HISTORIA I EWOLUCJA OSADÓW DAWNEJ DOLINY REGI W REJONIE POGORZELICY W ŚWIETLE BADAŃ SEDYMENTOLOGICZNYCH I PALINOLOGICZNYCH

Transkrypt

1 Geologia i geomorfologia 10 Słupsk 2013, s Paweł Sydor Bartosz Kotrys HISTORIA I EWOLUCJA OSADÓW DAWNEJ DOLINY REGI W REJONIE POGORZELICY W ŚWIETLE BADAŃ SEDYMENTOLOGICZNYCH I PALINOLOGICZNYCH Słowa kluczowe: ewolucja torfowisk, osady dolinne, dolina Regi, badania sedymentologiczne i palinologiczne Key words: peat bog evolution, valley sediments, Rega River Valley, sedimetological and palynological analysis Liczne torfowiska występujące w pasie wybrzeża Morza Bałtyckiego reprezentują bogaty materiał archiwalny dotyczący zmienności środowiska i klimatu na przestrzeni ostatnich tysięcy lat. Intensywne procesy abrazji powodują nieodwracalną destrukcję takich stanowisk. Przedmiotem badań był rdzeń W9, pozyskany w ramach projektu Geneza i zmiany linii brzegowej Wybrzeża Trzebiatowskiego u schyłku glacjału i w holocenie w świetle badań paleogeograficznych, realizowanego przez Oddział Pomorski Państwowego Instytutu Geologicznego Państwowego Instytutu Badawczego w Szczecinie. Wiercenie wykonano na obszarze występowania torfu na plaży, 7 km na wschód od Pogorzelicy. Osad pochodzący z rdzenia został poddany analizie palinologicznej i sedymentologicznej oraz datowaniu C 14 w celu zrekonstruowania warunków paleogeograficznych od schyłku glacjału do powstania torfowiska, jego ewolucji oraz zmienności cech lokalnego klimatu. Teren, na którym przeprowadzono badania, znajduje się na obszarze Wybrzeża Trzebiatowskiego (Kondracki 2002; rys. 1). Obszar ten zalicza się do wybrzeży mierzejowych i charakteryzuje występowaniem wałów wydmowych o wysokości od 6,0 do 10,0 m. Zaplecze pasa brzegowego pokrywają utrwalone wydmy barchanoidalne o wysokości do 20,0 m (Dobracka 1990, 2008, Łabuz 2005). Plaża w tym rejonie ma średnio 55 m szerokości (Musielak i in. 2005). Tempo cofania się brzegu opisywanego odcinka wynosi 0,76 m/rok (Kaszubowski 1996). Średnie roczne temperatury powietrza wynoszą 8,3 C, zaś średnia roczna suma opadów sięga 675 mm. Okres wegetacyjny jest stosunkowo długi i trwa do 223 dni (Koźmiński i in. 2007). Dominują tutaj wiatry z kierunków S SW W (Miętus i in. 2004). Wiatry z kierunków W NW do E NE powodują powstawanie spiętrzeń sztormowych (Sztobryn, Stigge 2005). 179

2 180 Rys. 1. Lokalizacja obszaru badań (źródło mapy topograficznej Zdjęcie wykonano w listopadzie 2011 roku Fig. 1. Location of study area (source of topographic map The photo was taken in November 2011

3 Obszar badań charakteryzuje się występowaniem zbiorowisk roślinnych związanych z pośrednim oddziaływaniem morza. Na skutek zróżnicowania strefy brzegowej (m.in. na plażę i wydmę) zbiorowiska roślinne występują w postaci wąskich i równoległych do morza pasów. Typowe są tu krajobrazy sosnowych borów nadmorskich zespołu Empetro nigri-pinetum (Matuszkiewicz 1993). Ze względu na skrajne warunki siedliskowe na plaży i wydmach brak jest drzew i krzewów (Piotrowska 1984). METODYKA BADAŃ W celu określenia zasięgu przestrzennego badanego paleotorfowiska wykonano 10 płytkich odwiertów sondą ręczną Eijkelkamp, zaś odwiert W9 wiertnicą mechaniczną Geoprobe w części torfowiska o największej miąższości (rys. 1). Do analiz laboratoryjnych pobrano rdzeń o nienaruszonej strukturze łącznej długości 7,0 m. Próbki osadów piaszczystych i mułkowych (39 sztuk) pobrano do analiz uziarnienia, zaś osadów organicznych do ekspertyzowych analiz palinologicznych (6 sztuk). Próbki piaszczyste wysuszono i przesiano na przesiewarce firmy Fritsch. Interwał oczek wykorzystanych sit wynosił 0,25 phi. Osady z dużym udziałem frakcji mułkowej przeanalizowano na laserowym analizatorze wielkości cząstek Analysette 22. Przy obliczaniu parametrów uziarnienia wykorzystano wzory wprowadzone przez Folka i Warda (1957), a frakcje podstawowe wydzielono na podstawie klasyfikacji Wentwortha (1922). Datowanie C 14 dwóch próbek wykonano w Poznańskim Laboratorium Radiowęglowym. Próbki osadów organicznych zostały potraktowane 10% KOH i 10% HCl, a następnie poddane procesowi acetolizy (Faegri, Iversen 1989). Ekspertyzowa analiza palinologiczna przeprowadzona została z użyciem mikroskopu świetlnego Leica DME, pod powiększeniem 400. W każdej próbce złożonej z dwóch preparatów mikroskopowych mm zliczonych zostało około 300 sporomorf. Część ziarn pyłku była źle zachowana w osadzie. Podstawą do kalkulacji ilościowej była suma wszystkich zidentyfikowanych ziarn pyłku drzew i krzewów (AP) oraz roślin zielnych (NAP). Ponadto policzone zostały glony z rodzaju Pediastrum oraz drobne fragmenty węgla drzewnego (charcoal). Wyniki w formie diagramu procentowego nagromadzenia sporomorf przedstawiono za pomocą programu komputerowego POLPAL (Nalepka, Walanus 2003). WYNIKI I DYSKUSJA Analiza rdzenia wiertniczego wykazała istnienie kilkunastu warstw osadów mineralnych i organicznych, które zaliczono do pięciu serii sedymentacyjnych. Serię I (rys. 2), występującą w spągowej części wiercenia od głębokości 5,80 m p.p.t., budowały piaski różnoziarniste z otoczakami. Wwiercono się w warstwę na głębokość 1,2 m, nie osiągając jej spągu. Miały one wysortowanie słabe do umiarkowanego, z dominacją rozkładów ujemnie skośnych. Kurtoza przyjmowała rozkła- 181

4

5 Rys. 3. Korelacje pomiędzy wskaźnikami uziarnienia wg Folka i Warda (1957) w profilu W9 Fig. 3. Corelation between granulation indicators according to Folk and Ward (1957) in the profile W9 183

6 184

7 Rys. 4. Krzywe kumulacyjne Rys. 4. Krzywe rozkładu kumulacyjne uziarnienia w rozkładu profilu W9 uziarnienia w profilu W9 Fig. 4. Cumulative curves Fig. 4. in Cumulative the profile W9 curves in the profile W9 185

8 dy od leptokurtycznych do mezokurtycznych. Ogólna tendencja wielkości ziaren w tej serii wskazywała na ich grubienie ku górze. Licznie reprezentowane były piaski i żwiry skał węglanowych. Osady te mogły być akumulowane w środowisku fluwioglacjalnym podczas fazy transgresji ostatniego zlodowacenia. Wysortowanie słabe do umiarkowanie dobrego wskazuje na dużą zmienność dynamiki przepływu wód. Seria II (rys. 2) występowała na głębokości 5,80-2,30 m p.p.t. i składała się z sześciu cykli (nazywanych dalej seriami IIa, IIb etc.). Serie IIa i IIc-IIf budowały głównie piaski drobnoziarniste. Wysortowanie materiału było słabe, zaś rozkłady skośności ujemne do bardzo dodatnich. Kurtoza charakteryzowała się dominacją rozkładów leptokurtycznych i mezokurtycznych. W każdym cyklu ku górze następowało drobnienie materiału, wzrost jego wysortowania, a co za tym idzie wzrost stabilności prędkości przepływu. Ponadto typowy był wzrost wskaźnika skośności ku górze, co według R. Racinowskiego i in. (2001) świadczy o wzbogacaniu osadu we frakcje drobniejsze. Wskazuje to z kolei na zmniejszenie dynamiki środowiska transportującego. Takie wykształcenie osadów jest związane ze środowiskiem rzeki meandrującej (Gradziński i in. 1986). Podobny charakter osadów rzeki meandrującej został opisany przez R. Rotnickiego i Z. Młynarczyka (1989) w dolinie Prosny, A. Preś-Szakowską (2003) w Dolinie Dolnej Odry oraz J. Kaczmarzyka (2004) w dolinie Wieprzy. Pomiędzy seriami IIa i IIc wyróżniono dodatkowo serię IIb, zbudowaną z piasków bardzo drobnoziarnistych i drobnoziarnistych, ze znacznym udziałem frakcji mułkowej. Osady budujące serię IIb cechowały się słabym wysortowaniem, dominacją rozkładów dodatnio skośnych oraz leptokurtycznych (wskaźnik kurtozy). Ku górze następowało drobnienie materiału budującego serię. Korelacja wskaźników przeciętnej średnicy ziaren (Mz) oraz odchylenia standardowego (σ I ) (rys. 3A) osadów serii IIa i IIc-IIf ukazała wzrastający stopień ich wysortowania wraz ze wzrostem wskaźnika przeciętnej średnicy ziaren. W przypadku serii IIb zaobserwowano wzrost wysortowania wraz z maleniem wskaźnika przeciętnej średnicy ziaren. Według E. Mycielskiej-Dowgiałło (2007) pierwsza tendencja jest charakterystyczna dla osadów fluwialnych facji korytowej, zaś druga dla osadów wezbraniowych. Zestawienie wskaźnika przeciętnej średnicy ziarna (Mz) i skośności (Sk I ) (rys. 3B) prezentowało układ w kształcie fali, której lewą i środkową część tworzyły osady serii IIa i IIc-IIf, zaś prawą serii IIb. W przypadku korelacji skośności (Sk I ) i odchylenia standardowego (σ I ) (rys. 3C) obserwowano spadek wysortowania wraz ze wzrostem wskaźnika skośności. Podobne tendencje w przypadku zestawienia par wskaźników zostały zaobserwowane w dolinie Bielanki przez M. Ludwikowską- -Kędzię (2000) oraz w dolinie Wieprzy przez J. Kaczmarzyka (2004). Piaski o frakcjach grubszych, którymi rozpoczynały się serie IIa i IIc-IIf, reprezentują osady w strefie nurtu (bruk korytowy), zaś piaski drobnoziarniste strefę wypłacającego się skłonu łachy meandrowej. Niektóre cykle (serie od IId do IIf) przykryte były warstwą osadów reprezentujących kopalny poziom glebowy lub materię organiczną napławioną przez rzekę. Serię IIb reprezentują osady wezbraniowe, będące pozostałością po stanach powodziowych. Wyżej opisane osady facji rzecznej są pozostałością dawnej doliny Regi. 186

9 187 Rys. 5. Syntetyczny diagram pyłkowy z rdzenia W9 Fig. 5. Synthetic pollen diagram of core W9

10 Serię III (rys. 2), znajdującą się na głębokości 2,30-1,80 m p.p.t., tworzyły piaski drobnoziarniste o bardzo dobrym wysortowaniu, z symetrycznym rozkładem skośności oraz o leptokurtycznych rozkładach wskaźnika kurtozy. Analiza krzywych kumulacyjnych (rys. 4) wykazała, iż osady te mają krzywe kumulacyjne typu SG według klasyfikacji Sindowskiego (Racinowski i in. 2001). Są to krzywe stromo wznoszące się pod kątem 60-65, w których udział populacji trakcji i suspensji jest bardzo mały. Są one typowe dla osadów eolicznych. Seria IV (rys. 2) występowała na głębokości 1,80-0,16 m p.p.t. i była zbudowana z torfu mszystego i turzycowo-mszystego, przewarstwianego miejscami przez piaski drobnoziarniste. Datowanie C 14 spągu warstwy wskazuje, iż torfowisko zaczęło się tworzyć w okresie atlantyckim (5660±40 lat BP). Zahamowanie procesów torfotwórczych nastąpiło pod koniec okresu subborealnego (2470±35 lat BP). W tej serii zidentyfikowanych zostało 30 rodzajów i gatunków drzew, krzewów i roślin zielnych (AP i NAP) (rys. 5). W profilu procentowego udziału sporomorf (za Jańczyk- -Kopikową 1987) wyróżnione zostały dwa poziomy zespołów pyłkowych: Alnus- -Quercus-Salix (Al-Q-Sa), interwał 1,60-0,45 m, oraz NAP-Corylus (Co-NAP), interwał 0,45-0,0 m. Ponadto zespół Al-Q-Sa podzielony został na dwa podpoziomy: dolny Al-Q-Sa 1 (1,60-0,90 m) i górny Al-Q-Sa 2 (0,90-0,45 m). Oba poziomy pyłkowe miały relatywnie niską koncentrację sporomorf. Udział procentowy ziarn pyłku głównych gatunków drzew, takich jak sosna (Pinus), olcha (Alnus) i brzoza (Betula), nie przekraczał odpowiednio 30%, 29% i 20% (rys. 5). Wskazywać by to mogło na przeważający otwarty typ wegetacji w rejonie badań (Hrynowiecka-Czmielewska 2010) lub przesuszenie materiału organicznego w torfowisku. Wyjątkiem jest próbka z głębokości 1,2 m, gdzie zanotowano epizodyczny wzrost udziału Pinus (>50%). Omawiane gatunki drzew są zdolne do wytwarzania znacznych ilości ziarn pyłku, dlatego ich małe nagromadzenie w osadzie dowodzi braku lub bardzo niskiej lesistości w sąsiedztwie badanego obszaru (Faegri, Iversen 1978). Nagromadzenie fragmentów węgla drzewnego w badanym osadzie nie zmieniało się i wynosiło 7-5%. Jednakże ich występowanie dowodzi pożarów lub istnienia osad ludzkich w regionie. W podpoziomie pyłkowym Al-Q-Sa 1 (rys. 5) zauważalny był niewielki wzrost znaczenia AP z 70% do 75%, spowodowany głównie zwiększeniem się procentowego udziału Pinus (>50%). W tym samym czasie nastąpił nieznaczny spadek nagromadzenia ziarn pyłku Alnus z 19% do 10%, a także leszczyny (Corylus avellana) i dębu (Quercus), który swą kulminację osiągał w środkowej części tego zespołu. W początkowej fazie podpoziomu zespołu Al-Q-Sa 1 zanotowano niewielki udział jesionu (Fraxinus excelsior), jałowca (Juniperus communis) i świerku (Picea abies) na poziomie 1%. Natomiast NAP zdominowane było przez trawy (Poaceae) oraz turzyce (Cyperaceae). Trawy w diagramie pyłkowym wykazują spadek udziału z 19% do 10%, podczas gdy średni udział turzyc wyniósł 4-5%. Nagromadzenie spor paproci (Filicales) spada z 6% do 3%. W środkowej części podpoziomu Al-Q-Sa 1 pojawiły się spory torfowca (Sphagnum), których udział wzrastał z początkowego 1% do 2%. Również w tej części spotykano ziarna pyłku roślin komosowatych (Chenopodiaceae), których maksymalne wartości sięgały 5%. W obrębie zespołu Al-Q-Sa 1 zaobserwowano także występowanie w śladowych ilościach spo- 188

11 romorf wrzosu (Calluna vulgaris, 2%), piołunu (Artemisia, 1%), babki (Plantago, 1%), orlicy (Pteridium aquilinum, 1%) oraz Pediastrum (od 2% do 1%). Szczególnie współwystępowanie Artemisia, Plantago i Pteridium aquilinum może świadczyć o obecności osad ludzkich niedaleko rejonu badań. Zmienność wegetatywna przedstawiona w omawianym okresie pyłkowym wskazuje zarówno na lokalne, jak i regionalne wahania wilgotności z tendencją do osuszania klimatu. Świadczy o tym zanik charakterystycznego dla zbiorników eutroficznych Pediastrum i skorelowane z nim pojawienie się torfotwórczego Sphagnum. Ponadto zaobserwowano spadek procentowego udziału Alnus, związanego z wilgotnymi glebami i obszarem przy zbiornikach wodnych czy korytach rzek, oraz wzrost Pinus, preferującego suchsze gleby. Obecne w górnej części zespołu Al-Q-Sa 1 przewarstwienia piasku o charakterze eolicznym (piasek drobnoziarnisty o bardzo dobrym wysortowaniu i krzywej kumulacyjnej typu SG rys. 2, 4), a także zmiany w obrębie procentowego udziału Alnus (spadek) i Pinus (wzrost) mogą wskazywać na wzrost prędkości wiatru i co za tym idzie potwierdzać zmiany lokalnych warunków klimatycznych. Kolejny zidentyfikowany podpoziom zespołu pyłkowego Al-Q-Sa 2 (rys. 5) obejmował dalszy wzrost udziału AP w stosunku do NAP, osiągając w górnym stadium maksymalną wartość 85%. Wśród drzew głównym gatunkiem był Alnus, którego procentowy udział cechuje wzrost, osiągający maksimum 30%. Nieznaczne zwiększenie udziału procentowego zaobserwowano u Betula (z 10% do 25%) oraz Corylus avellana (z 2% do 5%). Wartości procentowe Quercus nie wykazywały znacznych wahań i były na poziomie 2-3%. Warte odnotowania jest pojawienie się wierzby (Salix) oraz wzrost znaczenia lipy (Tilia), które osiągały kolejno 2% i 1%. W obrębie nagromadzenia NAP dominują Poaceae na poziomie 8-9%. Zaznaczał się też wpływ Cyperaceae (2-3%). Największy udział spor Filicales sięgał 10%, podczas gdy maksymalne wartości procentowe Sphagnum były na poziomie 5%. Analizowany zespół pyłkowy Al-Q-Sa 2 obrazuje stopniowy wzrost wilgotności, którego wynikiem była intensywniejsza wegetacja drzew głównie z rodzaju Alnus oraz pojawienie się Salix, preferujących gleby wilgotne. W okresie tym panowały warunki sprzyjające rozwojowi cieniolubnych paprotnikowców i następował dalszy rozwój torfowiska ze zwiększonym udziałem Sphagnum. Interwał pomiędzy 0,45 m a 0,16 m badanej serii, oznaczony jako poziom zespołu pyłkowego Co-NAP (rys. 5), przedstawiał głównie wzrost udziału procentowego NAP. W obrębie dolnej granicy Co-NAP wartości procentowe NAP osiągały 20%, podczas gdy u schyłku tego okresu wzrastały do 47%. Taki stosunek NAP do AP dowodzi niskiej lesistości (Hrynowiecka-Czmielewska 2010). Składnikami zielnymi o największym udziale w NAP były: Calluna vulgaris, który osiągał maksymalne wartości 30%, Poaceae ze wzrostem udziału z 7% do 13% oraz Cyperaceae na poziomie od 3% do 2%. Procentowe nagromadzenie spor Filicales spadało z 4% w początkowej fazie Co-NAP do <1% w środkowej i górnej części omawianego okresu. Udział Sphagnum był relatywnie stały i wynosił 2-3%. W omawianym poziomie zespołu pyłkowego zaznaczało się również występowanie śladowych ilości (>1%) pyłków Artemisia, Pteridium aquilinum oraz żyta (Secale). Daje to informacje o potencjalnej działalności człowieka w sąsiedztwie badanego obszaru. Wśród 189

12 drzew dominujący wcześniej Alnus odznaczał się spadkiem udziału z 23% do 12% w środkowej części zespołu Co-NAP oraz lekkim wzrostem do 15% w jego końcowej fazie. Podobny trend obserwuje się w przypadku Pinus, gdyż rozkład procentowy wynosił kolejno 20%, 7%, 22%. Natomiast krzywa rodzaju Betula przedstawiała lekki spadek wartości z 20% do 10%. Udział procentowy Corylus avellana był największy w stosunku do poprzedniego zespołu pyłkowego Al-Q-Sa i osiągał swoje maksimum (10%) w środkowej fazie poziomu Co-NAP. Udział Quercus oscylował pomiędzy 1% a 3%. Zaobserwowano spadek i zanik u schyłku Co-NAP procentowego nagromadzenia ziarn pyłku Tilia i Ulmus. Ziarna pyłku Salix po zaniku w środkowej części zespołu Co-NAP pojawiały się ponownie, osiągając 1% nagromadzenia u jego schyłku. Poziom zespołu pyłkowego Co-NAP to kolejna zmiana lokalnego klimatu w kierunku suchszego, z dominacją silnych wiatrów. Przeważający typ otwartej wegetacji mógł być konsekwencją wylesienia na skutek działalności człowieka lub spowodowany pogarszającymi się warunkami miejscowego klimatu. W dalszym okresie nastąpiło zahamowanie procesów torfotwórczych oraz przesuszenie nagromadzonych pokładów materii organicznej. Tak ukształtowane podłoże o potencjalnie kwaśnym ph stworzyło dogodne warunki do bujnego rozwoju wrzosowiska. W tym samym czasie postępująca abrazja powodowała wcinanie się brzegu morskiego na południe w stronę badanego obszaru, a nasilone procesy wydmotwórcze doprowadziły do zatrzymania procesu sedymentacji organicznej i zasypania torfowiska na wiele lat. Ponadto w wyniku przemian hydrologicznych w dolinie Regi oraz zajmowania przez morze obszaru lądowego nastąpiło odsunięcie się jeszcze bardziej na południe i tak już odległej granicy lasu. Procesy te umożliwiły na badanym obszarze ekspansję roślin trawiastych i światłolubnych krzewinek, przystosowanych do życia na wydmach przymorskich. Po ustąpieniu z tego terenu pokrywy eolicznej, związanej z migracją wydm w kierunku południowo-wschodnim, wkroczył bór sosnowy, który w stadium młodocianym zniszczony został przez działalność eoliczną (wydmotwórczą) oraz abrazję. Seria V (rys. 2), stanowiąca powierzchnię terenu, była reprezentowana przez plażowe piaski drobno- i średnioziarniste, o miąższości 0,16 m. Piaski te są bardzo dobrze wysortowane i mają ujemne wartości skośności. Krzywa kumulacyjna przyjmuje typ SG (rys. 4) według klasyfikacji Sindowskiego (Racinowski i in. 2001) i jest typowa dla osadów plaży. PODSUMOWANIE Przeprowadzone badania rdzenia W9 pozwoliły na wyodrębnienie pięciu serii osadowych reprezentujących odmienne środowiska sedymentacyjne. Najniżej leżące osady piaszczysto-żwirowe, bogate w okruchy skał węglanowych (seria I), zostały osadzone w środowisku fluwioglacjalnym podczas fazy transgresji ostatniego zlodowacenia. Wyżej zalegają piaski środowiska rzecznego (seria II) osady dawnej doliny Regi, której ujście w owym czasie znajdowało się bardziej na zachód od dzisiejszego. W osadach tych wyodrębniono pięć cykli (serie IIa i IIc-IIf) typo- 190

13 wych dla środowiska rzeki meandrującej. Każdy cykl rozpoczynał się warstewką materiału grubszego i jego drobnieniem oraz wzrostem wysortowania ku górze. Pomiędzy seriami IIa i IIc występowała warstwa piasków bardzo drobnoziarnistych ze znacznym udziałem frakcji mułkowej, będąca świadectwem stanów powodziowych na badanym obszarze. Osady rzeczne przykryte zostały przez bardzo dobrze wysortowane piaski drobnoziarniste genezy eolicznej (seria III). Rozwinięte na tej serii osady organiczne (seria IV) przedstawiają ciągły zapis palinologiczny od końca okresu atlantyckiego do końca okresu subborealnego, który został podzielony na dwa główne poziomy zespołów pyłkowych. Małe ilości nagromadzonych w profilu rdzenia W9 ziarn pyłku i ich słaby stan zachowania w osadzie sugerują otwarty typ wegetacji oraz informują o przesuszeniu torfowiska. Analiza palinologiczna najstarszego osadu z dolnej części serii ilustruje obniżenie lustra wody na zabagnionym terenie dawnej doliny Regi. Wraz z obniżeniem lustra wody spadł poziom wilgotności w rejonie badań i nastąpiło stopniowe osuszanie klimatu. Świadectwem tych zmian był spadek udziału drzew preferujących gleby wilgotne i ekspansja zasiedlających suchsze gleby piaszczyste. Zmiana klimatu lokalnego najbardziej widoczna jest na głębokości 1,2 m p.p.t. serii IV. Wówczas w analizowanym profilu rdzenia W9 nagromadzenie ziarn pyłku Alnus osiągnęło najniższe wartości procentowe, a Pinus najwyższe. Następnie, najprawdopodobniej w wyniku zmian kierunku i zwiększenia się siły wiatrów oraz intensywniejszych procesów eolicznych, badane torfowisko zostało przykryte ok. 0,2 m warstwą drobnego piasku. Epizod ten zakończył się zmniejszeniem intensywności tych procesów oraz zwiększeniem wilgotności lokalnego klimatu. Dominować zaczął na powrót Alnus, zwiększył się udział Cyperaceae i Filicales. Powyżej głębokości 0,6 m p.p.t. w badanej serii osadów sytuacja zmieniła się ponownie. Wtedy nastąpiło osuszenie lokalnego klimatu, co spowodowało zmniejszenie się drzewostanu Alnus w dalszym sąsiedztwie badanego obszaru, a na nim umożliwiło intensywny rozwój wrzosowiska. Na ostatnim, najmłodszym etapie rozwoju badanego torfowiska dominowały rośliny zielne, zasiedlające otwarty, bezdrzewny teren. Przypuszczalnie na skutek działalności procesów eolicznych teren ten został stopniowo zasypany piaskami z epizodem krótkiej stagnacji. Pozostałością po tym epizodzie są występujące na powierzchni torfu w pozycji przyżyciowej liczne młode pnie sosny (rys. 1), zniszczone wskutek ponownej intensyfikacji procesów eolicznych oraz abrazji. Po wkroczeniu na badany teren wód Bałtyku nastąpiło rozmycie wydm i ponowne odsłonięcie torfowiska, które przykryte zostało niewielką warstwą piasku plażowego (seria V). W obecnym stanie obszar paleotorfowiska narażony jest na ciągłe procesy abrazji morskiej, które w niedługim czasie mogą doprowadzić do kompletnej jego dewastacji i zniknięcia z powierzchni plaży. 191

14 L I T E R AT U R A Dobracka E., 1990: Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, arkusz Trzebiatów (78) wraz z objaśnieniami, Warszawa Dobracka E., 2008: Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, arkusz Niechorze (77) wraz z objaśnieniami reambulacja, Szczecin Faegri K., Iversen J., 1978: Podręcznik analizy pyłkowej, Warszawa Faergi K., Iversen J., 1989: Textbook of Pollen Analysis, New York Folk R.L., Ward W.C., 1957: Brazos river bar, a study of significance of grain size parameters, Journal of Sedimentary Petrology 27, s Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R., 1986: Zarys sedymentologii, Warszawa Hrynowiecka-Czmielewska A., 2010: History of vegetation and climate of the Mazovian (Holsteinian) interglacial and the Liviecian (Saalian) glaciation on the basis of pollen analysis of palaeolake sediments from Nowiny Żukowskie, SE Poland, Acta Palaeobotanica 50(1), s Jańczyk-Kopikowa Z., 1987: Uwagi na temat palinostratygrafii Czwartorzędu, Kwartalnik Geologiczny 31, s Kaczmarzyk J., 2004: Holoceńska paleohydrologia środkowej Wieprzy w świetle cech sedymentologicznych osadów korytowych, Prace Geograficzne 200, s Kaszubowski L., 1996: Geomorphology and Contemporary Evolution of the Western Polish Coast, Journal of Coastal Research 12, 2, s Kondracki J., 2002: Geografia regionalna Polski, Warszawa Koźmiński C., Michalska B., Czarnecka M., 2007: Klimat województwa zachodniopomorskiego, Szczecin Ludwikowska-Kędzia M., 2000: Ewolucja środkowego odcinka doliny rzeki Bielanki w późnym glacjale i holocenie, Warszawa Łabuz T.A., 2005: Brzegi wydmowe polskiego wybrzeża Bałtyku, Czasopismo Geograficzne 76, 1-2, s Matuszkiewicz J.M., 1993: Krajobrazy roślinne i regiony geobotaniczne Polski, Wrocław Miętus M., Filipiak J., Owczarek M., 2004: Klimat wybrzeża południowego Bałtyku. Stan obecny i perspektywy zmian. W: Środowisko polskiej strefy południowego Bałtyku stan obecny i przewidywane zmiany w przededniu integracji europejskiej, red. J. Cyberski, Gdańsk, s Musielak S., Łabuz T.A., Wochna S., 2005: Współczesne procesy brzegowe na Wybrzeżu Trzebiatowskim. W: Środowisko przyrodnicze wybrzeży Zatoki Pomorskiej i Zalewu Szczecińskiego, red. R.K. Borówka, S. Musielak, Szczecin, s Mycielska-Dowgiałło E., 2007: Metody badań cech teksturalnych osadów klastycznych i wartość interpretacyjna wyników. W: Badania cech teksturalnych osadów czwartorzędowych i wybrane metody oznaczania ich wieku, red. E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rutkowski, Warszawa, s Nalepka D., Walanus A., 2003: Data processing in pollen analysis, Acta Palaeobotanica 43(1), s Piotrowska H., 1984: Szata roślinna. W: Pobrzeże Pomorskie, red. B. Augustowski, Wrocław, s Preś-Szakowska A., 2003: Litofacjalne zróżnicowanie osadów holoceńskich z Doliny Dolnej Odry; profil nr 200 z rejonu jeziora Dąbie. W: Człowiek i środowisko przyrodnicze Pomorza Zachodniego, cz. II, Środowisko abiotyczne, red. R.K. Borówka, A. Witkowski, Szczecin, s Racinowski R., Szczypek T., Wach J., 2001: Prezentacja i interpretacja wyników badań uziarnienia osadów czwartorzędowych, Katowice 192

15 Rotnicki K., Młynarczyk Z., 1989: Późnovistuliańskie i holoceńskie formy i osady korytowe środkowej Prosny i ich paleohydrologiczna interpretacja, Poznań Sztobryn M., Stigge H.J., 2005: Wezbrania sztormowe wzdłuż południowego Bałtyku (zachodnia i środkowa część), Warszawa Wentworth C.K., 1922: A Scale of Grade and Class Terms of Clastic Sediments, Journal of Geology 30, s History of development of the former Rega River Valley deposits in Pogorzelica area in the light of sedimentological and palynological analysis SUMMARY Sedimentological analysis carried out on core W9 allowed to distinguish five sediment series. Series I represents fluvioglacial deposits (sand and gravel). Series II contains fluvial sand of former Rega River Valley. Above occur series III consists deposit of aeolian processes (very well sorted fine-grained sand) and peat sediment (series IV). Palynological analysis of sediment series IV (peat bog) allowed to determine two pollen assemblage zones and subzones. Subzone Al-Q-Sa 1 describes termination of shallow water basin, decrease of regional humidity and intense development of peat bog. Subzone Al-Q-Sa 2 shows successive increase of humidity, continuation of peat bog development and regional expansion of woodland. The upper pollen assemblage zone Co-NAP illustrates reduction of regional humidity and slow decline of investigated peat bog. Subsequently to the dried peat bog entered moorland and later pine forest. Due to intense wind and sea accumulation processes the peat bog has been covered by a sand beach. Paweł Sydor Oddział Pomorski Państwowy Instytut Geologiczny Państwowy Instytut Badawczy ul. Wieniawskiego Szczecin pawel.sydor@pgi.gov.pl Bartosz Kotrys Oddział Pomorski Państwowy Instytut Geologiczny Państwowy Instytut Badawczy ul. Wieniawskiego Szczecin bartosz.kotrys@pgi.gov.pl 193

16 194