1. Zarys budowy geologicznej

Transkrypt

1 VII Zjazd Geomorfologów Polskich kraków 2005 Struktury mrozowe w osadach terasy plejstoceńskiej doliny bugu w obniżeniu dubienki 1. Zarys budowy geologicznej Dolina Bugu w Obniżeniu Dubienki ma długość około 60 km i ograniczona jest od południa Grzędą Horodelską a od północy Wałem Uhruskim (Chałubińska, Wilgat 1954). Głównymi elementami rzeźby na poleskim odcinku doliny Bugu są dwie terasy nadzalewowe wieku plejstoceńskiego (niższa i wyższa) oraz równia zalewowa (holoceńska). Terasa nadzalewowa wyższa (terasa I, wysoka) ma wysokość bezwzględną około 180 m n.p.m. w części południowej i około 175 m n.p.m. w rejonie Wału Uhruskiego, tj. około 10 m nad współczesnym dnem doliny Bugu. Innym elementem nawiązującym hipsometrycznie do powierzchni terasy wysokiej są różnej wielkości ostańce tej terasy, na których zlokalizowane są miejscowości: Dubienka, Uhańka, Husynne, Dorohusk i Hniszów. Najczęściej ostańce te opadają stromymi krawędziami ku równi zalewowej, bądź też słabiej czytelnymi krawędziami ku zatorfionym obniżeniom, oddzielającym je od terasy niższej lub innych fragmentów terasy wysokiej. Terasa wysoka zbudowana jest z mułków ilastych z detrytusem roślinnym przechodzących stopniowo w mułki, mułki piaszczyste i piaski drobnoziarniste w stropie. Łączna miąższość tej serii dochodzi do 16 m (Rzechowski 1963, Harasimiuk i in. 1995a, b; Szwajgier 1998). Terasa nadzalewowa niższa (terasa II) wznosi się 3-5 m ponad poziom równi zalewowej i nie tworzy w południowej części Polesia zwartego poziomu. Są to zatapiane przez utwory bagienne piaszczyste wyspy, różnej wielkości w okolicach Dubienki i Husynnego oddzielające od siebie fragmenty terasy wysokiej. Od Dorohuska poziom niższej terasy nadzalewowej stanowi zwartą powierzchnię aż po północne krańce Polesia i jest poprzecinana jedynie dolinami dopływów Bugu. Terasa ta zbudowana jest

2 92 z kilkumetrowej serii piaszczystej i piaszczysto- mułkowej leżącej na mułkach i mułkach ilastych z detrytusem roślinnym. Piaski budujące terasę niższą oddzielone są wyraźną granicą erozyjną od serii mułkowej (Wojtanowicz 1995, Szwajgier 1998, Harasimiuk, Szwajgier 2004). Początki sedymentacji utworów terasy wyższej miał miejsce w czasie zlodowacenia warty. Funkcjonowało wtedy rozległe rozlewisko obejmujące swym zasięgiem Obniżenie Dubienki. Osady terasy niższej należy wiązać ze zlodowaceniem wisły. W schyłkowej fazie plejstocenu dolina Bugu miała charakter rozległej równiny aluwialnej, położonej 4-5 m poniżej terasy wyższej, z wieloma różnej wielkości wyspami i złożonym systemem koryt roztokowo-anastomozujących. Z degradacją wieloletniej zmarzliny wiązał się rozwój zjawisk termokrasowych na powierzchni terasy wyższej oraz całkowita zmiana reżimu hydrologicznego Bugu. Znaczna część vistuliańskiej powierzchni została zniszczona a rozmiar erozji można określić na około 8 m w stosunku do powierzchni (Harasimiuk i in. 1995a, Szwajgier 1998, Wojtanowicz 1995). 2. Struktury mrozowe okolic Dorohuska i Dubienki Kilka kilometrów na północ od Doruhuska oraz wzdłuż drogi łączącej Dorohusk z Dubienką istnieje szereg piaskowni, dzięki którym możliwy jest wgląd w struktury osadów terasy wyższej. W ścianach piaskowni widoczne są peryglacjalne inwolucje i kliny mrozowe różnych generacji, przy czym największe kliny występują bezpośrednio pod współczesną glebą. Stanowisko 1 zlokalizowane jest w północnej ścianie nowopowstałej piaskowni 2 km na północ od Dorohuska. Około 0,4 m pod poziomem gruntu zaczyna uwidaczniać się wyraźna struktura syngenetycznego klina mrozowego mająca ponad 2,3 m głębokości (ryc. 1 A). Przy górnej krawędzi klin ma szerokość 0,5 m. Piaski i mułki otaczające szczelinę są poziomo warstwowane i tylko miejscami warstewki ugięte są w dół przy kontakcie z klinem. Widoczne są także drobne uskoki świadczące o osiadaniu. Z prawej strony klina, ok. 0,7 m pod jego górną granicą warstewki osadu są podgięte wyraźnie do góry, w miejscu, gdzie wypełnienie klina stanowi dobrze wysortowany drobny piasek barwy jasno beżowej. Takie cechy klina wskazują na jego pierwotne mieszane wypełnienie lodowo-mineralne. Podobny Ryc. 1. Kliny mrozowe, A stanowisko 1, B stanowisko 2. klin rozpoczynający się tuż pod glebą, a sięgające ponad 4 m w głąb obserwuje się w sąsiedniej piaskowni.

3 Struktury mrozowe w osadach terasy plejstoceńskiej doliny Bugu Stanowisko 2 zlokalizowane jest na zachód od wsi Ladyniska, w połowie drogi pomiędzy Dorohuskem a Dubienką. W południowej części piaskowni uwidacznia się klin mrozowy w płytkim położeniu w stosunku do oryginalnej powierzchni gruntu, jednakże jego górna część została ścięta w wyniku robót eksploatacyjnych. Maksymalna szerokość klina wynosi ok. 0,5 m a głębokość ponad 2 m (ryc. 1 B). Drobny piasek wypełniający lewą część szczeliny wykazuje pionowe warstwowanie wyraźnie kontrastujące z poziomymi warstewkami bezpośredniego otoczenia klina, co wskazuje na jego pierwotne wypełnienie mineralne. W prawej części klina widać ugięcie warstewek ku dołowi i granica klina jest mniej wyraźna, co wskazuje na pierwotne wypełnienie lodem. Na obecność lodu szczelinowego wskazuje także generalne ugięcie w dół warstw piasku i mułku otaczającego klin, widoczne z nieco dalszej perspektywy. Wspólnymi cechami klinów w obu stanowiskach jest występowanie ich w osadach terasy wyższej bezpośrednio pod współczesną glebą. Były to szczeliny syngenetyczne wypełnione pierwotnie drobnoziarnistym piaskiem i lodem (kliny złożone). Osad ten wykazuje większe zbicie w porównaniu z osadem otaczającym klin. Stanowisko 3 zlokalizowane jest w okolicy wsi Rogatka, około 2 km na zachód od Dubienki (ryc. 2), na terasie wyższej. Na obszarze około 4 km², wśród pól uprawnych i nieużytków uwidacznia się system płytkich suchych dolinek, które swoim przebiegiem przypominają poligonalne zarysy. Niekiedy formy dolinne krzyżują się pod różnymi kątami, gwałtownie zmieniają swój przebieg, zaczynają się lub kończą bez nawiązania do potencjalnych obszarów źródliskowych czy ujść. Głębokość dolinek wynosi średnio ok. 2 do 4 m a szerokość ich dna m. Dolinki te są zwykle zakrzaczone lub porośnięte lasem olesowym rosnącym na torfie o miąższości ok. 1 m. Poniżej torfu występują sine piaski z poziomymi przewarstwieniami mułków. Płytko położone zwierciadło wód gruntowych utrudnia wykonanie głębszych wierceń. W najbliższej okolicy brak jest piaskowni umożliwiających stwierdzenie obecności klinów mrozowych. 3. Dyskusja Obecność klinów mrozowych na plejstoceńskiej terasie nadzalewowej Bugu dowodzi funkcjonowania wieloletniej zmarzliny w czasie ostatniego zlodowacenia. Wysuwa się hipotezę, że selektywne procesy termokrasowe zachodzące intensywnie na głównych liniach szczelin mrozowych pod koniec plejstocenu, prawdopodobnie w Allerödzie (Bałaga i in. 2003), stanowiły inicjalny czynnik rozwoju dolinek w okolicy wsi Rogatka. Jako przesłanki przyjmuje się fakt występowania klinów mrozowych bezpośrednio pod współczesną glebą na terasie plejstoceńskiej w podobnej sytuacji oraz poligonalny zarys dolinek nie podobny do układu fluwialnego. Pierwotne wypełnienie głównych szczelin mrozowych zawierało prawdopodobnie więcej lodu w porównaniu ze zmarzliną, w której powstały. Było to przyczyną zróżnicowanego topnienia stropu wieloletniej zmarzliny i rozwoju quasi-poligonalnej rzeźby okolic Rogatki. Podobne wytłumaczenie genezy płytkich suchych dolinek wykształconych na Równinie Laholm w południowo-zachodniej Szwecji przyjmuje H. Svensson (1982a). Dolinki te wykształcone w piaskach mają maksymalną głębokość 7-8 m i długość do 1000 m. Na tym samym obszarze występują tuż pod glebą klasyczne poligony mrozowe,

4 94 Ryc. 2. Szkic geomorfologiczny okolic Rogatki 1 terasa zalewowa, 2 terasa nadzalewowa niższa, 3 terasa nadzalewowa wyższa, 4 powierzchnia krasowa, 5 powierzchnia erozyjno- denudacyjna 6 krawędzie: a wyraźne, b niewyraźne, 7 ostaniec erozyjny, 8 zagłębienia bezodpływowe nieokreślonej genezy, 9 zagłębienia krasowe, 10 dolinki krasowe, 11 pola piasków przewianych, 12 suche dolinki.

5 Struktury mrozowe w osadach terasy plejstoceńskiej doliny Bugu które dają się zaobserwować na zdjęciu lotniczym. Geneza suchych dolinek w okolicy Rogatki może być podobna do rozwoju rzeźby blokowej na Syberii opisanej przez A.I. Popowa (1962). Autor ten wyróżnia 3 generacje poligonów, z których największe tworzą bloki o średnicy m a ich granice stanowią zatorfione dolinki. W celu weryfikacji postanowionej hipotezy należy sprawdzić, czy w okolicy wsi Rogatka występują kliny mrozowe bezpośrednio pod glebą. Do ich zlokalizowania planuje się użyć zdjęć lotniczych, gdyż w najbliżej okolicy nie ma piaskowni umożliwiającej analizę dużego odsłonięcia. Zdjęcia lotnicze powinny być wykonane z niewysokiego nalotu w sezonie wiosennym, po okresie względnie suchym. Plejstoceńskie kliny mrozowe wypełnione drobniejszym materiałem w porównaniu z materiałem otoczenia i występujące przy powierzchni gruntu lepiej przechowują wodę porową i powodują lepszy wzrost zboża, tym samym umożliwiają identyfikację na zdjęciu lotniczym (Christensen, 1974, Svenson, 1982b). Podziękowania Dziękujemy dr Janowi Goździkowi za konsultacje oraz Krzysztofowi Sawickiemu i Wojciechowi Mańkowskiemu za pomoc w pracy terenowej. Literatura Bałaga K., Szwajgier W., Superson J., 2003, Conditions for the accumulation of organic sediments in the lower section of the Wełnianka river valley (Dubienka Depression) at transition from the Vistulian to the Holocene, Acta Paleobot., 43, 1, Chałubińska A., Wilgat T., 1954, Podział fizjograficzny województwa lubelskiego, Przewodnik V Ogólnopolskiego Zjazdu PTG, Lublin, Christensen L., 1974, Crop-marks revealing large-scale patterned ground structures in cultivated areas, southwestern Jutland, Denmark. Boreas, 3, Harasimiuk M., Rzechowski J., Szwajgier W., 1995a, Wpływ ruchów neotektonicznych na warunki rozwoju równi zalewowej i koryta Bugu w Obniżeniu Dubienki (Polesie Zachodnie), Annales UMCS, B, 48. Harasimiuk M., Rzechowski J., Szwajgier W., 1995b, Mapa Geomorfologiczna Polski 1: ark. Dubienka (791), Inst. Nauk o Ziemi, UMCS Lublin. Harasimiuk M., Szwajgier W., 2004, Ewolucja Doliny Bugu na wołyńskim i poleskim odcinku w okresie późnego Vistulianu i w Holocenie, Manumenta Studia Gothica IV. Europa Barbarica, UMCS, Popow A.I., 1962, Pokrovnyie suglinki i poligonalnyj relief Bolsheziemielskoy Tundry (Covering silts and polygonal relief of the Bolsheziemielska Tundra), Voprosy Geogr. Merzlotov. i Perigl. Morfol., Moskwa. Rzechowski J., 1963, Młodoczwartorzędowe osady doliny Bugu w okolicy Dubienki, Annales UMCS, B, 16, Lublin, Svensson H., 1982a, Valley formation initiated by ice wedge polygonal nets in terrace surface, Biul. Perygl., 29,

6 96 Svensson H., 1982b, The use of aerial photographs and remote sensing techniques in research on fossil periglacial features, Biul. Perygl., 29, Szwajgier W., 1998, Rozwój doliny Bugu w plejstocenie, [w:] Główne kierunki badań geomorfologicznych w Polsce stan aktualny i perspektywy, IV Zjazd Geomorfologów Polskich. Lublin 3-6.VI Wojtanowicz J., 1995, Charakterystyka litologiczna i stratygrafia osadów plejstoceńskich w dolinie Bugu koło Uhruska, Annales UMCS, B, 48, Maciej Dąbski Wydział Geografii i Studiów Regionalnych Uniwersytet Warszawski ul. Krakowskie Przedmieście Warszawa Wojciech Szwajgier Instytut Nauk o Ziemi Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej al. Kraśnicka 2c, d Lublin