UNIWERSYTET WARSZAWSKI

Transkrypt

1 UNIWERSYTET WARSZAWSKI WYDZIAŁ GEOGRAFII I STUDIÓW REGIONALNYCH Piotr Angiel Nr albumu Cechy teksturalne osadów sandrów lodowców Flaájökull i Falljökull (SE Islandia) oraz sandru Wdy i ich znaczenie w rekonstrukcji środowisk sedymentacji Praca magisterska wykonana w Pracowni Sedymentologicznej pod kierunkiem: Prof. dr hab. Elżbiety Mycielskiej Dowgiałło Dr Mirosława Błaszkiewicza (IGiPZ PAN Toruń) Warszawa 2003

2 Wstęp CEL PRACY POŁOŻENIE OBSZARÓW BADAŃ SANDRY FLÁAJÖKULL I FALLJÖKULL NA SE ISLANDII SANDR WDY W BORACH TUCHOLSKICH OSADY SANDROWE W LITERATURZE WSPÓŁCZESNE MODELE TRANSPORTU I AKUMULACJI W RZEKACH SANDROWYCH KATASTROFALNE PRZEPŁYWY WÓD PROGLACJALNYCH NA ISLANDII METODY BADAŃ I ICH ZASTOSOWANIE W PRACY BADANIA TERENOWE Analizy odsłonięć oraz wiercenia BADANIA LABORATORYJNE Analiza uziarnienia Analiza obtoczenia ziaren kwarcowych frakcji piaszczystej PRACE KAMERALNE KONSTRUKCJA KRZYWYCH UZIARNIENIA Konstrukcja krzywych częstości Wyliczenie wskaźników uziarnienia osadów Zbiorcze zestawienia wskaźników uziarnienia CHARAKTERYSTYKA OBSZARÓW BADAŃ SANDRY PRZEDPOLA LODOWCÓW FLÁAJÖKULL I FALLJÖKULL SANDR WDY CHARAKTERYSTYKA OSADÓW SANDROWYCH W OBSZARACH BADAŃ SANDRY LODOWCÓW FLÁAJÖKULL I FALLJÖKULL Sandr lodowca Fláajökull rzeka Virkisá

3 6.1.2 Sandr lodowca Falljökull rzeka Virkisá Zestawienia wskaźników Mz i odchylenia standardowego dla sandru Fláajökull oraz Falljökull Zestawienia wskaźników skośności i odchylenia standardowego dla sandru Fláajökull oraz Falljökull PROFIL SANDRU W LINII CHWARZNO WOJTAL Wysoczyzna morenowa Wysoki poziom sandrowy Zagadnienie krawędzi wysokiego poziomu sandrowego Szlak sandrowy Wdy Wskaźniki uziarnienia osadów w profilu Chwarzno - Wojtal Analiza obtoczenia ziarn w wybranych punktach profilu Zagadnienie obecności warstwy peryglacjalnej na wysokim poziomie sandrowym ZAKOŃCZENIE I PODSUMOWANIE PRACY, WNIOSKI Spis literatury..67 Spis tabel, rycin oraz fotografii.69 Spis załączników.71 2

4 Wstęp Sandry, piaszczyste i żwirowe równiny na przedpolach lodowców, monotonne, na terenie Polski z reguły porośnięte lasami, jedynie gdzieniegdzie poprzecinane rynnami lodowcowymi. Wydawać by się mogło, że to nie jest ciekawy temat badawczy. Podejmowany przez wielu badaczy, jest stosunkowo dobrze opracowany. Zagadnienie sandrów ma jednak w sobie wiele ciekawych aspektów, a także zagadek, na które jeszcze nie odpowiedziano. Dotychczasowe badania dotyczyły najczęściej zagadnień ściśle geomorfologicznych, czasem z użyciem analiz cech strukturalnych, rzadko jednak z uwzględnieniem cech teksturalnych osadów sandrowych. Pod pojęciem cech teksturalnych kryje się wiele cennych informacji, których wykorzystanie może być niezwykle korzystne, w analizie paleośrodowisk sedymentacji. Cechy teksturalne są szczególnie istotne w przypadku wierceń, w których analiza struktur jest niemożliwa 1. Badania obszarów sandrowych zarówno na sandrach w Polsce jak i na Islandii dały autorowi szanse porównania, tych wydawać by się mogło, podobnych do siebie form terenu. Autor pragnie w tym miejscu podziękować wszystkim osobom, które pomogły w realizacji niniejszej pracy, szczególnie Pani prof. dr hab. Elżbiecie Mycielskiej-Dowgiałło, oraz Panu dr Mirosławowi Błaszkiewiczowi, za opiekę nad pracą, cenne uwagi i konsultacje, Paniom dr Ewie Smolskiej i mgr Dorocie Giriat za opiekę naukową podczas badań terenowych na Islandii. 1 Pod pojęciem cech teksturalnych i strukturalnych autor niniejszej pracy rozumie: Cechy strukturalne sposób ułożenia ziarn w osadzie, wysortowanie, struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadzie Cechy teksturalne uziarnienie osadów, obróbka ziarn, skład petrologiczny i mineralogiczny osadów itd. 3

5 1. CEL PRACY Celem niniejszej pracy jest próba charakterystyki i porównania z sedymentologicznego punktu widzenia wybranych obszarów sandrowych Islandii oraz Borów Tucholskich. Dotychczasowe badania, zwłaszcza z terenu Polski, ograniczały się często jedynie do analizy geomorfologicznej lub sięgały do analiz cech strukturalnych osadów. Praca w części badawczej podzielona jest na dwie zasadnicze części: Pierwsza część pracy, dotycząca sandrów Fláajökull i Falljökull, jest kontynuacją wcześniejszych badań sedymentologicznych prowadzonych na tych terenach przez zespół naukowy Pracowni Sedymentologicznej UW w ubiegłych latach ( ) (Smolska i in. 1998a, 1998b). Badania zostały poszerzone o analizy sedymentologiczne najgrubszych frakcji metodą skrzynki Rutkowskiego, dającą szersze spojrzenie na dynamikę i mechanizmy sedymentacji. Druga część pracy dotyczy obszaru Borów Tucholskich. Głównym celem było poszerzenie wiadomości na temat sandru Wdy w jego urozmaiconym pod względem rzeźby fragmencie, na linii profilu Chwarzno Wojtal. Profil ten obejmuje dwa różne poziomy morfogenetyczne sandru Wdy: wysoki poziom sandrowy z krawędzią sedymentacyjną koło Starej Kiszewy oraz niski, główny poziom sandrowy mający na badanym obszarze charakter tranzytowy. Analizy sedymentologiczne przeprowadzone w terenie o czytelnej morfologii, dały szersze spojrzenie na różnice dynamiki środowisk sedymentacji. 4

6 2. POŁOŻENIE OBSZARÓW BADAŃ 2.1 Sandry Fláajökull i Falljökull na SE Islandii Współczesna Islandia pokryta jest obecnie km² lodowców, co stanowi 11,5% powierzchni wyspy (Thorarisson 1943). Największy lodowiec na wyspie to Vatnajökull (około 8300 km²). Leży on na wysoko wyniesionym, trzeciorzędowym, bazaltowym plateau, sięgającym miejscami ponad 2000 m n.p.m. (w tym najwyższy punkt Islandii wulkan Hvannadalshnúkur 2119 m n.p.m.). Głównym czynnikiem wpływającym na granicę wiecznego śniegu na Islandii są opady atmosferyczne, mniejsze znaczenie ma ekspozycja stoków. Niektóre jęzory lodowce w części południowej Vatnajökull schodzą bardzo nisko na platformę abrazyjną, nawet na wysokość około 100 m n.p.m. Do tej grupy należą również lodowce Fláajökull oraz Falljökull, schodzące na wysokość około 150 m n.p.m.. Lodowce Fláajökull i Falljökull spływają jęzorami z największego w Europie lodowca Vatnajökull. Lodowiec Fláajökull jest jednym z najbardziej wysuniętych na południowy zachód lodowców Vatnajökull. Natomiast lodowiec Fláajökull jest jednym z jęzorów zachodniej części najbardziej na południe wysuniętego fragmentu Vatnajökull Öræfajökull (załącznik 1). 2.2 Sandr Wdy w Borach Tucholskich Główne formy rzeźby powierzchni terenu pojezierzy pomorskich utworzyły się przed kilkunastu tysiącami lat podczas zlodowacenia Wisły, u schyłku fazy poznańskiej oraz podczas fazy pomorskiej (załącznik 4). W tym czasie powstał łańcuch moren czołowych i innych form marginalnych Garbu Pomorskiego. Łańcuch ten stanowi na ogół strefę wododziałową między rzekami płynącymi współcześnie bezpośrednio do Bałtyku lub ujściowych odcinków Wisły i Odry, oraz rzekami płynącymi na południe do Pradoliny Toruńsko - 5

7 Eberswaldzkiej. Szlakiem odpływu wód lodowcowo rzecznych w kierunku południowym są wielkie równiny piaszczyste sandry (Kondracki 2000). Sandr Wdy leży w obrębie mezoregionu Bory Tucholskie wchodzącego w skład makroregionu Pojezierzy Południowopomorskich należącego do Pojezierzy Pomorskich (Kondracki 2000). 6

8 3. OSADY SANDROWE W LITERATURZE 3.1 Współczesne modele transportu i akumulacji w rzekach sandrowych We współczesnej literaturze przedmiotu możemy znaleźć wiele pozycji dotyczących akumulacji w rzekach sandrowych. Wielu autorów stara się opracować modele akumulacji osadów sandrowych. Profesor Tomasz Zieliński zwraca w swojej pracy (Zieliński 1993) na fakt, że obecny model akumulacji sandrów opracowany został w efekcie studiów współczesnych sandrów Kanady, Alaski i Islandii. W literaturze powszechnie przyjęto model regularnego, następstwa facji sandrowych (aluwiów rzek proglacjalnych), związanego z malejącą energią przepływu wód roztopowych od czoła lodowca w kierunku zewnętrznym. Model ten jest często stwierdzany w kopalnych osadach sandrowych (Zieliński 1993). Badania sandrów Polski północno wschodniej przeprowadzone przez Zielińskiego (Zieliński 1993) pokazują, iż model regularnego następstwa facjalnego poszczególnych stref stożka sandrowego nie sprawdza się w analizowanych osadach plejstoceńskich. W plejstocenie, wody proglacjalne płynęły długimi dolinami, gdzie akumulowały sandry dolinne (osiągają one długość około 50 km i więcej). Zieliński zwraca uwagę, że sandrów tych nie można traktować (ani w sensie morfologicznym, ani sedymentologicznym) jako stożki napływowe. Są to rozległe, płaskie równiny aluwialne rzek roztokowych. Przytoczony wcześniej model sedymentacji sandrowej skonstruowany został na podstawie relatywnie nielicznych studiów niewielkich, współczesnych sandrów regionu arktycznego. Są to wyraźne stożki aluwialne, stosunkowo strome, akumulowane z reguły w wąskim pasie pomiędzy masywami górskimi i morzem. (Zieliński 1993). 7

9 3.2 Katastrofalne przepływy wód proglacjalnych na Islandii Zjawiskiem niezwykle ciekawym, związanym ze współczesnym wulkanizmem występującym na Islandii, są tzw. jökulhlaupy. Są to gigantyczne powodzie związane z subglacjalnymi erupcjami i działalnością procesów geotermicznych. Powodują one uwolnienie wielkich mas wody i bardzo intensywną akumulację osadów sandrowych. Sandry badanych w niniejszej pracy lodowców nie były modelowane przez tego typu procesy. Jednak rzeka Virkisá wypływająca z Falljökull uchodzi do rzek sandru Skeiðarársandur, na którym zjawisko jökulhlaupów było klikakrotnie rejestrowane. Ostatni raz jökulhlaup miał miejsce w 1996 roku i związany był z erupcją wulkanu Grimsvötn. Maksymalne przepływy wód wynoszące około 50 tys. m³/sek. miały ogromną siłę transportową i spowodowały duże przekształcenia rzeźby, zarówno w strefie marginalnej Skeiðararjökull, jak i na obszarze Skeiðararsandur (Wiśniewski 1999). 8

10 4 METODY BADAŃ I ICH ZASTOSOWANIE W PRACY 4.1 Badania terenowe Terenowe prace badawcze prowadzono w latach Badania na Islandii przeprowadzono w lipcu Kolejnym etapem prac badawczych były badania w Borach Tucholskich przeprowadzone w sezonie letnim 2001 oraz we wrześniu 2002 roku. Podczas badań terenowych pobrano próbki osadów w taki sposób, aby na podstawie ich analiz sedymentologicznych możliwe było określenie dynamiki środowiska sedymentacji sandrów w różnych strefach dynamicznych Analizy odsłonięć oraz wiercenia Analizy odsłonięć oraz wiercenia wykonano w części pracy dotyczącej sandrów z obszaru Borów Tucholskich. Taką metodę uzyskania próbek sedymentologicznych wybrano ze względu na dużą lesistość terenu badań. Na tym terenie znajduje się bowiem niewiele odsłonięć naturalnych oraz wyrobisk związanych z działalnością gospodarczą człowieka. Jedynie na szlaku niskiego poziomu sandrowego Wdy autor miał możliwość prześledzenia profilu osadów sandrowych miąższości 11 metrów w żwirowni w Wojtalu (punkt 17). Dodatkowo obserwacje prowadzone były w odkrywkach, kopanych w każdym punkcie profilu do głębokości m. Celem obserwacji odsłonięć oraz wykonania odkrywek było wsparcie badań cech teksturalnych osadów, wnioskami z analiz struktur sedymentacyjnych (głównie typów warstwowań) oraz postsedymentacyjnych. Do celów niniejszej pracy wykonano 16 odkrywek Wiercenia wykonywano sondą ręczną konstrukcji Eijkel - Kampa, dowiercając w dnie odkrywek przynajmniej do 2 metrów poniżej powierzchni terenu. Celem wierceń była analiza uziarnienia w profilu oraz pobranie próbek z większych głębokości niż pozwalały na to odkrywki. Do celów pracy wykonano 19 wierceń. 9

11 4.2 Badania laboratoryjne Badania laboratoryjne obejmowały analizę uziarnienia (analiza sitowa oraz skrzynka Rutkowskiego, metoda areometryczna) oraz analizę obtoczenia ziaren kwarcowych frakcji piaszczystej (analiza graniformametryczna fakcji mm) Analiza uziarnienia Analiza sitowa Analizy sitowe przeprowadzano na klasycznych zestawach sit. Komplet składał się z sit o średnicy: (0.18) mm. W przypadku gdy występowała większa ilość osadów drobnoziarnistych dodatkowo używano sita 0.045mm. Skrzynka Rutkowskiego Metodę tą wykorzystywano do określania procentowej zawartości frakcji z uwzględnieniem najgrubszych frakcji. Próbki pobierane do tej analizy miały około kg. Sita zastępowały kratki o odpowiednich rozmiarach: mm oraz sito 16 mm. Udział wagowy poszczególnych frakcji określany był w trakcie badań terenowych na Islandii za pomocą wagi jednoszalkowej o nośności 10kg. Frakcje poniżej 16mm przesiewano na kompletach sit opisanych w analizie sitowej. Metodą skrzynki Rutkowskiego określono uziarnienie osadów morenowych i sandrowych z Islandii, w sumie wykonano 7 analiz. Szerzej o badaniu osadów gruboziarnistych pisze J. Rutkowski (1995). Analiza areometryczna Metodę tą stosowano dla próbek, w których duży był udział frakcji drobniejszych od piaszczystej. W przypadkach, gdy frakcja piaszczysta 10

12 występowała w podobnej ilości jak pyłowa i ilasta stosowano metodę kombinowaną (analizę sitową i areometr). Analizy areometryczne wykonywano jedynie na niektórych próbkach z Islandii, próbki z Borów Tucholskich zawierały bowiem niewielki procent frakcji mułkowej i ilastej Analiza obtoczenia ziaren kwarcowych frakcji piaszczystej Do analizy kształtu ziaren frakcji piasków zastosowano metodę graniformamametryczną Krygowskiego (1964). Badania prowadzono na standardowym graniformametrze spychaczowym typu K5B. Analizy przeprowadzano na frakcji piaszczystej w przedziale mm, jedynie próbka przebadana została we frakcji mm ze względu na brak dostatecznej ilości ziarn w przedziale mm. Do badań na graniformametrze wybierano z każdej próby losowo 100 ziaren kwarcowych. 4.3 Prace kameralne Konstrukcja krzywych uziarnienia Analizy uziarnienia dają podstawę do wykonania krzywych uziarnienia. Krzywe uziarnienia skonstruowano w skali prawdopodobieństwa. Dla otrzymania takiej skali wartości średnic oczek sit przelicza się z milimetrów na wartości w skali phi (Φ) według wzoru Krumbeina (1934) (za Mycielską - Dowgiałło 1995): phi = log 2 φ gdzie: φ jest średnicą ziarn w milimetrach. Wzór ten po przekształceniu ma następującą postać: phi = x log 10 φ 11

13 Tab. 1. Przeliczenie wartości mm (pojawiających się w niniejszej pracy) na wartości w skali phi mm Phi Źródło: Opracowanie własne ,4-0, ,8 + 0,3 0, , ,7 0, ,2 + 2,3 0,18 + 2,5 0, ,1 + 3,3 0, , ,5 0, , , , Visher (1969) wydzielił na krzywych kumulacyjnych trzy charakterystyczne odcinki. Nadał im symbole A, B i C. Populacja punktów A wg Vishera jest związana z procesem saltacji, w związku z tym ma ona zawsze najlepsze wysortowanie. Gorzej wysortowane człony B oraz C odpowiadają odpowiednio: przenoszeniu w zawiesinie oraz toczeniu i wleczeniu. 12

14 4.3.2 Konstrukcja krzywych częstości Uziarnienie próbek można przedstawić również za pomocą krzywych częstości. Konstrukcja ta polega na przeliczeniu udziału procentowego wartości pomiędzy poszczególnymi sitami przez deltę phi (rozumianą jako rozpiętość przedziału między kolejnymi sitami). Zestawienia wyników dokonuje się na przygotowany do tego celu układ współrzędnych i łączy się liniami krzywymi. Przebieg krzywych częstości daje stosunkowo dużo informacji na temat osadu. Pokazuje czy jest on jedno czy wielomodalny oraz w jakich przedziałach frakcji występują poszczególne mody. Dodatkowo maksymalna wartość częstości jest ważna przy interpretacji wysortowania danej mody. Im wartość ta jest wyższa tym lepsze jest wysortowanie osadu. Z krzywych częstości można również oszacować wskaźnik skośności (gdy rozkład przesunięty jest w stronę frakcji grubszej skośność będzie ujemna, natomiast w odwrotnym przypadku, gdy rozkład będzie przesunięty w stronę frakcji drobniejszej skośność będzie dodatnia). (Mycielska Dowgiałło 1995) Wyliczenie wskaźników uziarnienia osadów Wykonanie krzywych uziarnienia w skali phi dają dodatkową możliwość interpretacyjną. Służą one do wyliczenia podstawowych wskaźników uziarnienia określonych wzorami Folka i Warda (1957). Trzy z tych wzorów wydają się być najcenniejszymi do późniejszego wnioskowania genetycznego. Jest to: Średnia średnica ziarn (Mz) wyrażona wzorem: φ16 + φ50 + φ84 Mz =

15 Odchylenie standardowe (δ1) wyrażone wzorem: φ84 - φ16 φ95 φ5 δ1= Wartości odchylenia standardowego (δ1) są miarą wysortowania osadów. Folk i Ward (1957) wydzielili następujące stopnie wysortowania osadów: δ1 < osad bardzo dobrze wysortowany osad dobrze wysortowany osad średnio wysortowany osad słabo wysortowany osad bardzo słabo wysortowany > osad nie wysortowany Skośność (Sk1) wyrażona wzorem: φ84 + φ16 2 x φ50 φ95 + φ5 2 x φ50 Sk1= (φ84 φ16) 2(φ95 φ5) Skośność pozwala na ocenę czy w danej próbce przeważa frakcja drobniejsza od frakcji o maksymalnej częstości (skośność dodatnia), czy przeważa frakcja o grubszym uziarnieniu w stosunku do frakcji o maksymalnej częstości (skośność ujemna). Wartość skośności bliska 0 oznacza, że osad jest symetryczny pod względem uziarnienia i ani frakcja grubsza ani drobniejsza nie ma przeważającego udziału. 14

16 4.3.4 Zbiorcze zestawienia wskaźników uziarnienia Zbiorcze zestawienia wskaźników uziarnienia większych ilości próbek dają dodatkowe możliwości interpretacyjne dynamiki środowiska powstawania osadów. Najkorzystniejsze, pod względem wydzielenia różnych grup genetycznych osadów, są zestawienia średniej średnicy ziarn oraz skośności z odchyleniem standardowym (Mycielska Dowgiałło 1995). Zestawienia wskaźników dają pola punktów osadów o określonej genezie - zależnie od dynamiki środowiska i jego jednorodności. Badanie osadów w obrębie jednego środowiska sedymentacji (tak jak w tej pracy) daje możliwość określenia tendencji układu pól punktów. Ustalenie tej tendencji pozwala na określenia dynamiki transportu i procesu akumulacji. Najczęstszym układem (układ pierwszy) pól jest taki (Ryc. 1), w którym wraz z wzrastającą średnią średnicą ziarn (malejący wskaźnik Mz) pogarsza się stopień wysortowania (wzrastający wskaźnik δ1). Jest to układ charakterystyczny dla środowisk o zróżnicowanej dynamice i dużej zmienności siły transportującej osad. Układy drugi: wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziarn (rosnący wskaźnik Mz) zmniejsza się również stopień wysortowania osadu (wzrastający wskaźnik δ1). Charakterystyczny jest dla środowisk o przewadze procesów sortowania w obrębie grubszej frakcji i dodatkowej dostawie źle wysortowanego materiału transportowanego w zawieszeniu. Układ trzeci o zbliżonej wartości stopnia wysortowania przy jednocześnie zróżnicowanej średniej średnicy ziarn. Jest to układ charakterystyczny dla środowisk mało dynamicznych, typowy dla małej zmienności ośrodka transportującego (Mycielska Dowgiałło 1980). 15

17 Ryc. 1. Podstawowe linie regresji jednorodnych genetycznie osadów wykreślono z wzajemnej relacji wskaźnika wysortowania (δ1) i średniej średnicy ziarn (Mz) (Mycielska Dowgiałło 1995) 16

18 5 CHARAKTERYSTYKA OBSZARÓW BADAŃ 5.1 Sandry przedpola lodowców Fláajökull i Falljökull Lodowce Fláajökull oraz Falljökull schodzą swoimi jęzorami na niziny nadmorskie. Są to wysokie terasy morskie (do 200 m n.p.m.) związane z izostatycznym i orogenicznym podnoszeniem się lądu w czasie recesji lądolodu plejstoceńskiego i wczesnoholoceńskiego. Rzeki wypływające z lodowców południowej części Vatnajökull modelują ten obszar zasypując go swoimi aluwiami. Cechą charakterystyczna rzek proglacjalnych wypływających z tych lodowców jest ich roztokowy układ. Szlaki sandrowe tworzone na przedpolach Fláajökull i Falljökull mają niewielką długość. Szlak sandrowy Fláajökull (tworzony przez rzekę Holmsa) ma około 12 km długości i uchodzi bezpośrednio do Oceanu Atlantyckiego. Natomiast szlak sandrowy Falljökull (tworzony przez rzekę Virkisá) ma około 5,5 km i łączy się ze szlakiem sandrowym lodowca Skeiðararjökull. Plateau, na którym spoczywa lodowiec Vatnajökull zbudowane jest ze skał wulkanicznych: zasadowych i obojętnych. Cechy osadów badane były w 3 różnych strefach dynamicznych sandru. Próbki osadów pobrano z części proksymalnej, środkowej oraz dystalnej sandrów. 5.2 Sandr Wdy Sandr Wdy jest położony w Borach Tucholskich. Do tej pory opracowania doczekała się głównie północna, proksymalna część szlaku sandrowego Wdy. Prace badawcze koncentrowały się przede wszystkim na wyróżnianiu poziomów sandrowych, a nie analizach sedymentologicznych osadów sandrowych. Miąższości utworów czwartorzędowych w rejonie badań wynosi metrów (80 m p.p.m.) - wiercenie w Pałubinku do Arkusza Zblewo, Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1: (Błaszkiewicz 2003) zlokalizowane około 10 km na wschód od miejscowości Chwarzno na początku 17

19 profilu. W wierceniu Gotelp, do Arkusza Stara Kiszewa Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1:50 000, spąg osadów czwartorzędowych znajduje się na głębokości m (65 m p.p.m.) (Błaszkiewicz 1999). Opisywany otwór kartograficzny jest zlokalizowany około 5km na południowy zachód od miejscowości Wojtal. Obecna morfologia terenu związana jest głównie z fazą pomorską zlodowacenia Wisły. Granica jej maksymalnego zasięgu, na omawianym terenie, jest nadal prowadzona w różny sposób, a jej przebieg nie jest wciąż do końca ustalony. Spowodowane jest to zniszczeniem form czołowomorenowych przez wody fluwioglacjalne w zachodnim skrzydle lobu Wisły. Krawędź zasięgu fazy pomorskiej na ogół jest wyznaczana od jezior raduńskich do moren okolic Nowego. W takim ujęciu omawiany teren znajduje się w całości na przedpolu maksymalnego zasięgu fazy pomorskiej (Błaszkiewicz 1998). Elementami dominującymi w górnej zlewni Wdy są powierzchnie sandrowe. Rozciągają się one od moren czołowych ostatniego zlodowacenia w kierunku południowym. Piaszczyste równiny są tu wynikiem systemu odpływu wód lodowcowych związanego z ostatnim zlodowaceniem. Granicę wschodnią i zachodnią sandru Wdy wyznaczają wyraźnie zarysowane wyspy morenowe (Rolka 1997). Elementem charakterystycznym w morfologii tej części sandru Wdy są liczne poziomy sandrowe (Szupryczyński 1987). W okolicach jeziora Wdzydze najlepiej wykształcony jest poziom m n.p.m., przy czym wysokości maleją w tym obszarze z północnego zachodu na południowy wschód (zgodnie z nachyleniem sąsiednich powierzchni sandrowych). Poziom ten reprezentują m. in. wszystkie wyspy jeziora Wdzydze. Najniższy poziom występuje w okolicach Borska, wzdłuż kanału i rzeki Wdy. Jest on wyraźnie, wcięty w poziom wyższy, a kształtujące go wody roztopowe miały południowowschodni kierunek spływu (Rolka 1997). Poziom ten kontynuuje się w kierunku współczesnego spływu rzeki Wdy (SE) i jest wyraźnie widoczny w morfologii w okolicach miejscowości Wojtal. Od okolic miejscowości Bąk najniższy poziom rozszerza się w kierunku południowo wschodnim i w okolicach Wojtala ma już kilometrów szerokości. 18

20 W rejonie badań (załączniki 5 oraz 6) występują dwie odrębne morfogenetycznie jednostki sandrowe: wysoki poziom sandrowy stanowiący najwyższą powierzchnię odpływu proglacjalnego oraz występujący na południowy zachód od niego główny poziom sandru Wdy. Wysoki poziom sandrowy jest ściśle powiązany ze strefą marginalną okolic Starej Kiszewy. Dominującym elementem, obok niecki depresyjnej wykorzystywanej obecnie przez Wierzycę, niecki wytopiskowej jeziora Krąg i Chwarzno oraz kilku recesyjnych moren akumulacyjnych jest sedymentacyjna krawędź kontaktu lodowego. Krawędź ta na zachód od rynny jeziora Wygonin jest bardzo wyraźną, linijnie przebiegającą formą o wysokość dochodzącej do 15m. Morfologia proksymalnej części wysokiego poziomu sandrowego jest bardzo urozmaicona. Występuje tu wiele obniżeń wytopiskowych i rynnowych, wśród których najwyraźniejszą formą jest rynna jeziora Wygonin. Dopiero na południe od jeziora Wygonin powierzchnia wysokiego poziomu sandrowego jest bardziej wyrównana z wyraźnie zaznaczającym się spadkiem w kierunku południowo zachodnim. Opisywany sandr jest najwyższą powierzchnią odpływu proglacjalnego w tym regionie. Powierzchnia ta od zachodu obcięta jest erozyjną krawędzią o wysokości 5-7 m, poniżej której występuje główny poziom sandru Wdy związany już odpływem z okolic Kościerzyny (Błaszkiewicz 1999). 19

21 6. CHARAKTERYSTYKA OSADÓW SANDROWYCH W OBSZARACH BADAŃ 6.1 Sandry lodowców Fláajökull i Falljökull Analiza profili miała na celu określenie różnic dynamiki poszczególnych środowisk sandrowych. W tym celu wykonywano profile dla obydwu sandrów od moren aż do ujścia rzek (załącznik 2, 3) do Oceanu (Holmesa), a w przypadku Virkisy do rzeki głównej (Skeidarár). Aby scharakteryzować dynamikę rzeki w poszczególnych odcinkach pobierano próbki (z powierzchni) zarówno z części centralnych łach, odsypów bocznych łach, odsypów za łachami oraz rozcięć w obrębie łach. W każdym profilu analizowano jedną próbkę metodą skrzynki Rutkowskiego (skrót Rut w nazwie próbki) uwzględniającą najgrubsze frakcje znajdujące się w osadzie. Próbkę do tej analizy pobierano zawsze ze środka łachy. Dodatkowo osady morenowe były również analizowane metodą skrzynki Rutkowskiego. Fot. 1. Ogólny widok na sandr Flájökull, zdjęcie wykonano ze szczytu położonego na wschód od jęzora lodowca. Rzeka Holmsa widoczna w prawym górnym rogu zdjęcia 20

22 6.1.1 Sandr lodowca Fláajökull rzeka Holmsa Punkt1 (Morena czołowa lodowca Fláajökull i sandr proksymalny, załącznik 7) Fot. 2. Sandr proksymalny i morena czołowa lodowca Fláajökull Osady moreny czołowej lodowca Fláajökull (próbka FlaaRutM) charakteryzują się bardzo słabym wysortowaniem (odchylenie standardowe = 3.1 najwyższa wartość w całym profilu sandru Fláajökull). Dominującymi frakcjami są frakcje o uziarnieniu grubszym niż 4 phi. Tworzą one wyraźną kulminację na krzywej częstości o maksymalnych wartościach około 20. Frakcje drobniejsze cechuje stosunkowo równomierny udział w osadzie o częstości na poziomie 3-8. Do analiz pobrano osady z łachy znajdującej się w bezpośrednim sąsiedztwie moren pobrano do analiz kilkadziesiąt metrów od wypływu wód roztopowych spod lodowca (próbka FlaaRut1). W stosunku do osadów morenowych są one lepiej wysortowane (odchylenie standardowe równe niemal 2) co przejawia się między innymi wzrostem maksymalnej częstości wynoszącej dla tych osadów prawie 30. Cechą charakterystyczną na krzywej częstości jest 21

23 zbliżony kształt krzywych osadów morenowych oraz pobranych ze środka łachy. Świadczy to o morenowym źródle dla osadów tej łachy i ich niewielkim przekształceniu w korycie rzeki. Środowisko fluwialne, posiadające w tym odcinku rzeki dużą dynamikę wzbogaca osad we frakcje 5 phi, a wyraźnie zubaża we frakcje drobniejsze zwłaszcza powyżej wartości 1 phi. W osadach fluwioglacjalnych widoczne jest wzbogacenie we frakcje bardzo drobne około +5 phi. Takie wzbogacenie można interpretować bardzo dynamicznym transportem, w którym zawiesina jest transportowana razem z frakcjami bardzo grubymi. Frakcje od 7 phi do 4 phi tworzą niemal prostą linię na krzywych kumulacyjnych w skali prawdopodobieństwa, jest to związane z bardzo gwałtownym sposobem transportu osadów sandrowych, nie można więc tych krzywych interpretować wg Vishera (1969). Ich układ wskazuje na dużą siłę przepływu, która powodowała przenoszenie różnych frakcji osadu w fazie miecenia i ich łączną akumulację. Stosunkowo podobny pod względem przebiegu krzywych do próbki ze środka łachy jest osad wypełniający rozcięcie w obrębie łachy (próbka Flaa I/2). Jest on nieco drobniejszy, jeśli chodzi o frakcję dominującą i również jednomodalny. Krzywa na skali prawdopodobieństwa ma bardziej stromy przebieg, świadczący podobnie jak w przypadku próbki FlaaRut I, o transporcie osadu w fazie miecenia. Zupełnie odmienny wygląd mają krzywe dla osadów drobnoziarnistych akumulowanych w cieniu za przeszkodami w obrębie łachy (próbka Flaa I/3). Są to osady o wyraźnie zaznaczających się członach A i B, czyli odpowiadających saltacji i zawiesinie. Wysortowanie tych osadów jest najlepsze w profilu sandru proksymalnego i dochodzi do δ=1.2 i maksymalnej częstości około 47. Na krzywej częstości widoczne są dwa maksima częstości jedno przypada na wartość 2 phi drugie na 3 phi. Charakterystyczne jest to, że maksima te odpowiadają różnej średnicy ziarn, a co za tym idzie różnej dynamice transportu. Wartość zarówno 2 phi, jak i 3 phi odpowiadają, na krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieństwa, transportowi w saltacji. Taki zapis świadczyć może o szybkim wygasaniu przepływu w obrębie cienia za przeszkodą, początkowo z 22

24 saltacji akumulowany osad był osad grubszy (2 phi), a podczas zamierania przepływu drobniejszy (3 phi) również z saltacji. Punkt 2 (Sandr proksymalny pomiędzy przełomami przez wzgórza morenowe, załącznik 8) Sandr na omawianym obszarze rozciąga się pomiędzy dwoma, pochodzącymi z kolejnych recesji, wałami morenowymi. Dynamika wód roztopowych jest na tym odcinku duża, co skłoniło autora do zaliczenia tego odcinka sandru do sandru proksymalnego. Fot. 3. Sandr proksymalny Fláajökull w 2 punkcie profilu 23

25 Fot. 4. Sandr proksymalny Fláajökull w 2 punkcie profilu łacha kamienista Osady pobrane ze środka łachy do analizy metodą Rutkowskiego (FlaaRut II) na krzywych kumulacyjnych w skali prawdopodobieństwa charakteryzuje układ zbliżony do podobnej próbki z profilu 1 (FlaaRut I). Dynamika środowiska jest również podobna. Większa część osadu zawiera się w przedziale od 7 do 2 phi (blisko 90% masy osadu). Maksymalne wartości częstości zawierają się w przedziale od 6 do 5 phi. Świadczy to o dużej dynamice transportu w obrębie tego odcinka sandru. Wyraźne załamanie na krzywej częstości dla wartości ziarn grubszych od 6 phi można interpretować jako granice kompetencji środowiska fluwialnego w tym odcinku sandru. Osad frakcji 7 phi należałoby interpretować jako bruk erozyjny, względnie jako osad włączany do transportu podczas bardzo silnych wezbrań. Próbka pobrana z przewarstwienia gruboziarnistego włożonego w łachę (Flaa II/b), ma podobny kształt do krzywej z analizy skrzynki Rutkowskiego z tą różnicą, że maksimum częstości przesunięte jest w stronę drobniejszego osadu (- 0.5 phi). Krzywa kumulacyjna w skali prawdopodobieństwa składa się głównie z odcinka A (saltacja) z lekko zaznaczającym się członem B (zawiesina). Cechy te 24

26 mogą świadczyć o podobnym mechanizmie akumulacji tej serii jak w przypadku próbki ze środkowej części łachy, z tą różnicą, że siła transportu była w tym przypadku mniejsza. Próbka pobrana z odsypu za łachą (Flaa II/d) ma wygląd bardzo przypominający próbkę z profilu 1 (z cienia za przeszkodą - Flaa I/3). Podobnie jak tamta próbka i ta jest bimodalna. Maksymalne wartości częstości przypadają na 2 phi oraz na 3.3 phi i na krzywych kumulacyjnych w skali prawdopodobieństwa lokują się w saltacji. Wartości maksymalnej częstości dochodzą do 50 są najwyższe dla tego profilu. Cechy te, podobnie jak w przypadku próbki z pierwszego profilu, należy interpretować jako zapis zamierania przepływu, w tym przypadku proces ten miał miejsce za łachą. Punkty 3 i 4 (pomiędzy przełomem a mostem, załącznik 9 i 10) Punkty te znajdują się za przełomami przez wały moren czołowych Rzeka w tym fragmencie znacznie się rozszerza nawet do 1.5 km. Odcinek ten ma długość około 3km i kończy się zwężeniem, nad którym znajduje się most głównej drogi krajowej w Islandii (Nr1). Punkt nr 3 zlokalizowany jest kilkaset metrów poniżej przełomu przez ostatni (od lodowca) pas moren po lewej stronie rzeki. Próbki do badań z punktu 4 pobrano kilkaset metrów powyżej mostu nad rzeką Holmesą również po lewej stronie rzeki. 25

27 Fot. 5. Sandr środkowy Fláajökull w 3 punkcie profilu, w tle lodowiec Fláajökull Punkt 3 (załącznik 9) Próbka osadów ze środka łachy (FlaaRut III), poddana analizie metodą skrzynki Rutkowskiego wykazuje zbliżony przebieg do podobnej próbki z punktu 2. Zaznacza się jednak przesunięcie maksymalnej częstości z 6 phi na 5 phi, wartości maksymalnej częstości (28) oraz kształt krzywej są również zbliżone. Cechy te świadczyć mogą o bardzo podobnej dynamice transportu w obydwu przypadkach. Próbka pobrana z brzeżnej części łachy (Flaa III/a), na krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieństwa, ma przebieg typowy osadów związanych z transportem w fazie miecenia. Dodatkowo na krzywej częstości widać słabe wysortowanie tej próbki. Świadczą o tym również bardzo niskie wartości maksymalnych (częstości do 17) zaznaczające się w dużym przedziale frakcji od 0.5 phi do 2.33 phi. Również odchylenie standardowe równe 2.12 potwierdza słabe wysortowanie osadów. Przebieg krzywych, a zwłaszcza krzywej częstości, można interpretować jako środowisko o stosunkowo jednoczasowej sedymentacji, w czasie chwilowego spadku przepływu. 26

28 Zupełnie inny obraz na krzywych tworzą osady z próbki pobranej z najdrobniejszego materiału z odłożenia w rozcięciu łachy (Flaa III/c). Jest to jedyny przypadek na sandrze rzeki Holmesy, w którym odchylenie standardowe jest poniżej 1 i wynosi δ=0.67. Widoczne jest to zresztą na krzywej częstości gdzie maksymalne wartości częstości dochodzą niemal do 60. Krzywa kumulacyjna w skali prawdopodobieństwa ma wyraźnie zaznaczony człon A oraz człon B (powyżej 4.3 phi). Maksimum częstości przypada na saltację, co dobrze tłumaczy jego stosunkowo dobre wysortowanie. Punkt 4 (załącznik 10) Próbka pobrana ze środka łachy (FlaaRut IV) po raz kolejny nawiązuje do podobnych próbek z powyżej opisanych profili. Charakterystyczny jest jednomodalny przebieg i maksymalne częstości około 20, w obrębie najgrubszych frakcji. W przypadku próbki z punktu 4 wyraźnie zaznacza się przesunięciem maksimów w kierunku frakcji drobniejszych maksima przy 2 phi. Świadczyć to może o mniejszej sile transportującej ośrodka. Osad podobnie jak w przypadku poprzednich punktów ze środków łach transportowany jest głównie w saltacji i zawiesinie. Osad z odsypu (Flaa 4/3) na krzywych kumulacyjnych w skali prawdopodobieństwa ma bardzo wyraźnie zaznaczoną saltację oraz odcinek charakterystyczny dla transportu w zawiesinie. W stosunku do osadu ze środka łachy poprawia się wysortowanie. Przejawia się wzrostem wartości maksymalnych częstości do 36. Nie mniej odchylenie standardowe ma wartości charakterystyczne dla osadu słabo wysortowanego (δ= 1.29). Kolejną analizowaną w tym punkcie próbkę pobrano z drobnego odsypu (próbka: odsyp most). Krzywa kumulacyjna w skali prawdopodobieństwa jest podobna do krzywej z poprzedniego odsypu, z tą różnicą, że jest przesunięta w stronę drobniejszych osadów. Krzywa częstości ma wyższe maksymalne wartości dochodzące do 45, jednak i dla tej próbki odchylenie standardowe ma wartość powyżej jednego, co świadczy o jej słabym wysortowaniu. 27

29 Punkt 5 (sandr dystalny, w pobliżu ujścia do Oceanu Atlantyckiego (załacznik 11) Punkt zlokalizowano w pobliżu ujścia rzeki Holmesy do Oceanu Atlantyckiego, po zachodniej stronie koryta. W przypadku sandru dystalnego nie było potrzeby wykonywania analizy metodą skrzynki Rutkowskiego. Osad ze środka łachy składał się z frakcji poniżej 4mm, co pozwoliło na przeprowadzenie zwykłych analiz sitowych. Osad ze środka łachy (FlaaRut V) na krzywej w skali prawdopodobieństwa składa się jedynie z odcinka A wiązanego z procesem transportu w saltacji. Na krzywych częstości wartości maksymalnych częstości, we frakcjach grubszych (0 phi) dochodzą aż do 80, co mogłoby wskazywać na dobre wysortowanie osadu, jednak pojawienie się drugiego maksimum w obrębie frakcji drobniejszej o wartości 33 (przy 4 phi) wpływa na znaczne podniesienie odchylenia standardowego, co oznacza gorsze wysortowanie osadu. W tym przypadku wynosi ono 1.53 co odpowiada osadowi słabo wysortowanemu. Drugą analizowaną w tym punkcie próbkę (Flaa-dyst) pobrano z odsypu przybrzeżnego. Podobnie jak w przypadku próbki ze środka łachy na krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieństwa zaznacza się głównie człon A. Przebieg krzywej częstości jest bardzo płaski (wartości częstości do 30) i wyraźnie bimodalny z maksimami dla 2 phi (częstość = 31) oraz 3.3 phi (częstość = 24). W przypadku tej próbki trudno o połączenie bimodalnego charakteru krzywej z procesami w obrębie sandru dystalnego, nie pozwala na to mała ilość próbek przeanalizowanych w obrębie tego odcinka rzeki. 28

30 6.1.2 Sandr lodowca Falljökull rzeka Virkisá Punkt 1 (Morena czołowa oraz sandr proksymalny Falljökull, załącznik 14) Fot. 6. Lodowiec Falljökull, brama lodowcowa początek rzeki Virkisá Osady czołowo morenowe lodowca Falljökull (FallRut Mor), podobnie jak w przypadku moren czołowych lodowca Fláajökull, charakteryzuje bardzo słabe wysortowanie osadów. Odchylenie standardowe δ=2.82 jest najniższe w całym badanym profilu sandru Falljökull. Dominującymi frakcjami są frakcje o uziarnieniu poniżej 3 phi. Tworzą one wyraźną kulminację na krzywej częstości o maksymalnych wartościach dochodzących do 20. Frakcje drobniejsze cechuje stosunkowo równomierny udział w osadzie o częstości na poziomie 3-6. Krzywa w skali prawdopodobieństwa ma dosyć prosty przebieg, w którym trudno o wyróżnienie odcinków charakterystycznych dla określonych rodzajów transportu. Układ krzywej wskazuje na dużą siłę przepływu, która, podobnie jak w bezpośrednim sąsiedztwie moren przy lodowcu Fláajökull, powodowała przenoszenie różnych frakcji osadu w fazie miecenia i ich łączną akumulację. 29

31 Z obszaru sandru, do analiz pobrano osady ze środka łachy (RutFall I), znajdującej się w bezpośrednim sąsiedztwie moren, kilkadziesiąt metrów od bramy lodowcowej będącej początkiem rzeki Virkisy. W stosunku do osadów morenowych materiał jest nieco lepiej wysortowany (odchylenie standardowe równe 2.5), co przejawia się również wzrostem (w stosunku do osadów morenowych) maksymalnej częstości wynoszącej dla tych osadów 25. Cechą charakterystyczną na krzywej częstości, podobnie jak w przypadku sandru lodowca Fláajökull, jest zbliżony kształt krzywych osadów morenowych oraz osadów ze środka łachy. Świadczy to o morenowej genezie osadów fluwialnych. Środowisko fluwialne, posiadające na tym odcinku rzeki dużą dynamikę wzbogaca osad we frakcje 5 phi, a wyraźnie zubaża we frakcje drobniejsze zwłaszcza powyżej 1 phi. W przypadku tej łachy w osadach fluwioglacjalnych nie zaznaczyło się wzbogacenie we frakcje bardzo drobne około +5 phi, co miało miejsce na sandrze Fláajökull. Próbka osadów drobnoziarnistych (Prox1) pobrana w pobliżu bramy lodowej lodowca Falljökull ma bardzo wyraźnie zaznaczony człon saltacji (A) na krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieństwa. Osady te mają wysokie wartości (jak na osady badanych sandrów) maksymalnej częstości (46) świadczące o stosunkowo dobrym wysortowaniu. Odchylenie standardowe, dla tego osadu, jest najwyższe na całym sandrze Falljökull i wynosi δ=0.96. Tak dobre wysortowanie osadów należy wiązać z saltacją, jest to bowiem, w porównaniu z transportem we wleczeniu i zawiesinie, sposób transportu dający zawsze lepsze wysortowanie osadów. Kolejną próbką analizowaną w tym punkcie była próbka osadu z cienia za głazem na łasze kamienistej blisko nurtu (Prox2). Krzywa kumulacyjna w skali prawdopodobieństwa ma przebieg, odpowiadający transportowi w fazie miecenia. Osad jest słabo wysortowany, co widać na krzywej częstości maksymalne wartości częstości nie przekraczają 26. Krzywa jest bimodalna z maksimami 0.5 phi oraz +1 phi. Maksima te trudno jednak jednoznacznie interpretować w przypadku aż tak dynamicznego środowiska. 30

32 Punkt 2 (Sandr proksymalny powyżej mostu, załącznik 15) Profil znajduje się około 1km od wypływu wód roztopowych spod lodowca Falljökull. Na tym odcinku rzeka nie tworzy licznych roztok odpływ koncentruje się w jednym rozległym korycie z pojedynczo występującymi łachami. Osady ze środka łachy (RutFall2) w omawianym punkcie miały bardzo gruboziarnisty charakter. Widoczne jest to zresztą na krzywej częstości. Dominującymi frakcjami są frakcje grube, a maksimum częstości przypada na 7phi (czyli 128mm). Świadczy to o dużej energii transportu wód roztopowych na tym odcinku sandru. Krzywa kumulacyjna w skali prawdopodobieństwa tworzy łagodnie nachyloną krzywą, co wraz z niskimi wartościami maksymalnych częstości świadczy o słabym wysortowaniu osadów. Kolejną próbkę pobrano z rozcięcia w obrębie łachy (Fall 1). Osad jest zdecydowanie drobniejszy w porównaniu z środkiem łachy. Na krzywej w skali prawdopodobieństwa wyraźnie zaznacza się bardziej stromy przebieg członu A - saltacja oraz stosunkowo płaski człon B (transport w zawiesinie). Próbka z drobno piaszczystego obniżenia w łasze (Fall 2) ma, jako jedyna z analizowanych na sandrze Falljökull próbek, zaznaczony człon wleczenia (C) na krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieństwa. Jest ona również stosunkowo dobrze wysortowana (δ=1.01). Depozycji osadów była stosunkowo gwałtowna i następowała głównie z saltacji świadczy o tym dość dobre wysortowanie osadów. Punkt 3 i 4 (sandr za mostem, do ujścia Virkisy do Skeiðararsandur, załącznik 16) Punkt trzeci zlokalizowany był przy prawym brzegu Virkisy kilometr poniżej mostu (drogowego - drogi krajowej nr 1). Od mostu rzeka rozlewa się na szerokość około 1 kilometra tworząc liczne koryta roztokowe. Punkt czwarty 31

33 zlokalizowano na lewym brzegu rzeki, kilkaset metrów powyżej ujścia rzeki Virkisá do Skeiðarársandur. W punkcie tym pobrano jedynie próbkę ze środka łachy do analizy metodą skrzynki Rutkowskiego. Próbki pobrane na środkach łach (RutFall 3 oraz RutFall 4) w punkcie 3 i 4 wykazują duże podobieństwo. Przejawia się ono współkształtnym przebiegiem krzywy kumulacyjnych na wykresach w skali prawdopodobieństwa oraz na krzywych częstości. Jednak różnicę dynamiki środowiska sandrowego w obydwu punktach dobrze rejestrują krzywe częstości. Dla punktu 3 krzywa ma przebieg jedno modalny z maksimum częstości 4 phi i 3 phi. Świadczy to o akumulacji materiału gruboziarnistego z saltacji podczas silnego wezbrania. Podobnie rzecz ma się w przypadku krzywej dla osadów z punktu 4, jednak w tym przypadku prócz maksimum około 4 phi pojawiają się jeszcze dwa mniejsze maksima dla -0.5 phi oraz 0.33 phi. Maksima świadczą o wzbogaceniu osadu w materiał drobniejszy w porównaniu z próbką RutFall 3. Na obydwu krzywych zaznacza się wyraźne obniżenie wartości częstości dla frakcji 5 phi oraz 6phi, fakt ten może świadczyć, podobnie jak w przypadku punktu 1 z sandru Fláajökull, o maksymalnej kompetencji środowiska fluwialnego. W przypadku tego odcinka sandru osady grubsze od frakcji 5 phi są rzadko włączane do transportu i stanowią bruk erozyjny. Próbka pobrana z drobnej łachy w punkcie 3 (Fall 3/2) ma dość płaski, jeśli chodzi o częstość, przebieg. Jest on dość podobny do przebiegu omawianej powyżej próbki z RutFall 4, z tą różnicą, że maksymalne wartości częstości przesunięte są w stronę drobniejszych frakcji. Analizowany w punkcie 3 drobny osad z rozmycia łachy (próbka: Fall rozm. łachy) ma bardzo wyraźną poprawę wysortowania osadu - świadczy o tymi wzrost maksymalnej wartość częstości do około 51 oraz odchylenie standardowe bliskie jedności. Na wykonanej dla tej próbki osadów krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieństwa zaznacza się jedynie akumulacja z saltacji (A). Akumulacja z saltacji wydaje się, w tym przypadku, dobrze korelować z dość dobrym wysortowaniem osadów. 32

34 6.1.3 Zestawienia wskaźników średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego dla sandru Fláajökull oraz Falljökull Zestawienia wskaźników Mz i odchylenia standardowego dla obydwu sandrów (załączniki 12 i 17) mają podobny przebieg. Generalną tendencją układu pola punktów, uzyskanego w zestawieniu wskaźników, jest pogorszenie wysortowania wraz z zwiększaniem się frakcji (spadkiem Mz). Jest to najczęstszy przypadek - układ pierwszy. Jest on charakterystyczny dla środowisk o zróżnicowanej dynamice i dużej zmienności siły transportującej osad. W przypadku sandrów Fláajökull oraz Falljökull dynamika ośrodka jest na tyle duża, że układ pól jest bardzo stromo nachylony jest on niemalże pionowy nachylenie linii trendu dla obydwu sandrów wynoszą około 80 stopni Zestawienia wskaźników skośności i odchylenia standardowego dla sandru Fláajökull oraz Falljökull W przypadku zestawienia skośności oraz odchylenia standardowego (załączniki 13 i 18) pola punktów z obydwu sandrów również mają podobne prawidłowości przebiegu. Obserwujemy tendencję do pogarszającego się wysortowania wraz ze wzrostem przewagi osadów gruboziarnistych w stosunku do frakcji o maksymalnej częstości. Osady na obydwu sandrach wykazują dodatnią skośność (tylko jedna próbka na 26 analizowanych miała ujemną skośność). Fakt ten świadczy o przeciążeniu aluwiów badanych sandrów osadem gruboziarnistym. 33

35 6.2 Profil sandru w linii Chwarzno Wojtal Profil (załącznik 6) ma przebieg północny wschód południowy zachód. Zaczyna się on w okolicach jeziora Chwarzno na północy, a kończy w miejscowości Wojtal nad Wdą na południu (załącznik 5). Miąższość osadów sandrowych w badanym obszarze jest zróżnicowana i wynosi około 30 metrów w części proksymalnej wysokiego poziomu sandrowego w sąsiedztwie rynny jeziora Wygonin, 8.5 m w miejscu otworu Leśna Huta na linii przekroju (między punktami 9 i 10) w części dystalnej wysokiego poziomu sandrowego, oraz 10 m w żwirowni w Wojtalu na niskim poziomie sandrowym. Sandr w części proksymalnej zbudowany jest z piaszczystych utworów gruboziarnistych. Odpływ proglacjalny na bezpośrednim przedpolu sedymentacyjnej krawędzi kontaktu lodowego doprowadził nie tylko do zniszczenia glin zwałowych stadiału górnego, ale także w znacznej mierze serii glacjalnej stadiału środkowego. W części dystalnej wysokiego poziomu sandrowego frakcja utworów jest już zdecydowanie drobniejsza. Utwory wodnolodowcowe niskiego poziomu sandrowego charakteryzuje duży udział dobrze przemytych piasków drobno i średnioziarnistych z niewielkim udziałem frakcji grubszych. Taka litologia wynika z tranzytowego charakteru niskiego poziomu sandrowego Wdy na badanym obszarze (Błaszkiewicz 1999). Badania terenowe miały na celu porównanie cech teksturalnych osadów głównego szlaku sandrowego Wdy oraz wysokiego poziomu sandrowego na podstawie wierceń wykonanych na linii przekroju. Dodatkowo porównano osady krawędzi i jej bezpośredniego podnóża, zarówno w jej północnej części, jaki i środkowej Wysoczyzna morenowa Wiercenie w punkcie 1 dokumentuje warstwa gliny do głębokości 2 metrów. Glina ma charakter piaszczysty, zawiera dużo materiału 34

36 grubookruchowego. Profil zaczyna się piaskiem gliniastym mocnym. Na głębokości około m zwiększa się ilość głazików, pojedyncze głaziki dochodzą do 20 cm średnicy. Dokładna pozycja stratygraficzna analizowanej gliny nie została do końca ustalona. Pochodzi ona albo z fazy leszczyńskiej ostatniego zlodowacenia, lub jest związana z lokalną oscylacją fazy pomorskiej w tym rejonie. Ten drugi wariant został zasugerowany przez M. Błaszkiewicza (1998). Autor ten widzi możliwość wydzielenia na odcinku Chwarzno - Wygonin odrębnego pakietu gliny pomorskiej, rozdzielonej od gliny leszczyńskiej serią fluwioglacjalną. Uzasadnieniem dla takiej możliwości jest bardzo duża miąższość osadów sandrowych oraz zagłębienie depresji końcowej znajdujące się w rejonie miejscowości Stara Kiszewa. Fakty te przemawiają za stosunkowo długim postojem aktywnego lądolodu na tym obszarze. Badania przeprowadzone w niniejszej pracy nie pozwalają na rozwinięcie tematu dwudzielności glin, potwierdzają jedynie, (m. in. w cechach teksturalnych osadów sandrowych) bliskość strefy zasilania sandru na wysokim poziomie sandrowym Wysoki poziom sandrowy Sandr obniżony (załączniki 19, 20) Wiercenia 2 i 3 dokumentują wysoki poziom sandrowy w jego najbardziej proksymalnej części. Stosunki wysokościowe pozwalają na wyciągniecie wniosku, iż ta część sandru była akumulowana na martwym lodzie i po deglacjacji została obniżona. Widoczne jest to na załączonym przekroju - najwyższe powierzchnie wysokiego poziomu sandrowego znajdują się w regionie rynny jeziora Wygonin, a więc w kierunku pod prąd dla rzek proglacjalnych. Poziom sandru obniżonego ma bardzo urozmaiconą rzeźbę. Szczególne dobrze widoczne są ukierunkowane systemy wzgórz i zagłębień pomiędzy nimi o przebiegu nawiązującym do przebiegu rynny jeziora Wygonin. Taki typ rzeźby dodatkowo przemawiałby za hipotezą akumulacji osadów sandrowych na martwym lodzie. Wiercenia 2 i 3 zostały wykonane w 35

37 najwyższych partiach powierzchni sandru obniżonego. Cechą charakteryzującą osady w miejscach wierceń jest ich duża zmienność pionowa. Świadczy to o częstych zmianach energii środowiska sedymentacji. Osady akumulowane w warunkach spokojnego przepływu, lub nawet wody stojącej (osady mułkowe) często graniczą z osadami typowymi dla środowisk o dużo większej dynamice przepływu (osady żwirowe). Wskazuje to na możliwość gwałtownych uruchomień przepływów. W profilach zapisał się również proces zamieranie przepływu - na niektórych odcinkach profilu, ku górze zaznacza się drobnienie osadu piaszczystego od gruboziarnistego, przez drobnoziarnisty do mułkowego. Zamieranie przepływu mogło mieć również charakter gwałtowny, przykładem takiej sytuacji jest depozycja mułków bezpośrednio na osadach gruboziarnistych w punkcie 2. Na krzywych częstości, zarówno w punkcie 2 jak i 3, widać wyraźną dwudzielność osadów. Osady, w których więcej jest frakcji gruboziarnistej (2.5, 2,7, 3.5), charakteryzują niskie wartości maksymalnej częstości nie przekraczające 40%, są to osady o niskim wysortowaniu. Osady, w których dominują frakcje drobnoziarniste (pozostałe analizowane próbki) cechuje wyraźna poprawa wysortowania (przejawiająca się m.in. wzrostem wartości częstości do przedziału od 45 do 65). Krzywe w skali prawdopodobieństwa wyjątkowo wyraźnie pokazują, w przypadku tych dwu różnych pod względem frakcji osadów, różnice w sposobie ich sedymentacji. Krzywe osadów gruboziarnistych, tworzą wiązkę krzywych położoną ponad wiązką osadów drobnoziarnistych. Na krzywych zaznaczają się człony A saltacja (próbka 3.5), oraz A i C - saltacja i zawiesina (2.5 i 2.7). Świadczy to o stosunkowo gwałtownej sedymentacji, zaś pojawienie się członu zawiesiny interpretować należy, jako słabe sortowanie osadów podczas transportu i szybkiej akumulacji, albo o przeciążeniu osadem. W przypadku wiązki krzywych osadów drobnoziarnistych, najczęściej na krzywych pojawiają się wszystkie trzy odcinki odpowiadające transportowi we wleczeniu, saltacji oraz w zawiesinie. Środowisko, w którym pojawiają się wszystkie typy transportu należy łączyć ze spokojnym, lub zamierającym przepływem. Przepływ ten z racji na mniejszą 36

38 dynamikę wód, a co za tym idzie spokojną akumulację, charakteryzować będzie lepsze wysortowanie. Wysoki poziom sandrowy część proksymalna (załączniki 21, 22, 23, 24) Punkty 4, 5 oraz 6 położone są na najwyższej powierzchni wysokiego poziomu sandrowego, sięgającej w tym rejonie m n.p.m. Sandr w tym rejonie przecięty jest rynną glacjalną jeziora Wygonin, a osady sandrowe zachowały się na wyniesieniach po obydwu stronach rynny. Charakter osadów jest zupełnie inny niż na sandrze obniżonym. W osadach przeważają frakcje grubsze, dużo jest materiału grubo okruchowego. Warstwy mają bardziej jednolity charakter niż te z sandru obniżonego. W rejonie tym, górna część profilu osadów (na ogół od 0 do 0.50 m głębokości), ma lekko gliniasty charakter. W warstwie tej często zdarzają się grubsze okruchy dochodzące nawet do cm średnicy. W odkrywkach wykonanych w tych punktach nagromadzenia grubszych klastów obserwowano na głębokości m pod powierzchnią terenu. Powyższą warstwę można powiązać z procesem wymarzania ponieważ proces ten powoduje koncentrację grubszych frakcji w wyższych partiach profilu. W analizowanych, w proksymalnej części sandru odkrywkach oraz wierceniach, charakterystyczne jest to, że warstwy o podobnym uziarnieniu mają stosunkowo duże miąższości, na ogół powyżej 0.5 m. 37

39 Fot. 7. Wysoki poziom sandrowy, odkrywka w punkcie 4 Krzywe kumulacyjne we wszystkich próbkach, z punktów 4 i 5, mają dość podobny przebieg. Na krzywych w skali prawdopodobieństwa zaznaczają się głównie dwie populacje punktów: A i C, czyli przenoszone w czasie transportu w saltacji i wleczeniu. Najbardziej zróżnicowany pod tym względem dynamiki transportu jest punkt 4 gdzie w dwóch z czterech analizowanych próbek (4.3 i 4.4) zaznaczył się również człon B odpowiadający transportowi w zawiesinie. Punkty 5 i 6 charakteryzują się bardzo dużym podobieństwem przebiegu krzywych w skali prawdopodobieństwa oraz częstości. Nachylenie krzywych jest nieco większe w przypadku krzywych z punktu 6 co świadczy o lepszym wysortowaniu osadów w tym profilu. Krzywe częstości w analizowanych punktach są typowe dla osadów słabo wysortowanych i ich maksima zawierają się w granicach 30-40, w niektórych warstwach wysortowanie jest lepsze, co przejawia się wzrostem maksymalnych częstości do 50 (punkt 4 i 5), a nawet 60 (punkt 6). Punkt 7 (załącznik 24) również charakteryzuje najwyższą powierzchnię wysokiego poziomu sandrowego. Nie leży on jednak w linii profilu. Wiercenie 38

40 wykonano w obrębie rynny jeziora Wygonin, w punkcie, w którym została ona zasypana przez osady fluwioglacjalne. Poziom zasypania, w tym miejscu, równy jest niemalże powierzchni wysokiego poziomu sandrowego. Wiercenie zostało wykonane w odsłonięciu około 2 metrowej głębokości i osiągnięto w nim łączną głębokość 6.2 m poniżej powierzchni terenu. Osady fluwioglacjalne, w tym punkcie, charakteryzują się dużą zmiennością oraz stosunkowo niedużą miąższością poszczególnych warstw. Ma to również odbicie w krzywych w skali prawdopodobieństwa, pojawiają się tu punkty charakteryzujące niemal pełną zmienność rodzajów transportu. Pojawiają się osady o członach A B i C (7.1, 7.7, 7.8, 7.10), członach A i C (7.3, 7.4, 7.9, 7.13) członach A i B (7.2, 7.5, 7.11, 7.12) lub jedynie członie A (7.6, 7.14). Krzywe częstości również pokazują duże zróżnicowanie badanych osadów. Maksymalne wartości częstości w większości przypadków nie przekraczają 50. Najgorzej wysortowane osady, charakteryzuje maksymalna wartość maksymalnej częstości około (7.1, 7.4, 7.8, 7.12, 7.13, 7.14) oraz nieco wyższe wartości od 40 do 50 (zanotowano w punktach 7.3, 7.6, 7.7, 7.10, 7.11). Powyżej wartości częstości równej 50 znalazły się jedynie trzy z czternastu analizowanych w tym punkcie próbek: 7.2 (najwyższa wartość w całym profilu 64), 7.5 oraz 7.9. Wartości częstości wskazują na raczej lokalne źródło pochodzenia osadów oraz na ich stosunkowo szybką i gwałtowną depozycję. Szczególnie dobrze jest to widoczne w przypadku punktów 7.1, 7.4, 7.8, 7.12, 7.13, 7.14, których bardzo niskie wartości częstości dodatkowo zbiegają się ze słabo zaznaczoną dominacją jednej frakcji (przejawiającą się dużym spłaszczeniem krzywej częstości). Wysoki poziom sandrowy część dystalna (granica sandru proksymalnego i dystalnego załączniki 25, 26, 27) Punkty 8, 9 oraz 10 (omówiony w rozdziale dotyczącym zagadnienia krawędzi erozyjnej) znajdują się na wysokim poziomie sandrowym w strefie bardziej odległej od jego strefy zasilania. Powierzchnia sandrowa w tym rejonie 39

41 ma mniej urozmaicony charakter niż w części proksymalnej. Widoczne jest to dobrze w profilu terenu wzdłuż linii przekroju - zwłaszcza od punktu nr 8 rzeźba ma bardziej monotonny charakter. W rejonie punktu 8 pojawiają się liczne formy ukierunkowane, o przebiegu północny zachód południowy wschód, czyli mniej więcej prostopadłe do krawędzi wysokiego poziomu sandrowego. Na jednej z takich form zlokalizowany był punkt nr 8. Wiercenie do 3.4 metra pozwoliło prześledzić jego budowę geologiczną. Seria nawierconych osadów w tym punkcie bardzo dobrze oddaje zmienność środowiska sandrowego w tym rejonie. W badanej serii pojawiają się zarówno osady drobno jaki i gruboziarniste, średnio i słabo wysortowane. Krzywe w skali prawdopodobieństwa pokazują na stosunkowo szybką depozycję osadów człon zawiesiny właściwie się nie pojawia. Transport osadu odbywa się w jedynie w saltacji (8.4) oraz w zawiesinie i saltacji (pozostałe z analizowanych próbek). Krzywe częstości pokazują duże zróżnicowanie osadów pod względem maksimów frakcji o największej częstości oraz wysortowania. Charakterystycznym jest fakt, że krzywe i 8.6 mają bardzo niskie wartości maksymalnej częstości nie przekraczającej 40. Świadczy to o słabym wysortowaniu tych osadów. Dla próbek 8.2 i 8.3 częstość dochodzi do 60. Wysortowanie tych osadów jest lepsze niż dla poprzednio omawianych próbek. Najwyższe wartości częstości osiągają próbki 8.5 (75) oraz 8.7 gdzie częstość dochodzi do 100, a wartość wysortowania δ1=0.57 jest najwyższa dla całego wysokiego poziomu sandrowego. Ciekawą serią jest seria 8.4. Jest to najgrubsza jeśli chodzi o frakcję seria ze wszystkich przeanalizowanych próbek w Borach Tucholskich próbek. Jej wskaźnik Mz równy jest prawie 1 co oznacza, że średnia średnica ziarn wynosi 2 mm. Osady o takiej średnicy są charakterystyczne dla średnich natężeń przepływów. Warunki, w których takie ziarno jest włączane do ruchu (0.35 m/s) i podlega procesowi transportu (depozycja przy 0.1 m/s) (R. Gradziński i in 1976). Ziarna pojawiające się w tej serii (do 8mm) są włączane do transportu i przenoszone przy prędkościach przepływu do 0.8 m/s - jest już zaczna prędkość przepływu. 40

42 Punkt 9 charakteryzuje wyraźna poprawa wysortowania. Tylko jedna seria z pięciu analizowanych w tym punkcie próbek (9.3) ma bardzo niską wartość częstości (32). Pozostałe 4 serie miały maksima częstość w granicach Poprawa wysortowania osadów może świadczyć o dłuższym transporcie tych osadów. Natomiast zmniejszenie się ich zmienności w profilu pionowym świadczy o stosunkowo jednorodnym środowisku transportu. Przemawiałoby to, analizując również rzeźbę, za wyznaczeniem granicy zasięgu proksymalnej części sandru pomiędzy punktami 8 i 9 (przekrój) Zagadnienie krawędzi wysokiego poziomu sandrowego Na linii przekroju Chwarzno - Wojtal szczególnie dobrze widoczna jest krawędź wysokiego poziomu sandrowego z sandrem Wdy. Krawędź ta jest szczególnie wyraźna w okolicach jeziora Wygonin. Jej przebieg jest początkowo równoleżnikowy, zaś zmiana kierunku przebiegu na północny zachód południowy wschód jest bardzo gwałtowna (mapa hipsometryczna). Krawędź jest bardzo wyraźna w terenie, ma ona od około 5-7 metrów wysokości w północnej części, do kilkunastu metrów w części południowej. Krawędź erozyjna (załączniki 27) Wiercenia wykonane w punkcie 10 i 11 miały na celu określenie kontaktu krawędzi wysokiego poziomu sandrowego z szlakiem sandrowym Wdy. Krawędź tych dwóch poziomów jest doskonale widoczna w terenie (przekrój) i ma około 5-7m wysokości w rejonie, przez który przebiega linia profilu. Punkt 10 jest zlokalizowany na krawędzi wysokiego poziomu sandrowego w jego dystalnej części. Przeanalizowane próbki, w tym profilu wiercenia, tworzą w miarę zwartą (a więc stosunkowo podobnych do siebie osadów) wiązkę na krzywej w skali prawdopodobieństwa, w której wyraźnie zaznaczony jest człon A i C. Częstość w przeanalizowanych próbkach również nie zmienia się w znaczący sposób w profilu (oscyluje około 55-65). Jedynie przewarstwienie 41

43 drobnoziarnistego piasku o niewielkiej miąższości przewarstwienie drobnoziarnistego piasku (próbka 10.3) ma częstość bliską 80. Wartości częstości w tym punkcie osiągają najwyższe wartości w porównaniu z innymi punktami z wyższego poziomu sandrowego. Dobre wysortowanie oraz w miarę jednorodne osady mogą świadczyć o dość odległym źródle zasilania tego fragmentu sandru. Sedymentacja musiała przebiegać w dosyć spokojny sposób, a osad włączany w aluwia rzek fluwioglacjalnych, z racji dobrego wysortowania, był z pewnością lepiej (wielokrotnie) przemywany w czasie transportu. Punkt 11 zlokalizowany jest na pośrednim, w stosunku do wysokiego poziomu sandrowego oraz sandru Wdy, poziomie. Punkt jest położony na swego rodzaju wyższej półce ciągnącej się wzdłuż krawędzi wysokiego poziomu sandrowego. W miejscu lokalizacji punktu 11 półka ta rozszerza się na szerokość około 500 metrów (rys.). Osady analizowane w punkcie 11 charakteryzują się większą zmiennością w porównaniu z osadami z punktu znajdującego się na wyższym poziomie sandrowym. W przebiegu krzywych w skali prawdopodobieństwa człon C jest niewidoczny i cała próbka (11.2) ma przebieg krzywej charakterystyczny dla saltacji (A). Charakterystyczne jest również to, że krzywe w skali prawdopodobieństwa w punkcie 11, są wyraźnie przesunięte w stronę grubszych osadów (patrz zestawienie tych punktów na wykresach). W porównaniu z wyższym poziomem sandrowym osady profilu 11 charakteryzują się dużo gorszym wysortowaniem. Widoczne jest to na krzywych częstości. Tylko w jednej próbce jej maksymalne wartości przekroczyły 50, w pozostałych wynosiły Takie wyniki mogą świadczyć o większej dynamice wód płynących w tym rejonie. Przemawiałoby to z kolei, za erozyjnym charakterem krawędzi na tym odcinku. Okres, w którym powstała krawędź musiał być związany z przeniesieniem się głównego nurtu rzek roztokowych szlaku sandrowego Wdy w rejon tej krawędzi. Intensywniejszy przepływ oraz większa dynamika wód erodujących wyższy poziom sandrowy zaznaczyła się zwiększeniem udziału grubszych frakcji w osadach oraz pogorszeniem ich wysortowania. 42

44 Dodatkowym aspektem, który wynikł w czasie analiz i prac terenowych, jest zagadnienie poziomu sandrowego przejściowego pomiędzy wysokim poziomem sandrowym a głównym szlakiem sandrowym Wdy. Analiza morfometrii potwierdza istnienie wyżej położonej półki osadów sandrowych w stosunku do głównego poziomu sandrowego, przylegającej do krawędzi wysokiego poziomu sandrowego. Jest to poziom zaczynający się mniej więcej na wysokości m n.p.m. Punkt numer 11 opisuje osady wyżej opisanego poziomu. Autor stawia w tym miejscu hipotezę, że ten pośredni poziom sandrowy nie musi być związany genetycznie z głównym szlakiem sandrowym Wdy. Analiza morfometrii wskazywać może, że jest to kolejny młodszy poziom sandrowy, który mógł być sypany z okolic jeziora Krąg w kierunku południowym. Dopiero po ukształtowaniu się tego poziomu sandrowego mogło dojść do utworzenia kolejnego poziomu sandrowego szlaku sandrowego Wdy, który wciął się zarówno w osady poziomu przejściowego jak i wysokiego. Hipoteza ta powinna znaleźć jednak mocniejsze, niż tylko morfometryczne przesłanki do tego typu wydzielenia. Temat ten wymaga szerszych badań i nie został podjęty w niniejszej pracy. Krawędź akumulacyjna (załączniki 28) Wiercenia wykonane w punktach 12 i 13 miały dać szersze spojrzenie na zagadnienie północnej krawędzi wysokiego poziomu sandrowego. Wydaje się, że stosunek osadów z obydwu punktów jest bardzo podobny. Dotychczasowe poglądy, (Błaszkiewicz (1998), że krawędź ta ma charakter akumulacyjny, a nie erozyjny znajdują potwierdzenie w przeprowadzonych analizach teksturalnych. Analiza paleogeomorfologiczna daje szansę weryfikacji tych poglądów. Krawędź erozyjna, o takich rozmiarach w tym rejonie, może być jedynie wynikiem erozji o dużym nasileniu. Analiza geomorfologiczna oraz sedymentologiczna nie wskazują na istnienie tutaj silnej erozji. Najprawdopodobniej krawędź w omawianym obszarze ma charakter akumulacyjny i jej powstanie związane jest z wytopieniem się płatu martwego lodu podpierającego od północy wysoki poziom 43

45 sandrowy. W takiej sytuacji sypanie osadów wodnolodowcowych wysokiego poziomu sandrowego miałoby miejsce w tym rejonie na martwym lodzie. Po wytopieniu się martwego lodu doszło do zróżnicowania morfometrii pierwotnie jednolitej powierzchni odpływu. Fakt ten może w dobry sposób tłumaczyć podobne wykształcenie osadów, pod względem cech teksturalnych zarówno na wysokim poziomie sandrowym jak i na sandrze obniżonym Szlak sandrowy Wdy Punkty 14, 15 oraz 16 (załączniki 29, 30, 31) znajdują się na szlaku sandrowym Wdy. Linia przekroju jest prostopadła do głównego kierunku paleoprzepływu. Powierzchnia tego fragmentu sandru jest raczej wyrówna, jedynie obniżenia wytopiskowe stanowią urozmaicenie rzeźby. Powierzchnia terenu nachylona jest łagodnie w kierunku południowo wschodnim, czyli zgodnie z nachyleniem osi współczesnej doliny Wdy. Fot. 8. Główny poziom sandrowy Wdy (punkt 14), osady głównie średnio i drobnoziarniste Punkt 14 charakteryzuje się dość dużym urozmaiceniem osadów, ma ono jednak miejsce w obrębie frakcji średnio i drobnoziarnistych. Dynamika 44

46 środowiska sedymentacji nie była w tym przypadku duża, świadczy o tym zarówno uziarnienie osadów, jak i ich stosunkowo dobre wysortowanie (częstość wszystkich próbek, poza 14.2, sięga 57-80). Punkt 15 charakteryzuje się dwudzielnym, jeśli chodzi o uziarnienie profilem. Przypowierzchniową warstwę stanowią piaski drobno i średnioziarniste. Od głębokości około 1 m wyraźnie wzrasta grubość osadów. Analizując następstwo pionowe facji osadów zauważalne jest wyraźne drobnienie osadów ku górze profilu oraz poprawa jego wysortowania. Fakt ten, przy założeniu tego samego obszaru źródłowego dla tych osadów, może wskazywać, że jest to w tym przypadku zapis zamierania przepływu w rzece roztokowej. Szczególnie dobrze widoczne jest to na krzywej częstości gdzie maksymalne wartości częstości wzrastają w górę profilu, oraz następuje przesunięcie maksimów ku frakcjom drobniejszym. Szczególnie charakterystyczny rozkład częstości ma próbka 15.3 mająca rozkład dwumodalny pierwsze maksimum dla phi równego 0.33 nawiązuje do bardziej gruboziarnistej serii 15.5, drugi człon nawiązuje do wyższych serii drobnoziarnistych 15.1 i W punkcie 16 zaznacza się również dwudzielność osadów sandrowych. Ma ona jednak odmienny charakter niż w punkcie 15. Wiązki krzywych w skali prawdopodobieństwa łączą się w wyraźne dwie grupy charakteryzujące się dużym podobieństwem osadów. Podobieństwo osadów potwierdzają krzywe częstości. Widoczne jest tu zgrupowanie maksimów częstości około phi równego 1 i maksymalnej częstości oraz około phi równego i maksymalnej częstości Pierwsza grupa osadów (16.1, 16.2, 16.3 oraz 16.6) charakteryzuje serie piasków grubo i średnio ziarnistych, miejscami z domieszką żwiru. Podobieństwo tych serii pod względem krzywych może wskazywać na ich jednorodne pochodzenie, a stosunkowo wysokie wartości częstości (jak na tak gruboziarniste osady) świadczyć mogą o relatywnie długim procesie transportu tych osadów. 45

47 Druga grupa osadów, którą reprezentują próbki 16.4 i 16.5 charakteryzuje blisko metrowej miąższości serię drobnoziarnistą (1.6 m 2.6 m) przedzieloną warstwą żwirową miąższości 5 cm na głębokości 2.2m. Krzywe w skali prawdopodobieństwa, a także krzywa częstości pokazują duże podobieństwo tych osadów. Świadczyć to może o tym samym źródle osadów drobnoziarnistych. Rozmycie, udokumentowane przewarstwieniem żwirowym, miało epizodyczny charakter i najprawdopodobniej związane było z przeniesieniem się silniejszego nurtu w ten rejon rzeki roztokowej. Wysortowanie osadów z próbek 16.4 i 16.5 jest najwyższe wśród wszystkich przebadanych w profilu Chwarzno Wojtal, osadów sandrowych. Maksymalne wartości częstości dochodzą tu odpowiednio do 86 i 87 %. Świadczy to o stosunkowo długim okresie ich transportu. W przypadku analizowanych próbek (prócz 16.4) zaznaczyły się wszystkie fazy transportu osadów: wleczenie, saltacja oraz transport w zawiesinie. Jest to dodatkowym argumentem świadczącym o stosunkowo spokojnej sedymentacji tych osadów. Żwirownia w Wojtalu (załącznik 32) Punkt zlokalizowany jest w żwirowni, w której do dziś, prowadzona jest eksploatacja surowca. Profil osadów, w czasie badań terenowych, był odsłonięty w takim stopniu, iż było możliwe prześledzenie struktur sedymentacyjnych. Jest to bardzo cenny punkt, ponieważ stanowi on niemal kompletny przekrój geologiczny osadów sandrowych sandru Wdy. Odsłonięcie ma szerokość około 20 metrów i 11 metrów głębokości. Jest ono zlokalizowane na południowo zachodniej ścianie żwirowni w Wojtalu. Stan odsłonięcia daje niemal pełny profil osadów sandrowych i jedynie na krótkim odcinku metra jest nieczytelny. 46

48 Ryc. 2. Profil osadów w żwirowni w Wojtalu 47

49 Profil osadów zaczyna seria drobnopiaszczysta (próbka 17.11). Seria ta znajduje się pod warstwą gliny morenowej (najprawdopodobniej wieku leszczyńskiego), choć miejscami warstwa gliny jest zupełnie rozmyta i bezpośrednio na piaskach drobnoziarnistych zaczyna się seria fluwioglacjalna. Cechą wyróżniającą osady drobnoziarniste jest bardzo dobre wysortowanie osadów, widoczne jest również niewyraźne warstwowanie horyzontalne. Maksymalna wartości częstości sięgają 137, czyli wartości charakterystycznej dla osadów o bardzo dobrym wysortowaniu spotykanym w osadach eolicznych. Również wskaźnik wysortowania - odchylenie standardowe wskazuje na bardzo dobre wysortowanie tych osadów (δ1= 0.28) Krzywa w skali prawdopodobieństwa tych osadów charakteryzuje się występowaniem wszystkich trzech członów A B i C oraz bardzo dobrze wysortowanym członem A opisującym transport w saltacji (najbardziej stromy z całej badanej serii osadów). Osady te poddano dodatkowo analizie obtoczenia ziarn o czym w dalszej części pracy. Fot. 9. Żwirownia w Wojtalu, seria drobnoziarnista (Sh) pod brukiem erozyjnym osadów morenowych 48

50 Na serii drobnopiaszczystej leży seria szarej gliny silnie zerodowanej przez wody fluwioglacjalne. Seria osadów sandrowych zaczyna się brukiem osadów morenowych. Bruk ten stanowią ogromne głazy dochodzące do 1,5 metra średnicy. Tworzą one ciągły horyzont na głębokości około 10 metrów poniżej poziomu powierzchni. Bruk erozyjny leży bądź na szarej glinie morenowej, bądź miejscami, bezpośrednio na serii drobnopiaszczystej występującej pod gliną. Próbkę opisująca tą serię (17.10) pobrano z głębokości 10.0 m jest to wypełnienie drobnoziarniste pomiędzy większymi okruchami bruku erozyjnego. Cechą charakterystyczną tych osadów jest słabe wysortowane (δ1=0.98) maksymalna wartość częstości dochodzi do 43, przy wyraźnie ujemnej skośności. Serię osadów fluwioglacjalnych leżącą powyżej serii głazowej zaczynają piaski o masywnej strukturze (SGm) i miąższości około metra.. Środowisko powstania takiej struktury osadów tłumaczone jest skrajnie nadkrytycznym przepływem. Ławice charakteryzują się dużą (ok. 1m) miąższością. Osad jest słabo wysortowany, ze względu na gwałtowność depozycji, często zawiera bezładnie tkwiące w nim liczne grubsze klasty (do 15cm średnicy). Fot. 10. Żwirownia w Wojtalu, bruk erozyjny osadów morenowych, na glinie 49

51 W obrębie warstwy o strukturze masywnej zaobserwowano dużą (szeroką na 3 metry i głęboką na około metra) pojedynczą rynnę erozyjną podkreśloną w spągu otoczakami dochodzącymi do 15 cm średnicy. Rynnę tą opisuje próbka pobrana z centralnej części jej wypełnienia (próbka 17.9 z głębokości 7.8 m). Osad jest umiarkowanie wysortowany - z maksymalną częstością dochodzącą do 60 - oraz odchyleniem standardowym = Świadczyć to może o tym, że wypełnienie rynny erozyjnej nie było deponowane w gwałtowny sposób. Powyżej tej rynny (od głębokości około 8.1 metra poniżej powierzchni terenu) pojawia się 70 centymetrowej miąższości warstwa piaszczysta z warstwowaniem rynnowym (St). Warstwowanie takie powstaje w wyniku akumulacji osadów w formie megariplemarków. Fot. 11. Żwirownia w Wojtalu, warstwowania rynnowe (St) Nad serią warstwowaną rynnowo występuje blisko 60 centymetrowej miąższości warstwa piasków warstwowanych horyzontalnie (Sh). Warstwowanie takie jest wiązane ściśle z pojawieniem się górnego płaskiego dna. W momencie 50

52 jego zaistnienia przy dnie następuje bardzo intensywny transport w fazie miecenia, pojawia się przysłona trakcyjna. Wszystkie frakcje niesione są w zawiesinie, depozycja odbywa się w bardzo gwałtowny sposób - nie następuje więc podział na frakcje. Próbka z tych osadów 7.8 pobrana została z głębokości 7.4 metra poniżej powierzchni terenu. Charakterystyczną cechą tej serii (podobnie jak i leżącej powyżej serii o podobnym warstwowaniu 17.5) jest umiarkowane wysortowanie osadów (najlepsze w całym profilu z serii fluwioglacjalnej) o δ1= 0.62 dla 17.8 oraz δ1= 0.65 dla Na krzywych częstości serie te (17.8 i 17.5) różną się od siebie w większym stopniu. Seria 17.8 osiąga maksymalne wartości częstości 53 natomiast seria 17.5 około 80, również kształt krzywych pokazuje lepsze wysortowanie serii Fot. 12. Żwirownia w Wojtalu, warstwowanie horyzontalne (Sh), w jego obrębie widoczne drobnienie frakcji ku stropowi warstwy Nadległym zespołem jest kolejna warstwa, w której występuje warstwowanie rynnowe. W obrębie tego zespołu u jego stropu lokalnie pojawia się 30 centymetrowej miąższości osad gruboziarnisty warstwowany przekątnie 51

53 (SGp, próbka 17.6 z głębokości 6.6m). Prawdopodobnie jest to osad bardzo gruboziarnistej łachy, związanej z wezbraniem, która zasypała fragment koryta. Fot. 13. Żwirownia w Wojtalu, Fragment profilu o różnorodnych typach warstwowań: rynnowym, horyzontalnym, a także na wysokości trzonka szpadla seria o warstwowaniu przekątnym SGp Wygasanie przepływu dokumentuje kolejna warstwa piasków warstwowanych horyzontalnie (Sh próbka 17.5, scharakteryzowana wraz z próbką 17.8) czyli ponowne pojawienie się warunków przepływu w fazie górnego płaskiego dna. Dodatkową cechą wskaźnikową tych osadów, różniącą ją od poprzedniej serii osadów warstwowanych horyzontalnie jest wyraźnie zaznaczające się drobnienie ziarn ku stropowi tej warstwy, co świadczy o stopniowym zamieraniu przepływu. Cechą charakterystyczną tego profilu osadów jest stosunkowo duża miąższość osadów piasków gruboziarnistych warstwowanych rynnowo. Zwłaszcza górną część profilu (od m) stanowią zespoły o warstwowaniu rynnowym. 52

54 Fot. 14. Żwirownia w Wojtalu, górna część profilu osadów, widoczne słabo zachowane warstwowania rynnowe (St) Interpretacja odsłonięcia Powyższy opis serii osadów charakteryzuje koryta międzyodsypowe piaskodennych rzek roztokowych. Jest to strefa pomiędzy piaszczystymi odsypami rzeki roztokowej. Koryta miedzyodsypowe są to głębsze strefy, w których koncentruje się przepływ podczas wynurzania płycizn międzyodsypowych. Prędkości prądu są w tym miejscu zwykle duże, a dno jest erodowane (w czasie narastania wezbrań) albo wykazuje umiarkowaną tendencję agradacji (podczas wszystkich pozostałych stanów wód). Do najważniejszych form depozycyjnych kanałów międzyodsypowych należą megariplemarki o krętych krawędziach. Następująca po sobie erozja i akumulacja prowadzi do powstania piaszczystych wielozestawów przekątnego warstwowania rynnowego (St) średniej skali. W płytszych korytach megariplemarki zastąpione są górnym płaskim dnem (Sh i Sm), w momencie jeszcze mniejszego przepływu riplemarkami (Sr). Sekwencje osadowe kanałów międzyodsypowych reprezentowane są przez piaszczyste lub piaszczysto żwirowe pakiety o niezbyt wyraźnym normalnym uziarnieniu 53

55 frakcjonalnym, gdzie miąższość zestawów zmniejsza się ku górze. Są to pionowe następstwa litofacji: St Sr lub St Sh. (Zieliński 1988) Następstwo facji widoczne w profilu żwirowni w Wojtalu jest więc typowe dla cyklów wezbraniowych piaskodennych rzek roztokowych. Cykl taki zaczyna się powierzchnią erozyjną, a przeciętne ziarno maleje ku górze profilu. W dole występuje człon o warstwowaniu przekątnym rynnowym (St) lub tabularnym (Sp) dużej skali. Pionowa zmienność litofacji cyklów piaszczystych odzwierciedla zmniejszanie się mocy oraz głębokości paleoprzepływów. Serie zaczynające każdy cykl powstają w wyniku przepływów o charakterze wezbraniowym. Koryto było w tym czasie dosyć głębokie, a depozycja osadów następowała na ogół z megariplemarków. Podczas opadania fali wezbraniowej dochodziło do depozycji warstw typowych dla występowania górnego płaskiego dna (Sh). Zmienność facji w żwirowni w Wojtalu odpowiada drugiemu litotypowi rzek roztokowych, a dokładniej litotypowi Peel Sound Formation (Glibing, Rust 1971). Charakteryzuje on aluwia stosunkowo głębokich koryt roztokowych o bardziej wyrównanych stanach wód, w których agradacja przebiegała mniej gwałtownie. (Zieliński 1988) Aluwia te, podobnie jak widoczne w odsłonięciu w Wojtalu zdominowane są litofacjami St najczęściej dużej skali Wskaźniki uziarnienia osadów w profilu Chwarzno - Wojtal W niniejszej pracy wyliczano trzy podstawowe wskaźniki uziarnienia. Odchylenie standardowe ( 1), średnią średnicę ziaren (Mz) oraz skośność (Sk1), według wzorów R.L. Folka i W. Warda (1957). Zestawienie tego typu wskaźników jest bardzo korzystne przy dużej ilości (92) analizowanych próbek. Dla zobrazowania tendencji występujących w osadach sandrowych dokonano zestawienia następujących wskaźników: średniej średnicy ziaren (Mz) z odchyleniem standardowym ( 1) oraz skośności (Sk1) z odchylenia standardowego ( 1). Zestawienia te miały na celu pomoc w interpretacji 54

56 środowiska sedymentacji osadów, jego dynamiki oraz zmienności w obrębie poszczególnych poziomów sandrowych. Celem niniejszej pracy jest między innymi wykazanie różnic cech teksturalnych osadów dwóch poziomów sandrowych. Przy zestawieniu wyżej opisanych wskaźników, przy ich jednoczesnym podziale na wyższy poziom sandrowy i główny poziom sandru Wdy, różnica ta jest dostrzegalna. Zestawienie średniej średnicy ziarn (Mz) z odchyleniem standardowym ( 1) (załącznik 33) Zestawienie dokonane dla wszystkich próbek wykazuje pierwszy, najczęstszy układ, w którym wraz ze wzrostem średniej średnicy ziarn (malejąca wartość wskaźnika Mz) zmniejsza się stopień wysortowania osadu (rosnąca wartość wskaźnika 1). Jest to układ charakterystyczny dla środowiska o zróżnicowanej dynamice i dużej zmienności siły transportu. Dynamika ta wyraża się występowaniem lepiej wysortowanych i relatywnie drobniejszych osadów akumulowanych podczas niższych przepływów (głównie z saltacji), oraz osadów gruboziarnistych akumulowanych podczas gwałtownych wezbrań, kiedy następuje mieszanie osadu. (Mycielska-Dowgiałło 1980). Tendencja ta zaznacza się w badanych osadach sandrowych i zgadza się z dynamiką wód fluwioglacjalnych. Jak już wspomniano, osady obydwu poziomów wykazują pierwszy układ tendencji układu punktów. Jednak chmura punktów z wysokiego poziomu sandrowego jest bardziej zróżnicowana (większy rozrzut punktów) oraz ma bardziej płaską krzywą regresji (zwłaszcza człon osadów grubszych i gorzej wysortowanych), w porównaniu z szlakiem sandrowym Wdy. Osady szlaku sandrowego Wdy wykazują mniejszą dynamiką środowiska (bardziej stroma krzywa regresji, oraz mniejszy rozrzut punktów) przy jednoczesnym lepszym wysortowaniu i mniejszej średnicy ziarn niż wyższy poziom sandrowy. 55

57 Zestawienie skośności (Sk1) z odchylenia standardowego ( 1) (załącznik 34) W zestawieniu wszystkich próbek osadów sandrowych widoczna jest tendencja do pogarszającego się wysortowania wraz ze wzrostem przewagi osadów gruboziarnistych w stosunku do frakcji o maksymalnej częstości. Przy rozdzieleniu wskaźników uziarnienia na pochodzące z wysokiego poziomu sandrowego i szlaku sandrowego Wdy zaznacza się pewna różnica. Duża grupa próbek ze szlaku sandrowego Wdy charakteryzują się dodatnią skośnością (lub bliską zera) przy jednocześnie stosunkowo dobrym wysortowaniu. Tendencja ta nie zaznacza się tak wyraźnie w osadach wyższego poziomu sandrowego, gdzie dominują osady o wyraźnie ujemnych wartościach skośności (w większość próbek z tego poziomu skośność wynosi od -0.1 do -0.6) i gorszym wysortowaniu. Pola punktów podobnie jak w przypadku poprzedniego zestawienia wskaźników uziarnienia pokrywają się ze sobą. W dużej mierze świadczy to o podobieństwie genetycznym tych osadów Analiza obtoczenia ziarn w wybranych punktach profilu Analizy wykonano na wybranych próbkach z dwóch najpełniejszych (i najbardziej miąższych) profili osadów sandrowych, dokumentujących wyższy poziom sandrowy oraz szlak sandrowy Wdy. Za takie profile uznano profil osadów z miejscowości Płociczno (punkt 7, załącznik 35) charakteryzujący sandr proksymalny wyższego poziomu sandrowego, oraz profil osadów ze żwirowni w Wojtalu (punkt 17, załącznik 36), charakteryzujący kompletny profil osadów sandrowych szlaku sandrowego Wdy. Z profilu w Płocicznie do analiz wybrano cztery próbki osadów 7.10 z głębokości 4.75m, 7.3 z głębokości 1.3m, 7.2 z głębokości 0.95m oraz 7.1 z głębokości 0.6m. Z profilu w Wojtalu wybrano próbkę z głębokości 11.0m (piaski drobnoziarniste występujący pod szarą gliną morenową), oraz próbki osadów 56

58 sandrowych: z głębokości 10.0m, 17.5 z głębokości 5.75m, 17.3 z głębokości 2.0m, 17.2 z głębokości 1.1m. Obydwa punkty charakteryzują w doskonały sposób typowe obtoczenie dla osadów fluwioglacjalnych. Wyraża się to bardzo dużym (60-74%) udziałem klasy ( ) czyli o najsłabszej obróbce. Ziarna klasy o pośredniej obróbce ( ) stanowią również stosunkowo znaczną część ziarn (18-34%), natomiast ziarna o dobrej obróbce ( ) zaledwie 2-10%. Dodatkowo rozkład histogramów próbek osadów sandrowych ma typ płaski wg Krygowskiego (1968). Oznacza to, ze rozkład ziarn zawiera się co najmniej w 8 klasach, zaś kumulacja jest mniejsza niż 30% ziarn. Warunek ten jest spełniony dla większości z analizowanych próbek (jedynie w próbkach 7.10 i 17.3 maksima nieznacznie przekraczają 30%). Interpretacja powyższego rozkładu histogramów najczęściej wiązana jest z środowiskiem rzecznym. Rozkład taki jest determinowany źródłem osadu fluwialnego, który zwykle pochodzi z różnorodnych środowisk sedymentacji o różnej obróbce, a w czasie transportu w środowisku rzecznym nie podlega obróbce i ujednoliceniu (Mycielska-Dowgiałło 1980) Dużo większe zróżnicowanie osadów zaznacza się w przypadku przebiegu krzywych w obrębie każdej z klas oraz rozkład ich maksimów. Widoczne jest to szczególnie dobrze w przypadku próbek i z profilu w Wojtalu. Typ obróbki ziarn (biorąc pod uwagę główne typy obróbki, i ) tych próbek jest zbliżony, jednak ich krzywe mają zupełnie inny przebieg - próbka 17.11(piaski drobnoziarniste leżące pod gliną morenową lub bezpośrednio pod serią fluwioglacjalną z głębokości 11.0m), oraz próbka (pobrana z serii fluwioglacjalnej zaczynającej profil osadów sandrowych szlaku sandrowego Wdy z głębokości 10.0m). Seria drobnopiaszczysta była opisywana już wstępnie w poprzednich podrozdziałach przy charakterystyce profilu żwirowni w Wojtalu. Próbka została pobrana z serii osadów o bardzo jednorodnym uziarnieniu osadu (częstości dochodzące prawie do 140%) oraz bardzo dobrym wysortowaniu osadu. Świadczyć to może o wielokrotnym przemywaniu osadu, co doprowadziło do tak dobrego wysortowania tego osadu. Histogram obtoczenia tej próbki ma bardzo płaski przebieg oraz dwumodalny charakter - jedno maksimum przy 57

59 nachyleniu płytki 20 = 15% oraz drugie maksimum przy nachyleniu 12 = 8%. Osad jest bardzo różnorodny pod względem obtoczenia, występują tu ziarna staczające się powyżej 26 a nawet przy 32 (w sumie w tym przedziale znajduje się aż 18% ziarn) ziarna o tak słabej obróbce nie pojawiły się w innych analizowanych próbkach o genezie fluwioglacjalnej. Powyższy rozkład obtoczenia wskazuje, w sposób jednoznaczny, że badany osad wiązać należy z środowiskiem fluwialnym, a nie eolicznym. Obecność aż tak słabej obróbki ziaren, a szczególnie dużego udziału ziaren staczających się dla nachylenia płytki ganiformamertru 26-32, może mieć związek z warunkami peryglacjalnych panującymi podczas akumulacji osadów Zagadnienie obecności warstwy peryglacjalnej na wysokim poziomie sandrowym Kolejną cechą różniącą wysoki poziom sandrowy od sandru Wdy jest charakter przypowierzchniowej warstwy, o przypuszczalnie peryglacjalnej genezie. Jej istnienie zasugerował autorowi niniejszej pracy dr Mirosław Błaszkiewicz, który podczas prowadzenia prac geologicznych nad arkuszem Stara Kiszewa Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000, zauważył, na najwyżej wyniesionych częściach sandru w okolicach rynny jeziora Wygonin, mniej więcej pół metrowej miąższości warstwę o bardziej gliniastym charakterze, często wzbogaconą w bardzo grube frakcje. Badania terenowe prowadzone w ramach niniejszej pracy miały poszerzyć wiedzę na temat tej warstwy. W tym celu wzdłuż całego profilu (o ile nie było naturalnych odsłonięć) wykonano odkrywki do głębokości metra w celu lepszej obserwacji przypowierzchniowej warstwy, w której osady miały opisany powyżej charakter. Podczas kopania odkrywek, zwłaszcza w proksymalnej części sandru na wysokim poziomie sandrowym obserwowano wyraźne wzbogacenie we frakcje grubsze (w tym nawet do 20cm średnicy) na głębokości około metra. (Fot. 8.) 58

60 Fot. 15. Wysoki poziom sandrowy, odkrywka w punkcie 5, widoczne wzbogacenie we frakcje grubsze na głębokości około 0.5 m Generalnie warstwa, ta charakteryzuje się wzbogaceniem w materiał gruboziarnisty i drobnoziarnisty względem warstw leżących poniżej. Przemawiałoby to za powiązaniem jej genezy z klimatem peryglacjalnym. W takich warunkach klimatycznych dochodzi do wymarzania materiału gruboziarnistego w kierunku powierzchni terenu. Przeprowadzone analizy uziarnienia wskazują, że źródłem grubszych frakcji na głębokości m były warstwy podległe, znajdujące się na głębokości (1.1 m) zubożone w osady gruboklastyczne. Daje to podstawę do wiązania procesu przemodelowania osadów z klimatem peryglacjalnym, co więcej pozwala na wyznaczenie przybliżonej strefy oddziaływania zamrozu na osad. Na wysokim poziomie sandrowym strefa ta sięgała przynajmniej do około 1 metra poniżej 59

61 powierzchni terenu. Głębokość ta jest to bardzo ważnym argumentem dla potwierdzenia peryglacjalnego charakteru przekształceń przypowierzchniowych osadów sandrowych. Ważnym, ponieważ i obecnie dochodzi do wystąpienia zamrozu w gruncie, jednak nie sięga on nigdy aż tak głęboko. Wzbogacenie warstwy m w osady gruboziarniste kosztem ich ubytku w warstwie m jest widoczna doskonale na krzywych w skali prawdopodobieństwa. Przejawia się to pojawieniem się wyraźnego członu trakcyjnego (C) oraz w niektórych przypadkach również członu zawiesiny (B). Tendencja ta nie pojawia się jedynie w punkcie 5 - punkt ten leży na stoku najwyższego z wzniesień sandrowych w pobliżu zagłębienia wytopiskowego, co mogło spowodować zakłócenie profilu osadów w związku z denudacją. Dodatkowo próbkę osadów pobrano z głębokości 1.1m, jednak możliwe jest, że do tej głębokości nie oddziaływały procesy peryglacjalne. Prawidłowość we wzbogaceniu we frakcje grubsze w przypowierzchniowej warstwie (czasem przy jednoczesnym wzbogaceniu we frakcje drobniejsze) w stosunku do średniej średnicy ziarn, ma miejsce w 10 na 11 próbek pobranych z wysokiego poziomu sandrowego. Korelacja ta jest na tyle duża że można ją uznać za pewnego rodzaju prawidłowość cechującą wyższy poziom sandrowy. Dodatkowo w punkcie 11, leżącym pośrednim poziomie sandrowym, w pobliżu krawędzi erozyjnej, pojawia się podobna tendencja warstwa na głębokości 0.6m jest wzbogacona we frakcje grubsze względem warstwy z głębokości 0.8m. Cecha ta mogłaby przemawiać za wczesną akumulacją tej serii osadów. W czasie gdy rzeki roztokowe akumulowały osady na najniższej powierzchni szlaku sandrowego Wdy poziom pośredni był już wystawiony na oddziaływanie klimatu peryglacjalnego. W takim przypadku półkę osadów sandrowych, w pobliżu krawędzi erozyjnej, można wiązać bądź z najstarszym etapem akumulacji szlaku sandrowego Wdy, bądź łączyć ją z innym, pośrednim wiekowo, poziomem sandrowym. W profilach analizowanych na szlaku sandrowym Wdy tendencja do zmiany uziarnienia warstwy przypowierzchniowej kosztem głębszych nie zaznacza się i ma charakter losowy. 60

62 Odrębność wysokiego poziomu sandrowego i szlaku sandrowego Wdy dobrze pokazują zestawienia Mz z 1 oraz Sk1 z 1 dla poszczególnych par próbek z tych samych punktów w profilu, Aby uczynić tą odrębność bardziej czytelną dokonano osobnego zestawienia przedstawiającego jedynie próbki z przedziału głębokości m oraz z przedziału m (1.1 m) z rozdzieleniem na obydwa główne poziomy sandrowe (wysoki poziom sandrowy kolor błękitny i fioletowy oraz sandr Wdy kolor żółty i czerwony). (ryc. 3 i ryc. 4). Próbki z wysokiego poziomu sandrowego przedziału głębokości m (1.1 m) zaznaczono kolorem błękitnym natomiast próbki z głębokości m sygnaturą wieloramiennej gwiazdy z wypełnieniem kolorem fioletowym. Próbki z sandru Wdy z przedziału głębokości m (1.1 m) zaznaczono kolorem żółtym natomiast próbki z głębokości m kolorem czerwonym. Linie łączące punkty z poszczególnych profili pokazują tendencję zmiany wskaźników w poszczególnych profilach. Warstwa peryglacjalna, która występuje na wyższym poziomie sandrowym, ma bardzo charakterystyczne tendencje zmiany wskaźników uziarnienia w warstwie przypowierzchniowej względem warstwy leżącej głębiej. W zestawieniu Sk1 z 1 po połączeniu próbek z tych samych profili zaznaczają się następujące tendencje. W próbkach z wyższego poziomu sandrowego widoczne jest pogorszenie wysortowania, któremu najczęściej (w 6/11 analizowanych próbek) towarzyszy wzrost udziału frakcji grubszych w odniesieniu do frakcji o maksymalnej częstości (czyli malejąca skośność), lub rzadziej (4/11 przypadków) wzrostu (najczęściej niewielkiego) frakcji drobniejszych w odniesieniu do frakcji o maksymalnej częstości (skośność nieznacznie rośnie). W zestawieniu Mz z 1 widoczna jest również wspólna tendencja punktów z wyższego poziomu sandrowego. Zaznacza się to przesunięciem wskaźników uziarnienia w kierunku pogorszenia wysortowania (w każdym przypadku prócz omawianego wcześniej punktu 5) wraz ze zmniejszeniem się średniej średnicy 61

63 ziarna (najczęstszy przypadek 7/11 próbek) lub zmniejszeniem się średniej średnicy ziarn (w trzech przypadkach) w warstwie przypowierzchniowej. W próbkach analizowanych ze szlaku sandrowego Wdy (prócz pośredniego poziomu), w przypadku obydwu zestawień zarówno Sk1 z 1 jak i Mz z 1 nie można powiedzieć o zdecydowanych tendencjach przekształcenia osadów. Widoczne jest to szczególnie dobrze w przypadku zestawienia Mz z 1. Zaznaczająca się tendencja jest zupełnie inna od widocznej w przypadku próbek z warstw związanych z peryglacjałem. Warstwy przypowierzchniowe charakteryzują się na ogół mniejszą średnią średnicą ziarn i lepszym wysortowaniem w porównaniu z próbkami z wyższego poziomu sandrowego, gdzie zaznaczała się odwrotna prawidłowość warstwa przypowierzchniowa miała na ogół większą średnią średnicę ziarn przy jednocześnie gorszym wysortowaniu. Ryc. 3. Zestawienie skośności i odchylenia standardowego z przypowierzchniowej warstwy wysokiego poziomu sandru Wdy oraz głównego szlaku sandru Wdy 62

64 Ryc. 4. Zestawienie średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego z przypowierzchniowej warstwy wysokiego poziomu sandru Wdy oraz głównego szlaku sandru Wdy 63

65 7. ZAKOŃCZENIE I PODSUMOWANIE PRACY, WNIOSKI Wnioski z obszaru sandru Wdy: Krzywe częstości w części proksymalnej mają spłaszczony przebieg, jedno modalny, wartości maksymalnej częstości dla osadów piasków średnio i gruboziarnistych, dla drobniejszych frakcji możliwe wyższe wartości częstości. w części dystalnej bardziej stromy przebieg, jedno modalny, w części odleglejszej sedymentacji wartości częstości powyżej 50, dochodzące do Przedział frakcji o maksymalnej częstości dla osadów sandrowych zamyka się pomiędzy a 2.33 phi Krzywe w skali prawdopodobieństwa Wraz z drobnieniem osadu przebieg krzywej staje się bardziej stromy, co świadczy pośrednio o lepszym wysortowaniu osadu. W przypadku frakcji wzrostu udziału frakcji grubszych, odwrotnie: przebieg staje się bardziej płaski (gorsze wysortowanie) Główny proces transportu saltacja: saltacja+zawiesina, saltacja, pojawiają się również: wleczenie+saltacja, wleczenie+saltacja+zawisina. Należy więc być ostrożnym w formułowaniu wniosków ponieważ transport o różnej dynamice może zapisać się w ten sam sposób w osadach. Ważne jest w tym przypadku odróżnienie środowisk ich sedymentacji. Przykładowo pojawienie się członu saltacji i zawiesiny może świadczyć o bardzo gwałtownej depozycji osad niesiony w fazie miecenia nie zdążył się wysegregować. Równocześnie saltacja z zawiesiną charakteryzuje najsłabsze pod względem dynamiki środowisko transportu, w którym 64

66 energia przepływu jest tak mała, że nie przemieszcza osadu we wleczeniu tylko w saltacji i zawiesinie. Wiązka krzywych z większej ilości próbek ma kształt klina szeroka w dolnej części i zwężająca się w górnej części. Analiza obtoczenia: Osady sandrowe - obtoczenie ziarn obejmuje wszystkie przedziały nachylenia płytki do 28º (typ płaski wg Krygowskiego). Najwięcej ziarn stacza się przy nachyleniu płytki pomiędzy 18-22º. Jest to przedział ziarn źle obtoczonych (klasa ). W klasie zawiera się 60-74%, ziarna klasy o pośredniej obróbce ( ) stanowią również stosunkowo znaczną część ziarn (18-34%), natomiast ziarna o dobrej obróbce ( ) zaledwie 2-10%. Zestawienia zbiorcze wskaźników uziarnienia: Krzywe regresji pokazują układ charakterystyczny dla środowisk o zróżnicowanej dynamice i dużej zmienności siły transportującej (układ pierwszy). Wraz z wzrastającą średnią średnicą ziarn (malejący wskaźnik Mz) pogarsza się stopień wysortowania (wzrastający wskaźnik δ1). Co ważne, na ich podstawie udaje się rozdzielić dwa poziomy sandrowe. Różnica dynamiki transportu w obydwu poziomach widoczna jest dwudzielnością krzywych regresji. Wnioski z obszaru Islandii: Krzywe w skali prawdopodobieństwa oraz krzywe częstości: Energia przepływu maleje wraz z oddalaniem się od lodowca, zaznacza się to drobnieniem frakcji, w podobnych do siebie środowiskach sedymentacji, 65

67 wraz z odległością oraz poprawą wysortowania osadów. Prawidłowość to zaznacza się zwłaszcza na krzywych dla próbek z części centralnych łach. Krzywe, zarówno częstości jak i kumulacyjne, pokazują duże podobieństwo osadów sandrowych do osadów morenowych w pobliżu lodowców. Dynamika środowiska transportu jest duża, świadczy o tym współobecność osadów gruboziarnistych i względnie drobnoziarnistych w badanych osadach. Szczególnie duża energia i zmienność przepływu ma miejsce na środkach łach, akumulację osadów można wiązać z gwałtownym opadaniem głównych fal wezbraniowych. Sedymentacja sandru jest bardzo zróżnicowana. Kształtują ją wezbrania i ich opadanie zapisujące się w osadach. Właściwie w każdym z punktów można było znaleźć osady grubo i drobnoziarniste, często występujące w bliskim sąsiedztwie. Świadczy to o dużej zmienności obocznej facji sandrowych w profilach prostopadłych do kierunku przepływu. Wyraźnie zaznacza się opadanie fal wezbraniowych w osadach drobnoziarnistych za przeszkodami. Przejawia się to bimodalnym przebiegiem krzywych częstości, których maksima wypadają odpowiednio w członie saltacji na krzywej kumulacyjnej w skali prawdopodobieństwa oraz w zawiesinie. Cechy te świadczą o wygasaniu energii środowiska przepływu. Zestawienia zbiorcze wskaźników uziarnienia: Zestawienia zbiorcze wskaźników uziarnienia, średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego, mają przebieg charakterystyczny dla 1 układu, czyli dla środowisk o zróżnicowanej dynamice i dużej zmienności siły transportującej osad. 66

68 Spis literatury Błaszkiewicz M., 1998, Dolina Wierzycy, jej geneza oraz rozwój w późnym plejstocenie i wczesnym holocenie, Dokum. Geograf., 10. Błaszkiewicz M., 1999, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1: Arkusz Stara Kiszewa (128), Centr. Arch. Geolog. Państw. Inst. Geolog. Warszawa. Błaszkiewicz M., 2003, Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1: Arkusz Zblewo (129), Centr. Arch. Geolog. Państw. Inst. Geolog. Warszawa. Glibing M.R., Rust B.R., 1971, Evolution of a mud-rich meander belt in the Carboniferous Morein Group, Nova Scotia, Canada. Can. Petrol. Geolog., 35, Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R., 1976 Sedymentologia, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Folk R.L., Ward W., 1957, Brazos River bar: A study in the signifiance of grain size parameters. J. Sed. Petrol. 27. Kondracki J., 2000, Geografia regionalna Polski, PWN, Warszawa. Krumbein W. C., 1934, Size frequency distribution of sediments, J. Sed Petrol., 4. Krygowski B., 1964, Graniformamertia mechaniczna zastosowanie, teoria. Pozn. Tow. Przyj. Nauk. 2/4/. 67

69 Mycielska-Dowgiałło E., 1980, Wstęp do sedymentologii, Wyższa Szkoła Pedagogiczna, Kielce. Mycielska-Dowgiałło E., 1995, Wybrane cechy teksturalne osadów i ich wartość interpretacyjna, [w:] Badania osadów czwartorzędowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. Red. E. Mycielska Dowgiałło, J. Rutkowski, WGiSR UW, Warszawa. Rolka A.M., 1997, Charakterystyka obszarów sandrowych północnej części dorzecza Wdy, Rocznik Fizycznogeograficzny, tom II, Uniwersytet Gdański. Rutkowski J., 1995, Badania uziarnienia osadów gruboziarnistych, [w:] Badania osadów czwartorzędowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. Red. E. Mycielska Dowgiałło, J. Rutkowski, WGiSR UW, Warszawa. Smolska E., Szwarczewski P., Giriat D., Borkowski K., 1998a, Charakterystyka współczesnych gruboklastycznych osadów sandrowych Flaajokull i Falljokull w południowo wschodniej Islandii, [w:] Relief, Quaternary palaeogeography and changes of the polar enviroment, polar sesion II, Spitsbergen geographical expeditions, Wydawnictwo Uniwersytetu Marii Curie-Skłodowskiej, Lublin 1988, s Smolska E., Szwarczewski P., Giriat D., Borkowski K., 1998b, Texture characterisation of the contemporary coarse clastic outwash sediments of Fláajökull and Falljökull in southeasrern Iceland. Miscellanea Geographica 8, s

70 Szupryczyński J., 1987, Reliefentwicklung des Wda - Sanders, Wiss. z. Ernst Moritz Arndt - Univ. Greifswald. Maths.- nat. wiss. Reihe 36, 2-3. Greifswald. Thorarisson, S., 1943, Oscillations of the Islandic Glaciers in the last 250 years. Vatnajökull, Scientific Results of the Swedish Islandic Investigation , Geografiska Annaler, 25 (1-2). Visher G.S., 1969, Grain size distribution and depositional processes, J. Sed. Petrol., 39. Wiśniewski W., 1998, Zmiana rzeźby przedpola Skeiðarárjökull na Islandii w wyniku jökulhlaupu w 1996 roku, [w:] Relief, Quaternary palaeogeography and changes of the polar enviroment, polar sesion II, Spitsbergen geographical expeditions, Wydawnictwo Uniwersytetu Marii Curie- Skłodowskiej, Lublin 1988, s Zieliński T., 1988, Litofacjalna identyfikacja osadów rzecznych [w:] Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartość interpretacyjna, Warszawa s Zieliński T., Sandry Polski północno-wschodniej osady i warunki sedymentacji. Prace Nauk. UŚ w Katowicach nr 1398, Katowice. 69

71 Spis tabel, rycin oraz fotografii Tab. 1. Przeliczenie wartości mm (pojawiających się w niniejszej pracy) na wartości w skali phi Ryc. 1. Podstawowe linie regresji jednorodnych genetycznie osadów wykreślono z wzajemnej relacji wskaźnika wysortowania (δ1) i średniej średnicy ziarn (Mz) (Mycielska Dowgiałło 1995) Ryc. 2. Profil osadów w żwirowni w Wojtalu Ryc. 3. Zestawienie skośności i odchylenia standardowego z przypowierzchniowej warstwy wysokiego poziomu sandru Wdy oraz głównego szlaku sandru Wdy Ryc. 4. Zestawienie średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego z przypowierzchniowej warstwy wysokiego poziomu sandru Wdy oraz głównego szlaku sandru Wdy Fot. 1 Ogólny widok na sandr Flájökull, zdjęcie wykonano ze szczytu położonego na wschód od jęzora lodowca. Rzeka Holmsa widoczna w prawym górnym rogu zdjęcia Fot. 2 Sandr proksymalny i morena czołowa lodowca Flájökull Fot. 3 Sandr proksymalny Fláajökull w 2 punkcie profilu Fot. 4 Sandr proksymalny Fláajökull w 2 punkcie profilu łacha kamienista Fot. 5 Sandr środkowy Fláajökull w 3 punkcie profilu, w tle lodowiec Fláajökull Fot. 6 Lodowiec Falljökull, brama lodowcowa początek rzeki Virkisá Fot. 7 Wysoki poziom sandrowy, odkrywka w punkcie Fot. 8 Główny poziom sandrowy Wdy (punkt 14), osady głównie średnio i drobnoziarniste

72 Fot. 9 Żwirownia w Wojtalu, seria drobnoziarnista (Sh) pod brukiem erozyjnym osadów morenowych Fot. 10 Żwirownia w Wojtalu, bruk erozyjny osadów morenowych, na glinie Fot. 11 Żwirownia w Wojtalu, warstwowania rynnowe (St) Fot. 12 Żwirownia w Wojtalu, warstwowanie horyzontalne (Sh), w jego obrębie widoczne drobnienie frakcji ku stropowi warstwy Fot. 13 Żwirownia w Wojtalu, Fragment profilu o różnorodnych typach warstwowań: rynnowym, horyzontalnym, a także na wysokości trzonka szpadla seria o warstwowaniu przekątnym SGp Fot. 14 Żwirownia w Wojtalu, górna część profilu osadów, widoczne słabo zachowane warstwowania rynnowe (St) Fot. 15 Wysoki poziom sandrowy, odkrywka w punkcie 5, widoczne wzbogacenie we frakcje grubsze na głębokości około 0.5 m

73 Spis załączników Załącznik 1. Położenie obszarów badań na tle konturowej mapy Islandii Załącznik 2. Mapa przedpola lodowca Fláajökull Załącznik 3. Mapa przedpola lodowca Falljökull Załącznik 4. Mapa położenia obszaru badań na tle regionów fizycznogeograficznych Pomorza Wschodniego Załącznik 5. Mapa hipsometryczna sandru Wdy, z linią profilu oraz punktami dokumentacyjnymi Załącznik 6. Profil terenu w linii Chwarzno - Wojtal Załącznik 7. Profil nr 1, lodowiec Fláajökull Załącznik 8. Profil nr 2, lodowiec Fláajökull Załącznik 9. Profil nr 3, lodowiec Fláajökull Załącznik 10. Profil nr 4, lodowiec Fláajökull Załącznik 11. Profil nr 5, lodowiec Fláajökull Załącznik 12. Lodowiec Fláajökull, zestawienie średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego Załącznik 13. Lodowiec Fláajökull, zestawienie skośności i odchylenia standardowego Załącznik 14. Profil nr 1, lodowiec Falljökull Załącznik 15. Profil nr 2, lodowiec Falljökull Załącznik 16. Profil nr 2, lodowiec Falljökull Załącznik 17. Lodowiec Falljökull, zestawienie średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego Załącznik 18. Lodowiec Falljökull, zestawienie skośności i odchylenia standardowego Załącznik 19. Punkt 2, wysoki poziom sandrowy - sandr obniżony Załącznik 20. Punkt 3, wysoki poziom sandrowy - sandr obniżony Załącznik 21. Punkt 4, wysoki poziom sandrowy - sandr proksymalny Załącznik 22. Punkt 5, wysoki poziom sandrowy - sandr proksymalny Załącznik 23. Punkt 6, wysoki poziom sandrowy - sandr proksymalny 72

74 Załącznik 24. Punkt 7, wysoki poziom sandrowy - sandr proksymalny Załącznik 25. Punkt 8, wysoki poziom sandrowy - sandr proksymalny Załącznik 26. Punkt 9, wysoki poziom sandrowy - sandr dystalny Załącznik 27. Punkt 10, krawędź erozyjna, wysoki poziom sandrowy (sandr dystalny) sandr Wdy poziom pośredni Załącznik 28. Punkt 12, krawędź akumulacyjna, wysoki poziom sandrowy Załącznik 29. Punkt 14, sandr Wdy Załącznik 30. Punkt 15, sandr Wdy Załącznik 31. Punkt 16, sandr Wdy Załącznik 32. Punkt 17, sandr Wdy żwirownia w Wojtalu Załącznik 33. Sandr Wdy, zestawienie średniej średnicy ziarn i odchylenia standardowego Załącznik 34. Sandr Wdy, zestawienie skośności i odchylenia standardowego Załącznik 35. Wyniki analiz graniformametrycznych, wysoki poziom sandrowy, punkt 7 Załącznik 36. Wyniki analiz graniformametrycznych, główny szlak sandrowy Wdy, punkt 17 żwirownia w Wojtalu 73

75 Załącznik 1. Położenie obszarów badań na tle konturowej mapy Islandii

76 Załącznik 2. Mapa przedpola lodowca Fláajökull

77 Załącznik 3. Mapa przedpola lodowca Falljökull

78 Załącznik 4. Mapa położenia obszaru badań na tle regionów fizycznogeograficznych Pomorza Wschodniego