baltic, Poland), Oceanological Studies No.3, s 111-122.
- 90 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
CECHY SEDYMENTOLOGICZNE OSADÓW BUDUJ ĄCYCH STO śKI AKUMULACYJNE NA TERASIE JEZIORA JASIE Ń
Marek Majewski Instytut Geografii, Pomorska Akademia Pedagogiczna, Słupsk
W ramach prac prowadzonych w Budowa sto Ŝka G odsłoni ęta sąsiedztwie jeziora Jasie ń a dotycz ących została do gł ęboko ści 150 cm, tj. do procesów denudacyjnych, rozpoznano wysoko ści ok. 113,35 m n.p.m. Do rz ędnej budow ę sto Ŝków akumulacyjnych. Formy ok. 113,5 m n.p.m. zalega piasek te rozwin ęły si ę u podnó Ŝa zboczy rynny gruboziarnisty (Mz = 0,79) o umiarko- jeziornej – na spłaszczeniach stanowi ących wanym wysortowaniu i ujemnej sko śno ści. fragmenty terasy przyjeziornej. Ich geneza Wykonany wkop nie pozwolił na zwi ązana jest z rozwojem form erozyjno- prze śledzenie poło Ŝenia stropu tej warstwy denudacyjnych rozcinaj ących wschodnie i ewentualnych struktur, co utrudnia stoki rynny (Majewski 2000). Przestrzenny okre ślenie jej pochodzenia. PowyŜej układ i charakter osadów trzech sto Ŝków zalegaj ą piaski średnioziarniste (Mz = okre ślono na podstawie wkopów w ich 1,97) o symetrycznym rozkładzie środkowej i środkowo-dystalnej cz ęś ci. uziarnienia i umiarkowanym wysorto- Budow ę sto Ŝka D rozpoznano do waniu. Rytmiczno ść warstwo-wania, jakim gł ęboko ści 230 cm, tj. do rz ędnej 115,5 m si ę charakteryzuj ą i nachylenie stropowej n.p.m. Sytuacja ta nie pozwoliła rozpozna ć powierzchni oraz frakcja mog ą wskazywa ć osadów jeziornych (maksymalny poziom na ich deluwialny charakter (Stochlak wody w jeziorze, udokumentowany przez 1978). Nad seri ą t ą zalega piasek Florek i zespół 1999, si ęgał około 113,5 m ró Ŝnoziarnisty (Mz od 0,15 do 1,29), w n.p.m.) którym natrafiono na skupisko W najni Ŝszej cz ęś ci profilu malakofauny. wyst ępuje kilkucentymetrowa warstewka Pomi ędzy obie wymienione piasku drobnoziarnistego (Mz = 2,58) o wcze śniej serie wyklinowuje si ę osad umiarkowanym wysortowaniu i torfiasty, miejscami silnie zapiaszczony. symetrycznym rozkładzie uziarnienia – Kolejny poziom, rozciągaj ący si ę jedynym takim w odkrywce. Seri ę wzdłu Ŝ całej ściany odkrywki, poło Ŝon ą wy Ŝej stanowi ą deluwia reprezentowany jest przez warstwowane reprezentowane przez piaski piaski deluwialne o warto ściach Mz średnioziarniste o ł ącznej mi ąŜ szo ści 130 rosn ących w kierunku dystalnej cz ęś ci cm. Cało ść charakteryzuje du Ŝa jednolito ść sto Ŝka od 0,99 do 1,55. Jest to osad dobrze materiału (Mz od 1,06 do 1,27; δ od 1,11 i umiarkowanie wysortowany o do 1,28; Sk I od –0,15 do –0,24) oraz brak asymetrycznym i lekko dodatnio sko śnym warstwowania. Wyst ępuj ące w profilu rozkładzie uziarnienia. Cech ą smugi orsztynowe maj ą charakter charakterystyczn ą jest wyst ępowanie tu postsedymentacyjny (Stochlak 1978). Osad licznych lamin mułkowo-piaszczystych. zalegaj ący powy Ŝej zbudowany jest z Cało ść przykrywa diamikton rolny o ró Ŝnoziarnistych Ŝwirów scementowanych mi ąŜ szo ści od 50 do 30 cm. zwi ązkami Ŝelaza. Cało ść o mi ąŜ szo ści Najgł ębiej wyst ępuj ącym osadem kilkunastu centymetrów zapada mniej rozpoznanym w sto Ŝku s ą warstwowane wi ęcej równolegle do powierzchni sto Ŝka i piaski drobnoziarniste (Mz = 2,53) o nosi cechy proluwiów. Ostatni poziom umiarkowanym wysortowaniu i ujemnie stanowi ą szare, bezstrukturalne piaski sko śnym rozkładzie uziarnienia. Strop ich średnioziarniste. Z racji swojej pozycji zapada wyra źnie ku rynnie jeziora. stratygraficznej i cech sedymentacyjnych Powy Ŝej zalega seria ró Ŝnoziarnistych (Mz mo Ŝna je nazwa ć diamiktonem rolnym od 1,01 do 1,85) piasków deluwialnych o (Sinkiewicz 1998). mi ąŜ szo ści ok. 50 cm z licznie wyst ępuj ącymi, naprzemianległymi
- 91 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 warstwami o zró Ŝnicowanym składzie ujemnym rozkładzie uziarnienia. Ich granulometrycznym. Zapadaj ą one zgodnie mi ąŜ szo ści wynosi od 95 cm do 50 cm. W z kierunkiem nachyleniem sto Ŝka pod całej serii widoczne s ą liczne kątem 5-12 . Najpłycej poło Ŝon ą warstw ę przewarstwienia piaszczyste i piaszczysto- stanowi ą piaszczyste, ciemne deluwia (Mz mułkowe. od 1,51 do 2,01) o słabym wysortowaniu i
Florek W., Alexandrowicz S., Pazdur A., 1999, Zmiany poziomu wody w jeziorze Jasie ń na tle ewolucji środowiska w pó źnym vistulianie i holocenie , [w:] A. Pazdur i zespół (red.), Geochronologia górnego czwartorz ędu Polski, Wrocław, s. 199-206 Majewski M., 2000, Morfogeneza dolinek erozyjno-denudacyjnych w rynnie jeziora Jasie ń u schyłku plejstocenu i w holocenie , [w:] K. Klimek, K. Kocel (red.), Transformacja dolin plejstoce ńskich w holocenie. Strefowo ść i pi ętrowo ść zjawiska, U Śl, Sosnowiec, s.85-88 Sinkiewicz M., 1998, Rozwój denudacji antropogenicznej w środkowej cz ęś ci Polski Północnej , (red.) W. Niewiarowski, Toru ń Stochlak J., 1978, Struktury i tekstury młodoplejstoce ńskich osadów deluwialnych , Biuletyn Instytutu Geologicznego 306, s. 115-174
ZWI ĄZKI STANÓW WÓD POWIERZCHNIOWYCH ZE STANAMI WÓD GRUNTOWYCH W ZLEWNI ZAGŁ ĘBIENIA BEZODPŁYWOWEGO NA OBSZARZE MŁODOGLACJALNYM (P OMORZE ZACHODNIE , GÓRNA PARS ĘTA )
Maciej Major Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Pozna ń
Celem prowadzonych bada ń jest wierzchowinach stoków. Badania rozpoznanie prawidłowo ści dotycz ących prowadzono w cyklu miesi ęcznym przez 3 charakteru i funkcjonowania geoeko- lata hydrologiczne 1999-2001. systemów zagł ębie ń bezodpły-wowych Na podstawie uzyskanych wyników strefy młodoglacjalnej na obszarze zlewni stwierdzono du Ŝą zale Ŝno ść pomi ędzy górnej Pars ęty, na podstawie obiegu wody. stanami wody w oczku, a pierwszym Spo śród 357 wydzielonych poziomem wód gruntowych w płytkich zagł ębie ń bezodpływowych chłonnych i piezometrach zlokalizowanych po oczek wodnych na terenie zlewni górnej przeciwnych stronach oczka w latach Pars ęty jedno z oczek, charakterystyczne hydrologicznych 1999-2000. W badanym dla obszaru młodoglacjalnego, obni Ŝeniu, w pierwszym roku zaadaptowano do szczegółowych bada ń pomiarowym woda wypełniała mis ę terenowych. Na poszczególnych etapach zagł ębienia przez 5 miesi ęcy – od marca obiegu wody przeprowadzano badania o do lipca, w 2000 roku ju Ŝ tylko 3 miesi ące charakterze ilo ściowym i jako ściowym – od lutego do kwietnia, a w 2001 roku w opadu atmosferycznego, opadu ogóle nie było wody w oczku. podokapowego, wód powierzchniowych, Najwy Ŝszy poziom wód gruntowych w glebowych i gruntowych. Na płytkich piezometrach pokrywa si ę z przeciwległych stokach zlewni oraz w dnie najwy Ŝszymi stanami wody w oczku, czyli oczka wodnego zainstalowano 6 nast ępuje w tym czasie bezpo średni piezometrów do pomiaru poziomu wód kontakt wód powierzchniowych z wodami gruntowych w układzie SW-NE. Po dwa podziemnymi (Kosturkiewicz, Fiedler piezometry zainstalowano w dnie 1993). Najwy Ŝsze poziomy wód w tych zagł ębienia, w połowie oraz na piezometrach wyst ąpiły w 1999 roku, a w
- 92 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 kolejnych dwóch latach były coraz ni Ŝsze. wód gruntowych i w konsekwencji zanik Nale Ŝy tak Ŝe zwróci ć uwag ę na identyczne wody w oczkach. wahania poziomów wód w obu Bardzo wa Ŝnym parametrem decyduj ącym piezometrach, a tak Ŝe w piezometrach o ilo ści wody w oczkach jest wielko ść zlokalizowanych w połowie stoków. parowania. Na podstawie uzyskanych Świadczy to o tych samych poziomach wyników zauwa Ŝyć mo Ŝna, zwłaszcza w wód gruntowych. pierwszym roku pomiarowym, Ŝe wraz z Wpływ na zaistniał ą sytuacj ę miały szybkim wzrostem parowania w czerwcu warunki meteorologiczne. Lata 1999 r. nast ąpił gwałtowny spadek hydrologiczne 1999 i 2001 były normalne poziomu wody w oczku a Ŝ do całkowitego pod wzgl ędem termicznym i opadowym, a zaniku wody w kolejnych miesi ącach. rok 2000 normalny pod wzgl ędem sumy Opisan ą sytuacj ę potwierdzaj ą opadów i lekko ciepły. Wpływ na tak Ŝe badania ilo ściowe wód glebowych na najdłu Ŝszy okres wyst ępowania wody w stanowiskach lizymetrycznych zainstalo- oczku w pierwszym roku pomiarowym wanych w bezpo średnim s ąsiedztwie miała sytuacja z 1998 roku. Rok ten był piezometrów. Badania roztworów glebo- wg klasyfikacji sporz ądzonej dla potrzeb wych równie Ŝ potwierdzaj ą, Ŝe rok 2000 Zintegrowanego Monitoringu Środowiska był bardziej wilgotny ani Ŝeli rok 2001, co Przyrodniczego (obliczenia dla roku widoczne jest po ilo ści i obj ęto ści kalendarzowego) bardzo wilgotny, nie pobranych próbek wód glebowych w obu było Ŝadnego miesi ąca suchego. Spo śród latach hydrologicznych. analizowanych lat, rok 1999 był Przeprowadzone badania potwie- najbardziej wilgotny i charakteryzował si ę rdzaj ą, Ŝe warunki termiczno-opadowe i najwi ększ ą roczn ą sum ą opadów parowanie maj ą decyduj ący wpływ na wynosz ącą 866 mm. W roku 2000 suma zasobno ść oczek wodnych poprzez wy Ŝsze opadu wyniosła 704,6 mm, a w 2001 – stany wód gruntowych, w wyniku czego 772,95 mm. Rok 2000 wg klasyfikacji dla dochodzi do bezpośredniego kontaktu wód potrzeb ZM ŚP był ciepły i suchy. Te powierzchniowych i gruntowych. warunki spowodowały obni Ŝenie poziomu
Kosturkiewicz, A., Fiedler, M., 1993, Zwi ązki stanów wody w śródpolnych oczkach wodnych ze stanami wód gruntowych, [w:] A. Kostrzewski (red.), Geoekosystem obszarów nizinnych, Zesz. Nauk. Nr 6, s. 115-121, Ossolineum.
GEOLOGICZNE UWARUNKOWANIA INICJACJI I ROZWOJU SKALNYCH OSUWISK W KARPATACH FLISZOWYCH
Włodzimierz Margielewski Instytut Ochrony Przyrody PAN, Kraków
Długotrwałe rozładowywanie wyodr ębnionej w podło Ŝu powierzchni napr ęŜ eń ścinaj ących w silnie (strefie) po ślizgu. Skalne osuwiska anizotropowych masywach skalnych rozwijaj ą si ę wi ęc dwufazowo: w stadium Karpat, powoduje dylatacyjn ą pocz ątkowym powstaje szczelina z dezintegracj ę tych masywów. Tworz ą si ę rozci ągania (powierzchnia odkłucia) wówczas jaskinie szczelinowe (szczeliny z ulegaj ąca propagacji wraz z kolejnymi rozci ągania licznie wyst ępuj ące na etapami pochłaniania przez masyw obszarze Karpat), stanowi ące formy napr ęŜ eń ścinaj ących. W drugim etapie, po wyj ściowe do rozwoju osuwisk przekroczeniu napr ęŜ eń granicznych w (Margielewski, Urban 2000). Szczeliny te masywie, jego fragment odseparowany i stanowi ą bowiem powierzchnie oderwania zdezintegrowany systemem szczelin (odkłucia) mas skalnych, które nast ępnie dylatacyjnych, zostaje przemieszczony są transportowane grawitacyjnie po grawitacyjnie, po wykształconej w podło Ŝu
- 93 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 powierzchni po ślizgu (Margielewski 2001, Jak wykazały badania autora, Margielewski, Urban 2000). Kształtowana wi ększo ść grzbietowych rowów wielofazowo powierzchnia odkłucia mas rozpadlinowych w Karpatach skalnych, zawsze b ędzie odwzorowywała (Alexandrowicz, Alexandrowicz 1988), powierzchnie strukturalne (sp ękania, reprezentuje typ przemieszcze ń topple: uskoki, wzdłu Ŝ których nast ępuje stwierdzono to zarówno w obr ębie wielokierunkowe rozładowywanie podwójnych grzbietów na Zadnich Górach napr ęŜ eń ścinaj ących w masywie) i Gaworzynie w Beskidzie S ądeckim (Margielewski 2001). Z kolei czysto (Margielewski 1997, 2002), jak te Ŝ na strukturalny charakter powierzchni (strefy) Luboniu Wielkim w Beskidzie po ślizgu, b ędzie ograniczony jedynie do Wyspowym, czy Izdebczyskach w płytkich form translacyjnych, w których masywie Babiej Góry. masy skalne b ędą przemieszczane po Jakkolwiek czysto rotacyjny płaskich powierzchniach strukturalnych charakter przemieszcze ń jest typowy dla (powierzchnia ławic, sp ęka ń, uskoków), ośrodka jednorodnego, w obr ębie nachylonych w kierunku ruchu (Dikau et al anizotropowych masywów Karpat, tego ed. 1996, Zabuski et al 1999). Jedynie ten typu przemieszczenia nie s ą rzadko ści ą, typ przemieszcze ń b ędzie spełniał kryteria szczególnie w górotworze zbudowanym z “zsuwu strukturalnego”, zdefiniowane utworów odkształcalnych (łupki pstre lub przez Kleczkowskiego (1955) i Bobera drobnorytmiczny flisz). Osuwiska z (1984): osuwiska te s ą powszechne w dominuj ącym charakterem przemieszcze ń obr ębie Karpat fliszowych. W obr ębie rotacyjnych, stwierdzono na Muronce w gł ębszych osuwisk (o strefie po ślizgu Beskidzie Średnim (Margielewski 2002), przebiegaj ącej na gł ęboko ści wi ększej ni Ŝ Kostrzy w Beskidzie Wyspowym, 10 m – vide Hutchinson 1995), (prawdopodobnie równie Ŝ na N skłonie powierzchnia poślizgu b ędzie posiadała Skrzycznego – Bajgier 1989). charakter kombinowany, i składała si ę z Osuwiska karpackie reprezentuj ą elementów strukturalnych (płaskich) i wi ęc ró Ŝnorodny typ form, cz ęsto ści ęciowych (krzywoliniowych). Składowe mieszanych, niekiedy za ś o te b ędą determinowa ć charakter przemieszczeniach typowych dla form przemieszcze ń grawitacyjnych ści ęciowych (tu osuwisko rotacyjne) (translacyjny lub rotacyjny – (Dikau et al 1996). Co do udziału struktur charakteryzuj ący si ę obrotem, t.j. w kreowaniu osuwisk, to o ile czysto wstecznym obaleniem przemieszczanych strukturalne zało Ŝenia powierzchni mas) (Dikau et al red. 1996, Zabuski et al. odkłucia mas skalnych (odwzorowanej w 1999). St ąd, ze wzgl ędu na ró Ŝny udział niszy) s ą ewidentne, powierzchnia (strefa) powierzchni strukturalnych w po ślizgu ich koluwiów, b ędzie zmieniała determinowaniu przebiegu powierzchni si ę od czysto strukturalnej dla płytkich po ślizgu, wi ększo ść skalnych osuwisk form translacyjnych (strukturalno- karpackich, b ędzie reprezentowa ć typ ze ślizgowych, b ądź strukturalno- mieszany (compound), z ró Ŝnym udziałem szczelinowych – Bober 1984), poprzez poszczególnych typów przemieszcze ń powierzchnie kombinowane (strukturalno- (rotacyjny, translacyjny, topple: przechył ści ęciowe) w osuwiskach mieszanych w kierunku ruchu, niekiedy za ś spływ (compound), a Ŝ po cylindryczne, w skalny) (Hutchinson 1995, Dikau et al. red. znacznym stopniu ści ęciowe powierzchnie 1996, Margielewski 2001, 2002). Tego po ślizgu osuwisk rotacyjnych typu przemieszczenia kombinowane, s ą (Margielewski 2002). typowe dla wielu osuwisk karpackich (m. in. forma na Turniskach w Gorcach).
Alexandrowicz S. W., Alexandrowicz Z., 1988, Ridge Top trenches and Riffts in the Polish Outer Carpathians , Annales Societatis Geologorum Poloniae, 58, s. 207-228. Bajgier M., 1989, Wpływ morfostruktury na rozwój gł ębokich osuwisk na stokach Skrzycznego w Beskidzie Śląskim , Folia Geographica, Ser. Geogr. Phys., 21, s. 61-77.
- 94 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Bober L., 1984, Rejony osuwiskowe w polskich Karpatach fliszowych i ich zwi ązek z budow ą geologiczn ą regionu , Biuletyn Instytutu Geol., 340, s. 115-158. Hutchinson J. N., 1995, Deep –seated mass movements on slopes , Mem. Soc. Geol. It., 50, s. 147-164. Kleczkowski A., 1955, Osuwiska i zjawiska pokrewne , Wyd. Geol. Warszawa, s. 1-116. Margielewski W., 1997, Formy osuwiskowe pasma Jaworzyny Krynickiej i ich zwi ązek z budow ą geologiczn ą regionu , Kwart. AGH, Geologia, 23, 45-102. Margielewski W., 2001, O strukturalnych uwarunkowaniach rozwoju gł ębokich osuwisk – implikacje dla Karpat fliszowych , Przegl ąd Geologiczny, 49, 6, s. 515-524. Margielewski W., 2002. Geological controll of the rocky landslides in the Polish Flysch Carpathians , Folia Quaternaria (w druku) Margielewski W., Urban J., 2000, Charakter inicjacji ruchów masowych w Karpatach fliszowych na podstawie analizy strukturalnych uwarunkowa ń rozwoju wybranych jaski ń szczelinowych , Przegl ąd Geologiczny, 47, s. 268-274. Zabuski L., Thiel K., Bober L., 1999 , Osuwiska we fliszu Karpat polskich. Geologia, modelowanie, obliczenia stateczno ści , Wyd. IBW PAN, Gda ńsk, s. 1-171.
GEOMORFOLOGIA NISZ ŹRÓDLISKOWYCH I ICH ZNACZENIE W OBIEGU WODY (P OJEZIERZE DRAWSKIE )
Małgorzata Mazurek Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Obszary młodoglacjalne Ni Ŝu podziemnych stanowi ą istotny element Polskiego stwarzaj ą mo Ŝliwo ści systemu hydrograficznego południowej prze śledzenia ewolucji układu sieci cz ęś ci dorzecza Pars ęty. Urozmaicona rzecznej silnie zdeterminowanego jeszcze rze źba Pojezierza Drawskiego, morfogenez ą pierwotnych zagł ębie ń, który naprzemianległe uło Ŝenie utworów jest obecnie modyfikowany przez procesy przepuszczalnych i nieprzepuszczalnych, denudacyjne uwarunkowane klimatem, nieci ągło ść warstw wodono śnych, ich rze źbą, litologi ą, neotektonik ą oraz zmienna mi ąŜ szo ść i cz ęste wychodnie na ró Ŝnokierunkow ą działalno ści ą człowieka. powierzchni ułatwiaj ą kontakt wód Szczególnie istotne dla rozwoju systemów podziemnych z wodami powierzchnio- rzecznych s ą obszary źródliskowe ( channel wymi. Źródła i wycieki koncentruj ą si ę heads ) ł ącz ące morfosystem stokowy i przede wszystkim na obszarach o korytowy, w których nast ępuje znacznym zró Ŝnicowaniu morfologicznym: kształtowanie koryta rzecznego i na zboczach dolin rynnowych i uruchomienie odpływu rzecznego. przełomowych, mis jeziornych, obni Ŝeń Prowadzone do tej pory badania na wytopiskowych. obszarach młodoglacjalnych Ni Ŝu W roku 2001 rozpocz ęto sezonowe Polskiego nie zawsze daj ą wyczerpuj ący kartowania stref źródliskowych w celu obraz warunków hydrologicznych i rozpoznania uwarunkowa ń przyrodniczych geomorfologicznych wyst ępuj ących w decyduj ących o ich wykształceniu i odcinkach źródliskowych sieci rzecznej, mechanizmie rozwoju. które wskazywałyby na mechanizm ich W rozpoznanych do tej pory na rozwoju. W zró Ŝnicowanych warunkach Pojezierzu Drawskim strefach środowiska młodoglacjalnego, w inicjacji źródliskowych wyst ępuj ą pojedyncze lub koryta rzecznego mog ą bra ć udział ró Ŝne zgrupowane źródła, strefy wycieków i składowe obiegu wody, w tym równie Ŝ wysi ęków, które kształtuj ą odpływ rzeczny wody podziemne. Naturalne wypływy wód w zakresie od kilku do kilkudziesi ęciu
- 95 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 dm 3s-1. W obr ębie badanych nisz działalno ści organizuj ących si ę strug źródliskowych, których piaszczysto- spływu powierzchniowego. Ich rozkład i Ŝwirowe kraw ędzie osi ągaj ą wysoko ść zachowanie uwarunkowane jest litologi ą, nawet do 8 m, zlokalizowane w podnó Ŝa lokalizacj ą wypływów wód podziemnych stromych ścian, wydajne i stabilne oraz ro ślinno ści ą. wypływy wód gruntowych stwarzaj ą W środowisku młodoglacjalnym warunki dla koncentracji znacznej ilo ści zwykle kilka procesów odpowiedzialnych wody w strefie podstokowej (np. w jest za rozwój stref źródliskowych, a ich kraw ędziach doliny Pars ęty i Perznicy). wydajno ść kształtowana jest na badanym Obszary nasycone w obr ębie nisz sprzyjaj ą obszarze m.in. przez: tak Ŝe wyst ępowaniu spływu powierzchnio- - ukształtowanie powierzchni inicjalnej, wego, a zwi ązana z nim erozja prowadzi - pionow ą i poziom ą zmienno ść do powstania koryt rzecznych i wyst ępowania utworów plejstoce ńskich i skoncentrowanego transportu osadów. holoce ńskich, Kształtowanie morfologii nisz - wła ściwo ści hydrauliczne wodono śca źródliskowych o znacznym nachyleniu oraz strukturalne lub litologiczne stoków nast ępuje te Ŝ przy lokalnym nieci ągło ści powoduj ące lokalny wzrost udziale ruchów masowych. Strefy wydajno ści wód podziemnych, źródliskowe rozwijaj ą si ę w wyniku - warunki pogodowe wpływaj ące na obieg cofania stoków kosztem spłaszcze ń wody, wysoczyznowych. - mo Ŝliwo ści odprowadzania materiału z Rozproszone wypływy wód obr ębu niszy źródliskowej, gruntowych, cz ęś ciej o małej wydajno ści - wykształcenie szaty ro ślinnej. jednostkowej, zlokalizowane bywaj ą Lokalizacja stref źródliskowych, równie Ŝ na całej wysoko ści stoków nisz elementu krajobrazu “wra Ŝliwego” na (m.in. w kraw ędziach obni Ŝeń zmiany, kontrolowana jest przez składowe wytopiskowych). Stoki gliniasto- obiegu wody oraz warunki odprowadzania piaszczyste nisz źródliskowych osadów. Nisze źródliskowe na Pojezierzu urozmaicaj ą niewielkie grzbiety Drawskim s ą obszarem działania wypływu stanowi ące obronione fragmenty degrado- gruntowego, gdzie równie Ŝ wysoka wanej powierzchni stokowej, które wilgotno ść gruntu sprzyja wyst ąpieniu rozdzielaj ą s ąsiaduj ące ze sob ą drogi spływu powierzchniowego nasyconego i odpływu wód. Poło Ŝone wyspowo śródpokrywowego, a zwi ązana z nimi “osta ńce” powstały na kontakcie erozja mechaniczna i chemiczna prowadzi poszczególnych stref wypływu wód do rozwoju cieków I rz ędu. podziemnych, w wyniku erozyjnej
DŁUGOTRWAŁY ROZWÓJ RZEŹBY SUDETÓW I ICH PRZEDPOLA – STAN I PERSPEKTYWY BADA Ń
Piotr Migo ń Zakład Geomorfologii Instytutu Geograficznego Uniwersytetu Wrocławskiego
Sudety wraz ze swoim północnym jącego przynajmniej cały kenozoik i przedpolem – Przedgórzem Sudeckim, s ą specyficznych przewodnich rysów rze źby, w skali Polski obszarem wyj ątkowym. powstałych w wyniku współoddziaływania Wyj ątkowo ść ta wynika głównie z nie zró Ŝnicowanych ruchów blokowych i maj ącej odpowiedników budowy długotrwałej denudacji. Do tych ostatnich geologicznej, w której dominuj ą skały nale Ŝy obecno ść zrówna ń morfologicznych magmowe i metamorficzne, długiej historii na ró Ŝnych wysoko ściach, stromych rozwoju geomorfologicznego, obejmu-
- 96 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 stoków pochodzenia tektonicznego oraz wyj ściowym, czasie rozwoju i zmienne kotlin śródgórskich. nat ęŜ enie denudacji. W wyniku Główne cechy i wiek rze źby szczegółowych studiów w ró Ŝnych Sudetów były przedmiotem bada ń wielu cz ęś ciach Sudetów podwa Ŝono polskich geomorfologów, zwłaszcza A. uniwersalno ść modelu cyklicznego i Jahna, M. Klimaszewskiego, S. obecno ść zrówna ń ró Ŝnego wieku. Szczepankiewicza i W. Walczaka, którzy Znaczna selektywno ść trzeciorz ędowej w latach 60. XX w. wypracowali model denudacji, uwarunkowana zró Ŝnicowaniem rozwoju geomorfologicznego tych gór. litologicznym podło Ŝa, spowodowała Jego kluczowe elementy składowe to powstanie licznych form rze źby cykliczno ść ewolucji rze źby, obecno ść strukturalnej, m.in. kraw ędzi horyzontów morfologicznych (= morfologicznych, kuest, gór wyspowych i powierzchni zrównania) ró Ŝnego wieku i masywów twardzielcowych oraz kotlin, a na ró Ŝnych wysoko ściach oraz uznanie sumaryczne ró Ŝnice wysoko ści si ęgn ęły w bocznego cofania stoków za podstawowy wielu przypadkach setek metrów. sposób rozwoju stoków (Walczak 1972). Trzeciorz ędowa rze źba denudacyjna Głównych argumentów dostarczała analiza Sudetów była znacznie bardziej form, dane geologiczne i morfometryczne zró Ŝnicowana, ni Ŝ zakładał to model wykorzystywane były w mniejszym cykliczny (Migo ń 1999). Analiza stopniu. Wyró Ŝnianie w Sudetach morfotektoniczna doprowadziła z kolei do powierzchni zrównania wieku wniosku, Ŝe współczesna pi ętrowo ść paleoge ńskiego, mioce ńskiego i zrówna ń jest na ogół wynikiem blokowego plioce ńskiego było jedn ą z głównych rozbicia i nierównomiernego wypi ętrzenia konsekwencji stosowania powy Ŝszego dawnej powierzchni, a nie wieloetapowego modelu. cofania kraw ędzi. W ten sposób Istotnym post ępem w zrozumieniu zreinterpretowano rze źbę Gór Izerskich, geomorfologicznej przeszło ści Sudetów Karkonoszy, Sowich i pasm otaczaj ących była publikacja pracy A. Jahna “Główne Kotlin ę Kłodzk ą. cechy i wiek rze źby Sudetów” z roku Poznanie głównych cech rze źby 1980, w której podkre ślono znaczenie Sudetów i historii jej rozwoju jest wci ąŜ gł ębokiego wietrzenia podło Ŝa skalnego i dalekie od pełnego. Do najwa Ŝniejszych powstawanie grubych pokryw zada ń na przyszło ść nale Ŝą podj ęcie próby zwietrzelinowych. Wiele form rze źby ilo ściowego okre ślenia wielko ści i ró Ŝnej wielkości zostało przygotowanych przestrzennego rozkładu denudacji w skali przez gł ębokie selektywne wietrzenie pod czasu geologicznego przy zastosowaniu powierzchni ą terenu, a nast ępnie metod termochronologicznych (np. wyeksponowane w wyniku zró Ŝnicowanej datowania trakowe), uzyskania bardziej denudacji. Zwrócono tak Ŝe uwag ę na obiektywnych danych o odporno ści skał wa Ŝną pozycj ę kotlin śródgórskich i ich podło Ŝa przez odwołanie si ę do ich zło Ŝon ą genez ę. Badania prowadzone w wła ściwo ści geotechnicznych, trakcie ostatnich kilkunastu lat dostarczyły morfometrycznej analizy rze źby za dalszych informacji, przybli Ŝaj ących pomoc ą cyfrowych modeli terenu oraz histori ę ewolucji krajobrazu sudeckiego w układu sieci rzecznej i dolinnej. Nale Ŝy kenozoiku. Wszechstronnie udokumento- wreszcie odnotowa ć spore rozbie Ŝno ści w wano liczne przejawy gł ębokiego interpretacjach rze źby proponowanych dla wietrzenia podło Ŝa skalnego zarówno w polskiej i czeskiej cz ęś ci Sudetów, co w Sudetach, jak i na Przedgórzu, wyró Ŝniaj ąc du Ŝej mierze jest zapewne wynikiem m.in. kilka podstawowych typów pokryw niedostatecznego przepływu informacji – zwietrzelinowych (Jahn i in. 2000). integracja wyników i stworzenie spójnego Ró Ŝnice mi ędzy nimi nie maj ą jedynie modelu długotrwałej morfogenezy jest w znaczenia paleoklimatycznego, jak tym świetle piln ą konieczno ści ą. przypuszczano wcze śniej, ale odzwierciedlaj ą tak Ŝe ró Ŝnice w materiale
Jahn A., 1980, Główne cechy i wiek rze źby Sudetów, Czas. Geogr. 51: 129-154.
- 97 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Jahn A., Chodak T., Migo ń P., August C., 2000, Utwory zwietrzelinowe Dolnego Śląska. Nowe stanowiska, wiek i znaczenie geomorfologiczne , Acta Univ. Wratisl., 2238, Studia Geogr. 72, 211 s. Migo ń P., 1999, Znaczenie gł ębokiego wietrzenia w morfogenezie Sudetów , Przegl. Geogr. 71: 59-75. Walczak W., 1972, Sudety i Przedgórze Sudeckie , [w:] Geomorfologia Polski, t. 1, s. 167- 231, PWN Warszawa.
EWOLUCJA SIECI DOLINNEJ
Józef Edward Mojski Instytut Oceanografii Uniwersytet Gda ński
Stan rozpoznania ewolucji sieci wiertniczych. Za podstaw ę przyj ąć tu dolinnej, w stosunku do innych nale Ŝy zdefiniowanie takich cech dla wa Ŝniejszych zagadnie ń morfogenezy rzecznych osadów holocenu. Znajomo ść naszego kraju, nie jest zadowalaj ący. dolin holoce ńskich i ich wypełnie ń jest w Trudno ści te wynikaj ą z konieczno ści Polsce dobra. Jednak Ŝe stosowanie tej wykonania rekonstrukcji form w ogromnej wiedzy w rekonstrukcjach dawnej sieci wi ększo ści pogrzebanych, jakimi s ą doliny dolinnej jest niemal Ŝadne. WciąŜ wiele plejstoce ńskie na ni Ŝu. Rekonstukcja pokryw piaszczysto – mułkowych o du Ŝej takich form wymaga spełnienia warunków mi ąŜ szo ści, wypełniaj ących rynny metodycznych i merytorycznych. glacjalne, traktuje si ę jako osady rzeczne, Najwa Ŝniejszymi z nich s ą : powstałe w warunkach interglacjalnych. Rozpoznanie regionalnej bazy Uwa Ŝam, Ŝe te ostatnie tworz ą jedynie erozyjnej rzek tworz ących walne doliny nieznaczn ą cz ęść całej pokrywy rzeczne. Dla ka Ŝdego pi ętra ciepłego plejstoce ńskiej, zwłaszcza w obszarach czwartorz ędu taka baza erozyjna ni Ŝowych. Dowodem tego jest m. in. znajdowała si ę przewa Ŝnie poza terytorium niewielka mi ąŜ szo ść pó źnoglacjalnych i Polski i ka Ŝdorazowo w ró Ŝnych nieco holoce ńskich osadów rzecznych w bardzo obszarach. Mamy tu wzgl ędnie dobrze rozpoznanej dolinie Wisły i wystarczaj ące rozpoznanie dla niektórych innych rzek. eoplejstocenu, interglacjału Ewolucja czwartorz ędowej sieci mazowieckiego, interglacjału eemskiego i dolinnej zapisana jest najpełniej w w najwy Ŝszym stopniu dla holocenu. W dzisiejszej rze źbie w Karpatach, w nieco eoplejstocenie tak ą baz ą erozyjn ą było mniejszym stopniu w Sudetach. morze szelfowe północno – zachodniej Szczególn ą rol ę w rekonstrukcjach Europy i zapadliska pó źniejszego Morza odgrywa Małopolski Przełom Wisły. Czarnego. W interglacjale mazowieckim Sekwencja teras rzecznych i ich datowanie była ni ą zatoka morza holszty ńskiego, w Karpatach, ich korelacja z plejstocenem si ęgaj ąca od zachodu w okolice Berlina. W ni Ŝowym, mimo wielu trudno ści, moŜe by ć interglacjale eemskim – morze eemskie, z podstaw ą do szukania odpowiedników wąsk ą zatok ą, si ęgaj ącą od północy po tych form rze źby i zdarze ń w obszarach Grudzi ądz. Wreszcie w holocenie – ni Ŝowych. Rozpoznane i wydatowane takie maksymalny zasi ęg morza litorynowego. zdarzenia w Małopolskim Przełomie Wisły Dokładne rozpoznanie i pozwalaj ą na znaczne poszerzenie naszych zdefiniowanie cech litologicznych osadów wiadomo ści o ewolucji sieci rzecznej, a rzecznych przy pomocy kryteriów zwłaszcza o zmianach w kierunku spływu mog ących słu Ŝyć w badaniach profili rzek w eoplejstocenie.
- 98 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
ABRAZJA KLIFÓW REGIONU GDA ŃSKIEGO W SEZONIE ZIMOWYM 2001/2002
Ireneusz J. Olszak Katedra Geomorfologii i Geologii Czwartorz ędu, Uniwersytet Gda ński
Niszczenie brzegów klifowych w morza. Umo Ŝliwia to bezpo średnie wyniku działalno ści wód morskich jest atakowanie przez fale morskie podstawy procesem naturalnym. W ostatnich latach klifów. (1999-2002) obserwuje si ę wyra źne Wpływ na tempo niszczenia klifów nasilenie tego procesu. Szczególnie ma te Ŝ działalno ść człowieka. Chodzi tu intensywnie niszczenie klifów miało przede wszystkim o działalno ść wybitnie miejsce podczas ostatniego sezonu destrukcyjn ą, jak na przykład niewła ściwe zimowego (2001-2002). zagospodarowanie zaplecza klifu. W regionie gda ńskim wyst ępuje Przykładem tego mo Ŝe by ć odprowadzenie kilka odcinków klifowych o ł ącznej znacznej cz ęś ci wód opadowych z terenu długo ści około 9800 m. Od strony Jastrz ębiej Góry w kierunku klifu co otwartego morza wyst ępuj ą dwa odcinki powoduje zwi ększenie uwodnienia osadów klifowe: klif jastrz ębski i klif chłapowski. buduj ących klif. Efektem tego jest Pozostałe klify (gnie ŜdŜewski, pucki, powstawanie licznych spływów błotnych i osłoni ński, mecheli ński, gdy ński i osuwisk w obr ębie ściany klifu, co w orłowski) tworz ą brzeg Zatoki Gda ńskiej konsekwencji prowadzi do zmniejszenia wraz z Zalewem Puckim. Lokalizacja klifu jego odporno ści na abrazj ę. oraz jego budowa geologiczna decyduje o Pewnym paradoksem jest fakt, Ŝe na stopniu jego zagro Ŝenia. zwi ększenie stopnia zagro Ŝenia klifu maj ą Najwi ększe zniszczenia te Ŝ wpływ prace maj ące na celu, obserwowane s ą na klifie jastrz ębskim i przynajmniej w zało Ŝeniu, jego ochron ę. klifie orłowskim. Klify te zbudowane s ą w Szczególnie wyra źnie jest to widoczne w du Ŝym stopniu z osadów gliniasto-ilastych. obr ębie klifu jastrz ębskiego. Klif ten, w Są one równie Ŝ wystawione na latach 90-tych został na znacznej długo ści bezpo średnie działanie fal podczas zabezpieczony opask ą zbudowana z sztormów zachodnich. Znacznie bardziej gabionów (metalowa siatka wypełniona odporny na niszczenie, mimo podobnej materiałem głazowym). Obecnej opaska ta ekspozycji jak klify wy Ŝej wymienione, nie spełnia ju Ŝ swoich zada ń. Została ona jest klif chłapowski. Wynika to z jego prawie w cało ści pogrzebana przez, budowy geologicznej. Dolna cz ęść ściany wspomniane wy Ŝej, spływy i osuwiska. tego klifu zbudowana jest z silnie zbitych Oprócz tego, przy wy Ŝszych stanach morza osadów trzeciorz ędowych. (co w czasie sztormów jest reguł ą), Najmniejsze zniszczenia obserwuje gabiony znajduj ą si ę poni Ŝej powierzchni si ę w obr ębie klifów: gnie ŜdŜewskiego, wody. W latach 2000-2001 zbudowano w puckiego, osłoni ńskiego i mecheli ńskiego. centralnej cz ęś ci klifu kilkunastometrowej Klify te pozostaj ą w “cieniu” Półwyspu wysoko ści ścian ę betonow ą. Jak na razie Helskiego, który skutecznie chroni je przed chroni ona skutecznie ten fragment klifu działalno ści ą wiatrów zachodnich i ale jej powstanie doprowadziło do północno-zachodnich. zwi ększenia abrazji klifu jastrz ębskiego na Główn ą przyczyn ą niszczenia klifów jej wschodnim kra ńcu. Jest to sytuacja regionu gda ńskiego s ą długotrwałe typowa. W przypadku ka Ŝdej budowli sztormy jesienno-zimowe, podczas których ochronnej obserwuje si ę nasilenie dominuj ą wiatry północno-zachodnie i procesów abrazyjnych po ich stronie zachodnie, o sile przekraczaj ącej 9-10 zawietrznej. Górna kraw ędź klifu na stopni w skali Beauforta (90-100 km/h). wschód od ściany ochronnej cofn ęła si ę o Inn ą przyczyn ą niszczenia brzegów około 1,5-2,5 m. klifowych jest brak w okresie zimowym W obr ębie klifu chłapowskiego nie pokrywy lodowej w strefie brzegowej zaobserwowano istotnych zmian w
- 99 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 przebiegu jego górnej kraw ędzi. Nast ąpiło spowodowały du Ŝe zniszczenia klifu tu jednak “uprz ątni ęcie” materiału orłowskiego. Zniszczona została przede zalegaj ącego u podstawy ściany. W wszystkim dolna cz ęść klifu. W wyniku zwi ązku z tym, w najbli Ŝszym czasie, tego doszło do powstania du Ŝych osuwisk nale Ŝy spodziewa ć si ę intensywnego na północ od Cypla Orłowskiego. rozwoju osuwisk na tym klifie. Wyst ępuj ące w okresie od pa ździernika 2001 do marca 2002 sztormy
TRANSFORMACJA śWIRODENNYCH KORYT POD WPŁYWEM DOSTAW GRUBOFRAKCYJNYCH ZWIETRZELIN (S UDETY WSCHODNIE , B ESKIDY )
Piotr Owczarek Katedra Paleogeografii i Paleoekologii Czwartorz ędu, Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sosnowiec
Wpływ dostawy grubofrakcyjnych Doskonałym obszarem bada ń zwietrzelin pochodz ących ze stoku na zale Ŝno ści proces – osad – forma s ą morfologi ę koryta jest wa Ŝnym zró Ŝnicowane litologicznie i orograficznie zagadnieniem dla zrozumienia mobilno ści Sudety Wschodnie oraz podatne na ruchy i ewolucji form korytowych tworz ących masowe Beskidy. Do bada ń si ę poni Ŝej źródeł pochodzenia osadów. szczegółowych wytypowana szereg Jako ść dostarczanego materiału zale Ŝy stanowisk wzdłu Ŝ dopływów górnej Odry głównie od litologii i procesów stokowych oraz dopływów głównych rzek dorzecza oraz kształtu i stabilno ści stoku. Re Ŝim górnej Wisły. Do systemów korytowych przepływów oraz dost ępno ść /osi ągalno ść badanych stanowisk jest wł ączany m.in. zwietrzelin dla procesów fluwialnych jest materiał koluwialny z j ęzyków zró Ŝnicowana w zale Ŝno ści od warunków osuwiskowych (stanowiska: Koszarawa- klimatycznych. Mechanizm wł ączania Jele śnia, Sopotnia, Kamienica- grubych osadów do koryt rzecznych jest Kurzejówka), zwietrzelinowy pochodz ący stosunkowo dobrze poznany w rzekach z odpadania i obrywania ze ścian skalnych proglacjalnych (Klimek 1972), alpejskich i stromych stoków (Mostysza, Kamienica- systemach peryglacjo-fluwialnych Łęgi), zwietrzelinowy peryglacjalnych (McEwans i in. 1998) czy rzekach klimatu sto Ŝków osypiskowych (Stre ňi Opava), suchego i półsuchego (Leopold i in. 1966; zwietrzelinowy gliniasto-gruzowy Webb i in. 2000). W rzekach wy Ŝyn i gór peryglacjalnego stoku soliflukcyjnego średnich klimatu umiarkowanego (Opava-Kunov). wyja śnienie wy Ŝej postawionego problemu O wynoszeniu grubookruchowych napotyka na znaczne trudno ści, których zwietrzelin i materiału koluwialnego z przyczyn nale Ŝy upatrywa ć w zło Ŝono ści aktywnych podci ęć decyduj ą wezbrania. procesów i czynników oddziałuj ących na W pocz ątkowej fazie erodowany jest stok i koryto rzeczne. Wprowadzone najdrobniejszy materiał a nast ępnie wraz uogólnienia: du Ŝa dostawa osadów – ze wzrostem energii wody porywane s ą koryto niestabilne, szerokie, cz ęsto coraz grubsze klasty ( reworking ). Ze roztokowe, ograniczona dostawa – koryto wstępnych obserwacji wynika, Ŝe czas stabilne i w ąskie (Zi ętara 1968; Harvey trwania wezbrania jest mało istotny w 1991), s ą niewystarczaj ące dla poznania przerabianiu/porywaniu materiału z mechanizmu porywania, transportu i podci ętego brzegu, poniewa Ŝ w czasie depozycji grubych, ostrokrawędzistych maksymalnego przepływu transportowane klastów. głazy i Ŝwiry opancerzaj ą
- 100 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 nieskonsolidowany brzeg, zapobiegaj ąc koryta dostarczany jest materiał dalszej erozji ( armoring ). drobnookruchowy, istniej ące ju Ŝ odsypy Grubookruchowy materiał, w Ŝwirowe s ą nadbudowywane materiałem zale Ŝno ści od granulometrii, pr ędko ści gruzowym. W morfologii koryta przepływu wody i charakteru koryta jest zaznaczaj ą si ę równie Ŝ niewielkie gruzowe przemieszczany w dół rzeki inicjuj ąc odsypy podłu Ŝne, które stopniowo zanikaj ą powstawanie lub nadbudowuj ąc istniej ące posuwaj ąc si ę w dół rzeki. Transportowane formy korytowe. U podnó Ŝa aktywnego przewa Ŝnie na krótk ą odległo ść bloki podci ęcia obserwuje si ę nagromadzenie koluwialne wpływaj ą natomiast na boczny grubego materiału w formie residuum, przyrost równiny aluwialnej lub odsypów pochodz ącego zarówno z erozji bocznej Ŝwirowych. Po unieruchomieniu w strefie stoku jak i depozycji w czasie wezbrania. marginalnej koryta stanowi ą one W korycie, w pobli Ŝu źródeł dostawy przeszkod ę dla transportowanego Ŝwiru i materiału, s ą zwykle widoczne zanurzone drobniejszych okruchów skalnych a w płaskie pokrywy denne z dominuj ącym cz ęś ci zapr ądowej materiału piaszczystego. materiałem gruzowym. S ą to formy Proces ten decyduje o rozwoju wyra źnie inicjalne dla powstaj ących poni Ŝej widocznych w morfologii dna doliny odsypów gruzowych centralnych i szerokich listew terasowych poni Ŝej bocznych. W stanowiskach, gdzie do punktów dostaw grubych koluwiów
Harvey A. M., 1991, The influence of sediment supply on the channel morphology of upland streams: Howgill fells, Northwest England , Earth Surface Processes and Landforms, vol.16, s.675-684. Klimek K., 1972, Współczesne procesy fluwialne i rze źba równiny Skeidarásandur (Islandia) , Prace geogr. IG PAN nr 94, s.139. Leopold L. B., Emett W. W., Myrick R. W., 1966, Channel i hillslope processes in a semi- arid area, New Mexico , U.S. Geological Survey Professional Paper 325-G, s. 193-253. McEwen L. J., Matthews J. A., 1998 , Channel form, bed material and sediment sources of the Springdøla, southern Norway: evidence for a distinct periglacio-fluvial system , Geografiska Annaler, 80 A (1), s. 17-36. Webb R. H., Griffiths P. G., Melis T. S., Hartley D. R., 2000, Sediment delivery by unaged tributaries of the Colorado River in Grand Canyon , U.S. Geological Survey Water- Resources Investigations Raport 00-4055, s. 67. Zi ętara T.,1968 , Rola gwałtownych ulew i powodzi w modelowaniu rzeźby Beskidów , Prace geogr. IG PAN nr 60, s.116.
ZRÓ śNICOWANIE LITOFACJALNE SERII RYTMICZNIE WARSTWOWANEJ W OBRĘBIE ZASTOISKA ZŁOCIENIECKIEGO (P OJEZIERZE DRAWSKIE )
Renata Paluszkiewicz Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Obszar zastoiska złocienieckiego W celu okre ślenia zró Ŝnicowania według podziału fizyczno-geograficznego litofacjalnego w obr ębie zbiornika istotne Polski (Kondracki 1988) poło Ŝony jest w było okre ślenie jego granic, a po średnio obr ębie Pojezierza Drawskiego, wielko ści. Zgodnie z wyznaczonymi stanowi ącego cz ęść składow ą Pojezierza granicami zastoiska przez Maksiaka i Zachodniopomorskiego. Mroza (1978) obszar badanego basenu sedymentacyjnego zajmuje powierzchni ę
- 101 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 około 26 km 2. Mo Ŝna go zatem zaliczy ć do Złocieniec, Zamkowa. Mi ąŜ szo ść osadów zbiorników o średniej wielko ści. rytmicznie warstwowanych w tym rejonie W układzie pionowym , w obr ębie wynosi około 15 m. osadów zastoiskowych wyró Ŝniono 3 Im dalej na południe od tej strefy podstawowe kompleksy litofacjalne A, B, mi ąŜ szo ść osadów zastoiskowych maleje. C, które tworzyły si ę w W rejonie miejscowo ści Stawno ( najdalej charakterystycznych dla siebie warunkach na południe wysuni ęty punkt zastoiska) środowiska. mi ąŜ szo ść osadów zastoiskowych wynosi Kompleks C - reprezentuj ą osady niecałe 7 m. Równie Ŝ w kierunku najgrubsze, piaski (Sh(r)) – faza inicjalna. północnym grubo ść osadów zastoiskowych Kompleks B - stanowi najdłu Ŝszy maleje, aby w strefie granicznej przej ść w etap rozwoju zastoiska, reprezentowany osady facji fluwialnych - piaski, Ŝwiry. głównie przez iły warwowe (Fv). Tak rysuj ący si ę obraz zmienno ści Powstanie serii warwowych zwi ązane jest przestrzennej osadów mo Ŝna przedstawi ć z ró Ŝnymi mechanizmami depozycji. w sposób modelowy. Materiał grubszy w Osady tego kompleksu zostały utworzone wypadku zastoiska złocienieckiego mułki, w efekcie spokojnego (parapelagicznego) piaski drobne gromadzony jest głównie w opadania zawiesin, obrazuj ących (by ć strefie północnej zbiornika. Osady zło Ŝone mo Ŝe) roczny rytm ablacji l ądolodu. z grubszego materiału deponowane s ą Proces depozycji zawiesinowej w wodach takŜe wzdłu Ŝ brzegów jeziora dzi ęki stoj ących był przerywany epizodami działaniu falowania i wzbudzanych przez opadania piaszczystej zawiesiny. nie pr ądów. Dostarczana ona była drog ą eoliczn ą albo W obr ębie badanego zbiornika przez pr ądy powierzchniowe lub wydzielono trzy strefy depozycji: termoklinalne (Gruszka, Zieli ński 1993). proksymaln ą, centraln ą i dystaln ą. Strefa Ponadto zdarzały si ę etapy przydennego proksymalna obejmuje północn ą cz ęść transportu piasku, które przerywały cykl zbiornika, dystalna południową. Zasi ęg depozycji parapelagicznej. Tworzyły si ę obszaru proksymalnego (zgodnie z tym jak wówczas riplemarki i struktury definiuje go w jednej ze swej prac soczewkowe, świadcz ące o działaniu pr ądu Brodzikowski 1992) w zbiorniku (Sr) – faza podstawowa. zastoiskowym wyznacza si ę w oparciu o Kompleks A - faza ko ńcowa analiz ę mechanizmów transportu i rozwoju zastoiska reprezentowana przez depozycji. masywną seri ę iłu mułkowego grubego Zasi ęg strefy proksymalnej ko ńczy bądź mułku drobnego (Fm) w stropie si ę tam, gdzie stwierdzamy dominacj ę zaburzon ą przez syn- i postsedymentacyjne osadów deponowanych przez swobodne (Fd) procesy. opadanie zawiesin oraz sekwencje Rozpoznania cech osadów zanikających przepływów dokonano równie Ŝ na przestrzeni całego (niskoenergetyczna trakcja denna). W prezentowanego zbiornika zastoiskowego. zastoisku złocienieckim lini ę t ę wyznacza Najwi ększe mi ąŜ szo ści osadów rytmicznie linia Rz ęś nica, Złocieniec, wzdłu Ŝ której warstwowanych - iłów warwowych stwierdzono najwi ększe mi ąŜ szo ści (kompleks B) stwierdzono wzdłu Ŝ linii osadów warwowych. przebiegaj ącej przez stanowiska Rz ęś nica,
- 102 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
ZRÓ śNICOWANIE LITOFACJALNE OSADÓW ZASTOISKA PYRZYCKIEGO
Ryszard Paluszkiewicz Zakład Geoekologii, Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Wyst ępowanie zbiorników serie o charakterze warwowym s ą jedn ą glacilimni-cznych w obszarach, które rzadszych odmian litofacjalnych obj ęte były zlodowaceniami jest zbiorników zastoiskowych, stanowi ą zjawiskiem powszechnym, tak w jednak wyznacznik depozycji przeszło ści jak i tera źniejszo ści. Były one glacilimnicznej. Pocz ąwszy od bada ń de wielokrotnie celem opracowa ń tak pod Geera (1912) głównym polem wzgl ędem ich genezy jak i cech osadów je zainteresowania stała si ę mo Ŝliwo ść buduj ących (Krygowski 1950, Merta 1978, interpretacji geochrono-logicznej osadu na 1986, Elson 1980, Ashley 1988, Ashley podstawie przeło Ŝenia liczby warw na 1995, Brodzikowski, Van Loon 1991, sezony depozycyjne. Interpretacja Einsele 1992, Brodzikowski 1992b, warwitów umo Ŝliwia jednocze śnie Brodzikowski 1993 i in.). Ze wzgl ędu na okre ślenie zmienno ści procesów syn- i ró Ŝnorodno ść procesów sedymentacyjnych postsedymentacyjnych zachodz ących w zachodz ących w obr ębie zbiorników obr ębie zbiorników. zastoiskowych, czego wyrazem jest Na podstawie przeprowadzonej zró Ŝnicowanie cech litofacjalnych osadów analizy litofacjalnej osadów glacilimnicznych, mo Ŝliwe staje si ę poszczególnych odsłoni ęć badawczych okre ślenie zmieniaj ących si ę warunków wyró Ŝniono w obrębie serii glacilimni- środowiska depozycyjnego. cznych zastoiska pyrzyckiego cztery typy Celem prowadzonych przez autora rytmitów b ędących efektem ró Ŝnych prac było rozpoznanie przestrzennej warunków i mechanizmów depozy- zmienno ści litofacjalnej osadów cyjnych: limnoglacjalnego środowiska Pierwszy z wyró Ŝnionych typów depozycyjnego na przykładzie zastoiska odpowiada rytmitom “klasycznym” (Sturm pyrzyckiego. Zbiornik ten wybrano do 1975, Ashleya 1995) z ostrymi granicami opracowa ń ze wzgl ędu na jego poszczególnych lamin oraz brakiem zró Ŝnicowanie morfologiczne, wielko ść gradacji wewn ętrznej. oraz budow ę wewn ętrzn ą. Obszar ten jest Kolejny typ rytmitów to warwity o interesuj ący ze wzgl ędu na mo Ŝliwo ść cienkich laminach ciemnych i mi ąŜ szych prze śledzenia ró Ŝnorodnych procesów laminach jasnych wraz z wystepuj ącyni w sedymentacji glacilimnicznej, tak ich obr ębie warwami II rz ędu. warwowej, jak i innych facji Cech ą charakterystyczn ą trzeciego wyst ępuj ących w zbiornikach, a typu rytmitów jest to, i Ŝ w odró Ŝnieniu od zwi ązanych z depozycj ą glacilimniczn ą. rytmitów “klasycznych” zbudowane s ą w Obszar bada ń poło Ŝony na zapleczu głównej mierze z piasków drobnych w subfazy miel ęci ńskiej (Karczewski 1965, przypadku lamin jasnych i mułków Karczewski 1998a), w obr ębie Niziny grubych w przypadku lamin ciemnych. Szczeci ńskiej. W podziale fizyczno – Geneza ostatniego typu warwitów geograficznym okre ślany jest jako Nizina zwi ązana jest z depozycj ą sezonow ą, Pyrzycka, podregion Niziny Szczeci ńskiej warwow ą, pomi ędzy bryłami martwego (Galon 1947, Pietkiewicz 1947). lodu. Jednym z głównych typów Wyst ępowanie ró Ŝnego typu struktur litofacjalnych osadów zastoiska deformacyjnych w obr ębie rytmitów pyrzyckiego s ą osady rytmicznie świadczy o zró Ŝnicowanych mecha- warstwowane o charakterze warwowym. nizmach zachodz ących w trakcie jak i po Jak podaje Brodzikowski (1992b, 1992c) depozycji osadów. W obr ębie rytmicznie
- 103 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 warastwowanych zastoiska pyrzyckiego Analiza wyników badawczych wyró Ŝni ć mo Ŝna: struktury deformacyjne z wykazuje, Ŝe powstanie poziomów napławiania, struktury obci ąŜ eniowe, zastoiska pyrzyckiego zwi ązane jest z struktury spływowe, struktury o ostatnim etapem jego funkcjonowania tj. charakterze fleksur, fałdów, uskoków ostatecznym odpływem wód zastoisko- (Paluszkiewicz 1996, 1996, 1997). wych w kierunku NW i NNW.
KRĄś ENIE MATERII W ZLEWNIACH W WARUNKACH ANTROPOPRESJI NA PRZYKŁADZIE KARKONOSZY
Krzysztof Parzóch Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny Uniwersytetu Wrocławskiego
Stopie ń poł ączenia subsytemu współczesnego systemu stokowego z dolinnym decyduje o morfogenetycznego Karkonoszy. wielko ści wska źników denudacji Rejestrowano drogi kr ąŜ enia wód mierzonych w zamkni ęciach zlewni. stokowych na stokach o ró Ŝnym stopniu Najcz ęś ciej przyjmuje si ę, Ŝe poł ączenie antropopresji i pokryciu ro ślinnym. tych dwóch subsystemów jest słabe Szczególn ą uwag ę po świ ęcono korytom (Starkel 1972, Lach 1984, Krzemie ń stokowym o ró Ŝnej genezie: naturalnym, 1991). W warunkach naturalnych materiał seminaturalnym i antropogenicznym, jako transportowanych na stokach przez formom koncentruj ącym i spłukiwanie jest deponowany w jego ukierunkowuj ącym spływ stokowy. obr ębie i dopiero wielokrotne Mierzono tempo ruchu klastów z przemieszczenie pozwala osi ągn ąć ciek, wykorzystaniem materiału barwionego. który wyprowadza materiał ze zlewni. W W Karkonoszach, w warunkach trakcie jednego epizodu spływu stokowego środowiska nie zaburzonego przez do koryt rzecznych dostaje si ę jedynie ta człowieka odprowadzanie materii ze cz ęść materii, która znajdowała si ę stoków do koryt cieków odbywało si ę za najbli Ŝej koryta: w dnie doliny i jej po średnictwem zmywu śródpokrywowego zboczach lub w dolnych partiach stoków. i strumieni stokowych; spłukiwanie W Karkonoszach, dobrym odgrywało znacznie mniejsz ą rol ę. Nawet przykładem słabego poł ączenia na stokach wylesionych i zaj ętych przez omawianych subsystemów s ą spływy łąki proces spłukiwania nie osi ągał gruzowo-błotne ( mury ). Mury generowane wi ększych warto ści (Biero ński et. al. są w górnych partiach stoków, a sto Ŝkami 1991). torencjalnymi docieraj ą do den dolinnych. Na stokach Karkonoszy od blisko Mimo to, do koryt potoków dostaje si ę 300 lat powstaj ą sztuczne i seminaturalne jedynie niewielka cz ęść materiału koryta stokowe. Do sztucznych koryt koluwialnego, głównie wskutek stokowych nale Ŝą przekopy i wci ęcia pó źniejszego przepłukiwania drogowe z kanałami odwadniaj ącymi. nowopowstałych wałów brze Ŝnych i Obiekty te cechuje brak lub znacznie sto Ŝków torencjalnych. ograniczone mo Ŝliwo ści ucieczki wód Zmiany antropogeniczne rze źby w zebranych w ich obr ębie. Drogi o Karkonoszach, zachodz ące od blisko 300 niezabezpieczonej nawierzchni oraz lat, spowodowały zmiany w kr ąŜ eniu wód ście Ŝki, którymi poprowadzono szlaki stokowych i w konsekwencji umo Ŝliwiły turystyczne s ą powierzchniami szybsz ą dostaw ę materii do koryt cieków. źródłowymi materiału mineralnego. W latach 1996-2000 w Pewien udział w dostawie materiału maj ą Karkonoszach prowadzono kartowanie tak Ŝe skarpy drogowe. Materiał pokryw na geomorfologiczne zmierzaj ącego do oceny skarpach uruchamiany jest przede
- 104 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wszystkim przez lód włóknisty, a nast ępnie źródłowe materiału klastycznego odprowadzany przez wody stokowe. transportowanego na stokach i stanowi ą Du Ŝe znaczenie komunikacyjnych główne źródło materiału transportowanego form antropogenicznych w przebiegu w ciekach. procesów stokowych było podkre ślane w Omówione wy Ŝej koryta stokowe literaturze wielokrotnie (Słupik 1973, tworz ą jeden system odwadniania i Froehlich 1975, Gil 1976, Krzemie ń 1991, odprowadzania produktów wietrzenia ze Nowicka 1998). W przeciwie ństwie do stoków. Przechwytuj ą one wody stokowe, Karpat, gdzie drogi polne ulegaj ą cz ęsto narzucają nowe kierunki odpływu i, przekształceniu w w ąwozy drogowe, drogi koncentruj ąc spływ, zwi ększaj ą ich w Karkonoszach pełni ą najcz ęś ciej jedynie zdolno ści erozyjne; s ą jednocze śnie funkcj ę transportow ą dla wód stokowych. źródłem materii. Wśród koryt seminaturalnych Powstanie na stokach sieci drena Ŝu wyró Ŝni ć nale Ŝy rynny erozyjne, które w Karkonoszach, ł ącz ącej w sobie koryta rozwijaj ą si ę wskutek erozyjnej erozyjne i linie komunikacyjne, transformacji szlaków zrywkowych spowodowało poł ączenie subsystemów (Parzóch 2001). Zjawisko erozji rynnowej stokowego i korytowego. Powstanie prowadzi do skrócenia czasu kr ąŜ enia swoistych pasów transmisyjnych w postaci wody na stoku, drenowania wód sztucznych i seminaturalnych koryt podziemnych z pokryw oraz stokowych, umo Ŝliwia dostarczanie przyspieszenia i zwi ększenia transportu materiału klastycznego wprost do stałych stokowego. Skrócenie czasu kr ąŜ enia cieków dolinnych. wody na stokach wi ąŜ e si ę ze znacznym Strumienie stokowe zlokalizowane w skoncentrowaniem spływu obszarach z rozwijaj ącą si ę erozj ą rynnow ą powierzchniowego oraz ograniczeniem roli nios ą zdecydowanie wi ększe ilo ści spływu śródpokrywowego, którego zasoby rumowiska ni Ŝ w przypadku potoków na są drenowane przez rynny erozyjne. stokach zalesionych (Katrycz, Parzóch Epizodyczne strumienie w korytach 1998). Pośrednio wskazuje to znacznie erozyjnych na stokach posiadaj ą znacznie wi ększy udział w transporcie rumowiska wi ększ ą kompetencj ę transportow ą ni Ŝ rynien erozyjnych ni Ŝ stałych cieków zmyw powierzchniowy. Wi ększe spływy stokowych. Szybkie kr ąŜ enie wód rynnowe przenosi ć mog ą gruz i małe stokowych i transportowanego przez nie głazy, podobnie jak strumienie stokowe materiału, rozwini ęte linie transmisji (Biero ński 1994). Zatem rynny erozyjne rumoszu oraz wi ększa kompetencja wód mog ą w znacznym stopniu wpływa ć na rynnowych rzutuj ą na przebieg procesów ilo ść transportowanego rumowiska w erozji i akumulacji w potokach dolinnych. ciekach i jego skład granulometryczny Nast ępstwem tych zjawisk jest m.in. przez zwi ększenie udziału frakcji grubych. wzrost grubo ści materiału rumowiskowego Zbocza rynien erozyjnych odgrywaj ą w potokach karkonoskich (Katrycz 1998). dominuj ącą rol ę jako powierzchnie
Biero ński J., 1994 , Rola strumieni stokowych w systemie zlewni górskich Sudetów , [w:] Problemy hydrologii regionalnej, Materiały Ogólnopolskiej Konferencji Hydrograficznej, Karpacz, 26-28 wrze śnia 1994, s. 163-167. Froehlich W., 1975, Dynamika transportu fluwialnego Kamienicy Nawojowskie, Prace Geograficzne IGiPZ PAN, 114, ss. 122. Gil E., 1976, Spłukiwanie gleby na stokach fliszowych w rejonie Szymbarku, Dokumentacja Geograficzna IGiPZ PAN, 2, ss. 65. Katrycz M., 1998, Transport rumowiska wleczonego w zlewni Wilczego Potoku – Karkonosze Wschodnie, Acta Univ. Wratisl. No 2061, Prace Instytutu Geograficznego, seria A, Geografia Fizyczna, tom 9, s. 37-58. Katrycz M., Parzóch K., 1998, Zwi ązek pomi ędzy erozj ą rynnow ą a transportem rumowiska w ciekach karkonoskich na przykładzie zlewni Wilczego Potoku. Informacja wst ępna , [w:] Geografia w kształtowaniu i ochronie środowiska oraz transformacji gospodarczej
- 105 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
regionu górno śląskiego, materiały 47. Zjazdu Polskiego Towarzystwa Geograficznego, Sosnowiec, 23-26 wrze śnia 1998r., s. 92-93. Klimaszewski M., 1935, Przyczynek do poznania morfologicznej działalno ści roztopów wiosennych, Czasopismo Geograficzne, 13, 2-4, s. 300-304. Krzemie ń K., 1991, Dynamika wysokogórskiego systemu fluwialnego na przykładzie Tatr Zachodnich , Rozprawy Habilitacyjne UJ, 215, ss. 160. Lach J., 1984, Geomorfologiczne skutki antropopresji rolniczej w wybranych cz ęś ciach Karpat i ich Przedgórza , Prace Monograficzne WSP w Krakowie, 66, ss. 142. Nowicka B., 1998, System kr ąŜ enia wody w Parku Narodowym Gór Stołowych , Szczeliniec, 2, s. 31-47. Pawłowski S., 1923, Zmiany w ukształtowaniu powierzchni ziemi wywołane przez człowieka, Przegl ąd Geograficzny 4, s. 48-64. Parzóch K., 2001 , Erozja rynnowa na stokach wylesionych w Karkonoszach , Przyroda Sudetów Zachodnich, t. 4, s. 171-180. Słupik J., 1973, Zró Ŝnicowanie spływu powierzchniowego na fliszowych stokach górskich , Dokumentacja Geograficzna 2, ss. 118. Starkel L., 1972, Charakterystyka rze źby polskich Karpat i jej znaczenie dla gospodarki ludzkiej , Problemy Zagospodarowania Ziem Górskich, 10, s. 75-150.
KENOZOICZNA MORFOGENEZA RYNNY JEZIORA JASIE Ń
Krzysztof Petelski, Wacław Florek Zakład Geomorfologii i Geologii Czwartorz ędu, Pomorska Akademia Pedagogiczna w Słupsku
Rynna jeziora Jasie ń znajduje si ę piaski drobnoziarniste z przewar- po śród sandrów usytuowanych na zapleczu stwieniami w ęgla brunatnego. form marginalnych tzw. lobu bytowskiego Utwory trzeciorz ędu s ą tu rozci ęte (Sylwestrzak 1972), którego powstanie przez dwie gł ębokie, kopalne doliny. wi ąŜ e si ę z istnieniem transgresywnej Dolina o przebiegu północny zachód – subfazy kaszubsko-warmi ńskiej. Rz ędna południowy wschód, której dno znajduje lustra wody w jeziorze sytuuje si ę dzi ś na si ę na rz ędnej około 0 m n.p.m., to dolina 112, 7 m n.p.m., a gł ęboko ść jeziora główna omawianego obszaru. Skierowana przekracza 30 m. Rynnie towarzysz ą jest ona ku południowemu wschodowi, do płaskie powierzchnie piaszczyste, których du Ŝego obni Ŝenia w stropie utworów rz ędne si ęgaj ą: 128-138 m, 143 m, 150- trzeciorz ędu, którego dno znajduje si ę na 154 m i 164-165 m n.p.m., a od wschodu rz ędnej 88 m p.p.m. Obni Ŝenie to obrze Ŝaj ą j ą wzniesienia przewy Ŝszaj ące poło Ŝone jest w okolicach Ko ścierzyny 200 m n.p.m. (Petelski 2001). Druga kopalna dolina - Przebieg współczesnej rynny jeziora dolina rynny jeziora Jasie ń - ma przebieg Jasie ń pokrywa si ę z przebiegiem kopalnej północ – południe. Stanowi ona dolin ę doliny wyci ętej w stropie utworów boczn ą w relacji do doliny głównej. trzeciorz ędu. Dno tej doliny znajduje si ę Omawiane kopalne doliny na wysoko ści około 60 m n.p.m., a powstały w starszym czwartorz ędzie jako ograniczaj ą j ą wyra źne kraw ędzie o doliny rzeczne odprowadzaj ące wody ku wysoko ści około 40 m. Strop utworów południowi do gł ębokiego obni Ŝenia w trzeciorz ędu na omawianym obszarze stropie utworów trzeciorz ędu poło Ŝonego wznosi si ę do rz ędnej 100 m n.p.m. w okolicy Ko ścierzyny. Tworz ą go mioce ńskie iły, iły pylaste oraz Kopalna dolina rynny jeziora Jasie ń powstała w interglacjale
- 106 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 mazowieckim (Petelski 1996). Jej dno była zapewne zakonserwowana martwym wy ścielaj ą piaski rzeczne tego okresu. lodem, w szczelinach którego powstawały Pó źniej była modelowana przez l ądolody podłu Ŝne formy ozopodobne, a kolejnych zlodowace ń ale przez cały okres agradacyjna akumulacja piasków zlodowace ń środkowopolskich i sandrowych doprowadziła zapewne do zlodowacenia wisły ograniczaj ące j ą pogrzebania wielu wcześniej utworzonych kraw ędzie były replikowane w morfologii form. Wytapianie martwego lodu terenu. Urozmaicenie rze źby jest rozpocz ęło si ę najprawdopodobniej jeszcze podkre ślone przez zró Ŝnicowane w pó źnym vistulianie (Florek 1991, wykształcenie osadów serii młodszego Florek, Alexandrowicz, Pazdur 1999). Pod czwartorz ędu na obszarach, gdzie strop koniec okresu kształtowania si ę utworów trzeciorz ędowych wyniesiony odwodnienia sandrowego najni Ŝej le Ŝą cy jest do rz ędnych przekraczaj ących 100 m fragment rynny stanowił rozległy i n.p.m. i w obr ębie kopalnej doliny rynny zapewne płytki zbiornik, na dnie którego jeziora Jasie ń. odkładały si ę iły warwowe zwie ńczone Zdaniem J. Sylwestrzaka (1978) w warstw ą kredy jeziornej (Florek 1991). subfazie koszali ńskiej rozwin ął si ę system Holoce ński etap rozwoju rynny wi ąŜ e si ę z odwodnienia, zwany dawniej pradolin ą klimatycznie uwarunkowanymi zmianami pomorsk ą. W rejonie jeziora Jasie ń autor poziomu wody w jeziorze i ten dostrzegł obecno ść czterech zró Ŝnicowanym nat ęŜ eniem procesów najwy Ŝszych poziomów tego "szlaku stokowych. Te ostatnie były tak Ŝe sandrowego". W czasie funkcjonowania stymulowane przez gospodarcz ą odpływu sandrowego rynna jeziora Jasie ń działalno ść człowieka (Florek 1991).
Florek W., 1991 , Postglacjalny rozwój dolin rzek środkowej cz ęś ci północnego skłonu Pomorza , Wy Ŝsza Szkoła Pedagogiczna, Słupsk. Florek W., Alexandrowicz S.W., Pazdur A., 1999, Zmiany poziomu wody w jeziorze Jasie ń na tle ewolucji środowiska w pó źnym vistulianie i holocenie, [w:] A. Pazdur (red.), Geochronologia górnego czwartorz ędu Polski w świetle datowania radiow ęglowego i luminescencyjnego, WIND J. Wojewoda, Wrocław, s. 199-214. Petelski K., 1996, Arkusz Pomysk Wielki Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski w skali 1:50000, Archiwum PIG, Warszawa. Petelski K., 2001, Rze źba podło Ŝa czwartorz ędu i jej geneza na obszarze wschodniej cz ęś ci Pojezierza Pomorskiego , [w:] Konferencja Naukowa "Funkcjonowanie geosystemów w zró Ŝnicowanych warunkach morfoklimatycznych. Monitoring, ochrona, edukacja", Pozna ń 19 – 20.X.2001, s. 112-113. Sylwestrzak J., 1972, Zagadnienia recesji kraw ędzi lodowej lobu bytowskiego i uwagi o rozwoju morfologicznym doliny górnej Łupawy , Zeszyty Naukowe Uniwersytetu Gda ńskiego, Geografia 2, s. 23-49. Sylwestrzak J., 1978, Rozwój sieci dolinnej na Pomorzu pod koniec plejstocenu , Gda ńskie Towarzystwo Naukowe, Gda ńsk.
PRZECIWDZIAŁANIE SKUTKOM NISZCZ ĄCYCH ZJAWISK MORFODYNAMICZNYCH NA POLSKIM WYBRZE śU BAŁTYKU
Roman Racinowski 1, Andrzej Borowiec 2, Piotr Domaradzki 2, 1Politechnika Szczeci ńska – Szczecin; 2Urz ąd Morski – Szczecin .
Na polskim wybrze Ŝu Bałtyku (spowodowany izostazj ą i zjawiskami nast ępuje ubytek l ądu. W sensie czasowym eustatycznymi) oraz krótkookresowy ma to charakter milenijno – sekularny (wywołany gwałtownymi zamianami
- 107 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 czynników hydrometeorologicznych). Na brzegowej i nieprzewidywalny w skutkach intensyfikacj ę i zmienno ść procesów rozwój procesów morfodynamicznych. Na morfodynamicznych wpływa te Ŝ człowiek zapleczu l ądowym zw ęŜ anie uj ściowych zagospodarowuj ący stref ę brzegow ą morza cz ęś ci den dolin rzecznych, poprzez oraz jej l ądowe zaplecze. budowę wałów przeciwpowodziowych lub Skutki procesów milenijno – nasypów drogowych, bez wła ściwie sekularnych . W efekcie ruchów wykonanych przepustów i przepompowni pionowych na wi ększo ści polskiego powoduje zwi ększenie zagro Ŝenia wybrze Ŝa nast ępuje wkraczanie morza na zatapiania l ądu w czasie spi ętrze ń ląd, powoduj ące przesuwanie si ę linii sztormowych. brzegowej ku południowi. W świetle Optymalizacja działa ń in Ŝynier- dotychczasowych obserwacji na sko – gospodarczych kształtowania wi ększo ści polskich wybrze Ŝy Bałtyku l ąd strefy brzegowej polskiego Bałtyku . w ci ągu ostatnich 200 – 100 lat cofa si ę z Procesy morfodynamiczne na polskim szybko ści ą 0,3-2,0 m/rok. Jedynie na wybrze Ŝu Bałtyku zdeterminowane s ą obszarze Zatoki Pomorskiej nast ępuje przez zjawiska endo- i egzogeniczne, na przyrost l ądu w tempie 0,2-0,4 m/rok. które człowiek nie ma wpływu i nie jest w Koncepcja katastrofalnego podnoszenia si ę stanie im zapobiega ć. Zagospodarowanie poziomu wody w Bałtyku zwi ązana z rolne, urbanistyczne, rekreacyjne, efektem cieplarnianym, zakłada ona, Ŝe w transportowe oraz znaczenie militarne XXI wieku na polskim wybrze Ŝu Bałtyku terenów nadmorskich powoduje, Ŝe nast ąpi podniesienie si ę poziomu morza o człowiek stara si ę ograniczy ć lub 30-100 cm. zminimalizowa ć skutki rozwoju procesów Skutki procesów krótko- niszcz ących l ąd. Opieraj ąc si ę na okresowych . Procesy te rozwijaj ą si ę pod dotychczasowych do świadczeniach wpływam ekstremalnych czynników praktycznych i modelowych oraz maj ąc na atmosferycznych. Dla ludzi Ŝyj ących wzgl ędzie koszty zwi ązane z t ą współcze śnie procesy te maj ą istotne działalno ści ą proponuje si ę selektywn ą znaczenie, powoduj ą bowiem katastrofalne ochron ę i kształtowanie zagospodarowania skutki gospodarcze i “ekologiczne”. polskiej strefy brzegowej i zaplecza Zjawiska te dotycz ą zmiennej sezonowo lądowego dla interesów człowieka. abrazji wybrze Ŝy klifowych i wydmowych. 1. Ze wzgl ędu na post ępuj ący proces W wyniku działania tych procesów obni Ŝanie l ądu, w efekcie ruchów nast ępowa ć mo Ŝe przerwanie wałów pionowych i wzmo Ŝonej abrazji, wydmowych i wlewanie si ę wód Bałtyku konieczne jest na wi ększo ści polskiego na nadmorskie niskie równiny dolinne i ich wybrze Ŝa przyj ęcie strefy ochrony zalewanie. W efekcie spi ętrze ń szerokiego zaplecza l ądowego. Powinien sztormowych lub blokowania uj ść to by ć pas terenu, na którym eksploatacja rzecznych przez kry lodowe czy te Ŝ obiektów budowlanych byłaby rz ędu 40- posztormowe nanosy rumowiska 100 lat, a szeroko ści l ądu przylegaj ącego morskiego nast ępuje drastyczne do kraw ędzi nadbrzeŜy winna wynosi ć podnoszenie si ę poziomu wody w ciekach 500-1000 m. W pasie tym istniej ące i wpływaj ących do morza i ich cofk ę w gł ąb dora źnie wykonywane budowle powinny lądu. Powa Ŝny wpływ na rozwój by ć traktowane jako inwestycyjne do niszcz ących procesów nadbrze Ŝy maj ą te Ŝ wykorzystania krótkookresowego. Pasy wody podziemne, które jako s ączenia takie musz ą by ć odpowiednio wypływaj ą na ścianach klifu. zagospodarowane w celu ograniczenia Skutki działalno ści człowieka . infiltracji wód opadowych oraz ich spływu Dotycz ą one in Ŝynierskiej działalno ści powierzchniowego po ścianach klifu (np. zwi ązanej z budow ą i eksploatacj ą portów poprzez optymalny drena Ŝ, zabiegi morskich (falochrony, tory wodne) oraz biotechniczne, lokaln ą sie ć drogow ą, techniczn ą ochron ą brzegu morskiego promenady). przed abrazj ą. W efekcie hydrotechnicznej 2. W strefie brzegu i płytkiego ingerencji nast ępuje zmiana naturalnego podbrze Ŝa w sposób selektywny środowiska hydrodynamicznego strefy wykonywane musz ą by ć hydrotechniczne
- 108 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 prace zabezpieczaj ące, które powinny wykonywanie lokalnych zabiegów obejmowa ć relatywnie krótkie odcinki ochrony brzegu, nadbrze Ŝy i zaplecza brzegu, a budowle hydrotechniczne lądowego ograniczaj ące skutki spi ętrze ń przystosowane musz ą by ć do szybkiej sztormowych. Czynno ści te musz ą mie ć przebudowy. Technologia zabezpiecze ń charakter zapobiegawczy jak równie Ŝ powinna by ć dobierana celowo, wykonywane dora źnie w przypadku nawi ązuj ąc do lokalnej sytuacji wyst ępowania zagroŜeń katastrofalnych. geologicznej, morfologicznej, hydrody- 4. W warunkach polskiego wybrze Ŝa namicznej, obecnego u Ŝytkowania strefy Bałtyku selektywna ochrona powinna brzegowej. obejmowa ć tylko te odcinki wybrze Ŝa, 3. Na obszarach o szczególnym które maj ą du Ŝe znaczenie gospodarcze, znaczeniu dla bezpiecze ństwa Ŝycia i historyczno-kulturowe i militarne. gospodarki człowieka konieczne jest
STANOWISKO CZYNNYCH GRUNTÓW STRUKTURALNYCH PRZY HIŃCZOWYM STAWIE , TATRY SŁOWACKIE
Zofia R ączkowska Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wy Ŝyn, Instytut Geografii i PZ PAN, Kraków
Peryglacjalna rze źba Tatr jest Na obszarze Tatr Wysokich, w przedmiotem bada ń geomorfologów dolinie Mi ęguszowieckiej, przy polskich i słowackich od ko ńca lat Hi ńczowym Stawie w podobnej wysoko ści czterdziestych ubiegłego wieku (Jahn wyst ępuj ą struktury poligonalne, które 1947, 1950, Sekyra 1950, Pelíšek 1953, prawdopodobnie s ą aktywne. W Ksandr 1954). Badania te podsumował A. zagł ębieniu orograficznie prawego Jahn (1958) uznaj ąc, Ŝe w Tatrach Hi ńczowego Oka na wysokości około wyst ępuje tzw. umiarkowana strefa 1940 m n.p.m. znaleziono świe Ŝe formy peryglacjalna. Dowodem działania poligonów o średnicy około 1 - 3,5 metra. procesów peryglacjalnych w obszarze Zbudowane s ą z okruchów skalnych bez obj ętym stref ą jest wyst ępowanie widocznej domieszki drobnego materiału. aktywnych form soliflukcyjnych, tufurów Znajduj ą si ę na obszarze zawodnionym. oraz mini gleby strukturalnej czyli form, Kształt poligonów jest nieregularny, cz ęsto jakie mog ą powstawa ć przy stosunkowo wydłu Ŝony w kierunku spadku, chocia Ŝ krótkotrwałych okresach przej ść przez zero nachylenie terenu wynosi od 0 do 1 o . Na temperatury gruntu. Formy takie wyst ępuj ą powierzchni poligonów le Ŝą cych w mi ędzy innymi w strefie przeł ęczy i zewn ętrznej cz ęś ci obni Ŝenia stwierdzono szerokich grzbietów w Tatrach obecno ść plech porostów oraz k ęp trawy. Zachodnich, np. Pysznia ńska Przeł ęcz czy Natomiast cz ęść form zbudowana jest z Tatr Bielskich np. Skalne Wrota, na gruzu bez jakichkolwiek śladów wysoko ści około 1800 -2000 m n.p.m. S ą ro ślinno ści, co wskazuje na ich to zwykle niewielkie formy o średnicy 15- współczesn ą aktywno ść . Tak Ŝe Lukniš 40 cm, o powierzchni przykrytej drobnym (1973), który jako pierwszy je opisał, gruzem, cz ęsto z k ępą murawy w środku. uwa Ŝa Ŝe s ą one co roku odnawiane, jako Natomiast wi ększe poligony lub gleby Ŝe ich powierzchnia jest wypukła, a nie strukturalne nie tworz ą si ę współcze śnie, płaska lub wkl ęsła. W obr ębie niektóre gdy Ŝ nie ma na to warunków poligonów nieaktywnych, wyst ępuj ą klimatycznych (Jahn 1958, Lukniš 1973, miniaturowe struktury o średnicy 20-40 cm Klimaszewski 1988). zbudowane z drobnego, świeŜego gruzu. Brak porostów na poligonach mo Ŝe
- 109 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wskazywa ć na aktywno ść tych form lub zmarzliny w Tatrach, okre ślonej przez by ć wynikiem dłu Ŝszego zalegania pod Dobi ńskiego (1996), a dokumentowanej wod ą w okresie wiosny, kiedy poziom przez pomiary BTS i geofizyczne wody w stawie w zwi ązku z roztopami jest (Dobi ński 1996, 1998, Mo ścicki, K ędzia wy Ŝszy. Dla stwierdzenia, czy formy te s ą 2001). Fakt, Ŝe opisywane stanowisko aktywne w lecie 2001 zaznaczono linie na znajduje si ę w dolinie o wystawie ich powierzchni. Nale Ŝy doda ć, Ŝe w południowej, wskazuje, Ŝe najwa Ŝniejsze sąsiednim zagł ębieniu, równie Ŝ wyst ępuj ą dla rozwoju gruntów strukturalnych s ą bardzo regularne pier ścienie kamieniste, lokalne warunki wilgotnościowe i wypełnione drobnym gruzem z domieszk ą litologiczne. Zatem, pomimo istnienia w materiału gliniastego. Ich średnica wynosi Tatrach klimatycznie uwarunkowanej około 1 metra. Wygl ąd tych form tak Ŝe strefy peryglacjalnej, rzeczywisty zasi ęg wskazuje, Ŝe mog ą to by ć formy działania procesów peryglacjalnych mo Ŝe współcze śnie aktywne. Omawiane formy by ć ograniczony tylko do pewnych gruntów strukturalnych poło Ŝone s ą na fragmentów - płatów obszaru. wysoko ści odpowiadaj ącej dolnej granicy prawdopodobnego wyst ępowania wiecznej
Dobi ński W., 1996, Problem wyst ępowania wyspowej zmarzliny w Dolinie Pi ęciu Stawów Polskich i okolicy w świetle pomiarów temperatury u spodu zimowej pokrywy śnie Ŝnej (BTS), Geographia Studia et Dissertationes, 20, s. 15-22. Dobi ński W., 1998, Problem wyst ępowania zmarzliny w Tatrach Wysokich w świetle bada ń geofiycznych wyoknanych w Dolinie Pi ęciu Stawów Polskich i Świstówce Roztockiej, Dokum. Geogr. IGiPZ PAN, 12, s. 35-58. Jahn A., 1947, Badania naukowe w Tatrach , Wierchy, 17, s. 180. Jahn A., 1950, Gleby strukturalne w polskiej cz ęś ci Tatr , Przegl ąd Geograficzny, 22, s. 121- 139. Jahn A., 1958, Mikrorelief peryglacjalny Tatr i Babiej Góry , Biuletyn Peryglacjalny, 6, s. 57-80. Klimaszewski M., 1988, Rze źba Tatr Polskich , PWN, Warszawa, s. 1-667. Ksandr J., 1954, Mrazové p ůdní formy v Tatrách , Ochrana p řírody, 9 , s.97-108. Lukniš M., 1973, Reliéf Vysokých Tatier a ich predpolia , Vyd. SAV, Bratysława, s. 1-375 Mo ścicki J., K ędzia S., 2001, Investigation of mountain permafrost in the Kozia Dolinka valley, Tatra Mountains, Poland , Norsk geogr. Tidsskr., 55, s. 235-240. Pelíšek J., 1953, Tundrowé p ůdy v južní krasové oblasti Belských Tatíer , Československý kras, 11-14. Sekyra J., 1950, Thufury a girlandowé p ůdy v Belských Tatrách , Sborník Čs. spol. zemepisané, 60, s. 214-219.
WPŁYW UKŁADU PÓL I KIERUNKU UPRAWY NA ROZWÓJ EROZYJNYCH FORM DROGOWYCH
Jan Rodzik Roztocza ńska Stacja Naukowa, Instytut Nauk o Ziemi, Lublin
Na obszarach lessowych Polski SE uŜytkowanie dróg gruntowych przy wyst ępuje g ęsta sie ć erozyjnych form znacznym rozdrobnieniu gospodarstw. Po drogowych, wcinaj ących si ę w tempie do opadzie nawalnym likwidacja form kilku centymetrów rocznie. Główne erozyjno-eworsyjnych przez równanie przyczyny to: intensywne urze źbienie powierzchni drogi mo Ŝe powodowa ć jej terenu, podatno ść podło Ŝa i cz ęste obni Ŝenie nawet o kilka decymetrów.
- 110 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Zbocza nie nad ąŜ aj ą z rozwojem; przecina w poprzek ci ągn ące si ę pozostaj ą wi ęc cz ęsto jako pionowe ściany kilometrami w ąskie zagony, których o kilkumetrowej wysoko ści i krawędziach wła ściciele przeje ŜdŜaj ą przez ni ą podczas zwykle utrwalonych starodrzewem. Takie uprawy pól. W takich warunkach formy zwykle nazywane s ą w ąwozami erodowana droga i przyległe pola stanowi ą drogowymi lub gł ębocznicami (Ziemnicki jeden system stokowy, w którym dochodzi 1974; Nowocie ń 1996; Józefaciuk i in. do przemieszczania gleby z pola na drog ę, 2001). Rzadko jednak dostrzega si ę zarówno przez maszyny i narz ędzia znaczn ą ich ró Ŝnorodno ść , zale Ŝną od rolnicze, jak równie Ŝ przez wodę. warunków lokalnych (Lach 1984; Rodzik Spowalnia to tempo jej wcinania do kilku 2000; Gardziel, Rodzik 2001; Janicki i in. mm/rok, jednak powi ększa si ę zlewnia 2002). erodowanej drogi, gdy Ŝ stopniowo Wąwozy drogowe typu gł ębocznic poszerza si ę strefa obni Ŝania i rozwija si ę powstaj ą szybko, mimo braku zlewni, na wci ęcie typu niecki. W sytuacji, gdy po stromych (>10 0) stokach wi ększych dolin. jednej stronie drogi znajduj ą si ę pola Przy poprzecznostokowej uprawie wzdłu Ŝstokowe, a po drugiej przyległych pól, potrzeba utrzymania do poprzecznostokowe, powstaje wci ęcie nich dojazdu powoduje, Ŝe jednocze śnie z asymetryczne. formą główn ą rozwijaj ą si ę krótkie, uko śne Omawiane niecki s ą wi ęc formami w stosunku do niej formy boczne. Obecnie, rozwijaj ącymi si ę od pocz ątku w swoim ze wzgl ędu na znacznie wi ększe gabaryty kształcie, nie za ś jako ko ńcowe stadium pojazdów rolniczych i odłogowanie trudno rozwoju wciosu drogowego (Lach 1984). dost ępnych pól, wi ększo ść form bocznych Nale Ŝy równie Ŝ zaznaczy ć, Ŝe funkcjonuj ą nie jest u Ŝytkowana, a ich dna pozostaj ą wył ącznie jako drogi odpływu zawieszone nad dnem formy głównej. powierzchniowego, nie powoduj ąc drena Ŝu Na stokach łagodniejszych, o podziemnego, jak podobne formy na fliszu nachyleniu kilku stopni, rozwój wci ęć (Froehlich, Słupik 1986), gdy Ŝ nie drogowych zale Ŝy od pierwotnego układu rozcinaj ą pokrywy lessowej. Mechanizm sąsiednich pól. Przy równoległym do drogi rozwoju niecek drogowych wydaje si ę układzie działek i orce wzdłu Ŝ stoku, drog ę podobny jak w przypadku ablacyjnych ograniczaj ą zadarnione przydro Ŝki. niecek zboczowych u schyłku vistulianu, Umacniaj ą one kraw ędzie erodowanej powstałych w podobnie sprzyjaj ących drogi i uniemo Ŝliwiaj ą spływ z pól, przez warunkach słabej ochrony ro ślinnej. Rol ę co droga i przyległe pola funkcjonuj ą jako naturalnej erozji roztopowej przej ęła niezale Ŝne subsystemy stokowe. współcze śnie erozja drogowa, a rol ę Wielokrotnie szybsze obni Ŝanie soliflukcji erozja uprawowa. Współczesne powierzchni drogi w stosunku do pola niecki s ą łatwe do rozpoznania, gdy Ŝ w powoduje, Ŝe równie Ŝ w tym przypadku odró Ŝnieniu od pó źnoglacjalnych rozcinaj ą powstaje wci ęcie typu w ąwozu o stromych garby na stoku i profil mi ąŜ szej, zboczach, jednak tempo wcinania jest holoce ńskiej gleby płowej, “wychodz ący” mniejsze (1-3 cm rocznie). nad nimi w powietrze. Usuni ęcie gleby i Z kolei przy prostopadłym do drogi i odsłoni ęcie lessu w ęglanowego oraz stoku układzie pól (na stokach o powi ększanie zlewni stwarza zagroŜenie nachyleniu kilku stopni), droga jest zwykle erozj ą w ąwozow ą. Jest ono szczególnie wykorzystywana jako strefa nawrotu du Ŝe, gdy niecka drogowa w górnej, podczas prac rolnych. Jest to norm ą w łagodniejszej cz ęś ci zbocza, przechodzi w przypadku w ąskich działek, na których dolnym odcinku w gł ębocznic ę (Janicki i zawracanie jest utrudnione. Zdarza si ę in. 2002). tak Ŝe (szczególnie na Roztoczu), Ŝe droga
Froehlich W., Słupik J., 1986 , Rola dróg w kształtowaniu spływu i erozji w karpackich zlewniach fliszowych , Przegl. Geogr., 58, 1–2, s. 67–87. Gardziel Z., Rodzik J., 2001, Drogi gruntowe jako stymulator przemian silnie urzeźbionego krajobrazu lessowego ( w okolicy Kazimierza Dolnego) , Problemy Ekologii Krajobrazu, 10, s. 305-311.
- 111 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Janicki G., Rodzik J., Zgłobicki W., 2002, Geomorphic effects of land use changes (a case of the Gutanów loess catchment, Poland) , Geografický Časopis, 54, 1, s. 39-57. Józefaciuk Cz., Nowocie ń E., Wawer R., 2001, Sytuowanie dróg rolniczych w terenach erodowanych , Folia Univ. Agric. Stetin., 217, Agricultura (87), s. 77-80. Lach J., 1984, Geomorfologiczne skutki antropopresji rolniczej w wybranych cz ęś ciach Karpat i ich Przedgórza , Prace Monogr. WSP, Kraków, 66, s. 142. Nowocie ń E. 1996 , Dynamika rozwoju w ąwozów drogowych na obszarach lessowych , Pam. Puł. – Prace IUNG, 107, s. 101–111. Rodzik J. 2000, Klasyfikacja form drogowych na obszarach lessowych , Materiały V Zjazdu Geomorfologów Polskich, 11–14 wrze śnia 2000, Toru ń, s. 194–195. Ziemnicki S., 1974 , Road gullies in loess territorries , Rocz. Glebozn., 25 (dodatek), s. 241– 253.
ZMIANY ŚRODOWISKA WODNEGO W CZASIE HOLOCENU NA PODSTAWIE ANALIZY OKRZEMEK Z WIELKIEGO STAWU W KARKONOSZACH
Elwira Sienkiewicz Zakład Geologii Czwartorz ędu ING PAN, Warszawa
Wielki Staw jest najwi ększym alkalifilne (głównie wody o pH > 7) w śród jeziorem Karkonoszy poło Ŝonym na których najliczniej wyst ępuje Nitzschia wysoko ści 1225 m. n. p. m. Składa si ę z perminuta , a poni Ŝej 1 % - okrzemki ze dwóch cz ęś ci: du Ŝego regularnie skrajnych kategorii pH: acidobionty - uformowanego basenu i niewielkiej formy te preferuj ą wody o pH < 5,5: płytkiej zatoki (Komar 1985). Jezioro Eunotia exigua, E. paludosa i alkalibionty zasilane jest przez okresowe i stałe - wyst ępuj ące w wodach wył ącznie o pH > strumyki, a tak Ŝe przez wody opadowe. 7: Gomphonema olivaceum, Amphora Odpływ wody ze stawu znajduje si ę tylko veneta . Obecne s ą tak Ŝe gatunki okrzemek w jednym miejscu - w cz ęś ci północno- preferuj ące rzeki i strumienie, ale mog ące wschodniej i jest zaliczany do źródłowych równie Ŝ Ŝyć w wodach stoj ących. Nale Ŝą strumieni Łomnicy. one do ró Ŝnych grup ekologicznych. S ą to Osady o mi ąŜ szo ści 1100 cm np.: Diatoma mesodon (gatunek oboj ętny), (gytia ilasto-detrytusowa) zostały poddane Meridion circulare var. constricta wst ępnej analizie diatomologicznej. (gatunek alkalifilny). Oznaczono 103 gatunki okrzemek nale Ŝą ce Niektóre gatunki okrzemek maj ą do 23 rodzajów, które zostały wąsk ą tolerancj ę ekologiczn ą i s ą dobrymi zaklasyfikowane do poszczególnych grup indykatorami zmian środowiska. Na ekologicznych (Van Dam et al. 1994). podstawie analizy ilo ściowej i jakościowej Nast ępnie policzono ich frekwencj ę zachowanych w osadzie skorupek zostały wyst ępowania w profilu, z czego 65 % odtworzone trendy zmian pH w jeziorze. stanowi ą okrzemki acidofilne, czyli Do wykre ślenia krzywej pH u Ŝyto wzoru wyst ępuj ące głównie w wodach o pH < 7. według Eloranta, który obliczono Wśród nich dominuj ą: Tabellaria wykorzystuj ąc badania nad zbiorowiskiem flocculosa, Anomoeoneis brachysira, peryfitonowych okrzemek z północnej Aulacoseira distans, A. alpigena, Finlandii (Kawecka, Eloranta 1994). Achnanthes subatomoides, Cymbella Zakres warto ści pH dla osadów gaeumannii, Eunotia spp. Okrzemki Wielkiego Stawu mie ści si ę w granicach oboj ętne w odniesieniu do pH stanowi ą 33 5,54 – 6,38. Najni Ŝsz ą warto ść osi ąga na % taksonów w profilu, gdzie poziomie 35 cm, a najwy Ŝsz ą – 930 cm. W dominuj ącymi s ą: Achnanthes minutissima, dolnej cz ęś ci profilu zaznacza si ę wi ększy Suriella linearis . 1 % stanowi ą okrzemki udział taksonów oboj ętnych i alkalifilnych,
- 112 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wyst ępuj ą te Ŝ pojedyncze okrzemki zaznacza si ę w środkowej i górnej cz ęś ci naleŜą ce do grupy alkalibiontów. Wy Ŝsza profilu, równie Ŝ wtedy warto ść pH frekwencja gatunków acidofilnych zaczyna male ć.
Kawecka B., Eloranta P.V., 1994, Zarys ekologii glonów wód słodkich i środowisk lądowych , PWN Warszawa, s. 42-44. Komar T., 1985, Wody powierzchniowe , [w:] A. Jahn (red.), Karkonosze polskie, Ossolineum, Wrocław, s. 165-190. Van Dam H., Mertens A., Sinkeldam J., 1994, A coded checklist and ecological indicator values of freshwater diatoms from the Netherlands , Netherlands Journal of Aquatic Ecology 28 (1), s. 117-133.
ROLA WIATRU W KSZTAŁTOWANIU RZE ŹBY POGÓRZA WIELICKIEGO (STUDIUM PRZYKŁADOWE )
Paweł Słowiak Instytut Geografii, Akademia Pedagogiczna w Krakowie
Procesy eoliczne s ą zjawiskiem Ko ńcem grudnia 2001 roku na obszarach astrefowym i zachodz ą wsz ędzie tam, pogórskich dodatnia temperatura w ci ągu gdzie istniej ą do tego odpowiednie krótkiego czasu doprowadziła do warunki. Nale Ŝą do nich uwarunkowania całkowitego roztopienia pokrywy śnie Ŝnej klimatyczne (przesuszenie osadów, i odsłoni ęcia powierzchni gleby (grunty wyst ępowanie wiatru o sile zdolnej orne). Od 21 grudnia nast ąpił spadek transportowa ć osad), warunki morfolo- temperatury, a niewielkim opadom śniegu giczne (wyst ępowanie obszaru deflacy- przez kilka dni towarzyszyły bardzo silne jnego oraz miejsc depozycji materiału), wiatry z kierunków W i SW, których cechy litologiczne podło Ŝa (drobny, lu źny i pr ędko ść dochodziła w porywach do 30 przesuszony materiał) oraz u Ŝytkowanie m/s. Materiał glebowy pozbawiony terenu (grunty orne w okresie zwartej, śnie Ŝnej osłony, poddawany był mi ędzywegetacyjnym). deflacji. Znaczna jego cz ęść wymieszana z Prezentowane wyniki bada ń przewiewanym, świe Ŝym śniegiem morfologicznej działalno ści wiatru w transportowana była do najbli Ŝszych okresie zimy dotycz ą obszaru progu przeszkód terenowych, jakie stanowiły Pogórza Karpackiego i maj ą charakter wciosy dróg polnych, przecinaj ących studiów przykładowych. Teren bada ń poprzecznie o ś garbu. Ich gł ęboko ść usytuowany jest na północnym skłonie dochodzi miejscami do 2,5-3 m. Stały si ę progu Pogórza Wielickiego, na granicy one naturalnym miejscem depozycji dwóch miejscowo ści: Ryczowa i Półwsi, materiału wywianego z pól wraz ze tu Ŝ przy południowej kraw ędzi doliny śniegiem, który “zakonserwował” ów Wisły. Pole do świadczalne znajduje si ę na materiał w przeszkodzie. Pomiar wagi szerokim, zaokr ąglonym garbie składników mineralnych zawartych w pogórskim, opadaj ącym na północny- pobranych sonda Ŝowo próbkach śniegu (26 wschód ku dolinie Wisły, w cało ści grudnia) o znanej wadze i obj ęto ści, wykorzystywanym rolniczo, głównie jako pozwolił okre śli ć wielko ść nawianego i grunty orne. Obszar przykrywaj ą lu źne nagromadzonego w zaspie śnie Ŝnej osady pylaste i lessopodobne. materiału. Jednocze śnie wielko ść Prób ę okre ślenia wielko ści powierzchni pola deflacyjnego, z którego przewiewanego materiału umo Ŝliwiła mógł pochodzi ć przewiany materiał morfologia terenu oraz specyficzne pozwala szacunkowo oceni ć skal ę warunki pogodowe kilku zaledwie dni. zjawiska wynoszenia drobnego, pylastego
- 113 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 materiału z nieosłoni ętych, zarówno Podsumowuj ąc, Pogórze Karpa- ro ślinno ści ą, jak i pokryw ą śnie Ŝną, ckie to obszar, na którym procesy eoliczne obszarów rolnych na progu Pogórza wyst ępuj ące w okresie zimowym maj ą Wielickiego w ci ągu zaledwie kilku szczególne znaczenie morfogenetyczne. wietrznych dni. Przykład ten ukazuje Ich nasilenie jest wi ększe ni Ŝ na obszarach deflacj ę i sedymentacj ę eoliczn ą jako górzystych (Beskidy), gdzie mimo zjawisko modyfikuj ące procesy wi ększych deniwelacji terenu czynnikami transformacji i tworzenia si ę gleb. hamuj ącymi proces s ą: dłu Ŝszy okres Wywiany, drobny materiał mineralny, zalegania grubej warstwy śniegu i ni Ŝszy osadzaj ąc si ę, polepsza jako ściowo udział gruntów ornych w strukturze pierwotn ą gleb ę. Jednak w miejscach sk ąd uŜytkowania ziemi. W stosunku do został wywiany, pozostaje in situ materiał podobnie zagospodarowanych rolniczo grubszy, tworz ący na powierzchni bruk terenów nizinnych, obszar pogórski polny. wyró Ŝnia si ę wi ększ ą dynamik ą rze źby, nasilaj ącą procesy eoliczne.
Gerlach T., Koszarski L., 1968, Współczesna rola morfogenetyczna wiatru na przedpolu Beskidu Niskiego , Studia Geomorph. Carp.-Balc., 2. Gradzi ński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R., 1976 , Sedymentologia ., Wyd. Geol., Warszawa. Izmaiłow B., 1998, Badania procesów eolicznych. Współczesne procesy morfologiczne i ewolucja rze źby progu Karpat i ich przedpola , Warsztaty Geomorfologiczne-Łazy, IG UJ. Izmaiłow B., 1998, Defining conditions for aeolian of matter as pollution carrier in the marginal zone of the Carpathian Foothills , Prace Geograficzne, 103, IG UJ, Kraków, s.61-82. Jahn A., 1969 , Niweoeoliczne procesy w sudetach i ich działanie na gleb ę., Probl. Zagosp. Ziem Górskich, 5. Janiga S., 1971 , Deflacyjna rola wiatru w kształtowaniu rze źby Beskidu Niskiego , Przegl. Geogr., 43. Švehlik R., 2001, Pasywne (rezydualne) osady eoliczne , Dynamiczne aspekty geomorfologii eolicznej., Sosnowiec, s. 81-84.
DELIMITACJA STREF MORFODYNAMICZNYCH NA STOKACH W OPARCIU O ANALIZ Ę POKRYW STOKOWYCH
Alfred Stach Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologi, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Delimitacja stref morfodyna- Cyfrowym Modelu Rze źby Terenu (DEM, micznych w obr ębie du Ŝej próby DTM), byłoby istotnym wkładem do (populacji) powierzchni stokowych ma metodyki “precyzyjnego” rolnictwa du Ŝe znaczenie zarówno teoretyczne, jak i nakierowanego na optymalizacj ę praktyczne. Umo Ŝliwia bowiem z jednej przestrzenn ą zabiegów agrotechnicznych, strony, opracowanie w pełni regionalnego, takich jak orka, nawo Ŝenie, stosowanie a nie tylko lokalnego, modelu systemu środków ochrony ro ślin, itp. Celem denudacyjnego stoków, a w konsekwencji niniejszego opracowania jest modelu ich ewolucji. Z drugiej za ś strony zaprezentowanie szybkiej, opartej o stworzenie regionalnego morfodyna- analiz ę wybranych cech pokrywy micznego modelu stoków opartego na zwietrzelinowo-glebowej, metodyki
- 114 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wyznaczania stref morfodynamicznych dla Procesy rozwoju rze źby i pokrywy du Ŝej populacji powierzchni stokowych. glebowej maj ą charakter ko-ewolucji Do tej pory delimitacj ę stref będącej efektem wielu powi ąza ń o morfodynamicznych na stokach charakterze sprz ęŜ eń zwrotnych. Procesy wykonywano trzema metodami: wietrzeniowe, denudacyjne i erozyjne kartowania geomorfologicznego, bezpo śre- przekształcaj ące rze źbę, s ą z jednej strony dnich lub po średnich pomiarów procesów istotnym czynnikiem glebotwórczym, a z stokowych i teledetekcyjnie. Ka Ŝda z tych drugiej ich funkcjonowanie jest metod ma zalety, lecz tak Ŝe liczne wady. uwarunkowane w znacznej mierze Metody teledetekcyjne oparte na analizie wła ściwo ściami pokrywy glebowej. zdj ęć zarówno naziemnych, jak i Podstawowym problemem przy lotniczych (satelitarnych) umo Ŝliwiaj ą interpretacji morfodynamicznej badania na du Ŝych obszarach. Mo Ŝna przestrzennej zmienno ści gleb jest ich wykorzystywa ć przy ich interpretacji poligenetyczno ść . Profil glebowy jest zarówno mo Ŝliwe do zidentyfikowania zapisem, najcz ęś ciej niekompletnym, całej ślady funkcjonowania procesów historii pedogenezy, a w tym tych jej stokowych, jak i zmienno ść przestrzenn ą odcinków, kiedy panowały zupełnie inne optycznych wła ściwo ści zwietrzelin, gleb, od obecnych warunki klimatyczne i inna a tak Ŝe czasami równie Ŝ ro ślinno ści, pokrywa ro ślinna. Jest to zatem zapis mog ących by ć po średnim wska źnikiem funkcjonowania odmiennych od funkcjonowania i nat ęŜ enia denudacji i współczesnych systemów denudacyjnych. akumulacji na stokach. Podstawowym Je Ŝeli celem bada ń jest okre ślenie ograniczeniem metod teledetekcyjnych jest współczesnej morfodynamiki stoku, mo Ŝliwo ść stosowania ich w zasadzie analiza powinna by ć ograniczona do jedynie dla obszarów pozbawionych aktualnej jego powierzchni - jedynego w zwartej wysokopiennej ro ślinno ści pełni synchronicznego horyzontu (obszarów u Ŝytków rolnych). Równie Ŝ (poziomu) w profilach glebowych w zmienne warunki optyczne w trakcie obr ębie całej kateny stokowej. W praktyce rejestracji cz ęsto ograniczaj ą mo Ŝliwo ści jednak najłatwiej i najkorzystniej jest obj ąć analizy i interpretacji. Cz ęsto konieczne analizą cały poziom płu Ŝny w glebach jest porównywanie zdj ęć wykonanych w uŜytków ornych, a akumulacyjno- ró Ŝnych terminach, co stwarza kolejne próchniczny na pozostałych stanowiskach. problemy metodyczne i finansowe. Kolejnym istotnym postulatem metodo- Bezpo średnie i po średnie pomiary logicznym jest wykonywanie bada ń nie na procesów stokowych s ą wykonywane arbitralnie wytypowanych profilach punktowo i dotycz ą zazwyczaj jednego, stokowych, ale w obr ębie powierzchni wybranego procesu lub ich grupy. Aby elementarnych mikrozlewni stokowych. uzyska ć dane przydatne do analizy Ich zasi ęg jest albo uwarunkowany morfodynamiki i ewolucji stoku, pomiary “naturaln ą” mikrorze źbą stoku, albo trzeba prowadzi ć w wielu punktach przez istnieniem sztucznych barier (miedze) lub wiele lat. Równie Ŝ kartowania wymagaj ą linii drena Ŝu (bruzdy), albo jednym i długiego okresu obserwacji, a wiele drugim. istotnych procesów stokowych jest trudno Proponowana metodyka delimitacji uchwytnych dla oka. Te, i szereg innych stref morfodynamicznych na stokach problemów powoduj ą, Ŝe geomorfolodzy oparta na wy Ŝej opisanych zało Ŝeniach od dawna poszukuj ą nowych metod metodologicznych zawiera nast ępujące analizy zmienno ści przestrzennej systemu elementy: denudacyjnego stoku. Bardzo warto ściowe - wykonanie precyzyjnego modelu cyfro- wyniki uzyskuje si ę mierz ąc w glebach wego rze źby mikrozlewni stokowej na aktywno ść sztucznych i naturalnych podstawie bezpo średnich pomiarów izotopów promieniotwórczych takich jak terenowych (tachymetr elektroniczny, GPS 210 Pb, 137 Cs, 7Be i in., a tak Ŝe podatno ść geodezyjny itp.), magnetyczn ą gleb. Wszystkie te metody s ą - wst ępne próbkowanie powierzchni stoku, jednak czasochłonne i wymagaj ą dla okre ślenia g ęsto ści, rozmiaru i kosztownego sprz ętu.
- 115 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 orientacji optymalnej siatki punktów mikrozlewni stokowych o kontrastowej pomiarów/poboru próbek, morfologii i litologii. Ostatnio - zasadnicze próbkowanie gleb w obr ębie przeprowadzone przez autora prace badanej mikrozlewni, terenowe potwierdzaj ą mo Ŝliwo ść - przetworzenie wyników pomiarów, wykonania cało ści prac terenowych i analizy laboratoryjne próbek, kameralnych dla jednej kateny stokowej o - analiza cyfrowego modelu rze źby – powierzchni ok. 1 ha, przez jedn ą osob ę w obliczenie parametrów morfometrycznych ci ągu jednego dnia. Wykorzystany sprz ęt stoku: spadków, ekspozycji, krzywizny, obejmował: geodezyjny odbiornik GPS, długo ści linii spływu itp. profesjonalny cyfrowy aparat - delimitacja stref morfo-litologicznych fotograficzny, komputer przeno śny albo z zastosowaniem metod grupowania (notebook ) z oprogramowaniem do rozmytego ( fuzzy clustering ), albo cyfrowej analizy rze źby i obrazu klasycznej analizy skupie ń wraz z fotograficznego. Podstaw ą delimitacji stref indicator kriging . morfodynamicznych, oprócz parametrów Zastosowanie opisanej wy Ŝej morfometrycznych stoku, były metodyki zostanie zaprezentowane na “odczytane” z cyfrowych zdj ęć kolor i przykładzie dwóch u Ŝytkowanych rolniczo tekstura gleby (skład agregatowy).
SKALE CZASU A MECHANIZM TRANSPORTU ROZTWORÓW W CIEKACH NIZINNYCH I GÓRSKICH
Alfred Stach Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Odpływ rzeczny w zlewniach w wymaga ci ągłego monitoringu oraz strefie klimatu umiarkowanego, stosowania bardzo subtelnych technik pozbawionych trwałej pokrywy śnie Ŝnej pomiarowych. Kłopotliwe jest, szczególnie i/lub lodowej, tworzony jest w zmiennych w zlewniach trzeciego i wy Ŝszych rz ędów proporcjach przez zasilanie z wód o powierzchniach wi ększych od kilku km 2, gruntowych, wód glebowych (spływ oddzielenie wpływu hydraulicznych i śródpokrywowy lub okresowe, chemicznych efektów spływu materii w “zawieszone”, zwierciadła wodono śne) korytach cieków od jej cech nabytych w oraz ze spływu powierzchniowego “obszarach zasilania”. Trudno ści rozgrani- zarówno nasyconego, jak i nienasyconego. czenia i dokładnego zdefiniowania takich Proporcje te zmieniaj ą si ę w czasie w obszarów rosn ą nieproporcjonalnie do zale Ŝno ści od fazy cyklu wezbraniowego powierzchni zlewni. W ostatnich dwóch lub sezonowego, oraz w przestrzeni, dekadach najbardziej znacz ące post ępy w zale Ŝnie od wielko ści i układu tej dziedzinie osi ągni ęto stosuj ąc techniki elementarnych obszarów zasilaj ących “odcisków palców” ( fingerprinting ) form i uwarunkowanych głównie przez topografi ę obszarów zasilania. Nale Ŝą do nich trwałe i u Ŝytkowanie terenu. Prawidłowo ści te izotopy tlenu i wodoru, “konserwatywne” wpływaj ą w decyduj ący sposób na składniki chemiczne w roztworze, czasow ą zmienno ść składu i st ęŜ enia aktywno ść 137 Cs w zawiesinie, specyficzne substancji transportowanych w cieku właściwo ści fizyczne i chemiczne zarówno w postaci rozpuszczonej, jak i zawiesiny. Wydaje si ę jednak Ŝe, Ŝe stałej. Interpretacja geomorfologiczna zaniedbane zostały nieco mo Ŝliwo ści pomiarów transportu fluwialnego jest w tkwi ące w zaawansowanej numerycznej du Ŝych ciekach zazwyczaj bardzo trudna i analizie danych pochodz ących z
- 116 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 klasycznego monitoringu odpływu wody i podobie ństwa analizowanych serii transportowanych przez ni ą substancji. W czasowych była zbli Ŝona: niewielka niniejszym opracowaniu wykorzystane wariancja nuggetowa i dwie składowe zostały geostatystyczne metody analizy sferyczne o zasi ęgu 5-6 dni (Bystrzanka) i serii czasowych które, wedle dost ępnej 6-8 dni (Pars ęta) – pierwsza, oraz 34-36 autorowi wiedzy, w takim kontek ście nie (Bystrzanka) 25-27 dni (Pars ęta) - druga. były do tej pory stosowane. Przy dobowym kroku pomiarowym Opracowane dane obejmuj ą przepływająca w korycie tych cieków dwuletnie serie dobowych pomiarów woda mo Ŝe by ć zatem w zasadzie przepływu i wybranych parametrów traktowana jako mieszanina dwóch fizykochemicznych dla zlewni górnej składowych. Ró Ŝny jest w obu zlewniach Pars ęty (73,4 km 2) i Bystrzanki (13,0 km 2). wzgl ędny ich udział i oczywi ście czas Pierwsza z nich jest typowa dla obszarów reakcji na zasilanie. Prawdopodobnie pojezierzy Polski północno-zachodniej, składowe te nale Ŝy uto Ŝsamia ć z druga dla Karpat Fliszowych. Dla górnej zasilaniem glebowym (spływ Pars ęty oprócz przepływu analizowano śródpokrywowy) i gruntowym. Zmienny przewodnictwo elektryczne wody (SEC) i skład mieszaniny w korycie obu cieków st ęŜ enie zjonizowanej krzemionki (SiO 2), powoduje równie Ŝ, Ŝe zale Ŝno ści st ęŜ eń dla Bystrzanki – SEC i st ęŜ enie jonów składników roztworu od obj ęto ści wodorowych (odczyn wody - pH). przepływu s ą generalnie “słabe” i dalekie Wszystkie wymienione powy Ŝej dane od prostych krzywych rozcie ńczania pomiarowe zostały zebrane w ramach (Tab.). Geostatystyka umo Ŝliwia Zintegrowanego Monitoringu Środowiska obliczenie tzw. “strukturalnych” Przyrodniczego zgromadzone w Centralnej współczynników korelacji, które mo Ŝna Bazie Danych ZM ŚP. Poniewa Ŝ dobowy traktowa ć jako miar ę siły zale Ŝności krok pomiarów dla opisanych powy Ŝej obj ęto ść przepływu – koncentracja serii danych uniemo Ŝliwiał przepro- składnika roztworu lub koncentracji dwóch wadzenie analiz o wi ększej rozdzielczo ści składników dla ka Ŝdej składowej czasowej wykorzystano równie Ŝ ci ągłe (struktury) mieszaniny z osobna (Tab.). Z zapisy limnigraficzne z Chwalimskiego ich zestawienia wynika, Ŝe oprócz Potoku (zlewnia górnej Pars ęty, Pomorze zale Ŝno ści Q – SEC dla Pars ęty w wodach Zachodnie) i Zlewni nr 1 w Hubbard dłu Ŝszego kr ąŜ enia (składowa 2) Brook Experimental Forest (White współczynniki korelacji s ą wy Ŝsze ni Ŝ w Mountain, stan New Hampshire, USA). S ą wodach krótszego kr ąŜ enia (składowa 1). to zlewnie pierwszego rz ędu o Inn ą wart ą odnotowania wła ściwo ści ą powierzchniach odpowiednio: 4,8 oraz analizowanych danych jest fakt, Ŝe 11,8 ha. Podstaw ę do bardziej współczynniki korelacji dla składowej 2 s ą zaawansowanych analiz i interpretacji zawsze wy Ŝsze od korelacji danych stanowiło obliczenie dla wy Ŝej oryginalnych, a składowej 1 (oprócz wymienionych serii pomiarowych semi- zale Ŝno ści SEC-pH dla Bystrzanki i Q- wariancji i kros-semiwariancji empiry- SEC – górnej Pars ęty) – ni Ŝsze. Maj ą cznych, b ędących miar ą spadku podobie ń- zatem owe zale Ŝno ści dla tych dwóch stwa wraz ze wzrostem odst ępu czasowego typów wód podobny charakter funkcyjny, mi ędzy pomiarami. Zarówno dla Pars ęty, ale nieco inny zakres warto ści. jak i dla Bystrzanki struktura
Zwykłe i strukturalne współczynniki korelacji dla oryginalnych serii pomiarowych i składowych czasowych odpływu Bystrzanki i górnej Pars ęty.
Ciek: Bystrzanka górna Pars ęta Zale Ŝno ść /dane Q-SEC Q-pH SEC-pH Q-SEC Q-SiO 2 SEC-SiO 2 Dane oryginalne -0,696 -0,362 0,388 -0,357 -0,626 0,612 Składowa 1 -0,557 -0,335 0,567 -0,823 -0,561 0,427 Składowa 2 -0,787 -0,643 0,684 -0,569 -0,760 0,754
- 117 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Zastosowanie podobnej metodyki mo Ŝliwo ści stwarza równie Ŝ procedura dla zapisów limnigraficznych umo Ŝliwiło factorial kriging umo Ŝliwiaj ąca identyfikacj ę składowej zwi ązanej z szacowanie warto ści składowych – a wi ęc szybkim spływem wody w trakcie obiektywny rozdział genetyczny zarówno wezbrania (opad na koryto, spływ hydrogramu oraz “sedymentogramu”. powierzchniowy). Bardzo obiecuj ące
ROLA SERII ZDARZE Ń EKSTREMALNYCH W PRZEKSZTAŁCANIU RZE ŹBY OBSZARÓW GÓRSKICH .
Leszek Starkel Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wy Ŝyn IGiPZ PAN, Kraków
Od dawna jest stwierdzone, Ŝe Osobne wyj ątkowe miejsce motorem przekształcania rze źby w zajmuj ą serie (skupienia) zdarze ń obszarach górskich s ą ekstremalne opady i ekstremalnych. S ą to wyst ępuj ące w inne zdarzenia ekstremalne, w czasie krótkich odst ępach czasu (dni, miesi ęcy, których przekraczane s ą warto ści progowe co najwy Ŝej 2-3 lat) jednorodne lub systemów stokowych i korytowych. S ą ró Ŝnorodne zdarzenia ekstremalne. Czas wśród nich krótkotrwałe opady o du Ŝym mi ędzy zdarzeniami jest za krótki, aby nat ęŜ eniu, opady rozlewne o czasie trwania odbudowa ć równowag ę stoku czy koryta, 2-5 dni i du Ŝej wysoko ści, okresy (pory) czyli aby stok uległ stabilizacji i opadowe oraz gwałtowne roztopy. Obok zaro śni ęciu, a koryto powróciło do tego wyst ępuj ą zdarzenia zło Ŝone, w czasie poprzednich parametrów. Powtarzaj ące si ę których dochodzi do nało Ŝenia si ę na zdarzenia prowadz ą do rozrastania si ę siebie ró Ŝnych zdarze ń ekstremalnych i powierzchni i gł ęboko ści form i utrwalania niekiedy równoczesnego przekroczenia si ę nowej tendencji rozwoju stoków i den równowagi systemów stokowych i dolin, co przewa Ŝnie nie mo Ŝe by ć korytowych. Najcz ęś ciej bywa to osi ągni ęte po pojedynczym zdarzeniu. nało Ŝenie krótkotrwałych ulew na opad Seria zdarze ń prowadzi w ko ńcu do rozlewny lub na termiczne roztopy. utrwalenia si ę nowego układu równowagi Nale Ŝy pami ęta ć, Ŝe w ró Ŝnych stoku i koryta. dziedzinach klimatycznych i Przykładami takich serii s ą morfogenetycznych cz ęstotliwo ści osuwiska i powodzie w Beskidzie zdarze ń, w czasie których przekraczane s ą śywieckim w latach 1958-60, powodzie w warto ści graniczne równowagi systemów dolinie Ropy w latach 1970-74, powodzie i są ró Ŝne i coroczne ich przekraczanie bywa osuwiska w ró Ŝnych cz ęś ciach Karpat w wła ściwości ą ró Ŝnych dziedzin np. opady latach 1997-2001 oraz osuwiska, spływy rozlewne w Cherrapunji czy powodzie gruzowe i powodzie u brzegu Bhuta ńskich roztopowe rzek wschodniosyberyjskich. Himalajów w latach 1993-1998.
- 118 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
RZE ŹBA POLSKI - W STRON Ę SYNTEZY GEOMORFOLOGICZNEJ .
Leszek Starkel Zakład Geomorfologii i HydrologiiGór i Wy Ŝyn IGiPZ PAN, Kraków
Wprowadzenie - korzenie współczesnej rze źbie, zale Ŝnie głównie od współczesnej rze źby Polski tkwi ą w odporno ści podło Ŝa, mo Ŝemy znale źć zapis przeszłości. Okres powojenny zaznaczył kolejnych etapów ewolucji rze źby si ę Ŝywiołowym rozwojem bada ń nad zaczynaj ąc od orogenezy i tektoniki genez ą i ewolucj ą rze źby Polski. Ka Ŝde trzeciorz ędowej, transgresji morskich, a 10-lecie przynosiło nowe elementy i szczególnie czwartorz ędowych transgresji syntezy. Około 1950 roku ukazały si ę lądolodów i rytmicznych zmian klimatu na przegl ądowe mapy geomorfologiczne zmian ę umiarkowanego, borealnego i Polski i podziały na regiony peryglacjalnego. Korzenie rze źby (Klimaszewski, Pietkiewicz i in.), współczesnej tkwi ą w przeszło ści. Główne równocze śnie rozpocz ęło si ę szczegółowe rysy rze źby, cz ęsto strukturalnej s ą kartowanie geomorfologiczne (Galon, preglacjalne w południowej Polsce. Szereg Klimaszewski). Kongres INQUA w 1961 nasuni ęć l ądolodów pozostawiło po sobie roku był impulsem dla syntezy krajobrazy w ró Ŝnym stopniu zmienione czwartorz ędu Polski, jak równie Ŝ przez morfogenez ę peryglacjaln ą i im dalej regionalnych syntez paleogeograficznych i na południe, tym bardziej przetworzone, geomorfo-logicznych (obok wy Ŝej cz ęsto z elementami ekshumowanej rze źby wymienionych Dylik, Ró Ŝycki, trzeciorz ędowej. Glacjalne korzenie Krygowski, Kondracki i in.). W 1972 roku bywaj ą czytelne jeszcze w strefie ukazało si ę zbiorowe dzieło zlodowace ń środkowo-polskich, natomiast “Geomorfologia Polski” (red. R. Galon, M. w strefie ostatniego zlodowacenia mamy Klimaszewski) a w 1980 roku przegl ądowa rze źbę młodoglacjaln ą. Poza t ą stref ą mapa geomorfologiczna Polski 1:500 000 inwentarz form i pokryw stokowych i (red. L. Starkel). W 1991 roku w dolinnych o cechach morfogenezy “Geografii Polski - Środowisko peryglacjalnej jest zale Ŝnie do warunków przyrodnicze” pojawia si ę kolejna synteza orograficznych, litologicznych i degradacji ewolucji rze źby autorstwa S. Gilewskiej, a naturalnych zbiorowisk ro ślinnych w “Atlasie Narodowym Polski” oparta na transformowany wolniej lub szybciej w mapie przegl ądowej syntetyczna mapa holocenie. typów rze źby. Dzisiejsza rze źba poszczególnych Min ęło kolejne 10 lat i cho ć regionów Polski składa si ę zatem z kartowanie geomofologiczne zostało ró Ŝnorodnych elementów, które zahamowane, to szczegółowe studia nad korzeniami swymi si ęgaj ą ró Ŝnych formami i osadami czwartorz ędowymi okresów, powstały w odmiennych m.in. nad ewolucj ą systemów rzecznych, dziedzinach morfogenetycznych i eolicznych, krajobrazów polodowcowych podlegały ustawicznej transformacji i rzucają nowe światło na mechanizmy adaptacji - jest zatem rze źbą poligeniczn ą, zmian środowiska i na ewolucj ę rze źby. polichroniczn ą i policykliczn ą. Okre ślenie Rze źba w środowisku skali i mechanizmów przekształce ń i przyrodniczym stanowi jeden z najbardziej adaptacji odziedziczonej rze źby do stabilnych (obok budowy geologicznej) ustawicznie zmieniaj ących si ę warunków elementów, który podlega stosunkowo wydaj ą si ę by ć najtrudniejszym i powolnej transformacji w czasie, a układ najbardziej zło Ŝonym problemem tak przestrzenny form terenu jest regulatorem geomorfologii historycznej, jak i wymiany energii i obiegu materii w dynamicznej. geoekosystemach. Dlatego we
- 119 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
HOLOCE ŃSKA TRANSFORMACJA RZE ŹBY PERYGLACJALNEJ
Leszek Starkel Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wy Ŝyn IGiPZ PAN, Kraków
Przewa Ŝaj ąca cz ęść kraju nieobj ęta przestrzenna jest uzale Ŝniona od ostatni ą transformacj ą l ądolodu ma wysoko ści opadów i warunków infiltracji wyra źne pi ętra rze źby peryglacjalnej - wody w podło Ŝe. Procesem powszechnym, zarówno stoki, doliny rzeczne jak i obszary sekularnym, staje si ę ługowanie. Przy wieszchowinowe i równinne (Dylik 1956). gł ębokiej infiltracji w obszarach Dlatego do roku 1960 morfogenetyczna węglanowych do głosu dochodz ą procesy rola holocenu była praktycznie krasowe, na lessach proces sufozji, niezauwa Ŝana (Starkel 1960), poza prowadz ący do rozwoju sieci w ąwozów, antropogenicznie przyspieszon ą erozj ą na fliszu po długotrwałych opadach gleb (Reniger 1950). Stoki gór i zbocza powstaj ą gł ębokie osuwiska (Starkel 1977, dolin wy Ŝynnych zostały przekształcone 1986). Rola powierzchniowego zmywu a przez procesy wietrzeniowe, soliflukcj ę, tak Ŝe powierzchniowych ruchów zmyw i deflacj ę, na skalistych stokach masowych ograniczona jest do minimum. powstawały pokrywy gołoborzy i terasy W obszarach piaszczystych ulegaj ą krioplanacyjne, u podnó Ŝy stoków była zamarciu płaskodenne suche doliny wyra źna tendencja do tworzenia peryglacjalne. Przekroczenie warto ści kriopedymentów i akumulacyjnych glacis. granicznych wyst ępowania ró Ŝnych W dnach dolin przy udziale rzek procesów ma miejsce głównie w czasie roztokowych wykształciły si ę równiny ekstremalnych opadów, które koncentruj ą akumulacyjne. Obrze Ŝa i przedpola si ę w szeregu faz wilgotnych w holocenie. obszarów wy Ŝynnych okrył gruby płaszcz W obszarze młodoglacjalnym fazy te lessu. W obszarach staroglacjalnych zaznaczaj ą si ę podnoszeniem poziomu zale Ŝnie od czasu powstania i litologii jezior i ekspansj ą bagien i torfowisk. podło Ŝa uległy przekształceniu formy O ile na stokach warto ści progowe polodowcowe, przemiana dosi ęgła te Ŝ przekraczane s ą tylko lokalnie i poza rze źby młodoglacjalnej faz starszych od rejonami osuwiskowymi i obszarów pomorskiej (Kozarski 1995). wąwozów lessowych stoki zachowały Okres morfogenezy holoce ńskiej cechy uformowane w dziedzinie został poprzedzony faz ą przej ściow ą peryglacjalnej, to dna dolin o stałym pó źnoglacjaln ą (13-10 ka BP), w której odpływie rzecznym reaguj ą bezpo średnio wraz z ust ępowaniem zmarzliny i na zmiany w re Ŝimie i transporcie wkraczaniem ro ślinno ści le śnej rozpocz ęło rumowiska. W dolinach rzek płyn ących z się intensywne ługowanie, rozczłonko- gór zaznacza si ę to obecno ści ą szeregu wywanie stoków, wytapianie brył rozci ęć i wło Ŝeń serii aluwiów. martwego lodu, prowadz ące do powstania Post ępuj ące na wi ększ ą skal ę od ostatecznych rysów rze źby polodowcowej, pó źnego br ązu i okresu rzymskiego przekształcanie koryt roztokowych w wylesienie i uprawa roli spowodowało meandrowe o du Ŝym promieniu i przyspieszenie obiegu wody i rumowiska, budowanie wydm z piasków wywiewa- a co za tym idzie wzrost procesów nych z koryt (Manikowska 1995). denudacji powierzchniowej (spłukiwania, Okres holocenu charakteryzuje spływów gleby, deflacji), a tak Ŝe cz ęstotli- zespół procesów zasadniczo ró Ŝny od wo ści i gwałtowno ści powodzi w dolinach morfogenezy peryglacjalnej. Ich zło Ŝono ść rzecznych.
Dylik J., 1956, Coup d’oecil sur la Pologne periglaciaire , Biuletyn Peryglacjalny 4. Kozarski S., 1995, Deglacjacja północno-zachodniej Polski: warunki środowiska i transforma-cji geosystemów ( ∼20 ka - 10 ka BP), Dokumentacja Geograficzna IGiPZ PAN, 1.
- 120 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Manikowska B., 1995, Aeolian activity differenciation in the area of Poland during the period 20-8 ka BP , Biuletyn Peryglacjalny 34, 125-165. Reniger A., 1950 , Próba oceny nasilenia i zasi ęgów potencjalnej erozji gleb, Roczniki Nauk Rolniczych 54. Starkel L., 1977, Paleogeografia holocenu , PWN, Warszawa. Starkel L., 1986. The role of the Vistulian and Holocene in the transformation of the relief of Poland , Biuletyn Peryglacjalny 31.
FORMY PO -OSUWISKOWE W GÓRACH KAMIENNYCH
Grzegorz Synowiec Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny Uniwersytetu Wrocławskiego
Wielkoskalowe ruchy masowe typu terenowa B1). Tego samego obszaru osuwiskowego s ą zjawiskiem rzadkim w dotyczy wcze śniejsza szczegółowa notatka polskich Sudetach, co jest wynikiem M. Z. Pulinowej i R. Mazura (1971). niesprzyjaj ącej budowy geologicznej, Pozostałe przejawy ruchów osuwiskowych małej energii rze źby i niewystarczaj ącej wspomniane s ą b ądź w krótkich notatkach mi ąŜ szo ści pokryw zwietrzelinowych. (Grocholski 1972), b ądź w artykułach Dlatego problematyka ta była pomijana w niespecjalistycznych a ich charakterystyka badaniach monograficznych tego obszaru ogranicza si ę do opisu morfologii form (Walczak 1972). Wyj ątek stanowi pasmo (Dudziak 1984, Jo ńca 1987). Dost ępne Gór Kamiennych w Sudetach Środkowych, materiały kartograficzne w postaci zbudowane z permskich skał szczegółowych map geologicznych w skali wulkanicznych i subwulkanicznych, 1:25000 wskazuj ą na wyst ępowanie wyst ępuj ących w śród klastycznych skał ró Ŝnorodnych form o genezie osuwi- osadowych, b ędące rejonem wyst ępowania skowej. gł ęboko zakorzenionych ruchów Dotychczas przeprowadzone badania masowych na szerok ą skalę. Kompleks szczegółowe pozwoliły na identyfikacj ę na eruptywny tworz ą ró Ŝne typy law obszarze Gór Kamiennych 25 osuwisk o bazaltowych i riolitowych oraz utwory zró Ŝnicowanej morfologii zale Ŝnej od piroklastyczne typu tufów i tufitów lokalnych warunków terenowych (Awdankiewicz 1998). Skały osadowe to (Synowiec 2002a,b). Osuwiska znajduj ą głównie piaskowce i mułowce si ę na stokach wzgórz twardzielcowych i deponowane synchroniczne z aktywno ści ą grzbietów strukturalnych o nachyleniu 15- wulkaniczn ą lub starsze (Kozłowski 1963). 35°, o ró Ŝnej ekspozycji (N, NW i NE, SE) Skały wulkaniczne przebijaj ą warstwy skał i zajmuj ą ł ącznie obszar około 130 ha. osadowych tworz ąc formy neków lub Najwi ększe formy osi ągaj ą 400-500 m zalegaj ą bezpo średnio na nich w postaci szeroko ści, 500 m długo ści i 100-150 m pokryw lawowych. Dzi ęki temu wysoko ści wysoko ści i powierzchni ę 25 ha wzgl ędne w Górach Kamiennych (wspomniana ju Ŝ forma pod Rogowcem). dochodz ą cz ęsto do 300 m, co zapewnia Czasami posiadaj ą one prostoliniow ą nisz ę znaczn ą energi ę rze źby. skaln ą lub cz ęś ciej amfiteatraln ą wkl ęsło ść Osuwiska w Górach Kamiennych były stoku (slope hollow) w cz ęś ci górnej, opisywane dotychczas tylko w jednej schodowy profil stoku ze skałkami monografii naukowej autorstwa M. Z. stokowymi oraz jeziorka osuwiskowe w Pulinowej (1972). Opis dotyczył obr ębie j ęzorów koluwialnych lub te Ŝ w najwi ększej formy osuwiskowej w niszy osuwiskowej. Cz ęsto jest te Ŝ Sudetach w rejonie wzniesienia Rogowiec obserwowana forma nabrzmienia u powy Ŝej wsi Grzmi ąca (st. 3, sesja podnó Ŝa zdeformowanego stoku. W
- 121 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 przypadku osuwiska pod Rogowcem niestabilne, pozbawione podparcia, bloki wyst ępuje spektakularna forma strumienia masywnych skał wulkanicznych Stopie ń blokowego. W rejonie wzniesienia Lesistej degradacji form sugeruje odległy czas ich Wielkiej wyst ępuj ą tzw. „szczeliny powstania. Okres aktywno ści osuwiskowej wiatrowe”, które tworz ą ci ąg rozpadlin w Górach Kamiennych jest słabo poznany skalnych w górnej cz ęś ci stoku. i prawdopodobnie przypadł na pó źny Dotychczas zidentyfikowano osuwiska plejstocen lub wczesny holocen (Pulinowa rotacyjne, spływy ziemne, lawiny blokowe 1972). Współcze śnie brak jest przejawów oraz proces „rozci ągania bocznego” ruchów masowych na tym obszarze. (lateral spreading). Cz ęstym przypadkiem Prowadzone obecnie badania szczegółowe jest wyst ępowanie form zło Ŝonych. maj ą na celu ustalenie uwarunkowa ń Uzale Ŝnione jest to od sprzyjaj ących geologiczno-geomorfologicznych rozwoju niestabilno ści stoku warunków ruchów masowych w Górach Kamiennych. geologicznych. Inicjacja ruchów Obecno ść jeziorek osuwiskowych stwarza masowych rozpoczyna si ę w obr ębie mo Ŝliwo ść datowania osadów plastycznych i mi ękkich skał osadowych, organicznych w celu ustalenia ich wieku. dopiero nast ępnie przemieszczaj ą si ę
Awdankiewicz M., 1998, Volcanism in a late Variscan intramontane trough: Carboniferous and Permian volcanic centres of the Intra-Sudetic Basin , SW Poland , Geologia Sudetica, t. 32, s. 13-47 Dudziak T., 1984, Szczeliny wiatrowe na Lesistej Wielkiej , Karkonosz, Materiały Krajoznawcze, Nr 1-84, SKPS Oddz. Akad. PTTK we Wrocławiu, Wrocław Grocholski A., 1972, Ślady osuwisk na stokach Lesistej Wielkiej w Górach Kamiennych , Polskie Towarzystwo Miło śników Nauk o Ziemi, Koło Górnicze w Gorcach, Biuletyn Informacyjny, Gorce-Wałbrzych, t. XI, s. 9-14 Jo ńca E., 1987, Projektowany rezerwat przyrody nieo Ŝywionej Jeleniec w Górach Suchych w Sudetach Środkowych , Chro ńmy Przyrod ę Ojczyst ą, t. 2, s. 61-68 Kozłowski S., 1963, Geologia wulkanitów permskich w centralnej częś ci niecki śródsudeckie, Prace Geologiczne PAN, t. 14, s. 5-65 Pulinowa M. Z., 1972, Procesy osuwiskowe w środowisku sztucznym i naturalnym , Dokumentacja Geograficzna, Instytut Geografii PAN, t. 4, s. 49-54 Pulinowa M. Z., Mazur R., 1971, Stare osuwisko we wsi Grzmi ąca w Sudetach, Wszech świat, t. 7-8, s. 200-202 Synowiec G., 2002a, Structural landslides in the Kamienne Mts., Sudetes, SW Poland, [w:] Rybár, Stemberk, Wagner (red.), Landslides, First European Conference on Landslides, Swets &Zeitlinger, s. 311-314 Synowiec G., 2002b, Formy osuwiskowe w Górach Kamiennych, Przegl ąd Geologiczny (w druku) Walczak W., 1972, Sudety i Przedgórze Sudeckie , [w:] Geomorfologia Polski, (red.) M. Klimaszewski, t. 1, PWN, Warszawa, s. 167-231
METODY BADA Ń EROZJI GLEB NA OBSZARZE MŁODOGLACJALNYM (ZLEWNIA CHWALIMSKIEGO POTOKU , GÓRNA PARS ĘTA )
Józef Szpikowski Stacja Geoekologiczna Uniwersytetu Adama Mickiewicza, Storkowo
Podejmowane w du Ŝym zakresie potencjalnej erozji (Józefaciuk, Józefaciuk badania erozji wodnej gleb wykorzystuj ą 1995, Reniger 1950, analiz ę pokryw zarówno metody po średnie - mapy stokowych i profilów glebowych (Ko ćmit
- 122 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
1998), metody radioizotopowe (Stach rozbryzgu) umo Ŝliwiaj ą okre ślenie 1991)jak i metody bezpo średnie: wielko ści i nat ęŜ enia procesów spływu stacjonarne lub okresowe. Badania powierzchniowego, spłukiwania i prowadzone w dorzeczu Pars ęty jak i w rozbryzgu. Badania na gruntach rolnych, innych regionach Polski wskazuj ą, Ŝe rozpocz ęte w roku 1993, s ą kontynuowane system pomiarowy erozji gleb powinien i pozwalaj ą na sformułowanie umo Ŝliwia ć rejestracj ę szerokiej skali nast ępuj ących zało Ŝeń systemu zjawiska, a wi ęc uj ęcie zarówno procesów pomiarowego erozji wodnej gleb: o charakterze powolnym, przeci ętnym, jak − przyj ęte metody powinny uwzgl ędnia ć i ponadprzeci ętnym czy katastrofalnym zwi ązki pomi ędzy uwarunkowaniami, (Kostrzewski 1993, Starkel 1976). procesami i warto ściami progowymi, Prowadzone bezpo średnio w − wiarygodne wyniki oparte o wieloletni terenie pomiary procesów erozji wodnej ci ąg obserwacyjny mog ą zapewni ć gleb obci ąŜ one s ą ró Ŝnego rodzaju jedynie stacjonarne pomiary na stałych bł ędami. Maj ą one w rzeczywisto ści powierzchniach testowych, charakter pomiarów po średnich, poniewa Ŝ − bł ędy pomiarowe ogranicza trwała nie okre ślaj ą rzeczywistego nat ęŜ enia instalacja na ko ńcach powierzchni procesów, lecz ich wielko ści w pewnych testowych chwytaczy do gromadzenia profilach pomiarowych, które s ą nast ępnie materii odprowadzanej ze stoku, ekstrapolowane na obszar stoku czy zlewni − układ powierzchni testowych winien (Froehlich 1990, Słupik 1981). zapewni ć mo Ŝliwo ść kontroli Uzupełnieniem pomiarów na procesów erozji gleb dla powierzchniach testowych powinny by ć podstawowych rolniczych form kartowania stoków zlewni oraz kontrola uŜytkowania ziemi na badanym wielko ści i sezonowego zró Ŝnicowania obszarze (rodzaje upraw, ugory, odprowadzania materii w profilach nieu Ŝytki rolnicze), zamykaj ących zlewnie cz ąstkowe i całe − konstrukcja chwytaczy powinna dorzecza (Kostrzewski 1993). ogranicza ć bł ędy pomiarowe, Badania prowadzone w młodoglacjalnej powstaj ące głównie w wyniku zlewni Chwalimskiego Potoku na zakłócania przez urz ądzenia naturalnej Pojezierzu Drawskim, b ędącej zlewni ą drogi przemieszczania materii po cz ąstkow ą dorzecza górnej Pars ęty, powierzchni stoku, prowadzone s ą w oparciu o stacjonarne − cz ęstotliwo ść przeprowadzania obserwacje i pomiary. System pomiarowy, pomiarów powinna by ć dostosowana składaj ący si ę z sze ściu powierzchni do nat ęŜ enia i wielko ści wyst ępuj ących testowych nawi ązuje do wcze śniejszych procesów erozji wodnej gleb; rozwi ąza ń stosowanych na tym obszarze okresowe zag ęszczenie pomiarów (Klimczak 1993, Kostrzewski, Szpikowski umo Ŝliwia rozpoznanie roli mat. niepublikowane). Zastosowane pojedynczych zdarze ń opadowych urz ądzenia terenowe (chwytacze oparte o (roztopowych). model Seilera (Seiler1980) i rynny Gerlacha (Gerlach 1966), chwytacze
Froehlich W., 1990, Dokładno ść metod w badaniach erozji gleb i transportu fluwialnego , [w:] A. Kostrzewski (red.), Ogólnopolskie Seminarium Geoekosystem obszarów nizinnych, s. 7-8. Gerlach T., 1966, Współczesny rozwój stoków w dorzeczu górnego Grajcarka (Beskid Wysoki - Karpaty Zachodnie) , Prace Geograficzne IG PAN, 111. Józefaciuk A., Józefaciuk Cz., 1995, Erozja agroekosystemów , Biblioteka Monitoringu Środowiska, Warszawa. Klimczak R., 1993, Spłukiwanie na obszarach o zró Ŝnicowanym u Ŝytkowaniu – przebieg i rola we współczesnym środowisku morfogenetycznym (zlewnia Mły ńskiego Potoku, Pomorze Zachodnie) , [w:] A. Kostrzwski (red.), Geoekosystem obszarów nizinnych, Wydawnictwo Polskiej Akademii Nauk, s. 61-78.
- 123 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Ko ćmit A., 1998, Charakterystyka zmian w morfologii i wła ściwo ściach gleb uprawnych spowodowanych erozj ą wodn ą w obszarach młodoglacjalnych Pomorza , Zesz. Probl. Post. Nauk Rol., z. 460, s. 531-557. Kostrzewski A., 1993, Geoekosystem obszarów nizinnych. Koncepcja metodologiczna, [w:] A. Kostrzewski (red.), Geoekosystem obszarów nizinnych, Ossolineum Wrocław, Kom. Nauk. Prez. PAN „Człowiek i Środowisko”, Z. Nauk., 6, s. 11-17. Reniger A., 1950, Próba oceny nasilenia i zasi ęgów potencjalnej erozji gleb w Polsce , Rocz. Nauk Roln. 54, 1. Seiler W., 1980, Messeinrichtungen zur Qantitativen Bestimung des Geookofaktors Bodenerosion in der Topologischen dimension auf Ackerflachen im Schweizer Jura , Catena, vol. 7, s. 233-250. Słupik J., 1981, Rola stoku w kształtowaniu odpływu w Karpatach fliszowych , Prace Geograficzne, nr 142. Stach A., 1991, Zastosowanie cezu-137 do datowania współczesnych osadów stokowych - podstawy metodyki i wst ępne wyniki z Pojezierza Drawskiego , [w:] A. Kostrzewski (red.), Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorz ędowych, s. 551-562. Starkel L., 1976, The role of extreme (catastrophic) meteorological events in the contemporaneous evolution of slopes , Geomorph. and Climate, s. 252-268.
GLACJALNA I PERYGLACJALNA RZE ŹBA SUDETÓW
Andrzej Traczyk Zakład Geomorfologii, Instytut Geograficzny Uniwersytetu Wrocławskiego
Rze źba Sudetów została miejscach, gdzie warunki geomorfologiczne ukształtowana w wyniku długotrwałych i klimatyczne pozwalały na znaczn ą procesów wietrzenia i denudacji akumulacj ę śniegu. Szczególn ą rol ę zachodz ącej niemal Ŝe przez cały okres odegrały tu czynniki morfologiczne i kenozoiku. Jej kontrastowy charakter jest anemo-orograficzne (Jenik 1961), tj. efektem oddziaływania czynników obecno ść rozległych powierzchni wierzcho- tektonicznych oraz zró Ŝnicowanej budowy winowych, stanowi ących strefy deflacji geologicznej. Plejstoce ńskie przeobra Ŝenia śniegu oraz lokalnych wiatrów dolinnych, tej rze źby dokonały si ę na skutek działania dzi ęki którym masy śniegu były procesów krio-niwalnych i glacjalnych przemieszczane z wierzchowin do górnych zwi ązanych z rozwojem lokalnego partii dolin rzecznych i depresji stokowych zlodowacenia górskiego. Odr ębnym (Migo ń 1999). zagadnieniem jest rola procesów erozyjnych Pomimo swojego ograniczonego i akumulacyjnych zwi ązanych z zasi ęgu przestrzennego procesy glacjalne dwukrotnym (?) pobytem l ądolodu odegrały istotn ą rol ę w rozwoju rze źby skandynawskiego w Sudetach. O ile jednak najwy Ŝszego pasma górskiego Sudetów – procesy krio-niwalne, zwi ązane z Karkonoszy. Śladem tych przeobra Ŝeń s ą oddziaływaniem klimatu peryglacjalnego i liczne kary lodowcowe, doliny glacjalne wieloletniej zmarzliny obj ęły swoim oraz formy morenowe. W masywie zasi ęgiem cały obszar Sudetów, to Wysokiego Jesionika glacjalne morfogenetyczna rola lodowców górskich przeobra Ŝenia rze źby miały mniejsze ograniczona była jedynie do najwy Ŝszych rozmiary. Jest to głównie efekt mniej pasm Sudetów (Karkonoszy, Wysokiego korzystnych warunków morfologicznych dla Jesionika). Procesy glacjalne zwi ązane z rozwoju lodowców górskich oraz wi ększej lokalnym zlodowaceniem rozwin ęły si ę w kontynentalizacji klimatu, a co za tym idzie Sudetach niejako w obr ębie strefy wy Ŝszym, ni Ŝ w Karkonoszach, zaleganiem peryglacjalnej i to wył ącznie w tych linii firnowej w okresie plejstocenu (Migo ń
- 124 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
1999, Traczyk 1989). Skrajnym przykładem si ę warunków klimatycznych i spadkiem determinacyjnego znaczenia czynników ilo ści opadów w okresie pesimum glacjałów. morfologicznych dla rozwoju zlodowacenia Stosownie do tego, podczas zlodowacenia górskiego w Sudetach jest Masyw Śnie Ŝnika Wisły po północnej stronie Karkonoszy w Kłodzkiego (1425 m n.p.m.) gdzie pomimo starszym glacjale istniały lodowce karowo- jego znacznej wysoko ści bezwzgl ędnej dolinne, a podczas pleniglacjału – pó źnego lodowce nie powstały. glacjału jedynie lodowce karowe. Problematyka zlodowacenia Poza obszarami obj ętymi lokalnym górskiego Sudetów, a zwłaszcza Karko- zlodowaceniem dominowały w Sudetach noszy, przykuwała uwag ę geografów i procesy degradacji i akumulacji perygla- geologów ju Ŝ w XIX w. Najwi ększe zasługi cjalnej zachodz ące podczas kolejnych w badaniach zagadnie ń glacjalnych nale Ŝy zimnych faz plejstocenu. Urozmaicona przypisa ć J. Partschowi (1894), który jako morfologia i złoŜona budowa geologiczna pierwszy zinterpretował kary i moreny przyczyniła si ę do powstania: lodowców lodowcowe jako efekt działania dwóch gruzowych, blokowych (-głazowych) i (trzech?) zlodowace ń górskich. W okresie gruzowych pokryw wietrzenio-wych, pó źniejszym pogl ądy Partscha zostały pokryw i form soliflukcyjnych, form zanegowane. Dotyczyło to głównie sortowania mrozo-wego oraz pokryw wyników bada ń prowadzonych na akumulacji lessowej i lessopodobnej. północnym skłonie Karkonoszy. Przeciwnie Zasadniczo pochodz ą one z ostatniego po południowej stronie gór, były one przez okresu chłodnego (vistulianu) (Jahn 1960, cały ten okres rozwijane. Stan ten trwał a Ŝ 1968). Starsze formy b ądź osady s ą do połowy lat 80. XX w., gdy badania stwierdzane jedynie punktowo, cz ęsto w prowadzone przez o środek wrocławski pozycji podpowierzchniowej, a ich potwierdziły słuszno ść hipotezy Partscha datowanie nie zawsze jest w pełni odnośnie ilo ści i zasi ęgu zlodowace ń. Fakt precyzyjne. ten został podkre ślony w trakcie Rozmieszczenie tych form jest mi ędzynarodowego spotkania w 100-lecie warunkowane przede wszystkim: (1) dzieła Partscha, które miało miejsce w zró Ŝnicowaniem litologicznym podło Ŝa, Szklarskiej Por ębie, w miejscu narodzin które faworyzowało b ądź te Ŝ uniemo Ŝli- tego wybitnego badacza Karkonoszy wiało powstanie niektórych form, (2) (Kostrzewski, Hagedorn 1999). lokaln ą rze źbą terenu i (3) zdarzeniami z Najnowsze badania, przepro- niedawnej przeszło ści geologicznej, a wadzone u schyłku ubiegłego wieku, zwłaszcza zlodowaceniem kontynentalnym, stanowi ą nie tylko uszczegółowienie modelu które obj ęło swoim zasi ęgiem znaczn ą cze ść Partscha, ale pozwalaj ą równie Ŝ na korelacj ę Sudetów (Migo ń, Traczyk, 1999). Obecno ść zlodowace ń karkonoskich ze zlodo- lądolodu skandynawskiego przyczyniła si ę waceniami innych pasm górskich do zatarcia i zniszczenia wcze śniejszych średniogórza europejskiego (Chmal, form peryglacjalnych, podczas gdy w Traczyk 1999). Na podstawie kartowania miejscach poło Ŝonych poza jego zasi ęgiem terenowego oraz bada ń stopnia obwietrzenia formy peryglacjalne mog ą by ć skumu- materiału skalnego wyró Ŝniono na lowanym efektem wi ększej ilo ści okresów przedpolu karów karkonoskich trzy pokrywy chłodnych. Stwarza to mylne wra Ŝenie – strefy morenowe. Opowiadaj ą one trzem wi ększej intensywno ści zjawisk perygla- odr ębnym epizodom glacjalnym, które mog ą cjalnych w wy Ŝszych partiach Sudetów. by ć odnoszone do zlodowacenia Odry (?), Taka kumulacja efektów wielu okresów Warty i Wisły. chłodnych odnosi si ę równie Ŝ do Dotychczasowe problemy chrono- najwy Ŝszych wzniesie ń Przedgórza stratygrafii zlodowace ń karkonoskich Sudeckiego i brze Ŝnej partii Sudetów, które polegały na niedocenianiu faktu i Ŝ w podczas starszych zlodowace ń były przebiegały one asynchronicznie w stosunku nunatakami (Martini 1969). do transgresji l ądolodu skandynawskiego. Mamy zatem w Sudetach dwie Zlodowacenie górskie Sudetów rozwijało się strefy rze źby peryglacjalnej. Pierwsza z nich bowiem we wst ępnych – wilgotnych fazach obejmuje te obszary, które były przykryte glacjałów, a zanikało wraz z zaostrzaniem lądolodem i gdzie działanie procesów
- 125 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 peryglacjalnych zostało przerwane na okres Powy Ŝsze hipotezy odno śnie co najmniej kilku tysi ęcy lat (Jahn 1976). wpływu lokalnych czynników na zró Ŝnico- Druga za ś obejmuje parti ę Sudetów wanie rozmieszczenie form i osadów poło Ŝon ą na południe od maksymalnego perygla-cjalnych w Sudetach wymagaj ą zasi ęgu l ądolodu skandynawskiego. Nale Ŝy potwierdzenia. W dotychcza-sowych równie Ŝ zauwa Ŝyć, Ŝe w skali lokalnej, badaniach perygla-cjalnych w Sudetach poszczególnych masywów lub nawet zakładano bowiem, Ŝe środowisko to było stoków, zarysowuje si ę w Sudetach jednak jednorodne pod wzgl ędem klimatycznym pewna pi ętrowo ść form peryglacjalnych. Z oraz w małym stopniu uwzgl ędniano rol ę reguły mo Ŝna w ich obrębie wyró Ŝni ć stref ę czynników lokalnych ró Ŝnicuj ących górn ą z pokrywami blokowymi, skałkami i intensywno ść i przebieg procesów morfo- formami krioplanacyjnymi, stref ę środkow ą genetycznych zachodz ących w zimnych z mniej licznymi elementami skałkowymi, fazach plejsto-cenu. Powa Ŝnym problemem, lokalnymi rumowiskami skalnymi i nie rozwi ą-zanym do tej pory w dostateczny pokrywami soliflukcyjnymi oraz stref ę sposób, pozostaje ocena wielko ści doln ą z dominuj ącymi pokrywami peryglacjalnej denudacji Sudetów oraz jej soliflukcyjno-deluwialnymi i płatami lessu. powi ązania z systemem fluwialnym. Sudety, Poło Ŝenie wysoko ściowe granic pomi ędzy po bez mała 100 latach od pierwszych bada ń poszczególnymi strefami zmienia si ę w przepro-wadzonych przez Partscha (Chmal, zale Ŝno ści od miejscowych stosunków Traczyk 1999) i Łozi ńskiego (Jahn 1954), s ą hipsograficznych, które równie Ŝ w istotny zatem nadal regionem interesuj ącym dla sposób modyfikowały cechy klimatu badaczy zagadnie ń glacjalnych i perygla- Sudetów w okresach peryglacjalnych. cjalnych w obszarach górskich.
Chmal H., Traczyk A., 1999, Die Vergletscherung des Riesengebirges , Zeitschrift für Geomorphologie N. F., Suppl.-Bd., 113, s. 11-17. Jahn A., 1954, Zasługi Walerego Łozi ńskiego w dziedzinie bada ń peryglacjalnych, Biuletyn Peryglacjalny, 1 s.7-18. Jahn A , 1960, Czwartorz ęd Sudetów , [w:] Regionalna Geologia Polski, t. 3, Sudety, z. 2, PWN Warszawa Jahn A., 1968, Peryglacjalne pokrywy stokowe Karkonoszy i Gór Izerskich , Opera Corcontica, 5, s. 9-25. Jahn A., 1976, "Dobowe" iły warwowe w Jeleniej Górze , Przegl. Geol.,24 (9), s.517-520 . Jeník J., 1961, Alpinská vegetace Krkonoš, Králického Sn ěžníku a Hrubého Jeseníku. Teorie anemo - orografických systém ů, Wyd. ČSAV, 409 s. Kostrzewski A., Hagedorn H., (red.) 1999, Vergletscherungen in europäischen Mittelgebirgen, Zeitschrift für Geomorphologie , Suppl.-Bd., 113, 95 s Migo ń P., 1999, The role of 'preglacial' relief in the development of mountain glaciation in the Sudetes, with the special reference to the Karkonosze mountains , Zeitschrift für Geomorphologie, N. F., Suppl.-Bd., 113, s. 33-44. Partsch J. 1894, Die Vergletscherung des Riesengebirges zur Eiszeit , Forsch. z. Deutsch. Landes u. Folkskunde, Bd. 8, H. 2., 103-194. Traczyk A., 1989 , Zlodowacenie doliny Łomnicy w Karkonoszach oraz pogl ąd na ilo ść zlodowace ń w średnich górach Europy , Czas Geogr., 60(3), s 267-286 Migo ń P., Traczyk A., 1999, Pi ętrowo ść procesów geomorfologicznych w Sudetach w środowisku peryglacjalnym ostatniego zlodowacenia , [w:] „Strefowo ść i pi ętrowo ść procesów w środowisku przyrodniczym pó źnego glacjału i holocenu” Sympozjum 25- 26 marca 1999, PAN Komitet Bada ń Czwartorz ędu, U Ś, SGP, Sosnowiec, s. 69-73. Martini A., 1969, Sudetic tors formed under periglacial conditions , Biul. Perygl., 19, s. 351- 369.
- 126 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
ŚRODKOWA WARTA W MŁODSZYM DRYASIE JAKO PRZYKŁAD RZEKI WIELOKORYTOWEJ
Krystyna Turkowska, Joanna Petera, Jacek Forysiak Katedra Bada ń Czwartorz ęd, Uniwerystet Łódzki
Celem referatu jest przedstawienie pokrywą torfowiska, które opanowało próby rozszerzenia stosowanej w Polsce cz ęść Kotliny Kolskiej w allerödzie. Na klasyfikacji typów rozwini ęcia koryt przełomie allerödu i młodszego dryasu rzecznych (Gradzi ński i in. 1986, (ekspertyzy palinologiczne wykonane Teisseyre 1991) i propozycja wykorzy- przez G. Miotk-Szpiganowicz), torfowisko stywania w interpretacjach paleo- miejscami zostało podtopione, a torf geograficznych elementów genetycznej przykryty warstw ą gytii. Dalsze klasyfikacji rzek wielokorytowych – zaostrzenie warunków klimatycznych anabranching opracowanej przez (udokumentowane m.in. podniesienie Nanson’a i Knighton’a (1996) (tab 1). stropu zmarzliny) spowodowało Próby takiej dokonano w dolinie intensywne powodzie, a tak Ŝe nasilenie środkowej Warty, w ramach bada ń rze źby procesów erozyjnych. W wyniku i struktury terasy 1,0-1,5m, buduj ącej wzmo Ŝonej aktywno ści procesów rozległ ą powierzchni ę w Kotlinie Kolskiej fluwialnych, opisywanej tak Ŝe w wielu (Turkowska i in. 2000). Morfologiczne i innych dolinach w młodszym dryasie, geologiczne przesłanki przyjętej definicji doszło do zdrenowania rozlewisk, a będą zaprezentowane w terenie podczas nast ępnie porozcinania powierzchni konferencji “Transformacja systemów allerödzkiej sieci ą koryt. Rozległe fluwialnych i stokowych w pó źnym torfowisko zostało przekształcone w ró Ŝnej vistulianie i holocenie” organizowanej wielko ści osta ńce erozyjne. Nie przez KBCz UŁ 26-28 wrze śnia bie Ŝą cego stwierdzono śladów bocznej migracji tych roku. koryt, kolejne powstawały zapewne na Powierzchnia wi ększej cz ęś ci drodze awulsji. W ich obr ębie, przy omawianej terasy Warty w zachodniej ka Ŝdym wezbraniu powstawały kanały cz ęś ci Kotliny Kolskiej, nie uwzgl ędniaj ąc erozyjne (Gradzi ński i in. 1986), szybko dróg odpływu holoce ńskiego, jest wybitnie wycinane i szybko zapełniane piaskami piaszczysta i równinna. Niewielkie średnio- i gruboziarnistymi, którym na urozmaicenie morfologiczne stanowi ą tu równiach zalewowych odpowiadały piaski ślady skomplikowanych systemów drobnoziarniste. Zarówno osady korytowe korytowych (szeroko ść koryt 30-50 m), jak i pozakorytowe odznaczaj ą si ę porozdzielane “wyspami” o płaskich umiarkowanie dobrym wysortowaniem i powierzchniach, poło Ŝonych zaledwie do wysokim stopniem eolizacji ziarn. Osta ńce 70 cm wy Ŝej od osi obni Ŝeń. Nie erozyjne pomi ędzy głównymi korytami, w zaobserwowano ró Ŝnic w charakterze czasie powodzi o najwi ększej dynamice, pokrywy ro ślinnej, chocia Ŝ zauwa Ŝalna były pokrywane warstwami piaszczystej jest zmiana fototonu na zdj ęciach mady. Na równi zalewowej brak jest lotniczych. śladów ro ślinno ści. Jej rozwojowi nie Buduj ące powierzchni ę pozako- sprzyjało zapewne piaszczyste podło Ŝe i rytowe i korytowe osady rzeczne o ogólne warunki klimatyczne, a tak Ŝe mi ąŜ szo ści 3-5 m analizowano w pełnym intensywne powodzie. Te ostatnie profilu pionowym w kilkusetmetrowych uniemo Ŝliwiły równie Ŝ przetrwanie odsłoni ęciach w odkrywce Ko źmin KWB morfologicznych śladów niew ątpliwie Adamów. Seria podesłana jest rozległ ą intensywnych procesów eolicznych.
- 127 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Klasyfikacja rzek anabranching wg. G. C. Nansona i A. D. Knightona (1996)
Typ 1 – rzeki anastomozuj ące Typ 2 Typ 3 Typ 4 Typ 5 Typ 6 1 a 1 b 1 c System System System System z System z System z System z System z organiczny organiczno- mineralny dominacj ą obci ąŜ eniem dominacj ą dominacj ą dominacj ą mineralny piasku, mieszanym, piasku, Ŝwiru, Ŝwiru, stabilny formuj ący migruj ący formuj ący migruj ący wyspy bocznie grz ędy bocznie
Niektóre cechy wielokorytowego materiał osadzany przez szybko agraduj ącą systemu rzecznego funkcjonuj ącego w rzek ę, składany zarówno w korytach jak i Kotlinie Kolskiej w młodszym dryasie, na równi zalewowej. Najpełniej, zdaniem takie jak stabilno ść koryt w obr ębie jednej autorów, opisany typ rozwini ęcia koryt strefy i rozmiary wysp - osta ńców odpowiada cechom wyró Ŝnianego przez erozyjnych - mi ędzy nimi, szybki pionowy Nanson’a i Knighton’a (1996) systemu przyrost aluwiów przy braku przyrostu anabranching typ 2, cechuj ący si ę bocznego, du Ŝe znaczenie awulsji w transportem i agradacj ą osadów tworzeniu si ę nowych koryt, s ą zbie Ŝne z piaszczystych z re Ŝimem wodnym cechami rzek typu anastomozuj ącego charakteryzuj ącym si ę du Ŝymi (Chorley i in. 1984, Gradzi ński i in. 1986, wezbraniami. Przyj ęcie hipotezy o Teisseyre 1991, 1992). Charakterystyce funkcjonowaniu takiego systemu rzek anastomozuj ących nie odpowiada rzecznego w dolinie Warty w młodszym jednak przekrój kopalnych koryt, które s ą dryasie stanowi jednocze śnie propozycj ę stosunkowo szerokie a płytkie, z licznymi rozbudowy klasyfikacji rzek kanałami rozmycia, a przede wszystkim wielokorytowych w literaturze polskiej. wył ącznie piaszczysty, mało zwi ęzły
Chorley R. J., Schumm S. A., Sugden D. E., 1984, Geomorphology , Methuen, s. 1–605. Gradzi ński R., Kostecka A., Radomski A., Urnug R., 1986, Zarys sedymentologii , Wyd. Geologiczne, s. 1–628. Nanson G. C., Knighton A. D., 1996, Anabraniching rivers: their cause, character and classification , Earth Surface Processes and Landforms, 21, s. 217–239. Teisseyre A. K., 1991, Klasyfikacja rzek w świetle analizy systemu fluwialnego i geometrii hydraulicznej , Wyd. Uniw. Wrocławskiego; Prace Geologiczno–Mineralogiczne, 22, s. 1–210. Teisseyre A. K., 1992, Rzeki anastomozuj ące – procesy i modele sedymentacji , Przegl. Geol., 4, s. 241–248. Turkowska K., Petera J., Forysiak J., Miotk–Szpiganowicz G., 2000, Morfogeneza powierzchni Kotliny Kolskiej w okolicach Ko źmina , Acta Geogr. Lodziensia, 78, s. 89– 134.
- 128 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
WPŁYW DENUDACJI AGROTECHNICZNEJ NA EWOLUCJĘ STOKÓW ROLNICZYCH W ŚWIETLE WYNIKÓW BADA Ń W OKOLICACH ŁODZI
Juliusz Twardy Pracownia Kartografii i Teledetekcji Katedry Bada ń Czwartorz ędu, Uniwersytet Łódzki
Denudacja agrotechniczna jest najbardziej efektywne w przypadku u Ŝycia jednym z procesów morfogenetycznych, narz ędzi odwracaj ących skib ę, na przykład współcze śnie modeluj ących stoki podczas zmechanizowanej, gł ębokiej orki. wykorzystywane rolniczo. Zwi ązana jest z Denudacja agrotechniczna jest wa Ŝną mechaniczn ą stron ą denudacji i polega na składow ą denudacji antropogenicznej, przemieszczaniu przez maszyny i wyró Ŝnian ą obok grupy naturalnych narz ędzia rolnicze przypowierzchniowych procesów stokowych, pobudzonych i warstw gleby podczas prac polowych. zintensyfikowanych rolnicz ą działalno ści ą Przemieszczanie osadu zachodzi na ludzi. stokach pod wpływem siły grawitacji i jest
Charakterystyka badanych stoków i uzyskane wyniki
Charakterystyka stoków testowych Charakterystyka sieci Średnie pomiarowej tempo degradacji stoku
Nazwa stoku Kształt Ekspo- Morfome-tria Nachylenie Liczba: Okres stoku zycja stoku: stoku: punktów pomia- stoku długo ść minimum baz rowy deniwelacja maksimum pomiaro- wych (m) ( ) szt. mm/rok Rogów I wypukło- W 80 1º12' 205 06.11.96. - 1,97 wkl ęsły 6 5º45' 4 - 11.11.99. Rogów II wkl ęsły W 101 1º22' 222 06.11.96. - 1,42 6 5º00' 5 - 11.11.99. Rogów III wypukło- W 105 0º30' 96 28.11.96. - 1,5 wkl ęsły 8,5 6º06' 2 - 29.10.98. Dąbrówka wypukło- W 30 0º10' 78 12.12.96. - 0,96 Du Ŝa "A" wkl ęsły 3,5 9º26' 2 - 02.05.00. Dąbrówka wypukło- W 25 0º15' 72 12.12.96. - 1,3 Du Ŝa "B" wkl ęsły 2,5 8º04' 2 - 02.05.00. Rozworzyn zło Ŝony E 150 0º30' 151 10.12.99. - 0,1 6 6º02' 5 - 31.03.01.
Badania tempa denudacji agrote- Stoki były zbudowane z piaszczystych i chnicznej przeprowadzono w trzech mulastych aluwiów vistulia ńskich, a w rejonach: dolnych segmentach posiadały holoce ńskie w Rogowie, w środkowej cz ęś ci pokrywy deluwialne, zło Ŝone w postaci zlewni rzeki Mrogi, pomiary prowadzono teras rolnych. na trzech wzdłu Ŝstokowych polach, We wsi D ąbrówka Du Ŝa, poło Ŝonych na stokach stanowi ących czoło poło Ŝonej około 20 km na NE od centrum wysokiego poziomu dolinnego Mrogi. Łodzi, badaniami obj ęto dwa pola orne,
- 129 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 poprzecznie przecinaj ące cz ęś ciowo stokowym układem pól, wynosi od zrekultywowany parów. Stoki testowe były 1,97 do 0,96 mm/rok. Na stoku w zbudowane z materiału fluwioglacjalnego. Rozworzynie warto ści W Rozworzynie, w środkowej stwierdzonej lokalnie degradacji cz ęś ci zlewni Mrogi, badania prowadził pokrywały si ę niemal Ŝe dokładnie Szwed (2001). Obserwował wzdłu Ŝ- z warto ściami agradacji, zatem stokowe pole, poło Ŝone w brze Ŝnej cz ęś ci stok charakteryzował si ę bilansem wysokiego poziomu dolinnego Mrogi. zrównowa Ŝonym, Stok testowy, urozmaicony przez płytk ą − ewolucja stoków z wzdłu Ŝ- nieck ę, zbudowany był podobnie jak stoki stokowym układem pól zachodzi w Rogowie. około 2-3 krotnie wolniej ni Ŝ Do bada ń denudacji agrote- ewolucja porównywalnych stoków chnicznej wykorzystano metod ę z polami poprzecznostokowymi. bezpo średniego pomiaru mikrorze źby pól Wynika to z ograniczonej roli testowych, opieraj ącą si ę o sie ć stalowych spłukiwania we współczesnym drutów (baz), napinanych ponad kształtowaniu stoku rolnego oraz powierzchni ą pola dzi ęki własnym, bardziej efektywnego, grawita- stalowo-betonowym reperom, parami cyjnego przemieszczania gleby zastabilizowanym w gruncie przy podczas orki wzdłu Ŝ poziomic, kraw ędziach pola (Twardy 1998). − denudacja agrotechniczna jest Lokalizacj ę baz wybrano maj ąc na uwadze silnie zró Ŝnicowana przestrzennie. elementy stoku rolniczego (akumulacyjna Na stokach zaznaczaj ą si ę strefy terasa rolna, nasada terasy, stok silnej degradacji (np. Rogów II do degradowany). Wzdłu Ŝ baz, uło Ŝonych - 6,43 mm/rok lub Rozworzyn do - prostopadle do linii spadku stoku, 4,26 mm/rok), wyst ępuj ące na rozmieszczono 824 punkty pomiarowe wypukłych segmentach stoków, a (tab.). W okresie 1996 - 2001 wykonano zwłaszcza na wyra źniejszych łącznie 4 731 pomiarów w poszczególnych załamaniach, punktach. − denudacja agrotechniczna Zebrane wyniki upowa Ŝniaj ą do wykazuje sezonowo ść w ci ągu nast ępuj ących wniosków: roku - o Ŝywia si ę w okresach − warto ść współczesnej denudacji intensywnych prac polowych. agrotechnicznej stoków o nachyleniach <10º z wzdłu Ŝ-
Szwed A., 2001, Udział denudacji agrotechnicznej we współczesnym przekształcaniu rze źby doliny Mrogi w okolicach Rozworzyna na Wy Ŝynie Łódzkiej, w cyklu szesnastomiesi ęcznym , Maszynopis pracy magisterskiej, Katedra Bada ń Czwartorz ędu, Uniwersytet Łódzki, 61 s. Twardy J., 1998, Wyniki pomiarów tempa denudacji agrotechnicznej w okolicach Łodzi , Zesz. Probl. Post. Nauk Roln., 460, s. 599-609.
OKRESY WZMO śONEJ ANTROPOPRESJI W POLSCE ŚRODKOWEJ W ŚWIETLE BADA Ń GEOSYSTEMÓW STOKOWYCH
Juliusz Twardy Pracownia Kartografii i Teledetekcji Katedry Bada ń Czwartorz ędu, Uniwersytet Łódzki
Działalno ść gospodarcza czło- przekształceniach flory, umo Ŝliwiaj ąc wieka odciska swoje pi ętno na ró Ŝnych odczytanie faz wpływów antropo- komponentach środowiska geograficznego. genicznych na podstawie diagramu W bardzo wyra źny sposób zapisuje si ę w palinologicznego. Trwałym świadectwem
- 130 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 gospodarczej aktywno ści człowieka s ą − w okresie rzymskim epoki Ŝelaza (0 - tak Ŝe powstałe w przeszło ści zmiany w 375 lat n.e.), ze szczególnym rze źbie terenu oraz niektóre osady. nasileniem podczas wczesnego okresu Przekonuj ących przesłanek natury rzymskiego. Ówczesna antropopresja geologicznej do rekonstrukcji była odzwierciedleniem ekspansji antropopresji w pierwszym rz ędzie osadnictwa przeworskiego w dostarczaj ą wyniki bada ń ewolucji wydm środkowej Polsce. Obok dalszego oraz geosystemów dolinnych. W poszerzenia areału upraw nast ępowała geosystemach stokowych przejawem stabilizacja układu pól i pastwisk na działalno ści człowieka jest naruszenie stokach oraz intensywniejsza stanu naturalnej równowagi stoku, eksploatacja lasów. Zapocz ątkowano nast ępuj ące wskutek rozlu źnienia, tak Ŝe działalno ść przemysłow ą - przekształcenia lub całkowitego metalurgi ę Ŝelaza, opart ą o drewno zniszczenia szaty ro ślinnej. Zwi ązane z jako główny surowiec energetyczny. tym zmiany bilansu denudacyjnego stoku i Obok wcze śniej formuj ących si ę oŜywienie denudacji mechanicznej, koluwiów i deluwiów, w pokrywach znajduj ą odzwierciedlenie w depozycji stokowych pojawiaj ą si ę holoce ńskich pokryw stokowych. Ró Ŝnice grubofrakcyjne proluwia, w wykształceniu osadów buduj ących odpowiadaj ące pocz ątkom erozji wspomniane pokrywy, upowa Ŝniaj ą do wąwozowej, zachodz ącej na obszarach wyodrębnienia koluwiów, deluwiów, szerszych wylesie ń; proluwiów oraz bezstrukturalnych − w okresie średniowiecza, w XI i XII w diamiktonów rolnych, kształtuj ących si ę w oraz w pó źnym średniowieczu. Do okresie nowoŜytnym w efekcie rozwoju erozji w ąwozowej mógł intensywnej uprawy roli. przyczyni ć si ę przełom gospodarczy w Wyniki dotychczasowych bada ń rolnictwie, umo Ŝliwiaj ący wł ączenie wskazuj ą na długotrwały rozwój stoków w rozległych wysoczyzn do obszarów Polsce środkowej w warunkach uprawnych, a tak Ŝe udoskonalenie antropopresji. Ewolucja stoków agrotechniki na ci ęŜ szych, gliniastych przebiegała w zró Ŝnicowanym tempie, w glebach. znacznym stopniu uzale Ŝnionym od − w okresie nowo Ŝytnym, w którym kierunków i stopnia rozwoju rolnictwa indukowana antropogenicznie pradziejowego i innych przejawów denudacja mechaniczna uległa gospodarczej aktywno ści ludzi. Nasilenie zwielokrotnieniu, przyjmuj ąc posta ć denudacji mechanicznej stoków denudacji agrotechnicznej. nast ępowało w kilku okresach: Długotrwała, zmechanizowana − u schyłku epoki br ązu (V okres epoki uprawa, prowadzona w stałym br ązu, od 800 do 650 lat p.n.e.). układzie pól, doprowadziła do Doszło wówczas do lokalnego spłaszczenia stoków, cz ęś ciowego zapocz ątkowania denudacji przekształcenia wcze śniej powstałych mechanicznej na stokach dolin form terenu oraz pokrycia serii osadów rzecznych, zwi ązanego z pastersk ą deluwialnych i proluwialnych, gospodark ą ludów kultury łu Ŝyckiej; przypowierzchniowo wyst ępuj ącymi − we wczesnym i środkowym okresie warstwami diamiktonów rolnych. late ńskim epoki Ŝelaza (400 - 175 lat Okresy wpływów antropopresji na p.n.e.). Oprócz zboczy dolin ewolucj ę geosystemów stokowych rzecznych, denudacja mechaniczna potwierdzaj ą si ę w wynikach bada ń zaznaczyła si ę tak Ŝe na stokach holoce ńskiej działalno ści wydmotwórczej suchych dolin denudacyjnych. (Krajewski 1977, 1997). Rozszerzenie stref niszczenia stoków Do okresów wzgl ędnej stabilizacji było zwi ązane z poszerzaniem areałów stoków w Polsce środkowej mo Ŝna zajmowanych pod upraw ę ro ślin i zaliczy ć: pasterstwo przez grupy rolników − okres halsztacki epoki Ŝelaza (650 - kultury wschodniopomorskiej; 400 lat p.n.e.). Nast ąpił wówczas kryzys osadnictwa łu Ŝyckiego;
- 131 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
− pó źny okres late ński epoki Ŝelaza (175 − koniec pó źnego średniowiecza (od poł. lat p.n.e. - 0 lat n.e.), zwi ązany z XV w do XVI w). załamaniem si ę osadnictwa kultury Wpływ zmian klimatycznych na wschodniopomorskiej w Polsce ewolucj ę geosystemów stokowych jest środkowej; trudny do jednoznacznej oceny. − okres w ędrówki ludów (375 l n.e. - VI Niew ątpliwym zwilgotnieniom klimatu / VII w), zaznaczaj ący si ę w skali odpowiadaj ą niektóre okresy stabilizacji ponadregionalnej wyra źnym stoków. Ten fakt mo Ŝe wskazywa ć na wyludnieniem i prawdopodobn ą znaczny udział człowieka w sterowaniu regeneracj ą szaty ro ślinnej; holoce ńsk ą denudacj ą stoków.
Krajewski K., 1977, Pó źnoplejstoce ńskie i holoce ńskie procesy wydmotwórcze w pradolinie warszawsko-berli ńskiej w widłach Warty i Neru , Acta Geogr. Lodz., 39, 87 s. Krajewski K., 1997, Holoce ńskie poziomy organiczne w Nagórkach koło Grabowa Łęczyckiego , Acta Univ. Lodz., Folia Geogr. Physica, 1, s. 202-209.
NAWIGACYJNY POMIAR GPS W KARTOWANIU ANTROPOGENICZNYCH FORM RZE ŹBY TERENU NA PRZYKŁADZIE DOLINY BIAŁEJ DUNAJCOWEJ
Witold Warcholik Instytut Geografii, Akademia Pedagogiczna, Kraków
Ukształtowany w drugiej połowie pomi ędzy szybko ści ą nurtu a oporami XX wieku re Ŝim procesów aluwialnego podło Ŝa, co prowadzi do fizycznogeograficznych wymuszonych zwi ększonego odprowadzania materiału w przez antropopresj ę charakteryzuje si ę czasie podwy Ŝszonych przepływów. W zmniejszeniem efektywno ści procesów wyniku zorganizowanego lub “dzikiego” denudacyjnych na stokach, a wzmo Ŝeniem poboru kruszyw z koryta nast ąpiło jego erozji wgł ębnej w korycie Białej lokalne pogł ębienie, przyspieszona została Dunajcowej. Zasadnicz ą przyczyn ą erozja denna powy Ŝej pogł ębionych zwi ększonego tempa erozji jest odcinków rzeki d ąŜą cej do wyrównania biologiczna zabudowa stoków. Na profilu podłu Ŝnego. Najwyra źniejsze przebieg procesów erozyjno - poeksploatacyjne wkl ęsłe deformacje denudacyjnych wywieraj ą wpływ równie Ŝ wyst ępuj ą w okolicach uj ścia Mostyszy do zmiany we współczesnym gospodarowaniu Białej na powierzchni 2,6 ha, a ich w dorzeczu, regulacja koryt i eksploatacja gł ęboko ść przekracza 2,5 m. kruszyw w dnach dolin. W górskiej cz ęś ci Wa Ŝnym czynnikiem dorzecza Białej w XX wieku zmiany warunkuj ącym prawidłowy przebieg przebiegu granicy rolno-le śnej kartowania terenowego dolin rzecznych charakteryzuje prawie trzydziesto- jest szybka i precyzyjna lokalizacja procentowy wzrost udziału powierzchni obiektów punktowych, linijnych i le śnej w latach 1933 – 1989. W strukturze powierzchniowych powstałych w wyniku uŜytkowania ziemi, obok zwi ększaj ących działalno ści człowieka. Słaba aktualizacja si ę udziałów terenów le śnych, zaznacza si ę materiałów kartograficznych oraz systematyczny wzrost powierzchni ł ąk i niejednokrotnie brak w terenie pastwisk, ograniczaj ących dostaw ę charakterystycznych, stabilizowanych materiału do koryt w stosunku do gruntów punktów odniesienia utrudnia ornych o proporcjonalnie malej ących unacze śnianie obrazu terenu. Mo Ŝliwo ści odsetkach. W uregulowanych odcinkach takie posiada system lokalizacji GPS. Od 1 Białej i jej dopływów została zachwiana maja 2000 roku, po usuni ęciu celowego naturalna równowaga dynamiczna obni Ŝania dokładno ści pracy systemu (tzw.
- 132 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
Selective Availability) , mo Ŝliwe jest wykonywanie na bie Ŝą co korelacji danych uzyskanie dokładno ści lokalizacji obiektu pomiarowych z wykonanymi wcze śniej. rz ędu 10 - 20m z prawdopodobie ństwem Obok mo Ŝliwo ści lokalizowania obiektów 95%. punktowych, pomiaru długo ści i Praca przedstawia wyniki prób powierzchni poligonów zamkni ętych, zastosowania r ęcznego odbiornika GPS wa Ŝną zalet ą urz ądzenia GPS okazała si ę pracuj ącego w trybie nawigacyjnym w nawigacja na dowolny punkt w terenie. kartowaniu terenowym dotycz ącym Poszukiwany punkt był definiowany na problematyki wpływu czynnika mapie lub zdj ęciu lotniczym na ekranie antropogenicznego na współczesn ą komputera w programie Fugawi 3 lub na transformacj ę rze źby den dolinnych. mapie na ekranie odbiornika Garmin Przedmiot bada ń dotyczył pomiaru zmian 12Map przez wskazanie go kursorem lub lokalizacji i powierzchni u Ŝytków rolnych, podanie współrz ędnych. W trakcie doj ścia miejsc eksploatacji kruszyw rzecznych do punktu odbiornik wy świetlał odległo ść , oraz zabudowy hydrotechnicznej w dolinie czas potrzebny do osi ągni ęcia celu przy rzeki Białej. Przykłady zastosowania zachowaniu mierzonej aktualnie pr ędko ści precyzyjnych narz ędzi GPS wyst ępuj ą m. marszu, k ąt o jaki nale Ŝy zmieni ć kierunek in. w pracach: w hydrologii (Doktór i in. przemieszczania si ę, czas wschodu i 1996), w kartowaniu geologicznym zachodu sło ńca i inne. Istotn ą zalet ą (Małolepszy i in. 1997), w ekologii pomiaru jest wi ęc mo Ŝliwo ść (Rogowski, Leszczy ński 1998). Prace te zaplanowania przy u Ŝyciu odbiornika GPS dotycz ą jednak zastosowania sprz ętu bada ń terenowych. Prowadzenie wszelkich bardzo drogiego, wykorzystuj ącego obserwacji terenowych i pobieranie próbek technik ę pomiarów ró Ŝnicowych, z nie kolidowało z prowadzeniem rejestracji konieczno ści ą zastosowania przeno śnej danych przez jedn ą osob ę. Reasumuj ąc stacji DGPS, uzyskania płatnego dostępu mo Ŝna stwierdzi ć, Ŝe zastosowanie tej do sygnału korekcyjnego ze stałej bazy metody umo Ŝliwia znacznie szybsze i DGPS lub wykorzystania odpłatnego efektywniejsze przeprowadzenie bada ń serwisu systemu LandStar. terenowych w trudnodost ępnych obszarach Testowany zestaw pracuj ący w na stokach gór lub w górnych odcinkach systemie GPS składał si ę z odbiornika den dolinnych przy bardzo ręcznego GPS Garmin 12Map oraz zró Ŝnicowanych warunkach pogodowych. oprogramowania Fugawi umo Ŝliwiaj ącego Istotne okazały si ę mo Ŝliwo ści: precyzyjne kalibrowanie map uchwycenia szybkich zmian procesów oraz importowanych ze źródeł cyfrowych lub ich aktualizacji, współpracy z mapami i skanowanych, z mo Ŝliwo ści ą zdj ęciami lotniczymi w postaci cyfrowej, automatycznej konwersji importowanych z szybkiego dokonania dodatkowych odbiornika danych, zainstalowanego w pomiarów bez potrzeby dowi ązywania si ę komputerze stacjonarnym. W testowanym do istniej ących, archiwizacja danych w zestawie nie u Ŝyto komputera postaci cyfrowej, umo Ŝliwiaj ącej dalsz ą przeno śnego, którego wykorzystanie w obróbk ę z mo Ŝliwo ści ą szybkiego terenie umo Ŝliwia dodatkowo udost ępniania
Doktór S., Janicki T., Graniczny M., Mikołajczyk M., 1996, Mo Ŝliwo ści wykorzystania aparatury GPS do geologicznych prac badawczych , Przegl ąd Geol., vol. 44, nr 4, s. 367–374. Małolepszy Z., Perski Z., Heliasz Z., 1997, Test systemu GPS w powierzchniowym kartowaniu geologicznym , Przegl ąd Geol., vol. 45, nr 10, s. 967–973. Rogowski J.B., Leszczy ński W., 1998, GPS dla ekologa , Geodeta, nr 5, s. 34 - 35.
- 133 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
ZAGADNIENIE SYSTEMU TERAS W KOTLINIE TORU ŃSKIEJ
Paweł Weckwerth Instytut Geografi, Uniwesrytet Mikołaja Kopernika, Toru ń
Kotlina Toru ńska stanowi cz ęść Bydgoszcz ą a wsi ą Pie ń), pozwoliły na plenivistulia ńskiego systemu wzgl ędne zaw ęŜ enie ram czasowych hydrologicznego pradolin Wisły, Drw ęcy procesu wspomnianej bifurkacji. Z oraz Noteci-Warty. W tym powi ązanym z pomiarów strukturalnych osadów w sob ą genetycznie i ewolucyjnie systemie odsłoni ęcia we wsiach Pie ń i Mozgowina wykształcił si ę szereg poziomów wynika, Ŝe zmiana kierunku biegu Wisły terasowych. Ich analiza w obr ębie Kotliny na północ mogła nast ąpi ć w poziomie Toru ńskiej ma szczególne znaczenie terasy ósmej (63 – 65 m n.p.m. na S od interpretacyjne dla powi ązania dwóch Ostromecka). Odpływ ten miał charakter głównych szlaków pradolinnych: Drw ęcy inicjalny w postaci niewielkiej odnogi oraz Noteci-Warty. Nadaje to Kotlinie Wisły. Bifurkacja Wisły pod Fordonem Toru ńskiej rang ę marginalno-pradolinnego trwała prawdopodobnie do momentu węzła hydrograficznego. Wa Ŝnym wci ęcia si ę jej wód w nowo wyró Ŝniony zagadnieniem w jego rozwoju jest ni Ŝszy poziom terasy szóstej: “VI b” (50- podejmowany i wci ąŜ dyskutowany w 51 m n.p.m.). Potwierdza to analiza literaturze problem wł ączenia do Kotliny odsłoni ęć w Bydgoszczy-Fordonie, gdzie Toru ńskiej odpływu wód Wisły z południa w obr ębie wy Ŝszej terasy “VI a” oraz gwałtowna zmiana kierunku jej biegu stwierdzono odpływy wód na zachód, za ś na północ w okolicach Bydgoszczy w poziomie “VI b” na wschód w kierunku (przełom pod Fordonem). przełomu. Wcze śniejsze wyniki prac (głównie Badania terenowe oraz wykonany R. Galona, S. Kozarskiego, J. profil podłu Ŝny teras pradolinnych Kotliny Szupryczy ńskiego, W. Niewiarowskiego, Toru ńskiej (wzdłu Ŝ jej osi W-E, z E. Wi śniewskiego), dotycz ące analizy uwzgl ędnieniem sandrów i erozyjnych rozwoju systemu teras w Kotlinie pozimów odpływu wód roztopowych Toru ńskiej, w świetle przeprowadzonych otoczenia Kotliny Toru ńskiej, jak równie Ŝ przez autora bada ń, wykazuj ą potrzeb ę zawieszonych dolin denudacyjnych na jej pewnych uzupełnie ń. Badania zboczach) pozwalaj ą na pewne przeprowadzone w rejonie Aleksandrowa uzupełnienie dotychczas przyjmowanego Kujawskiego i Raci ąŜ ka (na W od systemu teras Kotliny Toru ńskiej Ciechocinaka) wykazały istnienie pomi ędzy Toruniem a Nakłem nad Noteci ą przepływu wód w piaszczysto-Ŝwirowym (Galon 1968). Został on uzupełniony o poziomie 72 – 73 m n.p.m. Przebiegał on z wy Ŝszy od terasy jedenastej poziom SE na NW w okolicach Aleksandrowa odpływu wód roztopowych, zwi ązany Kujawskiego oraz z południa wzdłu Ŝ najprawdopodobniej z subfaz ą kraje ńsko- doliny T ąŜ yny (Weckwerth 2000). Jego wąbrzesk ą (okolice Chrośny 81-82 m wysoko ść nawi ązuje do terasy dziewi ątej n.p.m., Łabiszyna 80-81 m n.p.m.). w Kotlinie Toru ńskiej (wg nomenklatury Ponadto zaproponowano nieco inne R. Galona 1968). powi ązanie hipsometryczne fragmentów Z ewolucj ą systemu terasowego teras w ich profilu podłu Ŝnym pomi ędzy Kotliny Toru ńskiej bezpo średnio zwi ązany Toruniem a Nakłem nad Noteci ą. jest rozwój przełomowego odcinka doliny Wynikiem tego powi ązania s ą podobne Wisły pod Fordonem. Według R. Galona wartości spadków teras XI-X (0,08-0,09 istniał tu bifurkacyjny odpływ wód ju Ŝ w promila), do których nawi ązuje poziomie terasy dziewi ątej, co zostało wspomniany wy Ŝej nowo wyró Ŝniony zakwestionowane przez E. Wi śniewskiego poziom odpływu wód roztopowych w (1993). Badania geomorfologiczne tego Kotlinie Toru ńskiej. Zatem powy Ŝsze trzy obszaru (pomi ędzy Ostromeckiem, terasy powstały zapewne w wyniku
- 134 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 marginalnych przepływów wód wł ączeniem si ę do odpływu marginalnego roztopowych, a nie pradolinnych. płyn ących z południa wód Wisły. Ni Ŝsze terasy (pradolinne), Dokonało si ę to najprawdopodobniej w pocz ąwszy od dziewi ątej do szóstej, poziomie terasy dziewi ątej i spowodowało posiadaj ą spadki równie Ŝ o zbie Ŝnych wydłu Ŝenie profilu podłu Ŝnego warto ściach (ok. 0,03 promila), lecz utworzonego w ten sposób odpływu mniejsze od spadków teras wy Ŝszych od pradolinnego. terasy IX. Mo Ŝe by ć to spowodowane
Galon R., 1968, Nowe fakty i zagadnienia dotycz ące genezy pradoliny Noteci-Warty i dolin z ni ą zwi ązanych , Przegl ąd Geograficzny, t. XL, z. 4, s. 791-810. Weckwerth P., 2000, Geneza wy Ŝszych poziomów terenowych w południowo-wschodniej cz ęś ci Kotliny Toru ńskiej na zachód od Aleksandrowa Kujawskiego Stanowisko 3 – Aleksandrów Kujawski (gm. Aleksandrów Kujawski) , [w:] Dawne i współczesne procesy morfogenetyczne środkowej cz ęś ci Polski Północnej, V Zjazd Geomorfologów Polskich, Przewodnik wycieczek terenowych, s. 232-240. Wi śniewski E., 1993, Morfogeneza doliny dolnej Wisły , [w:] Z. Churski (red.), Uwarunkowania przyrodnicze i społeczno-ekonomiczne zagospodarowania dolnej Wisły, s. 35-50.
TYPY GENETYCZNE ZAGŁ ĘBIE Ń WYTOPISKOWYCH I ICH ZNACZENIE MORFOGENETYCZNE DLA KOTLINY TORU ŃSKIEJ .
Paweł Weckhert Instytut Geografii, Uniwersytet Mikołaja Kopernika, Toru ń
Dominuj ącą powierzchni ę Kotliny wyst ępuj ące na zapleczu moren czołowych Toru ńskiej zajmuj ą wy Ŝsze poziomy teras subfazy kujawskiej. Od południa pradolinnych, zwłaszcza terasy dziewi ątej. bezpo średnio s ąsiaduj ą one z obni Ŝonym Ich cech ą charakterystyczn ą s ą liczne poziomem moreny dennej, za ś od zachodu zagł ębienia wytopiskowe, których analiza wyst ępuj ą w przedłu Ŝeniu depresji morfogenetyczna mo Ŝe by ć pomocna w ko ńcowej okolic Łabiszyna i Nowego badaniach nad ewolucj ą Kotliny Dąbia. Lokalizacja tych obni Ŝeń oraz ich Toru ńskiej w górnym plenivistulianie. cechy morfograficzne i morfometryczne W obr ębie wy Ŝszych teras Kotliny wskazuj ą na mo Ŝliwo ść istnienia w Toru ńskiej wyró Ŝniono dwa główne typy południowej cz ęś ci Kotliny Toru ńskiej (na obni Ŝeń wytopiskowych. Ich podział został W od Nowej Wsi Wielkiej) obni Ŝenia o oparty o charakterystyk ę morfometryczn ą i charakterze depresji ko ńcowej, któr ą po morfogenetyczn ą, uwzgl ędniaj ącą osady zaniku l ądolodu wypełniał martwy lód. wypełniające obni Ŝenia jak i budow ę Pó źniej został on w wyniku działalno ści geologiczn ą ich otoczenia. Na tej wód roztopowych pokryty utworami podstawie wydzielono zagł ębienia piaszczysto-Ŝwirowymi. wytopiskowe nieukierunkowane (1) oraz Nieukierunkowane wytopiska o ukierunkowane (2). gł ęboko ści 3 - 3.5 m wyst ępuj ą równie Ŝ w Do pierwszej grupy obni Ŝeń po obr ębie fragmentu terasy XI niedaleko martwym lodzie (np. poło Ŝonych na Trzci ńca pod Bydgoszcz ą. Formy te, o zachód od Nowej Wsi Wielkiej) nale Ŝą mniejszych rozmiarach nie s ą jednak płytkie, owalne formy o znacznej wypełnione osadami organicznymi. powierzchni (ok. 0.55 – 1.17 km 2), Natomiast ukierunkowane obni Ŝenia wypełnione osadami organicznymi (torf, wytopiskowe (2) charakteryzuj ą si ę gytia) o mi ąŜ szo ści do ok. 7.5 m i dwojak ą orientacją, a mianowicie wschód
- 135 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
– zachód (a) oraz północ – południe (b), z lądolodu w czasie jego recesji od subfazy niewielkimi odchyleniami od tych kujawskiej. kierunków. Cz ęść wytopisk o kierunku W obr ębie rozpatrywanego obszaru wschód – zachód (a), gł ębokich do 17 m, wyst ępuj ą liczne wytopiska o przebiegu nie ma wypełnienia organicznego i północ – południe (b), których ci ąg towarzyszy gliniastym wałom i pagórkom spotka ć mo Ŝna w okolicach Łabiszyna, morenowym pomi ędzy Aleksandrowem Chmielnik (z Jeziorem Jezuickim) oraz Kujawskim a Suchatówk ą (Weckwerth Liszkowic i Glinna Wielkiego (ostatnie z 2000), natomiast inne wypełnione s ą nich przecinaj ą pod k ątem ok. 90° osadami organicznymi o mi ąŜ szo ści 4 – 5 poprzednio opisane obni Ŝenia pomi ędzy m i wyst ępuj ą na erozyjnych b ądź Gniewkowem a Star ą Wsi ą). erozyjno-akumulacyjnych terasach Kotliny Wyj ątkowe dla Kotliny Toru ńskiej Toru ńskiej (rejony Gniewkowo - Stara są południkowo przebiegaj ące rynny Wie ś, Białe Błota – Tur) oraz w obr ębie subglacjalne o wyra źnych kraw ędziach i “k ępy” wysoczyzny morenowej w zboczach o wysoko ści 7 – 10 m w rejonie okolicach Chro śny. Do równole Ŝnikowego Białych Błot oraz miejscowo ści Tur. ukierunkowania morfologicznego na Ujawniły si ę one w powierzchni po zachód od Aleksandrowa Kujawskiego wytopieniu si ę konserwuj ącego je lodu (ukierunkowany ci ąg zagł ębie ń spod osadów terasowych Kotliny wytopiskowych oraz s ąsiaduj ące z nimi Toru ńskiej. pagórki i wały) nawi ązuje równie Ŝ znaczne Trudno ści w rekonstrukcji ewolucji zró Ŝnicowanie budowy geologicznej tego Kotliny Toru ńskiej w czasie pomi ędzy obszaru (gliny ablacyjne, piaski i Ŝwiry subfaz ą kujawsk ą a subfaz ą kraje ńsko- sto Ŝków marginalnych). Zachodni ą wąbrzesk ą spowodowane s ą pó źniejsz ą kontynuacj ą tej strefy jest ci ąg działalno ści ą wód płyn ących pradolin ą ukierunkowanych obni Ŝeń wytopiskowych Drw ęcy - Noteci - Warty. Doprowadziły w rejonie Gniewkowa i Starej Wsi oraz one do zniszczenia wi ększo ści wcze śniej Białych Błot i Tura. W otoczeniu powstałych form akumulacji glacjalnej i wyst ępuj ących w obrębie erozyjnych teras glacjofluwialnej, ale i przykryły osadami Kotliny Toru ńskiej wytopisk zalegaj ą piaszczysto-Ŝwirowymi martwe lody ró Ŝnorodne osady - piski i Ŝwiry, gliny konserwuj ące ró Ŝne genetycznie obni Ŝenia. zwałowe i ablacyjne oraz mułki i iły. Stanowi ą one obecnie nieliczne dowody Zachowane wydłu Ŝone zagł ębienia etapowej deglacjacji Kotliny Toru ńskiej wytopiskowe o równole Ŝnikowym oraz istnienia drena Ŝu subglacjalnego wód przebiegu świadcz ą prawdopodobnie o roztopowych. Ich marginalny i przebiegu w południowej i centralnej proglacjalny odpływ implikował zapewne cz ęś ci Kotliny Toru ńskiej strefy brze Ŝnej tendencje rozwojowe i zarysy południowej i centralnej cz ęś ci Kotliny Toru ńskiej.
Weckwerth P., 2000, Geneza wy Ŝszych poziomów terenowych w południowo-wschodniej cz ęś ci Kotliny Toru ńskiej na zachód od Aleksandrowa Kujawskiego Stanowisko 3 – Aleksandrów Kujawski (gm. Aleksandrów Kujawski) , [w:] Dawne i współczesne procesy morfogenetyczne środkowej cz ęś ci Polski Północnej, V Zjazd Geomorfologów Polskich, Przewodnik wycieczek terenowych, s. 232-240.
- 136 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
ANALIZA FACJALNA WYPEŁNIE Ń STARORZECZY W BADANIACH EWOLUCJI DOLIN RZECZNYCH NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH DOPŁYWÓW GÓRNEJ ODRY
Krzysztof J. Wójcicki Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sosnowiec
Obszar bada ń. Badaniami obj ęto biogenicznej i chemicznej (jak torfy czy poło Ŝone w obr ębie Kotliny Raciborskiej osady w ęglanowe). dolne odcinki dolin Rudy, Kłodnicy i W celu zbadania, nast ępstwa osadów Osobłogi. Wymienione dopływy górnej w profilach pionowych wypełnie ń Odry odwadniaj ą tu obszary zbudowane z starorzeczy zastosowano analiz ę lu źnych osadów czwartorz ędowych. S ą to: ła ńcuchów Markowa (Gradzi ński i in. piaszczysto-gliniaste, piaszczyste i pyłowe 1986). Analizie statystycznej poddano pi ęć utwory glacjalne, fluwioglacjalne i facji, za punkt wyj ścia przyjmuj ąc facj ę eoliczne Płaskowy Ŝu Rybnickiego, osadów korytowych [ch] . Z uwagi na Płaskowy Ŝu Głubczyckiego, Wysoczyzn niewielkie znaczenie utworów Przywy Ŝynnych i Niecki Kozielskiej. dostarczanych drog ą eoliczn ą w analizie Metodyka badawcza . Analiza pomini ęto natomiast facj ę [e] . Analiza facjalna obj ęła sekwencje osadów przeprowadzona dla całej populacji wypełniających starorzecza, traktowane wskazuje na brak lub bardzo słabe zwi ązki tutaj jako naturalne zbiorniki pomi ędzy rozpatrywanymi facjami. sedymentacyjne w obr ębie równiny Wynika z niego, Ŝe proces wypełniania aluwialnej. Rozpatruj ąc parametry starorzeczy nie przebiega według geometrii hydraulicznej ró Ŝnowiekowych okre ślonego mechanizmu, a zró Ŝnicowanie starorzeczy i ich poło Ŝenie wzgl ędem facjalne sekwencji osadów odzwierciedla aktywnego koryta rzeki wydzielono dwie warunki środowiskowe na równinie generacje form: zalewowej. - starorzecza starszej generacji Wyniki. Analiza nast ępstwa facja- (pó źnovistulia ńskie i wczesnoholoce ńskie) lnego przeprowadzona dla sekwencji – powstałe w wyniku odci ęcia szerokich i osadów wypełniaj ących ró Ŝnowiekowe stosunkowo płytkich (w/d=22,7-12,1), starorzecza wykazała Ŝe: wielkopromiennych koryt meandrowych - w starorzeczach starszej generacji
(R m=4,9÷1,4 r m [gdzie Rm- promie ń bardziej prawdopodobne jest przej ście od krzywizny paleomeandrów, r m - średni utworów korytowych [ch] do facji [acf] , promie ń krzywizny współczesnych meandrów rzadziej do facji [ob] . Dominacja facji ]), połoŜonych w dystalnej cz ęś ci równiny [acf] wskazuje na ograniczon ą rol ę zalewowej. dostawy składników alochtonicznych, a - starorzecza młodszej generacji po średnio na ograniczon ą rol ę denudacji (neoholoce ńskie - odci ęte przewa Ŝnie w mechanicznej. W rozpatrywanych ostatnim tysi ącleciu) – w ąskie i zlewniach sytuacja taka miała miejsce a Ŝ stosunkowo gł ębokie (w/d=8,6-5,0) koryta po okres gwałtownych zmian bilansu meandrowe (R m=1,2÷0,5 r m ), poło Ŝone w denudacyjnego spowodowanych działa- przykorytowej cz ęś ci równiny zalewowej. lno ści ą człowieka w ostatnich kilkunastu Zgodnie z przyj ętymi modelami stuleciach. facjalnymi opracowanymi dla osadów - wzrost antropopresji w stropowych dolinnych (por. Alexandrowicz i in. 1981) partiach wypełnie ń starorzeczy starszej przyj ęto, Ŝe starorzecza mog ą by ć generacji z doliny Kłodnicy i Osobłogi, zapełniane utworami facji: pozakorytowej zapisany został przej ściem od facji [acf] do [ob] , stokowej [s] , sto Ŝków napływowych facji osadów stokowych [s] . Przej ścia bocznych dopływów [tf] , eolicznej [e] , takiego nie stwierdzono w dolinie Rudy, oraz facji wypełnienia starorzeczy i co wskazuje, Ŝe obj ęta badaniami, dolna basenów popowodziowych [acf] . Do tej cz ęść tej zlewni nie była intensywnie ostatniej zaliczono wył ącznie wykorzystywana rolniczo. autochtoniczne utwory sedentacji
- 137 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
- w starorzeczach młodszej generacji Rybnickiego w górnej cz ęś ci zlewni we wszystkich badanych dolinach (Klimek 1996). zdecydowanie uprzywilejowane jest - nast ępstwo facjalne osadów wypeł- przej ście od osadów korytowych [ch] do niaj ących starorzecza jest w du Ŝej mierze facji pozakorytowej [ob] . Wi ąŜ e si ę to uwarunkowane przez czynniki lokalne. zapewne z dwoma zaistniałymi w Taki charakter ma pojawienie si ę w profilu neoholocenie przyczynami: ograniczeniem osadów utworów facji [tf] . Dystalne strefy bocznej migracji koryt i wzrostem poło Ŝenie starorzeczy starszej generacji dostawy zawiesiny na skutek spowodowało ponadto, Ŝe znalazły si ę one uwarunkowanej antropogenicznie erozji poza stref ą oddziaływania intensywnej, gleb. W dolinie Rudy dostawa taka miała neoholoce ńskiej sedymentacji poza- miejsce na skutek rolniczego korytowej. zagospodarowania gleb Płaskowy Ŝu
Alexandrowicz S.W., Klimek K., Kowalkowski A., Mamakowa K., Niedziałkowska E., Pazdur M., Starkel L., 1981, The evolution of the Wisłoka valley near D ębica during the Late Glacial and Holocene, Folia Quaternaria, 53, s.3-91. Gradzi ński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R., 1986, Facje, [w:] Zarys sedymentologii. Wyd. Geologiczne, Warszawa, 379-391. Klimek K., 1996, Aluwia Rudy jako wska źnik 1000-letniej degradacji Płaskowy Ŝu Rybnickiego, [w:] Kostrzewski A. (red.) Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorz ędowych, tom II. Wyd. UAM, Pozna ń, s.155-166.
WSPÓŁCZESNE WCINANIE SI Ę RZEK KARPACKICH JAKO PRZEJAW ZABURZENIA RÓWNOWAGI POMI ĘDZY ICH ZDOLNO ŚCI Ą TRANSPORTOW Ą A ZASILANIEM RUMOWISKIEM
Bartłomiej Wy Ŝga 1, Jan Lach 2 1Instytut Ochrony Przyrody PAN, Kraków 2Instytut Geografii, Akademia Pedagogiczna, Kraków
Karpackie dopływy Wisły pozakorytowych w obszarach zalewowych cechowała w XX wieku tendencja do rzek karpackich (Wy Ŝga 2001b). wcinania si ę. Proces ten, pocz ątkowo Przebieg i przyczyny współcze- widoczny w ich przedgórskich i pogórskich snego wcinania si ę rzek karpackich odcinkach, w drugiej połowie stulecia przedstawiono na przykładzie środkowej zaznaczył si ę tak Ŝe w górnym biegu Raby i górnej Wisłoki. Porównanie niektórych karpackich dopływów Wisły i w geometrii koryta oraz osadów korytowych ich beskidzkich dopływach. Na podstawie Raby z drugiej połowy XIX w. i z połowy zmian minimalnych rocznych stanów wody XX w. wyra źnie wskazuje na zmniejszenie w posterunkach wodowskazowych mo Ŝna si ę dostawy i transportu rumowiska w rzece stwierdzi ć, i Ŝ w przedgórskich i pogórskich oraz na bardziej równomierny przebieg odcinkach rzeki karpackie wci ęły si ę w XX wezbra ń w XX wieku (Wy Ŝga 2001a). W w. o 1,3-3,8 m, przy czym w wielu XIX w. Raba płyn ęła prostym lub przekrojach tempo pogł ębiania si ę koryt roztokowym korytem. Było ono szerokie i było wyra źnie wi ększe w drugiej połowie płytkie. W korycie rzeki deponowane były stulecia (Wy Ŝga 2001a). To pogł ębianie wówczas bardzo źle wysortowane Ŝwiry o wywołało szereg zjawisk niekorzystnych dla normalnym i lu źnym upakowaniu, w środowiska przyrodniczego i gospodarki których obr ębie brak poziomów bruków człowieka (Wy Ŝga 1991), przede wszystkim korytowych. W ci ągu pierwszej połowy XX ograniczenie mo Ŝliwości retencji wód w. wielonurtowe koryto Raby uległo wezbraniowych i akumulacji osadów przekształceniu w koryto jednonurtowe o
- 138 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 tendencji do meandrowania. Na łachach gruntów zaprzestano u Ŝytkowania wielu meandrowych kr ętej rzeki z połowy XX w. dróg polnych, które zarosły traw ą lub deponowane były Ŝwiry normalnie krzewami i przestały funkcjonowa ć jako upakowane, wypełnione ciasno upakowane szlaki szybkiego odprowadzania wody i Ŝwiry i Ŝwiry niewypełnione. Cechuje je zwietrzeliny ze stoków. Te zmiany lepsze wysortowanie od osadów XIX- gospodarowania ograniczyły intensywno ść wiecznych oraz obecno ść poziomów procesów stokowych w zlewni i dostaw ę bruków korytowych. Na antropogeniczne rumowiska do koryt rzecznych. Zmiany przyczyny zmniejszenia dostawy rumowiska uŜytkowania gruntów ograniczyły zło Ŝyły si ę: stopniowe zaniechanie orki spłukiwanie gleby, a zaprzestanie zgodnie z nachyleniem stoków i terasowanie uŜytkowania dróg polnych umo Ŝliwiło stoków, zaniechanie wypasu w lasach, zahamowanie erozji linijnej na stokach wznoszenie zapór przeciwrumowiskowych (Lach, Wy Ŝga 2002). na potokach górskich i obudowa ich Mog ąc swobodnie kształtowa ć swój brzegów. Zarazem, przebieg opadów musiał bieg rzeki dostosowuj ą si ę do by ć bardziej wyrównany ni Ŝ w XIX w., zmniejszonego zasilania rumowiskiem przyczyniaj ąc si ę do bardziej poprzez wzrost kr ęto ści i zmniejszenie równomiernego odpływu wezbraniowego. spadku, powoduj ące zmniejszenie si ę ich W jeszcze wi ększym stopniu zdolno ści transportowej. Realizacj ę takiej zmalała dostawa rumowiska do koryta tendencji ewolucyjnej rzek uniemo Ŝliwiły górnej Wisłoki. Wysiedlenie ludno ści jednak prace regulacyjne, które łemkowskiej z Beskidu Niskiego w latach spowodowały wyprostowanie i znaczne 1944-1947 spowodowało tu około zw ęŜ enie koryta Raby oraz stabilizacj ę czterokrotny spadek g ęsto ści zaludnienia i biegu koryta górnej Wisłoki. Doprowadziło całkowite wyludnienie niektórych wsi. W to do zaburzenia równowagi pomi ędzy wyniku zmniejszenia si ę lub zaniku zdolno ści ą transportow ą rzek a ich aktywno ści rolniczej lesisto ść górskiej zasilaniem rumowiskiem, a w rezultacie do cz ęś ci zlewni Wisłoki wzrosła do 1995 r. drastycznego zaburzenia ich pionowej niemal trzykrotnie, a granica rolno-le śna stabilno ści i gwałtownego pogł ębiania si ę obni Ŝyła si ę przeci ętnie o 150 m. (Lach koryt. 1999). Wraz ze zmian ą u Ŝytkowania
Lach J., 1999, Współczesne tempo erozji wgł ębnej w dorzeczu górnej Wisłoki, [w:] W. Chełmicki , J. Pociask-Karteczka (red.), Interdyscyplinarno ść w badaniach dorzecza, Kraków, s. 219-229. Lach J., Wy Ŝga B., 2002, Channel incision and flow increase of the upper Wisłoka River, southern Poland, subsequent to the reafforestation of its catchment ,Earth Surf. Proc. Landforms, 27, s. Wy Ŝga B., 1991, Present-day downcutting of the Raba River channel (Western Carpathians, Poland) and its environmental effects , Catena, 18, s. 551-566. Wy Ŝga B., 2001a, A geomorphologist's criticism of the engineering approach to channelization of gravel-bed rivers: case study of the Raba River , Polish Carpathians, Environ. Management, 28, s. 341-35 8. Wy Ŝga B., 2001b, Impact of the channelization-induced incision of the Skawa and Wisłoka Rivers, southern Poland, on the conditions of overbank deposition , Regul. Rivers: Research and Management, 17, s. 85-100.
- 139 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
ROZWÓJ RZE ŹBY LITORALNEJ NW CZ ĘŚ CI ZIEMI WEDELA JARLSBERGA (S PITSBERGEN ) W VISTULIANIE I HOLOCENIE
Piotr Zagórski Zakład Geomorfologii, Instytut Nauk o Ziemi Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej, Lublin
Rze źba strefy nadmorskiej NW zwi ązanych z cyklami glacjalno- cz ęś ci Ziemi Wedela Jarlsberga interglacjalnymi s ą podniesione terasy (Spitsbergen) została ukształtowana w morskie. Bardzo cz ęsto tworz ą one vistulianie i holocenie przez procesy systemy stopni, na których wyst ępuj ą litoralne, glacjalne i fluwioglacjalne. W charakterystyczne wały burzowe wyzna- opracowaniu morfogenezy strefy wybrze Ŝy czaj ące dawn ą stref ą brzegow ą oraz wykorzystano numeryczny model terenu zwi ązane z abrazj ą martwe klify morskie i uzyskany ze zdj ęć lotniczych oraz szkiery. Okre ślaj ąc współczesne ich komputerowe opracowanie danych z wysoko ści trudno jest rozgraniczy ć rol ę zastosowaniem oprogramowania GIS. eustazji i izostazji. Efektem po średnim wynikaj ącym z W rejonie południowego tzw. cykli glacjalno-interglacjalnych s ą obramowania Bellsundu podniesione długookresowe zmiany poziomu morza, terasy morskie tworz ą system platform które mo Ŝna podzieli ć na eustatyczne i abrazyjno-akumulacyjnych i teras izostatyczne. Istotn ą rol ę w rozwoju rze źby akumulacyjnych, wykazuj ących zró Ŝnico- wybrze Ŝy Spitsbergenu w pó źnym wanie wysokościowe i geologiczne. Wiek plejstocenie odegrały awanse lodowców wysokich obecnie poziomów abrazyjnych oraz rozprzestrzenienie lodów (powy Ŝej 40 m n.p.m.) NW cz ęś ci Ziemi pokrywowych Morza Barentsa. Wedela Jarlsberga jest trudny do Wahania eustatyczne były wywołane okre ślenia ze wzgl ędu na brak lub zmianami obj ęto ści masy wody w szcz ątkowe wyst ępowanie na ich oceanach lub tektonicznymi powierzchni osadów morskich. Ich przekształceniami basenu oceanicznego. W powierzchnie wykazuj ą równie Ŝ ślady pó źnym plejstocenie eustatyczne zmiany wyra źnego przemodelowania przez poziomu morza maj ące charakter lodowce vistulia ńskie i holoce ńskie ogólno światowy były przede wszystkim procesy peryglacjalne. Ni Ŝsze terasy, konsekwencj ą narastania i topnienia czasz głównie akumulacyjne, zbudowane s ą z lodowych i lodów pokrywowych. osadów zró Ŝnicowanych pod wzgl ędem Zmiany izostatyczne, które miały genetycznym i stratygraficznym. Terasa bardziej lokalne znaczenie wi ązały si ę z 30-50 m wskazuje jednoznacznie na ruchami l ądu wzgl ędem stałego poziomu wieloetapowy rozwoju równin morza. Du Ŝe wahania skorupy ziemskiej nadmorskich w pó źnym plejstocenie, w były przede wszystkim reakcj ą na którym wa Ŝną rol ę odgrywały zalewy rozrastaj ące si ę i nast ępnie ulegaj ące morskie przeplataj ące si ę z awansami zanikowi czasze l ądolodów i lodowce. lodowców. Lodowce silnie Masa lodowa mogła zatem spowodowa ć przemodelowywały i przekształcały nało Ŝenie si ę ruchów izostatycznych i istniej ący układ wybrze Ŝa poprzez eustatycznych. Charakterystyczn ą cech ą egzaracj ę oraz akumulacj ę osadów. tych ruchów było ich regionalne Obecny obraz rze źby NW cz ęś ci Ziemi zró Ŝnicowanie. Wynikało ono z lokalnych Wedela Jarlsberga ukształtował si ę w uwarunkowa ń geologicznych i głównej mierze w schyłkowej cz ęś ci tektonicznych oraz glaciizostatycznych, vistulianu, kiedy to nast ąpiły intensywne wywołanych niejednakowym obci ąŜeniem ruchy podnosz ące wywołane impulsem lodowcowym. izostatycznym zwi ązanym z recesj ą Bezpo średnim efektem morfolo- lodowców, na które nało Ŝyły si ę globalne gicznym zmian poziomu morza zmiany eustatyczne. Relatywna krzywa
- 140 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 zmian poziomu morza dla obszaru NW W przedstawionym modelu rozwoju cz ęś ci Ziemi Wedela Jarlsberga rze źby litoralnej NW cz ęś ci Ziemi Wedela charakteryzuj ąca si ę w pó źnym vistulianie Jarlsberga uwzgl ędniono nakładaj ące si ę du Ŝą amplitud ą wzrostu w okresie na siebie ruchów eustatycznych i holocenu nie wykazywała ju Ŝ tak izostatycznych wraz z awansami znacznych waha ń. Niewielkie zmiany lodowców. Zró Ŝnicowane wysoko ści i poziomu morza zwi ązane prawdopodobnie budowa geologiczna systemu podnie- z glaciizostazj ą wyst ąpiły w okresie Małej sionych teras morskich wynika z lokalnych Epoki Lodowej i zaznaczyły si ę uwarunkowa ń geologicznych i tektoni- intensyfikacj ą procesów abrazyjnych. cznych oraz nierównomiernego Świadcz ą o tym dane archeologiczne z rozprzestrzenienia lodowców, któremu w licznych stanowisk wyst ępuj ących w okresach recesji towarzyszyły zmienne w rejonie fiordu Recherche. Umo Ŝliwiaj ą one czasie i nasileniu procesy abrazji i ocen ę dynamiki rozwoju strefy brzegowej akumulacji morskiej. w czasach historycznych i obecnie. Praca wykonana w ramach grantu KBN 6 P04E 043 19 .
UWARUNKOWANIA DEPOZYCJI GRUBEGO RUMOSZU DRZEWNEGO W SZEROKIEJ RZECE GÓRSKIEJ NA PRZYKŁADZIE CZARNEGO DUNAJCA
Joanna Zawiejska 1, Bartłomiej Wy Ŝga 2 1Uniwersytet Jagiello ński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Kraków 2Instytut Ochrony Przyrody PAN, Kraków
Wiadomo, Ŝe nagromadzenia wi ększej od 10 lat - spowodowały dostaw ę grubego rumoszu drzewnego ( ang. large do koryta rzeki i zdeponowanie w nim woody debris) w korytach rzek wywieraj ą du Ŝych ilo ści drewna. Po lipcowym korzystny wpływ na funkcjonowanie eko- i wezbraniu w kilkunastokilometrowym geosystemów rzecznych. Mi ędzy innymi, odcinku rzeki pomi ędzy Chochołowem a ułatwiaj ą one rozpraszanie energii wód Długopolem przeprowadzono badania wezbraniowych, przyczyniaj ąc si ę do zmierzaj ące do ustalenia warunków spowolnienia przemieszczania materiału sprzyjaj ących depozycji grubego rumoszu dennego i zapobiegaj ąc nadmiernemu drzewnego. W odcinku tym szeroko ść pogł ębianiu si ę koryt. Ogromna wi ększo ść koryta i geomorfologiczny styl rzeki s ą bada ń nad depozycj ą drewna w systemach bardzo zró Ŝnicowane, a przenoszenie wód rzecznych dotyczyła rzek w ąskich, o wezbraniowych i, w konsekwencji, szeroko ści koryta nie przekraczaj ącej 20 depozycja rumoszu drzewnego zachodziły m. Natomiast szczegółowe badania w obr ębie koryta. Dla 89 segmentów rzeki dotycz ące warunków depozycji oraz ilo ści okre ślono mas ę zdeponowanego drewna, grubego rumoszu drzewnego posługuj ąc si ę metod ą opracowan ą przez gromadzonego w szerokich rzekach Théveneta i in. (1998), a tak Ŝe pomierzono górskich przeprowadzono dotychczas szeroko ść i spadek koryta oraz długo ść jedynie w trzech rzekach alpejskich podcinanych brzegów. Nast ępnie ustalono (Thévenet i in. 1998, Piégay i in. 1999, statystyczn ą zale Ŝno ść pomi ędzy Gurnell i in. 2000). jednostkow ą moc ą strumienia w czasie Wezbrania, które miały miejsce w kulminacji wezbra ń (okre ślaj ącą zdolno ść czerwcu i lipcu 2001 r. na Czarnym transportow ą rzeki) i długo ści ą Dunajcu - o jednakowym przepływie podcinanych brzegów (jako miarą lokalnej kulminacyjnym w posterunku wodo- dostawy drzew do koryta), a mas ą drewna wskazowym Koniówka i powtarzalno ści
- 141 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 zdeponowanego w poszczególnych wanego w poszczególnych segmentach segmentach rzeki. rzeki, gdzie kilkakrotnemu zmniejszeniu Okazało si ę, Ŝe najwi ększe ilo ści si ę jednostkowej mocy strumienia rumoszu drzewnego wyst ępuj ą w towarzyszy wzrost ilo ści zgromadzonego szerokich, wielonurtowych segmentach rumoszu drzewnego o dwa rz ędy rzeki. Ładunki drewna w tych segmentach wielko ści. Zró Ŝnicowanie ładunków wynosz ą co najmniej kilkana ście ton, drewna zdeponowanego w poszczególnych maksymalnie dochodz ąc do czterdziestu segmentach rzeki jest lepiej wytłuma- kilku ton. Niewielka zdolno ść czone, gdy powy Ŝsz ą zale Ŝno ść zast ąpi si ę transportowa rzeki sprzyja deponowaniu tu zale Ŝno ści ą wi ąŜą cą mas ę zgromadzonego drewna przynoszonego z wy Ŝszych drewna zarówno z jednostkow ą moc ą odcinków, a znaczna długo ść podcinanych strumienia, jak i długo ści ą podcinanych brzegów rzeki oraz brzegów zalesionych brzegów w danym i bezpo średnio kęp warunkuje du Ŝą lokaln ą dostaw ę wy Ŝszym segmencie rzeki. drzew do koryta. Natomiast bardzo małe Wskazano tak Ŝe sytuacje, w których ilo ści drewna s ą deponowane w w ąskich, mo Ŝe dochodzi ć do gromadzenia si ę jednonurtowych segmentach rzeki o szczególnie du Ŝych ilo ści grubego uregulowanym lub skalnym korycie. Du Ŝa rumoszu drzewnego na niewielkiej zdolno ść transportowa rzeki nie sprzyja powierzchni koryta. Obejmuj ą one: zwały zatrzymywaniu tu drewna przynoszonego z formowane na czole k ęp drzew; liniowe wy Ŝszych odcinków. Jednocze śnie, mała nagromadzenia drewna formowane na kr ęto ść koryta zapobiega kierowaniu nurtu brzegu k ęp w miejscu, gdzie wody w stron ę brzegów, czego efektem jest mała wezbraniowe spływały w dół rzeki poprzez długo ść podcinanych brzegów i niewielka kępę; miejsca nasilonej erozji brzegów lokalna dostawa drzew do koryta nawet koryta przelewowego, ścinaj ącego zakole tam, gdzie brzegi rzeki nie s ą chronione głównego koryta i mającego du Ŝy spadek; budowlami regulacyjnymi czy miejsca depozycji starych, du Ŝych drzew, wychodniami skalnymi. Odzwiercie- porastaj ących kilkudziesi ęcioletnie fra- dleniem opisanych sytuacji jest nieliniowa gmenty równiny aluwialnej; oraz szczyty zale Ŝno ść pomi ędzy jednostkow ą moc ą łach meandrowych na zakolach strumienia a mas ą drewna zdepono- jednonurtowego koryta.
Gurnell A.M., Petts G.E., Hannah D.M., Smith B.P.G., Edwards P.J., Kollmann J., Ward J.V., Tockner K., 2000, Wood storage within the active zone of a large European gravel-bed river , Geomorphology, 34, s. 55-72. Piégay H., Thévenet A., Citterio A., 1999, Input, storage and distribution of large woody debris along a mountain river continuum, the Drome River, France , Catena, 35, s. 19- 39. Thévenet A., Citterio A, Piégay H., 1998, A new methodology for the assessment of large woody debris accumulations on highly modified rivers (example of two French piedmont rivers) , Regul. Rivers: Research and Management, 14, s. 467-483.
- 142 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
137 MOśLIWO ŚCI I OGRANICZENIA WYKORZYSTANIA CS W BADANIACH PROCESÓW DENUDACYJNYCH W POLSCE POŁUDNIOWO -WSCHODNIEJ
Wojciech Zgłobicki Zakład Geologii, Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej, Lublin
Sztuczny radioizotop 137 Cs jest tym w zgodzie z wynikami publikowanych szeroko stosowany w badaniach wcze śniej prac. geomorfologicznych pocz ąwszy od lat 60. W trakcie realizacji bada ń XX wieku (bibliografia prac dotycz ących natrafiono na szereg ogranicze ń i utrudnie ń tego zagadnienia liczy obecnie ju Ŝ kilka wynikaj ących z du Ŝego lecz trudnego do tysi ęcy publikacji). Cez-137 pełni rol ę precyzyjnego oszacowania udziału cezu- znacznika w badaniach procesów 137 z Czarnobyla. Cz ęść z nich była ju Ŝ prowadz ących do przemieszczania opisywana wcze śniej (De Roo 1991, materiału glebowego i zwietrzelinowego. Higgit i in. 1992, Stach 1996). Stwierdzane zró Ŝnicowanie sumarycznego Do pierwszej grupy zagadnie ń, ładunku cezu w glebach i osadach uznaje zwi ązanych z metodycznymi zało Ŝeniami si ę w głównej mierze za wynik metody, zaliczy ć nale Ŝy czynniki oddziaływania procesów rze źbotwórczych. wpływaj ące na wła ściwe okre ślenie Cez-137 jest wprowadzany do wielko ści, specyficznego dla danego środowiska w wyniku próbnych obszaru badawczego, fallout -u: wybuchów j ądrowych (ska Ŝenie globalne) 1. Trudno ści w znalezieniu w krajobrazie i awarii w elektrowniach atomowych rolniczym miejsc spełniaj ących warunki do (ska Ŝenie lokalne). Takie lokalne ska Ŝenia lokalizacji profili reperowych (trwale są powszechnie uznawane za jeden z zadarnione wierzchowiny - brak erozji i głównych czynników powoduj ących akumulacji). utrudnienia w badaniach dynamiki 2. Mo Ŝliwo ść wyst ępowania zró Ŝnico- procesów denudacyjnych przy u Ŝyciu 137 Cs wanej przestrzennie dostawy izotopu z (De Roo 1991, Higgit i in. 1992, Stach atmosfery, zwi ązana z niejednakow ą sum ą 1996). opadów atmosferycznych w zale Ŝno ści od W pracy przeanalizowano wybrane rze źby. metodyczne i praktyczne ograniczenia 3. Problem transportu cz ęś ci cezu zastosowania metody cezowej na dostarczanego podczas du Ŝych opadów w obszarach rolniczych Wy Ŝyny Lubelskiej. dół stoku przed jego adsorbcj ą przez gleb ę W tym celu dokonano oceny wyników (zwłaszcza na obszarze gruntów ornych). bada ń koncentracji izotopu w glebach, Kolejna grup ę zagadnie ń dotyczy prowadzonych w 5-ciu zlewniach suchych czynników w znacz ący sposób zwi ększa- dolin (o powierzchni < 1 km 2). Próbki jących pracochłonno ść i czasochłonno ść pobierano w punktach poło Ŝonych wzdłu Ŝ opisywanej metody. W celu uzyskania jak poprzecznych i podłu Ŝnych profili najbardziej wiarygodnych wyników topograficznych. Ł ącznie koncentracj ę konieczne jest: izotopu okre ślono w 457 próbkach, 1. Pobieranie próbek w siatce geome- pobranych w 180 profilach badawczych. trycznej, a nie wzdłu Ŝ profili topogra- Na podstawie przestrzennego ficznych (w zwi ązku z du Ŝym zró Ŝnicowania sumarycznego ładunku zró Ŝnicowaniem przestrzennym sumary- cezu-137 wyznaczono strefy erozji i cznego ładunku cezu). akumulacji w zlewniach. Przeci ętn ą 2. Prowadzenie równoległych bada ń szybko ść obni Ŝania stoków okre ślono na gleboznawczych w celu uzyskania danych 2-7 mm/rok, a tempo akumulacji w dnach dotycz ących g ęsto ści obj ęto ściowej oraz suchych dolin na 3-6 mm/rok. Uzyskane innych parametrów fizycznych i dane jako ściowe i ilo ściowe pozostaj ą przy chemicznych gleb.
- 143 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
3. Znacz ące wydłu Ŝenie czasu pomiaru (wybuchy jądrowe, Czarnobyl), co próbek - do ponad 10 godzin - w wymusza konieczno ść stosowania nie przypadku niskiej aktywno ści cezu w zawsze sprawdzalnych, dodatkowych próbkach. zało Ŝeń. Jedn ą z najwi ększych zalet Wydaje si ę jednak, Ŝe powy Ŝsze "metody cezowej" jest mo Ŝliwo ść ograniczenia nie przekre ślaj ą zastosowania otrzymywania danych ilo ściowych 137 Cs jako znacznika w badaniach dotycz ących dynamiki denudacji. Takie geomorfologicznych. Uwaga badaczy zastosowanie 137 Cs mo Ŝe by ć jednak powinna koncentrowa ć si ę na obarczone trudnym do oszacowania powtarzalnych pomiarach koncentracji bł ędem, zwi ązanym z: cezu w zlewniach, stosowaniu sztucznego 1. Rozbie Ŝno ściami w wynikach oblicze ń ska Ŝenia poletek oraz wykorzystania pomi ędzy ró Ŝnymi modelami. izotopu do datowania najmłodszych 2. Niemo Ŝno ści ą okre ślenia proporcji osadów. cezu-137 pochodz ącego z ró Ŝnych źródeł
De Roo A. P. J., 1991, The use of 137 Cs as a tracer in an erosion study in south Limburg (the Netherlands) and the influence of Chernobyl fallout, Hydrological Processes 5, s. 215- 227. Higgit D. L., Froehlich W., Walling D. E., 1992, Applications and limitations of Chernobyl radiocaesium measurements in a Carpathian erosion investigation , Poland. Land Degradation & Rehabilitation, vol. 3, s. 15-26. Stach A., 1996, Mo Ŝliwo ści i ograniczenia zastosowania cezu-137 do badania erozji gleb na obszarze Polski. [w] red. A. Józefaciuk, Ochrona agroekosystemów zagro Ŝonych erozj ą. Puławy, K (11/1) Prace Naukowe cz. 2, s. 203-226.
PÓŹNOVISTULIA ŃSKIE KIERUNKI WIATRÓW WYDMOTWÓRCZYCH W ZACHODNIEJ CZ ĘŚ CI WYśYNY LUBELSKIEJ W ŚWIETLE BADA Ń OSADÓW I FORM EOLICZNYCH
Paweł Zieli ński Zakład Geografii Fizycznej i Paleogeografii, Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej, Lublin
Jednym z głównych kierunków dryasie, NW-W w starszym dryasie i W- bada ń nad wydmami s ą studia zmierzaj ące SW w młodszym dryasie (Dylikowa 1967, do okre ślenia kierunków wiatrów 1969; K ęsik, Wojtanowicz 1968; Szczypek wydmotwórczych. Ich rekonstrukcji 1977; Wojtanowicz 1969). Odmienny dokonuje si ę najcz ęś ciej na podstawie pogl ąd prezentuje Urbaniak (1967, 1969), analizy orientacji i wzajemnego poło Ŝenia według której w starszym dryasie wiały form eolicznych (wydm i niecek wiatry NE-NW, za ś w młodszym dryasie deflacyjnych) i/lub orientacji struktura- W-NW. lnych elementów kierunkowych w osadach Ostatnie lata bada ń rze źby eolicznej eolicznych (Dylikowa 1967, 1969; K ęsik, nie przyniosły nowych danych w tym Wojtanowicz 1968; Nowaczyk 1986; zakresie, a wr ęcz ugruntował si ę Rotnicki 1970; Szczypek 1977; sceptycyzm zapocz ątkowany pogl ądem Wojtanowicz 1969; Urbaniak 1967, 1969). Rotnickiego (1970) wobec mo Ŝliwo ści W świetle tych bada ń dla dokładnego okre ślenia kierunków wiatrów pó źnovistulia ńskich faz wydmotwórczych w poszczególnych fazach wydmo- w Polsce przyjmuje si ę nast ępuj ące twórczych. Istotniejsze głosy w dyskusji kierunki (sektory) wiatrów wydmo- dotyczyły przede wszystkim ogólnej twórczych: zachodni w najstarszym cyrkulacji atmosferycznej w pó źnym
- 144 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 vistulianie (m. in. Nowaczyk 1986) i fazy, akumulowane były du Ŝe formy potwierdzały generalny zachodni kierunek paraboliczne (Zieli ński 2001). wiatrów podczas rozwoju wydm w Polsce. 3) W trzeciej fazie wydmotwórczej Wydaje si ę wi ęc uzasadnione podj ęcie (młodszy dryas) przekształcanie wydm ponownych studiów nad rekonstrukcj ą (nadbudowywanie, rozwiewanie) oraz kierunków wiatrów wydmotwórczych. rozwój form podłu Ŝnych zachodziło przy Przeprowadzono je w zachodniej cz ęś ci zmiennych wiatrach (Zieli ński 2001, w Wy Ŝyny Lubelskiej, na podstawie druku); w zale Ŝno ści od lokalnych szczegółowej analizy ukierunkowania warunków, cyklicznie powtarzały si ę struktur sedymentacyjnych w wydmach i kierunki wiatrów z sektorów NW-WNW i pokrywach eolicznych oraz analizy SW-WSW. orientacji form eolicznych. Dotychczasowe Wyniki bada ń potwierdzaj ą wyniki bada ń pozwalaj ą na nast ępuj ące sugestie Nowaczyka (1986) o słabn ącej stwierdzenia: roli wy Ŝu skandynawskiego i wzrostu 1) W pierwszej fazie znaczenia cyklonów w ędrownych znad wydmotwórczej (najstarszy dryas), akumu- Atlantyku. Wyra Ŝa si ę to w szczególno ści lacja pokryw eolicznych i inicjalnych stopniow ą zmian ą kierunku wiatrów w wydm zwi ązana była pocz ątkowo z najstarszym dryasie z NE na NW oraz w wiatrami z kierunku NE, a nast ępnie z starszym dryasie z NW na W. W tym kierunkiem NW. kontek ście, dokumentowana du Ŝa cz ęsto- 2) W drugiej (głównej) fazie tliwo ść zmian kierunków wiatrów wydmotwórczej (starszy dryas), podczas wydmotwórczych w młodszym dryasie, rozwoju niewielkich wydm ruchomych mo Ŝe sugerowa ć wzrost znaczenia dwóch panowały wiatry z kierunku NW, za ś po ośrodków barycznych tj. wy Ŝu azorskiego jego zmianie na zachodni, w drugiej cz ęś ci oraz ni Ŝu wschodnioeuropejskiego.
Dylikowa A., 1969, Probematyka wydm śródl ądowych w świetle bada ń strukturalnych , [w:] Galon R. (red.), Procesy i formy wydmowe w Polsce, PWN, Warszawa, s. 39-74. Kęsik A., Wojtanowicz J., 1968, Analiza form wydmowych i procesów deflacyjnych fragmentu Kotliny Chodelskiej z wykorzystaniem zdj ęć lotniczych , Fotointerpretacja w geografii, 6, s. 44-59. Nowaczyk B., 1986, Wiek wydm, ich cechy granulometryczne i strukturalne a schemat cyrkulacji atmosferycznej w Polsce w pó źnym vistulianie i holocenie , Seria Geografia, 28, Wyd. Naukowe UAM, Pozna ń, 245 s. Rotnicki K., 1970, Główne problemy wydm śródl ądowych w Polsce w świetle bada ń wydmy w W ęglewicach , Prace Komisji Geograficzno-Geologicznej, 11, 2, PTPN, 146 s. Szczypek T., 1977, Utwory i procesy eoliczne w północnej cz ęś ci Wy Ŝyny Śląskiej , Prace naukowe U Ś, 190, 116 s. Urbaniak U., 1967, Wydmy Kotliny Płockiej , Prace Geograficzne PAN, 61, 79 s. Urbaniak U., 1969, Problematyka wydmowa w Polsce , [w:] R. Galon (red.), Procesy i formy wydmowe w Polsce, PWN, Warszawa, s. 39-74. Wojtanowicz J., 1969, Typy genetyczne wydm Niziny Sandomierskiej , Annales UMCS, B, 24, 1, s. 1-45. Zieli ński P., 2001, Procesy eoliczne w Kotlinie Chodelskiej (Wy Ŝyna Lubelska) – ich nat ęŜ enie i fazy rozwoju , Przegl ąd Geograficzny, 73, 1-2, s. 57-73. Zieli ński P., (w druku ), Formation conditions of inland longitudinal dunes as derived from the investigations in the western part of the Lublin Upland , Landform Analysis, 4.
- 145 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
WYBUCHY WULKANÓW W OSTATNIM STULECIU I ICH WPŁYW NA ZMIANY KLIMATYCZNE
Tadeusz Zi ętara Instytut Geografii, Akademia Pedagogiczna w Krakowie
Wybuchy wulkaniczne tworz ą na Najwi ęcej czynnych wulkanów powierzchni Ziemi ró Ŝne formy i maj ą wyst ępuje w obr ębie ci ągów wysp rozmaity przebieg: spokojny lub ograniczaj ących od zachodu Pacyfik. gwałtowny, a nawet katastrofalny. Jest to Powstały one na kontakcie Płyty zale Ŝne od wydobywaj ącej si ę lawy, tj. jej Pacyficznej lub Filipi ńskiej, które lepkości, ruchliwo ści, temperatury i subdukuj ą pod łuki wysp. Do takich nale Ŝą ci śnienia gazów. Obecnie aktywno ść Wyspy Kurylskie z 19 czynnymi wykazuje około 600 wulkanów. Roczna wulkanami. Na Kamczatce utworzyły si ę produkcja law na kontynentach przekracza pot ęŜ ne nadbudowy o niezwykle 6 km 3, a wylewy law podmorskich regularnych sto Ŝkach: Kluczewska Sopka osi ągaj ą około 20 km 3. (4775 m n.p.m), Kronocka Sopka (3630 m Erupcje podmorskie s ą liczne, ale n.p.m.), Awaczy ńska Sopka (2731 m objawy wybuchów odbywaj ących si ę na n.p.m.) i inne. Dnia 26 wrze śnia 2000 roku dnie oceanów o gł ęboko ści wi ększej od uaktywnił si ę najwy Ŝszy wulkan tego 2000 m, nie docieraj ą do powierzchni regionu (Kluczewska Sopka). W czasie wody oceanicznej, gdy Ŝ na tej gł ęboko ści wybuchu słup dymów i popiołów si ęgn ął ci śnienie słupa wody jest wi ększe od do wysoko ści 3 km. ci śnienia krytycznego pary wodnej. Sto Ŝki Wulkany Wysp Japo ńskich tworz ą wulkanów podmorskich tworz ą si ę pod koron ę wynurzonych pasm górskich. ci śnieniem wody i s ą bardzo płaskie. W Znajduje si ę tu około 50 czynnych i 200 dalszym etapie rozwoju wiele wulkanów wygasłych wulkanów. W kwietniu 2000 podmorskich mo Ŝe wynurzy ć si ę ponad roku uaktywnił si ę wulkan Usu, na którego poziom morza lub oceanu w postaci wyspy stoku powstał nowy krater. Bardzo du Ŝe wulkanicznej. Takie wulkany wyst ępuj ą na zagęszczenie czynnych wulkanów (98) jest Hawajach, które tworz ą si ę ponad plamami tak Ŝe na Filipinach. W 1991 roku gor ąca (tab.). Mauna Loa o wysoko ści uaktywnił si ę wulkan Pinatubo, natomiast 4168 m n.p.m. jest typowym wulkanem w 2000 roku przez kilkana ście dni tarczowym z wielk ą kalder ą na środku. Po aktywny był wulkan Myon (2421 m trz ęsieniu ziemi w 1995 roku lawa n.p.m.). Ostatnia erupcja była w czerwcu znikn ęła z krateru i spływała podziemnymi 2001 r. szczelinami i wylała si ę wprost do morza. Du Ŝo czynnych wulkanów Podobn ą działalno ść wulkaniczn ą na wyst ępuje w Indonezji i Nowej Gwinei. Wyspach Hawajskich wykazywał wulkan Najsławniejszymi zjawiskami były Kilauena. W wyniku gwałtownego wybuchy wulkanu Krakatau. Wybuch w wybuchu wulkanu w 1924 roku powstała czasach prehistorycznych utworzył chmura gazowo-popiołowa, która pot ęŜ ną kalderę, która została zalana przez przekroczyła 2500 m wysoko ści. W morze. Nast ępnie powstawały nowe sto Ŝki pó źniejszym okresie Kilauena wybuchała przybyszowe (Rakata, Danan, jeszcze w latach: 1952, 1954-1955, 1959- Perboewatan), a w 1883 roku po 1960 i w 1984 roku. Atlantyck ą lini ę dwóchsetletniej przerwie, nast ąpił wyznaczaj ą liczne wulkany Islandii z ponowny gwałtowny wybuch. Nast ępne pot ęŜ ną Hekl ą, która powstała na wybuchy wyst ąpiły w latach 1927-1928, szczelinie, a ostatni jej erupcja była w 1933-1934, 1952 i w 1958 roku, natomiast 1980 roku. Przy wybuchu w 1991 roku ostatnia erupcja Anaka (Dziecko Krakatau) islandzkiego wulkanu Askja, fontanny była w 1980 roku. Najwi ększ ą erupcj ą w lawy były wyrzucane na wysoko ść 350 m. czasach historycznych był wybuch
- 146 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 wulkanu Tambora na Sumbawie znajduj ą si ę cztery czynne wulkany (Etna, (Indonezja) w 1815 roku, który Stromboli, Wezuwiusz i Santoryn). Etna spowodował śmier ć 96 tys. ludzi. Ogniowy (3323 m n.p.m.) jest najwyŜszym pier ście ń Pacyfiku od południowego- wulkanem w Europie. Jest on przykładem zachodu zamykaj ą czynne wulkany na przekształcenia si ę wulkanu tarczowego Nowej Zelandii. W 1996 roku uaktywnił (bazaltowego) w stratowulkan, w którym si ę najgro źniejszy wulkan w tym kraju – coraz to wi ększy udział bior ą wybuchy Ruapehu (2797 m n.p.m.) oraz pot ęŜ ny popiołowo-lawowe. Pot ęŜ na struktura Erebus (4053 m n.p.m.) na wyspie Rosa, sto Ŝka powstała co najmniej 300 tys. lat który jest pokryty czap ą lodu i śniegu. temu. Erupcje tego wulkanu s ą do ść cz ęste, Podczas wybuchów w 1980 i 1996 roku ale niezbyt gwałtowne. Najwi ększy stopiła si ę czapa lodu i śniegu i powstały wybuch w czasach nast ąpił w 1669 r., a gwałtowne spływy błotne i powodzie. ostatnie erupcje miały miejsce w 1991, Na wschodnim nadbrze Ŝu 1998 i 2001 r. Wezuwiusz (1277 m n.p.m.) Pacyfiku znajduje si ę 35 czynnych jest najlepiej znanym wulkanem wulkanów na Aleutach z najbardziej europejskim. Jego ewolucja przebiegała znanym Katmai (2047 m n.p.m.), którego odwrotnie ni Ŝ Etny. W pocz ątkowym wybuch w 1912 roku był jednym z studium był wulkanem, który wyrzucał najwi ększych w ostatnim stuleciu. lawy kwa śne z du Ŝą ilo ści ą popiołów, a z Najwi ększym wybuchem w ostatnim biegiem czasu stał si ę stratowulkanem, w dwudziestoleciu była eksplozja Mount St. którym coraz wi ększy udział bior ą łagodne Helens w dniu 18 maja 1980 roku. W 1980 wylewy law. Ostatni wi ększy wybuch był roku nast ąpiła pot ęŜ na erupcja, która w 1944 r, a obfite lawy zniszczyły trwała 9 godzin i dostarczyła do atmosfery miasteczko San Sebastiano. miliony ton popiołów, a ulewny deszcz Działalno ść wulkanów mo Ŝe nagromadzone popioły przekształcił w wpływa ć na klimat przez emisj ę gazów pot ęŜ ne spływy popiołowo-błotne. W (gaz cieplarniany niszczy ozon) i pyłów, Meksyku działa 9 wulkanów, w śród nich których st ęŜ enie przysłania i osłabia pot ęŜ ny Orizaba (5780 m n.p.m.) i promieniowanie słoneczne w atmosferze. Popocatepetl (5452 m n.p.m.). Ten ostatni Pojedynczy wybuch wulkanu nie ma wybuchał w 1947, 1996 i 2000 r. Niektóre znacz ącego wpływu na klimat. Wi ększo ść wulkany s ą bardzo młode, np. w Meksyku drobnego pyłu wulkanicznego nie dociera w lutym 1943 roku powstał nowy wulkan do stratosfery i koncentruje si ę w ni Ŝszych Paricutin. Wulkany Ameryki Środkowej, warstwach troposfery. Wielkie wybuchy podobnie jak pasma górskie tworz ą dwa wulkanów wprowadzaj ą do atmosfery du Ŝe szeregi. Jeden biegnie przesmykiem ilo ść i pyłów, np. po wybuchu wulkanu mi ędzy oceanami, gdzie działa 26 Tambora na Wyspach Sundajskich wulkanów, w śród nich bardzo młody (Indonezja) w 1915 r. zmniejszenie wulkan – Izalco (1965 m n.p.m.), który dopływu promieniowania słonecznego powstał w 1770 roku i w ci ągu krótkiego trwało ok. 4 lat. Wyst ąpiło tak Ŝe okresu osi ągn ął du Ŝą wysoko ść . Wschodni przy ćmienie blasku Sło ńca i gwiazd w pas wulkanów biegnie przez Antyle z 12 północnych szerokościach geograficznych, czynnymi wulkanami, ze słynnym Mont a w lecie 1816 r. było tak zimno, Ŝe rok ten Pele’e (1397 m n.p.m.) na Martynice. powszechnie okre ślano jako “rok bez lata”. Ostatnia erupcja wyst ąpiła w 1980 roku. W W czasach historycznych kilka du Ŝych Ameryce Południowej wyst ępuje 47 wybuchów wulkanów miało istotny wpływ czynnych wulkanów, z najwy Ŝsz ą gór ą tej na zanieczyszczenie atmosfery. Wzmo Ŝona cz ęś ci świata, wygasłym wulkanem – aktywno ść wulkaniczna w XVII wieku i na Aconcagua (6950 m n.p.m.). W ostatnim pocz ątku XIX wieku pokrywa si ę z stuleciu aktywnych było 5 wulkanów okresem obni Ŝania si ę temperatury (Newado del Ruis, Cotopaxi, Sangay, podczas małej epoki lodowej. Olbrzymia Lascar, Tupangatio, Licancabur). emisja pyłów w czasie eksplozji wulkanu Kolejna strefa wzmo Ŝonej Pinatubo (1991 r.) na Filipinach miała aktywno ści wulkanicznej wyst ępuje w wpływ na obni Ŝenie globalnej temperatury pasie medyterra ńskim. W strefie tej przez kilka lat. Analiza przyrostu pni
- 147 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 drzew wykazuje korelacj ę mi ędzy bardzo eksplozji wulkanicznych. chłodnymi latami i datami du Ŝych
Najaktywniejsze wulkany na ziemi w ostatnim stuleciu Nazwa Poło Ŝenie Ostatnia erupcja Nazwa Poło Ŝenie Ostatnia erupcja AFRYKA AUSTRALIA I OCEANIA Kamerun Kamerun 1959 Mauna Loa USA (Hawaje) 1995 Nyiragongo Zair 1977 Kilauena USA (Hawaje) 1984 Piton de la Reunion 1979 Ruapehu Nowa Zelandia 1996 Fournaise Ngauruhoe Nowa Zelandia 1975 AMERYKA POŁUDNIOWA Manam Papua-Nowa 1980 Gwinea Sangay Ekwador 1980 Ambrim Vanuatu 1979 Cotopaxi Ekwador 1942 AZJA Lascar Chile 1974 Bezimiennyj Rosja 1956 (Kamczatka) Tupangatio Chile 1980 Kluczewska Sopka Rosja 2000 (Kamczatka) Nevado del Ruis Kolumbia 1993 Kerinci Indonezja 1971 (Sumatra) AMERYKA PÓŁNOCNA Semeru Indonezja (Jawa) 2000 Orizaba Meksyk 1941 Slamet Indonezja (Jawa) 1974 Paricutin Meksyk 1943 Raung Indonezja (Jawa) 1977 El Chichon Meksyk 1996 Mayon Filipiny (Luzon) 2000 Popocatepetl Meksyk 2000 Pinatubo Filipiny 1993 Iliamna USA (Alaska) 1978 Krakatau Indonezja 1980 Shishaldin USA (Aleuty) 1979 Merapi Indonezja 1930 Katmai USA (Alaska) 1965 Aguan Indonezja (Bali) 1963 Pavlof USA (Alaska) 1980 Taal Filipiny (Luzon) 1977 Exxon Valdez USA (Alaska) 1989 Kuju Japonia (Kiusiu) 1996 Saint Helena USA 1980 Usu Japonia 2000 AMERYKA ŚRODKOWA EUROPA Fuego Gwatemala 1979 Heimeay Islandia 1973 Irazu Kostaryka 1974 Grimsvotn Islandia 1941 San Miguel Salwador 1976 Hekla Islandia 1980 Izalco Salwador 1966 Katla Islandia 1955 Mount Pele’e Martynika 1932 Askja Islandia 1991 Mount Serrat Małe Antyle 1997 Wezuwiusz Włochy 1944 (Soufriére) ANTARKTYDA Etna Włochy (Sycylia) 2001 Erebus Wyspa Rossa 1996 Stromboli Włochy (Wyspy 1975 Liparyjskie) Santoryn Grecja (Thira) 1950
HIPSOMETRIA OBSZARÓW GÓRSKICH NA ŚWIECIE
Zbigniew Zwoli ński Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
W referacie przedstawiono wyniki zró Ŝnicowanie wysoko ściowe obsza-rów analizy cyfrowego modelu terenu dla lądowych leŜą cych powy Ŝej 500 m n.p.m powierzchni l ądowych na kuli ziemskiej. w skali globalnej, kontynentalnej i Model skonstruowano wykorzystuj ąc wybranych regionów, Charakterystyki najnowsze dane wysoko ściowe w skali obejmuj ą głównie powierzchni ę, całego świata uzyskane z Global Land ekspozycj ę i spadki tych obszarów. Jako One-kilometer Base Elevation (GLOBE) efekt analizy modelu podj ęto prób ę Project (GLOBE Task Team and others skonstruowania unacze śnionej krzywej 1999). W postaci zestawie ń tabelarycznych hipsome-trycznej dla kuli ziemskiej. i graficznych przedstawiono szczególnie Analiza hipsometryczna stała si ę podstaw ą
- 148 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 do wydzielenia głównych dorzeczy (EROS zczonego. W oparciu o pi ętrowo ść Data Center, 1999). Na tle charakterystyk hipsometryczn ą i klimatyczno-ro ślinn ą fizyczno-geograficznych wskazano na zakre ślono wysoko ściowe strefy sposoby i tempa przemian geomorficznych krajobrazowe, ukazuj ące georó Ŝno- zró Ŝnicowanych jednostek rodno ść rze źby na obszarach górskich. taksonomicznych obszarów górskich w Charakterystyk ę stref podpo-rz ądkowano skalach przestrzennych od globalnej do stwierdzeniu o wyrazisto ści kombinacji lokalnej. Głównie poddano analizie procesów, form i osadów a nie ich działalno ść wulkaniczn ą, sejsmiczn ą, unikalnym, indywidualnym oddziaływaniu erozyjn ą, a tak Ŝe wielko ść odprowadzania na systemy i podsystemy środowisk materiału zawieszonego i rozpus- górskich.
GLOBE Task Team and others (Hastings, David A., Paula K. Dunbar, Gerald M. Elphingstone, Mark Bootz, Hiroshi Murakami, Hiroshi Maruyama, Hiroshi Masaharu, Peter Holland, John Payne, Nevin A. Bryant, Thomas L. Logan, J.-P. Muller, Gunter Schreier, and John S. MacDonald), eds., 1999, The Global Land One-kilometer Base Elevation (GLOBE) Digital Elevation Model , Version 1.0. National Oceanic and Atmospheric Administration, National Geophysical Data Center, 325 Broadway, Boulder, Colorado 80303, U.S.A. Digital data base on the World Wide Web (URL: http://www.ngdc.noaa.gov/seg/topo/globe.shtml) and CD-ROMs. EROS Data Center, eds., 1999, HYDRO1k Elevation Derivative Database , (URL: http://edcdaac.usgs.gov/gtopo30/hydro/index.html)
AKTYWNO ŚĆ GEOMORFICZNA OAZ JAKO ODZWIERCIEDLENIE SEZONOWO ŚCI KLIMATYCZNEJ , W YSPA KRÓLA JERZEGO , A NTARKTYKA ZACHODNIA
Zbigniew Zwoli ński Instytut Bada ń Czwartorz ędu i Geoekologii, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Pozna ń
Aktywno ść geomorficzna to zespół transportowe i depozycyjne (Zwoli ński czynników, zdarze ń i procesów oraz ich 1992, 1997, 2001, 2002) funkcjonuj ących efektów na kolejnych etapach ewolucji geoekosystemów, a wyst ępuj ących na kształtowania powierzchni Ziemi. Dla rozpatrywanym obszarze. antarktycznej strefy morfoklimatycznej Pomiar wielko ści kr ąŜ enia materii aktywno ść geomorficzna najlepiej mineralnej proponuje si ę zast ąpi ć widoczna jest na obszarach wolnych od badaniami innego zestawu czynników lodu. Jak do tej pory nie została okre ślona bardzo ści śle wpływaj ących na charakter i jednoznacznie efektywna miara tempo kr ąŜ enia materii mineralnej, a aktywno ści geomorficznej z uwagi na mianowicie elementów skomplikowany charakter tego typu meteorologicznych. W ten sposób tworzy działalno ści, obejmuj ącej zbyt wiele si ę pewien ci ąg logiki systemowej, najprzeró Ŝniejszych zjawisk i świadectw. opisuj ącej podstawy metodologiczne Zaproponowano miar ę aktywno ści niniejszej pracy: geomorficznej, a mianowicie kr ąŜ enie warunki pogodowe => kr ąŜ enie materii materii mineralnej w ogóle we wszelkich mineralnej => aktywno ść geomorficzna. mo Ŝliwych przejawach. Takie rozumienie Reasumuj ąc proponowane materii mineralnej wynika z faktu, Ŝe jest podej ście badawcze mo Ŝna stwierdzi ć, Ŝe ona efektem sumy procesów niszcz ących surogatem aktywno ści geomorficznej jest wyst ępuj ących na danym obszarze i kr ąŜ enie materii mineralnej, które jest jednocze śnie wyra Ŝa zdolno ści funkcj ą warunków pogodowych. Zatem
- 149 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 warunki pogodowe mog ą by ć w pewnym samym na aktywno ść geomorficzn ą sensie i zakresie miar ą aktywno ści obszarów wolnych od lodu. Pierwsza z geomorficznej. Wymiernym wybranych cech nale Ŝy do grupy ekwiwalentem warunków pogodowych s ą parametrów o charakterze ci ągłym, elementy meteorologiczne mierzone w natomiast druga – do grupy parametrów odpowiednio dobranych skalach i dyskretnych. S ą to: przedziałach czasowych. − wzajemne relacje pomi ędzy W celu uchwycenia czasowej średni ą dobow ą temperatur ą zmienno ści aktywno ści geomorficznej gruntu na gł ęboko ści 5 i 10 cm poprzez czasow ą zmienno ść elementów a średnimi dobowymi meteorologicznych wybrano sprawdzon ą temperaturami gruntu na technik ę typologiczn ą zaproponowan ą gł ęboko ściach poni Ŝej 10 cm, przez Wosia (1977) do okre ślania struktury − grubo ść pokrywy śnie Ŝnej, sezonowej klimatu. W zwi ązku z tym warto ść dobowa. została podj ęta próba zastosowania W artykule przedstawiono kryteria pewnych zało Ŝeń tej metody w sposób kodowania efektywno ści kr ąŜ enia materii zmodyfikowany i zinterpretowania mineralnej, a tym samym aktywno ści uzyskanych wyników w kategoriach geomorficznej w oparciu o 6 ww. kr ąŜ enia materii mineralnej i aktywno ści parametrów. Po etapie porz ądkowania i geomorficznej zgodnie z przedstawion ą ujednolicenia danych dokonano podziału powy Ŝej logik ą systemow ą. Na potrzeby ci ągu kodów na okresy, które s ą tej pracy wybrano dwie grupy elementów jednorodne z punktu widzenia tylko jednej meteorologicznych, które spełniaj ą analizowanej cechy. Jako podstaw ę warunki dla cech o charakterze ci ągłym i grupowania przyj ęto ruchom ą warto ść dyskretnym oraz daj ą si ę interpretowa ć w modaln ą (wyst ępuj ącą najcz ęś ciej) dla kategoriach kr ąŜ enia materii mineralnej, a okresu 9 dni, która osi ągała zbie Ŝno ść tym samym aktywno ści geomorficznej. Do pomi ędzy dwoma kolejnymi iteracjami. W pierwszej grupy cech o charakterze oparciu o indywidualne kody sze ściu ci ągłym zaliczono dwa elementy parametrów sformułowano typy dla meteorologiczne, wyst ępuj ące codziennie poszczególnych dób jako podstawowych o zró Ŝnicowanym nat ęŜ eniu: jednostek klasyfikacyjnych. W − wzajemne relacje pomi ędzy maksymalnym wymiarze przy zało Ŝonych minimaln ą i maksymaln ą a kryteriach i skalach dla sze ściu średni ą dobow ą temperatur ą parametrów mo Ŝna teoretycznie si ę powietrza, spodziewa ć 4096 typów dobowych. − wzajemne relacje pomi ędzy Skrajne potencjalne typy to 000000 i średni ą dobow ą chwilow ą 333333, natomiast de facto uzyskano jako pr ędko ści ą wiatru a skrajne: 000001 i 333233. Ł ącznie maksymaln ą dobow ą stwierdzono jednak zaledwie 186 typów pr ędko ści ą wiatru, dobowych dla całego analizowanego Do drugiej grupy cech o charakterze okresu bada ń, obejmuj ącego 1393 doby. dyskretnym zaliczono równie Ŝ dwa Tak mała liczba wyró Ŝnionych typów elementy meteorologiczne, jednak Ŝe s ą to dobowych świadczy o stosunkowo elementy, które nie wyst ępuj ą codziennie, wyrównanych, jednorodnych i o du Ŝym lecz okresowo lub przypadkowo, a podobie ństwie warunkach klimatycznych mianowicie: w kolejnych dobach w układzie ró Ŝnych − sum ę opadu atmosferycznego, skal czasowych. Dla ka Ŝdego typu, w warto ść dobowa, oparciu o przypisane kody od 0 do 3, dla − usłonecznienie wzgl ędne, ka Ŝdego parametru obliczono pozycyjne warto ść dobowa. miary tendencji centralnej. Ponadto do analizy wł ączono dwie inne Najskuteczniejsz ą miar ą si ę okazała cechy, które maj ą ścisłe powi ązanie z średnia arytmetyczna, któr ą ponownie elementami meteorologicznymi, a poddano przekodowaniu. Uzyskane kody wpływaj ą w sposób niezwykle istotny na poddano kolejnemu procesowi kumulacji mobilno ść materii mineralnej, a tym poprzez znajdywanie warto ści najcz ęś ciej
- 150 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002
wyst ępuj ącej w okresie kolejnych trzech Zaproponowano 3, 4 i 5 okresów dni przy współudziale wska źnika aktywno ści geomorficznej dla oaz Wyspy promieniowania słonecznego, wła ściwego Króla Jerzego. dla Szetlandów Południowych.
FUNKCJONOWANIE PIASZCZYSTODENNEGO DOPŁYWU GÓRNEJ ODRY (S UMINY ) W WARUNKACH ANTROPOPRESJI W OSTATNICH STULECIACH
Edyta Zygmunt Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Śląski, Sosnowiec
Dorzecze Suminy obejmuje południowe faza formowania przełomu trwa w sposób obrze Ŝe piaszczystej Równiny Kozielskiej w nieprzerwany przynajmniej przez 176 lat. Kotlinie Górnej Odry (Klimek i in. 2001). Sztuczna zmiana biegu głównego nurtu Równin ę wy ściełaj ą utwory piaszczyste, rzeki spowodowała zwi ększenie jej spadku. miejscami zwy-dmione, zalegaj ące na starszych Reakcj ą na to było wzmo Ŝenie erozji wgł ębnej. osadach czwartorz ędowych i trzeciorz ędowych. Poprzez ten proces rzeka d ąŜ yła do wyrównania Ju Ŝ od średniowiecza człowiek zmieniał ró Ŝnicy wysoko ści. Sztuczne koryto Suminy naturalne biegi rzek przecinaj ących t ą równin ę. wcinało si ę z ró Ŝnym nat ęŜ eniem i miało bieg W dolinie Suminy, obecnie dopływie kr ęty, o czym świadcz ą dwa poziomy teras Rudy, od średniowiecza zakładano stawy zachowanych w przełomie. Wy Ŝszy z nich pi ętrz ące wod ę dla potrzeb energetycznych lub osi ąga szeroko ść do 8 metrów i le Ŝy na w celu hodowli ryb (Kocel 1997). Powodowało wysoko ści około 3 m ponad współczesnym to zmiany re Ŝimu hydrologicznego tej rzeki poziomem wody. Ni Ŝszy z kolei ma charakter oraz lokalne zmiany biegu jej naturalnego wąskich listew i si ęga do 1,5 metra ponad koryta. W dolnym biegu Suminy od kilku poziom wody. Datowania stuleci istnieje grobla stawu pi ętrz ącego w dendrochronologiczne d ębów pora-staj ących przeszło ści wod ę dla potrzeb tartaku. Poni Ŝej wy Ŝszy poziom i sosen oraz olch porastających tamy jedno z ramion odpływu wody biegło po poziom ni Ŝszy wskazuj ą, Ŝe starszy z nich ma prawej stronie doliny, nacinaj ąc doln ą cz ęść jej co najmniej 160 lat, ni Ŝszy natomiast 55 lat. piaszczystego zbocza. Obecnie przepływa t ędy Datowanie to umo Ŝliwiło tak Ŝe wyznaczenie główny nurt rzeki, co doprowadziło do tempa erozji wgł ębnej rzeki. Przez pierwsze wykształcenia malowniczego przełomu o 110 lat formowania przełomu rzeka wci ęła si ę długo ści ponad 3 km. Badania podj ęte w tym do gł ęboko ści 4,5 metra. Przez kolejne 103 lata odcinku doliny Suminy zmierzały do okre ślenia pogł ębienie koryta osi ągn ęło1,5 metra. Na tej geomorfologiczno-sedymento-logicznych podstawie mo Ŝna było stwierdzi ć, Ŝe pierwotnie skutków zmian wywołanych zmian ą przebiegu tempo erozji wgł ębnej si ęgało 4,1 cm/rok. koryta. Kolejne 103 lata to okres zmniejszonej erozji Analiza archiwalnych oraz wgł ębnej, osi ągaj ącej 1,4 cm/rok. Okres współczesnych map topograficznych wykazała, ostatnich 53 lat to wzrost tempa erozji do 2,8 Ŝe przebieg koryta w miejscu wykształconego cm/rok. Zmniejszenie tempa erozji wgł ębnej przełomu odwzorowany był juŜ na mapie wynika ze stopniowego dostosowywania oporu Wielanda z 1736 roku. Oznacza to, Ŝe wiek koryta do energii przepływu. Mo Ŝna przełomu wynosi co najmniej 270 lat. przypuszcza ć, Ŝe w przyszło ści nadal utrzyma Przypuszcza ć jednak Ŝe mo Ŝna, Ŝe na pocz ątku si ę malej ąca tendencja erozji wgł ębnej. XVIII wieku mógł to by ć przepływ okresowy, W wyniku erozji bocznej dochodzi do gdy Ŝ na przełomie XVIII/ XIX wieku nie powału drzew porastaj ących kraw ędzie zaznaczono prawej odnogi rzeki w strefie stromych zboczy doliny Suminy. Datowanie omawianego odcinka. Dane kartograficzne dendrochronologiczne wieku powalonych kłód wykazały, Ŝe na mapie pruskiej z 1826 r. w osi zalegaj ących na zboczach doliny, lub te Ŝ współczesnego nam przełomu istniał ju Ŝ stały spoczywaj ących w jej korycie, umo Ŝliwiły przepływ wody, widoczny na wszystkich wskazanie czasu tych zjawisk. Z ich pó źniejszych mapach. Oznacza to, Ŝe ostatnia porównania z lokaln ą skal ą
- 151 - VI Zjazd Geomorfologów Polskich, Jelenia Góra 11 14 września 2002 dendrochronologiczn ą wynika, Ŝe powały przepływ równy 32 m 3 ⋅ s –1. Tak ekstremalne drzew zwi ązane były z lipcow ą powodzi ą w warunki spowodowały intensywne podcinanie 1997 roku. Pował cz ęś ci drzew miał miejsce brzegów i zachwianie stabilno ści podło Ŝa równie Ŝ w 1998 roku, jednak Ŝe jest on drzew porastaj ących strome zbocza przełomu. opó źnionym efektem powodzi w 1997 roku. Badanie granulometrii piaszczystych Wówczas to nast ąpiło odsłoni ęcie korzeni osadów korytowych pozwoliło stwierdzi ć, Ŝe w drzew i stopniowe osypywanie si ę piasków odcinku przełomowym nast ąpiło zgrubienie buduj ących zbocza, a tym samym naruszenie jego frakcji. Spowodowane jest to dostaw ą do stabilno ści drzew. Maksyma-lnemu stanowi koryta piaszczysto- Ŝwirowych osadów wody wynosz ącemu 309 cm na wodowskazie buduj ących plejsto-ce ńskie zbocza doliny Nędza (usytuowanym około 3 km poni Ŝej Suminy. zako ńczenia przełomu) odpowiadał wówczas
Klimek K., Kocel K., Śnieszko Z., Wójcicki K., Zygmunt E., 2001, Pokrywy stokowe w Kotlinie Górnej Odry , [w:] K. Klimek, K. Kocel (eds), Pokrywy stokowe jako zapis zmian klimatycznych w pó źnym vistulianie i holocenie , Wyd. WnoZ Uniw. Śl. Sosnowiec, s. 1- 27. Kocel K., 1997, Osady denne stawów jako zapis zmian w środowisku przyrodniczym doliny Rudy , Scripta Rudensia 7, Rudy Wielkie, s. 75- 84.
- 152 -