RzeŸba zlewni górnej Raduni

Transkrypt

1 Jeziora górnej Raduni i jej zlewnia Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak 3 RzeŸba zlewni górnej Raduni 1. WSTÊP Ka dy z elementów rzeÿby powierzchni terenu charakteryzuje siê indywidualnymi cechami, które mo na opisaæ jakoœciowo i iloœciowo. Zazwyczaj stosuje siê opis jakoœciowy, w postaci graficznej wyra ony najczêœciej jako mapa lub szkic geomorfologiczny. Na takiej mapie (lub szkicu) przedstawia siê ró ne genetycznie formy, czêsto te podaje siê litologiê buduj¹cych je osadów. Jednak e tak e i drugi sposób opisu rzeÿby opis iloœciowy, w postaci wska- Ÿników morfometrycznych mo e byæ jedn¹ z podstaw interpretacji geomorfologicznej zmierzaj¹cej do ustalenia genezy i ewolucji poszczególnych form rzeÿby terenu. Ten drugi sposób ma równie ogromne znaczenie w procesie wyszczególniania jednostek geomorfologicznych czy te w regionalizacji fizycznogeograficznej [Richling 1973]. Niew¹tpliw¹ zalet¹ ujêcia iloœciowego jest tak e jego jednoznacznoœæ. Charakterystyka pomiarów morfometrycznych wykonywanych na mapach topograficznych oraz sformalizowane procedury matematyczne zapewniaj¹ du ¹ porównywalnoœæ wyników. Oczywiœcie pamiêtaæ nale y o niepewnoœci wynikaj¹cej z systematycznych b³êdów pomiarowych oraz trudnej niekiedy analizy sytuacji szczególnych, jednak e margines swobodnej interpretacji autora jest tu bardzo niewielki, co sprawia, i obiektywizm uzyskanych rezultatów powinien byæ zadowalaj¹cy. Ponadto zastosowanie technik komputerowych ogranicza wysi³ek zwi¹zany z realizacj¹ mudnych pomiarów kartometrycznych do minimum, co pozwala zwiêkszyæ szczegó³owoœæ analizy b¹dÿ obj¹æ badaniami wiêksze tereny. Wobec powy szego, analiza morfometryczna rzeÿby terenu w powi¹zaniu z interpretacj¹ geomorfologiczn¹ powinna byæ podstawowymi narzêdziami geograficznego opisu rzeÿby badanego terenu.

2 60 Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak Pierwsze prace dotycz¹ce morfometrycznych charakterystyk rzeÿby obszarów Polski pojawi³y siê w pierwszej po³owie XX wieku. Rozwój g³ównych kierunków morfometrii w Polsce omówi³ szczegó³owo Szumowski [1967]. Znacz¹cy postêp badañ morfometrycznych przynios³a druga po³. XX wieku. Z wa niejszych wymieniæ nale y pracê Jeœmiana [1965] oraz prace powsta³e w oœrodku poznañskim [Kozacki i in. 1970; ynda 1976]. Z uwagi na fakt, e nie istnieje du a liczba publikacji dotycz¹cych morfometrycznych charakterystyk rzeÿby pó³nocnej Polski wydaje siê, e podjêcie takiej tematyki jest interesuj¹ce i istotne. Po³o enie i cechy jednego z fragmentów Pojezierza Kaszubskiego zlewni górnej Raduni sprawiaj¹, e uzyskane wyniki mog¹ byæ traktowane jako charakterystyczne dla obszarów m³odoglacjalnych pó³nocnej Polski. Zlewnia górnej Raduni, zdefiniowana jako obszar ograniczony topograficznym dzia³em wodnym po profil w Gorêczynie, po³o ona jest w centralnej czêœci Pojezierza Kaszubskiego i charakteryzuje siê wszystkimi cechami typowymi dla pojeziernego krajobrazu m³odoglacjalnego. Du e zró nicowanie wysokoœci bezwzglêdnych (ryc. 1) oraz wyrazistoœæ form jest wypadkow¹ wielu procesów, g³ównie zwi¹zanych z dzia³alnoœci¹ egzaracyjn¹ i akumulacyjn¹ l¹dolodów plejstoceñskich i ich wód roztopowych. Formy rzeÿby polodowcowej oraz buduj¹ce je osady zwi¹zane s¹ przede wszystkim z faz¹ pomorsk¹, jedn¹ z najm³odszych faz zlodowacenia wis³y. Ostatnio znaczn¹ rolê w kszta³towaniu rzeÿby tego obszaru przypisuje siê tak e uwarunkowaniom tektonicznym (patrz poni ej). 2. WP YW POD O A PODCZWARTORZÊDOWEGO NA KSZTA TOWANIE SIÊ RZE BY W PLEJSTOCENIE W œwietle dokumentacji przedstawionej przez Jurysa [1995] oraz Petelskiego i Moczulsk¹ [1999] deniwelacje pod³o a osadów czwartorzêdowych na opisywanym terenie osi¹gaj¹ rozmiary podobne do tych, które obserwuje siê tu we wspó³czesnej rzeÿbie. Najni ej zalegaj¹ one pod Rynn¹ Patulsk¹ (110 m p.p.m.; Petelski i Moczulska [1999]) oraz pod po³udniowym krañcem Rynny Raduñskiej w Cz¹stkowie (76 m p.p.m.; Jurys [1995]). Wymienione punkty znajduj¹ siê w dnie wyd³u onych obni eñ, które ci¹gn¹ siê z pó³nocnego wschodu na po³udniowy zachód i pokrywaj¹ siê z przebiegiem dwóch rynien systemu raduñsko-ostrzyckiego (Raduñskiej i Patulskiej). Byæ mo e powsta³y one jako doliny fluwialne u schy³ku neogenu lub w dolnym plejstocenie, ale prawdopodobne jest tak e to, e zosta³y one przeg³êbione przez pierwsze l¹dolody plejstoceñskie (glacjalnie i fluwioglacjalnie). Wskazuje na to miêdzy innymi wystêpowanie w tych obni eniach [por. m. in.: Jurys 1995; Pikies 2000; Prussak 2000; Petelski i Prussak 2001] osadów zlodowacenia narwi i nidy. Znamienne jest tak e to, e formy negatywne by³y odnawiane w tych miejscach w czasie niektórych m³odszych piêter plejstocenu [m. in.:

3 3. RzeŸba zlewni górnej Raduni 61 Ryc. 1. Mapa hipsometryczna zlewni górnej Raduni Fig. 1. Hypsometric map of the upper Radunia River catchment Jurys 1995; Petelski i Moczulska 1999] a po najm³odszy stadia³ ostatniego zlodowacenia, kiedy powsta³y Rynny Raduñska i Patulska. To odnawianie siê obni eñ wzd³u okreœlonego kierunku wi¹zane jest z aktywnoœci¹ tektoniczn¹ uskoków, wzd³u których zosta³y za³o one formy negatywne. Nacisk kolejnych nasuwaj¹cych siê l¹dolodów uaktywnia³ strefy uskokowe wystêpuj¹ce w pod³o u, a po jego zaniku (wraz z deglacjacj¹ obszaru) poszczególne

4 62 Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak Ryc. 2. Szkic geomorfologiczny zlewni górnej Raduni Fig. 2. Geomorphic sketch of upper Radunia River catchment zrêby wypiêtrza³y siê izostatycznie z ró n¹ szybkoœci¹, doprowadzaj¹c do odnawiania siê du ych deniwelacji [Petelski i Moczulska 1999; Petelski i Prussak 2001; Petelski 2002]. Opisane zjawisko jest wielce prawdopodobne w obliczu rezultatów innych autorów, dokumentuj¹cych takie zwi¹zki rzeÿby z tektonik¹ pod³o a i jego ruchami w plejstocenie na terenie œrodkowego i zachodniego Pomorza [por. m.in.: Dobracka i Piotrowski 2002; Kurzawa 2000, 2004].

5 3. RzeŸba zlewni górnej Raduni 63 Przedstawione powy ej zwi¹zki rzeÿby z ukszta³towaniem i tektonik¹ starszego pod³o a daje siê zaobserwowaæ nie tylko dla rynien, ale tak e w przypadku form pozytywnych. W znacznej czêœci opisywanej zlewni, obszary najwy ej wyniesione pokrywaj¹ siê z elewacjami pod³o a podczwartorzêdowego [m. in. Jurys 1995; Petelski i Moczulska 1999; Petelski i Prussak 2001]. Co wiêcej w l¹dolodzie zalegaj¹cym nad strefami uskokowymi, tam gdzie tempo wypiêtrzania siê poszczególnych zrêbów by³o zró nicowane, powstawa³y liczne szczeliny, sprzyjaj¹ce wzmo onej akumulacji osadów lodowcowych. Wiele przyk³adów takich form szczelinowych mo na znaleÿæ na omawianym obszarze (patrz: ryc. 1). Najdobitniejszym z nich jest kulminacja Wie ycy, powsta³a na granicy obszarów wypiêtrzanego i obni anego w rejonie obni enia patulskiego [Petelski i Moczulska 1999]. 3. G ÓWNE ELEMENTY RZE BY PLEJSTOCEÑSKIEJ Jak ju zaznaczono, zlewnia górnej Raduni charakteryzuje siê doskonale wykszta³conym krajobrazem m³odoglacjalnym. Znaczne deniwelacje jak i wysokoœci bezwzglêdne znajduj¹ swój wyraz w u ywaniu okreœlenia garb pojezierny dla pasa wzniesieñ ci¹gn¹cych siê przez Pomorze. Powstanie tych wzniesieñ przypisywano w literaturze intensywnej akumulacji osadów lodowcowych fazie pomorskiej zlodowacenia wis³y [por. m.in. Roszko 1968]. W œwietle rezultatów badañ wykonanych w ostatnich latach nale y zweryfikowaæ ten pogl¹d [por. m.in. Dobracki i Lewandowski 2002; K³ysz 1990; Petelski i Moczulska 1999]. Otó wyniesienie garbu pojeziernego powsta³o prawdopodobnie du o wczeœniej, w czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich. Intensywna akumulacja osadów lodowcowych na tym obszarze, zapisana miêdzy innymi w postaci glin morenowych zlodowaceñ odry i warty o bardzo du- ej mi¹ szoœci. W kopalnych obni eniach mi¹ szoœæ pok³adów glin morenowych zlodowaceñ warty przekracza 80 m [Petelski i Moczulska 1999; Petelski 2002]. Przypuszcza siê, e wzrost wysokoœci bezwzglêdnej tego obszaru wywo³any by³ tak e spiêtrzeniami glacitektonicznymi w czasie zlodowaceñ œrodkowopolskich [Petelski 2002]. Taki efekt uda³o siê udokumentowaæ dla garbu pojeziernego na œrodkowym Pomorzu [m. in. Dobracki i Lewandowski 2002]. Akumulacja osadów zlodowacenia wis³y tylko nadbudowa³a ten ci¹g wzniesieñ. W fazie pomorskiej tego zlodowacenia czo³o zanikaj¹cego l¹dolodu ustabilizowa³o siê na linii wzniesieñ a nastêpnie w wraz z postêpuj¹c¹ ablacj¹ powsta³y ró nego rodzaju formy, w tym marginalne. Nale y zaznaczyæ, e autorzy niniejszego opracowania nie podejmuj¹ siê w tym miejscu rozstrzygania kwestii, czy w fazie pomorskiej mia³o miejsce ponowne nasuniêcie l¹dolodu czy te tylko okres stagnacji w ramach jego generalnego zaniku. Na obszarze zlewni górnej Raduni form marginalnych jest ma³o (ryc. 2), maj¹ one niewielkie rozmiary a ich rozmieszczenie nie daje podstaw do wyznaczania szczegó³owego zasiêgu l¹dolodu. Na temat przybli-

6 64 Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak onego po³o enia strefy marginalnej mo na wnioskowaæ raczej na podstawie tzw. stref korzeniowych licznie wystêpuj¹cych tu sandrów. Dla przyk³adu: sandr ci¹gn¹cy siê wzd³u Rynny Raduñskiej rozpoczyna siê w okolicach miejscowoœci ¹czyno. Wgl¹d w jego czêœæ proksymaln¹, powsta³¹ w bezpoœrednim s¹siedztwie l¹dolodu, daje funkcjonuj¹ca od wielu lat wirownia w ¹czynie. Najwiêkszy obszar na terenie zlewni górnej Raduni zajmuj¹ wysoczyzny polodowcowe. Ich powierzchniê buduj¹ gliny lodowcowe, piaski lodowcowe, miejscami pokrywy wirowo-g³azowe. Najm³odsze na tym terenie gliny lodowcowe do g³êbokoœci 3-4 m p.p.t. s¹ najczêœciej zwietrza³e. Skutkiem tego jest zniekszta³cony sk³ad petrograficzny zawartego w nich materia³u grubookruchowego, co utrudnia ich litostratygraficzn¹ korelacjê [por. Jurys 1995; Petelski i Moczulska 1999; Prussak 2000]. Powierzchnia wysoczyzn polodowcowych ma tu zdecydowanie charakter falisty. Le y ona zazwyczaj na wysokoœci ponad 200 m n.p.m., a na po³udnie od Rynny Patulskiej nawet powy ej 250 m n.p.m. Deniwelacje siêgaj¹ od kilkunastu do kilkudziesiêciu metrów. Powierzchniê wysoczyzny polodowcowej urozmaicaj¹ liczne kulminacje oraz niezliczona iloœæ drobnych zag³êbieñ bezodp³ywowych powsta³ych wskutek wytapiania siê bry³ martwego lodu. W wiêkszoœci zag³êbieñ znajduj¹ siê oczka polodowcowe, czêœæ z nich jest zatorfiona. Wysoczyznê morenow¹ p³ask¹ spotyka siê tu rzadko. Du ¹ powierzchniê zajmuje ona jedynie w okolicy wsi Przewóz, gdzie towarzyszy wschodniej krawêdzi Rynny Raduñskiej. W miejscu tym powierzchnia zrównana jest erozyjnie przez wody roztopowe p³yn¹ce wzd³u Rynny Raduñskiej [Petelski i Moczulska 1999]. Powierzchniê wysoczyzny polodowcowej nadbudowuj¹ pojedyncze formy kemowe. S¹ to niewielkie wzgórza, czêsto o p³askich wierzchowinach, nie przekraczaj¹ce metrów wysokoœci wzglêdnej. Krawêdziom wysoczyzn w s¹siedztwie rynien polodowcowych towarzysz¹ formy szczelinowe. Najwiêksze ich nagromadzenie wystêpuje w po³udniowo-wschodniej czêœci opisywanego obszaru, w pobli u Jeziora Ostrzyckiego i Jeziora Patulskiego. Na po³udnie od wymienionych jezior wysokoœæ bezwzglêdna wysoczyzny polodowcowej znacznie wzrasta przyjmuje ona postaæ rozleg³ego, kopulastego nabrzmienia, po³o onego powy ej 250 m n.p.m. Kulminacje tego wzniesienia przekraczaj¹ 300 m n.p.m., a najwy szy punkt to Wie yca (328,6 m n.p.m.). Jak ju wspomniano wczeœniej, kompleks tych wzgórz uznano za formy akumulacji szczelinowej, powsta³e w miejscu spêkania l¹dolodu nad aktywn¹ stref¹ uskokow¹ [Petelski i Moczulska 1999]. Obszary wysoczyzn polodowcowych rozcz³onkowane s¹ na niewielkie p³aty przez g³êbokie obni enia, najczêœciej rynnowe. Erozyjna dzia³alnoœæ wód subglacjalnych, a zapewne tak e i egzaracja lodowcowa, zarówno w czasie fazy pomorskiej jak i w okresie j¹ poprzedzaj¹cym, utworzy³y wyraÿnie ukierunkowan¹ i g³êboko wciêt¹ sieæ rynien. Obszar zlewni Górnej Raduni rozcinaj¹ przede wszystkim g³êbokie rynny radialne o przebiegu pó³nocny wschód po³udniowy zachód. Ich orientacja nawi¹zuje do przypuszczalnego

7 3. RzeŸba zlewni górnej Raduni 65 przebiegu krawêdzi lodowej lobu Wis³y w czasie fazy pomorskiej, jest w przybli eniu prostopad³a do niego. Do takiego typu form nale y zaliczyæ rynny (id¹c od zachodnich granic zlewni): Borzestowsk¹, Raduñsk¹, jezior Wielkie Brodno, Karczemne i Klasztorne oraz Patulsk¹. W dnie ostatniej z wymienionych le ¹ Jezioro Patulskie, D¹browskie i Lubowisko a tak e po³udniowa czêœæ Jeziora Ostrzyckiego, a jej pó³nocnym przed³u eniem jest Rynna Somoniñska (zwana te Basenem Somoniñskim). Krzy uj¹ siê one z mniejszymi rynnami marginalnymi o przebiegu pó³nocny zachód po³udniowy wschód lub w przybli eniu wschód zachód. W dnie najwiêkszych rynien marginalnych le ¹ Jeziora Ostrzyckie i Ma³e Brodno. Ci¹gi obydwu typów form na obszarze zlewni górnej Raduni maj¹ d³ugoœæ oko³o 45 km, a ich zagêszczenie na obszarze centralnej czêœci Pojezierza Kaszubskiego bardzo czêsto przekracza 20 km/100 km 2 [Okulanis 1981]. Wraz z postêpuj¹c¹ deglacjacj¹ w rynnach, miêdzy ich zboczami i wype³niaj¹cymi je martwymi lodami, akumulowane by³y utwory fluwioglacjalne tworz¹ce liczne terasy kemowe. Najlepiej wykszta³cone tego typu formy znajduj¹ siê po zachodniej stronie Jeziora Ostrzyckiego i po po³udniowej stronie jeziora Bukrzyno Du e. Zazwyczaj terasy kemowe zosta³y silnie przekszta³cone przez procesy denudacyjne i pokryte deluwiami, czêsto znacznej mi¹ szoœci. W rynnach wystêpuj¹ tak e formy szczelinowe w postaci d³ugich i w¹skich pagórów. Najwiêksze z nich wykszta³ci³y siê w Rynnie Raduñskiej, gdzie tworz¹ du e pó³wyspy (nazywane Pask i Hel) wzd³u zachodniego brzegu Jeziora Raduñskiego Dolnego. W obrêbie omawianej zlewni krawêdziom wiêkszoœci rynien polodowcowych towarzysz¹ powierzchnie sandrowe, które wystêpuj¹ na kilku wysokoœciach. Wody fluwioglacjalne w czasie recesji l¹dolodu fazy pomorskiej zlodowacenia wis³y utworzy³y trzy wyraÿne poziomy terasowe, najlepiej wyra one w s¹siedztwie Rynny Raduñskiej. Najwy szy z nich zwany gostomskim (I, ok m n.p.m.) ma charakter akumulacyjny, ni szy od niego (II, ok m n.p.m.) erozyjno-akumulacyjny, a najni szy (III, ok. 170 m n.p.m.) erozyjny [Jurys 1995]. Wody roztopowe tworzy³y ni sze poziomy wcinaj¹c siê w utworzony wczeœniej wysoki poziom sandrowy. Morfologiê sandrów urozmaicaj¹ doliny wód roztopowych oraz liczne niewielkie wytopiska, zazwyczaj o p³askim podmok³ym lub zatorfionym dnie, ale ró ne pod wzglêdem kszta³tu, wielkoœci, g³êbokoœci i nachylenia stoków. Zag³êbienia te powoduj¹ wzrost deniwelacji terenu nawet do 20 metrów. Wiêksze ci¹gi rynnowe, które wyznacza³y kierunki odp³ywu wód sandrowych, póÿniej, po wytopieniu siê konserwuj¹cych je bry³ martwego lodu, zosta³y wykorzystane jako obni enia, którymi odprowadzane s¹ wody rzeczne. W omawianej zlewni obecna sieæ rzeczna czêsto p³ynie w kierunku przeciwnym do dawnego odp³ywu subglacjalnego i sandrowego ma w takim przypadku charakter obsekwentny. Natomiast na wysoczyznach sieæ hydrograficzna jest s³abo zorganizowana, du e ich fragmenty maj¹ charakter obszarów bezodp³ywowych.

8 66 Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak 4. MORFOMETRYCZNE KLASY RZE BY ZLEWNI GÓRNEJ RADUNI Opisane powy ej zró nicowanie geomorfologiczne powoduje, i obszar zlewni górnej Raduni jest równie niezwykle ciekawym poligonem zastosowania metod iloœciowej charakterystyki rzeÿby. Efektem koñcowym tego procesu mo e byæ okreœlenie morfometrycznych klas rzeÿby na badanym obszarze. Doskona³ym przyk³adem takiego podejœcia jest praca yndy [1976], w której autor podaje stosunkowo prost¹ i skuteczn¹ metodê wyznaczania morfometrycznych klas rzeÿby w oparciu o pomiary kartometryczne w polach podstawowych. Dobór skali materia³ów kartograficznych a tak e kszta³tu i rozmiaru pola podstawowego zale y od zamierzonego stopnia szczegó³owoœci analizy. Przy rozpatrywaniu niewielkich powierzchniowo obszarów o zró nicowanej rzeÿbie najbardziej odpowiednim podk³adem kartograficznym do obliczeñ morfometrycznych jest mapa topograficzna w skali 1: Stopieñ uogólnienia rzeÿby na mapach w mniejszych skalach wydaje siê byæ zbyt du y. Po wypreparowaniu hipsometrii obszaru badañ nale y utworzyæ sieæ pól podstawowych bêd¹cych powierzchniami, w odniesieniu do których prowadzi siê obliczenia. Najczêœciej stosowane s¹ pola w kszta³cie kwadratu, jednak e mo liwe s¹ inne kszta³ty np. szeœcioboki foremne czy zachodz¹ce na siebie ko³a. Wydaje siê jednak, e wiêkszym problemem ani eli dobór kszta³tu pola podstawowego, jest okreœlenie jego wielkoœci. Jest to czynnoœæ rzutuj¹ca w zasadniczy sposób na uzyskane wyniki, gdy wraz ze zmian¹ powierzchni pola podstawowego zmianie ulegaj¹ wyniki obliczeñ. Rozpiêtoœæ wielkoœci pól podstawowych stosowanych we wczeœniejszych pracach jest bardzo du a, waha siê od kwadratu o powierzchni 100 km 2 [Piasecki 1949] do szeœcioboku foremnego o powierzchni 0,01 km 2 [ awniczak 2001]. Z uwagi na powierzchniê obszaru badawczego przyjêto w niniejszym opracowaniu wielkoœæ pola podstawowego równ¹ 0,25 km 2. Obszar zlewni zosta³ w ten sposób podzielony na niemal 900 pól podstawowych. Dodatkowo obliczenia porównano z danymi uzyskanymi dla sieci pól podstawowych o powierzchni 1 km 2 (228 pól; Nowicki [2000]) w celu porównania uzyskanych wyników i okreœlenia wielkoœci ró nic. Do najczêœciej stosowanych cech morfometrycznych nale ¹: wysokoœæ wzglêdna, œredni spadek, d³ugoœæ poziomic oraz d³ugoœæ linii ciekowych. Z pracy yndy [1976] wynika, i cech¹ która najlepiej oddaje charakter rzeÿby jest wysokoœæ wzglêdna. Stwierdza on wyraÿnie, e morfometryczne klasy rzeÿby mo na wydzieliæ opieraj¹c siê jedynie na wartoœciach tej e cechy. Jest to równie cecha, któr¹ mo na bardzo prosto i jednoznacznie ustaliæ, w przeciwieñstwie do np. d³ugoœci linii ciekowych, co jest bardzo wa ne ze wzglêdu na porównywalnoœæ wyników. W zwi¹zku z powy szym, przyjêto wysokoœæ

9 3. RzeŸba zlewni górnej Raduni 67 Ryc. 3. Mapa wysokoœci wzglêdnych zlewni górnej Raduni Fig. 3. Map of relative height in upper Radunia River catchment wzglêdn¹ jako podstawê podzia³u obszaru na poszczególne klasy rzeÿby. Zgodnie z kryteriami zaproponowanymi przez yndê [1976] wyszczególniono szeœæ morfometrycznych klas rzeÿby (tab. 1). Wyniki obliczeñ przedstawia mapa wysokoœci wzglêdnych (ryc. 3) oraz schematyczna mapa morfometrycznych klas rzeÿby (ryc. 4). Na mapie wysokoœci wzglêdnych zwraca uwagê przede wszystkim rejon Wzgórz Szymbarskich, gdzie stwierdzono maksymalne dla zlewni wartoœci wysokoœci wzglêdnych, wynosz¹ce 110 m. Tego rzêdu wysokoœci wzglêdne nale y uznaæ za bardzo du e i nieczêsto wystêpuj¹ce na obszarach m³odoglacjalnych pó³nocnej

10 68 Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak Ryc. 4. Mapa morfometrycznych klas rzeÿby w zlewni górnej Raduni Fig. 4. Map of morphometric classes of landscape in upper Radunia River catchment Polski. Jest to równie jeden z obszarów o najwy szych wysokoœciach bezwzglêdnych na Ni u Europejskim (Wie yca 329 m n.p.m.). Równie du e wysokoœci wzglêdne, siêgaj¹ce niekiedy powy ej 80 metrów, zwi¹zane s¹ z krawêdziami i stokami rynien. Formy akumulacji szczelinowej i rynny subglacjalne tworz¹ wiêc w zlewni górnej Raduni obszary o najbardziej ywej i zró nicowanej rzeÿbie. Wysoczyzna morenowa, w zale noœci od jej urozmaicenia formami mniejszego rzêdu (kemami, formami szczelinowymi, pagórami moren czo³owych, wytopiskami), cechuje siê najczêœciej wysokoœciami

11 3. RzeŸba zlewni górnej Raduni 69 wzglêdnymi od 10 do 30 metrów, natomiast obszary sandrowe poni ej 20 metrów. Charakterystyczn¹ cech¹ zlewni górnej Raduni jest zdecydowanie bardziej wyraziste urzeÿbienie wschodniej czêœci, gdzie deniwelacje s¹ najwiêksze, a obszary te zaliczono w wiêkszoœci do pagórkowatej i wzgórzowej klasy rzeÿby. Czêœæ zachodnia cechuje siê znacznie spokojniejsz¹ rzeÿb¹, zaliczan¹ do klas: równinno-falistej, falistej i falisto-pagórkowatej. Wynika to z du ego udzia³u sandrów w powierzchni tej czêœci zlewni. W s¹siedztwie Rynny Raduñskiej tworz¹ one terasy (ryc. 1), ³agodz¹ce (poprzez swój schodkowy uk³ad) kontrasty wysokoœci pomiêdzy wysoczyzn¹ i dnem rynien. Wyrazem tego jest s³abe zaznaczanie siê wymienionej rynny na mapie wysokoœci wzglêdnych (ryc. 3). W przypadku tego typu form we wschodniej czêœci zlewni jest inaczej. Zwi¹zane z ich wystêpowaniem ró nice wysokoœci s¹ znaczne, co wyraÿnie zaznacza siê na rycinie 3. Rynny te s¹ wê sze ni Rynna Raduñska a sandry tworz¹ w nich tylko jeden poziom, najczêœciej w ich dnie. Udzia³ terenów równinnych w powierzchni zlewni jest niewielki. Wynika Tabela 1. Morfometryczne klasy rzeÿby Table 1. Morphometric classes of landscapes Klasa Class Wysokoœæ rzeÿby [m] Relief height Klasa rzeÿby Relief class I < 10,0 równinna II 10,1 20,0 równinno-falista III 20,1 30,0 falista IV 30,1 40,0 falisto-pagórkowata V 40,1 60,0 pagórkowata VI > 60,0 wzgórzowa to z faktu, i zarówno wysoczyzny morenowe jak i obszary sandrowe urozmaicone s¹ licznymi wytopiskami oraz formami rzeÿby drobnopromiennej. Znacznie wiêcej jest terenów równinno-falistych (ponad 25% powierzchni zlewni). Takie tereny wystêpuj¹ m. in. na zachód od Rynny Borzestowskiej oraz w s¹siedztwie po³udniowej czêœci Rynny Raduñskiej. Stosunkowo p³aski jest tak e, najwiêkszy w zlewni p³at wysoczyzny w okolicach wsi Brodnica Górna (otoczony Jeziorem Raduñskim Dolnym, Ma³e i Wielkie Brodno oraz Jeziorem Ostrzyckim). Po³o ony na pó³nocny wschód od niego inny p³at wysoczyzny (za rynn¹ jeziora Ma³e Brodno, pomiêdzy Zaworami i Kartuzami) ma ju wyraÿnie inny charakter jest przyk³adem obszaru o du ych deniwelacjach, wynikaj¹cych z urozmaicenia formami mniejszego rzêdu (ryc. 2i3). Procentowy udzia³ poszczególnych klas rzeÿby w ogólnej powierzchni zlewni przedstawia rycina 5. Zestawienie to obrazuje tak e wp³yw wielkoœci pola podstawowego na uzyskane rezultaty. W przypadku wiêkszej powierzchni pól wzrasta wzglêdny udzia³ klas rzeÿby o du ych deniwelacjach. Wydaje siê, e zw³aszcza w terenach m³odoglacjalnych, o ywej rzeÿbie, ma to

12 70 Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak Ryc. 5. Procentowy udzia³ morfometrycznych klas rzeÿby na obszarze badañ Fig. 5. Percentage share of morphometric classes of landscape in the study area zasadnicze znaczenie. Istotny wówczas jest cel opracowania, któremu ma s³u yæ analiza morfometryczna rzeÿby. Zdaniem autorów, jeœli celem tym jest regionalizacja fizycznogeograficzna du ego obszaru, wystarczaj¹ce s¹ pola podstawowe o stosunkowo du ej powierzchni (kilka km 2 ), natomiast w przypadku szczegó³owej analizy rzeÿby pola podstawowe powinny byæ mniejsze. Zastosowanie pól o niewielkiej powierzchni (0,25 km 2 ) dla zlewni górnej Raduni pozwoli³o na uchwycenie specyfiki rzeÿby tego terenu. Polega ona na s¹siedztwie form o du ych wysokoœciach wzglêdnych: wzniesieñ powsta³ych w wyniku akumulacji szczelinowej i rynien z obszarami o du o mniejszych deniwelacjach (sandry oraz wysoczyzna morenowa p³aska i falista), których udzia³ w powierzchni zlewni jest znaczny. Literatura AUGUSTOWSKI B., SYLWESTRZAK J., 1979, Zarys budowy geologicznej i rzeÿba terenu. [W:] B. Augustowski [red.], Pojezierze Kaszubskie, GTN, Gdañsk, s DOBRACKA E., PIOTROWSKI A., 2002, Budowa geologiczna i rzeÿba powierzchni podczwartorzêdowej. [W:] R. Dobracki, J. Lewandowski, T. Zieliñski [red.], Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. VII Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski, Oddz. Pomorski PIG, Wydz. NoZ UŒ, Szczecin - Sosnowiec, s DOBRACKI R., LEWANDOWSKI J., 2002, Plejstocen Pojezierza Drawskiego i Szczecineckiego. [W:] R. Dobracki, J. Lewandowski, T. Zieliñski [red.], Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. VII Konferencja

13 3. RzeŸba zlewni górnej Raduni 71 Stratygrafia Plejstocenu Polski, Oddz. Pomorski PIG, Wydz. NoZ UŒ, Szczecin - Sosnowiec, s JEŒMIAN M., 1965, Rola mapy wysokoœci wzglêdnych w charakterystyce rzeÿby powierzchni na przyk³adzie Œl¹ska Opolskiego, Czas. Geogr. 36: JURYS L., 1995, Objaœnienia do SMGP w skali 1:50000, arkusz Stê yca, PIG, Warszawa, 34 s. (maszynopis w archiwum PIG w Warszawie). K YSZ P., 1990, Mechanizm kszta³towania siê strefy marginalnej fazy pomorskiej na obszarze Poj. Drawskiego, Geografia 47, Wyd. Nauk. UAM, Poznañ, 236 s. KOZACKI L., MARSZ A., YNDA S., 1970, Metodyka wyznaczania mikroregionów w oparciu o kryterium morfometrii i u ytkowania terenu, Geografia 9, Wyd. Nauk. UAM, Poznañ: KURZAWA M., 2000, Pionowe ruchy neotektoniczne jako czynnik ró nicuj¹cy pokrywê plejstoceñsk¹ pó³nocno-zachodniej Polski. [W:] Sz. Uœcinowicz, J. Zachowicz [red.], Stratygrafia czwartorzêdu i zanik l¹dolodu na Pojezierzu Kaszubskim. VII Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski, Oddzia³ Geologii Morza PIG, Gdañsk, s KURZAWAM., 2004, Zapis ruchów neotektonicznych w osadach plejstocenu pó³nocno-zachodniej Polski, Biuletyn PIG 407: AWNICZAK R., 2001, Morfometryczne cechy rzeÿby wybranych zespo³ów form Polski Pó³nocno-Zachodniej, Bad. Fizjogr. nad Polsk¹ Zach. 52A: NOWICKI T., 2000, Zwi¹zek pomiêdzy typami morfometrycznymi rzeÿby a natê eniem erozji w zlewni górnej Raduni [praca magisterska], Uniwersytet Gdañski, Gdañsk, 42 s. (maszynopis w Katedrze Geomorfologii i Geologii Czwartorzêdu). OKULANIS E., 1981, Studium limnologiczne Jezior Raduñsko-Ostrzyckich, GTN, Gdañsk, 108 s. PETELSKI K., 2002, RzeŸba stropu utworów trzeciorzêdu i jej geneza we wschodniej czêœci Pojezierza Pomorskiego. [W:] R. Dobracki, J. Lewandowski, T. Zieliñski [red.], Plejstocen Pomorza Œrodkowego i strefa marginalna lobu Parsêty. VII Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski, Oddz. Pomorski PIG, Wydz. NoZ UŒ, Szczecin Sosnowiec, s PETELSKI K., MOCZULSKA G., 1999, Objaœnienia do SMGP w skali 1:50000, arkusz Egiertowo, PIG, Warszawa, 53 s. (maszynopis w arch. PIG w Warszawie). PETELSKI K., PRUSSAK W., 2001, Wp³yw rzeÿby pod³o a osadów czwartorzêdowych na morfologiê Pojezierza Kaszubskiego. [W:] A. Kostrzewski [red.], Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych. Tom 3, Geografia 64, Wyd. Nauk. UAM, Poznañ, s PIASECKI H., 1949, RzeŸba ziem polskich w œwietle mapy wysokoœci wzglêdnych, Czas. Geogr. 20: PIKIES R., 2000, Pod³o e czwartorzêdu w rejonie Pojezierza Kaszubskiego. [W:] Sz. Uœcinowicz, J. Zachowicz [red.], Stratygrafia czwartorzêdu i zanik l¹dolodu na Pojezierzu Kaszubskim. VII Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski, Oddzia³ Geologii Morza PIG, Gdañsk, s PRUSSAK W., 2000, Wstêpny profil litologiczno-stratygraficzny plejstocenu Pobrze a i Pojezierza Kaszubskiego wed³ug opracowanych arkuszy Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1: [W:] Sz. Uœcinowicz, J. Zachowicz [red.], Stratygrafia czwartorzêdu i zanik l¹dolodu na

14 72 Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak Pojezierzu Kaszubskim. VII Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski, Oddzia³ Geologii Morza PIG, Gdañsk, s RICHLING A., 1973, O sposobach przedstawiania urzeÿbienia w terenach m³odoglacjalnych, Prz. Geogr. 45: ROSZKO L., 1968, Recesja ostatniego l¹dolodu z terenu Polski. [W:] R. Galon [red.], Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce, Pr. Geogr. IG PAN, 74: SZUMOWSKI A., 1967, Rozwój g³ównych kierunków morfometrii, Czas. Geogr. 38: YNDA S., 1976, Metoda wyznaczania morfometrycznych typów rzeÿby na przyk³adzie obszaru w granicach by³ego województwa zielonogórskiego, Bad. Fizjogr. nad Polsk¹ Zach. 29A: Roman Go³êbiewski, Janusz Dworniczak, Wojciech Tylmann, Piotr Pawe³ WoŸniak Katedra Geomorfologii i Geologii Czwartorzêdu, Uniwersytet Gdañski, Gdañsk, ul. Dmowskiego 16a, geomorfologia@univ.gda.pl Land relief of the upper Radunia River catchment Summary This paper presents an attempt to link qualitative and quantitative approach in describing the relief of post-glacial areas on the example of upper Radunia River catchment (Fig. 1). Qualitative approach is based on the interpretation of geomorphic maps (Fig. 2), while quantitative approach is based on morphometric features, such as relative height calculated for basic fields (Fig. 3). The study area is an example of young-glacial area with great diversity of relief and geomorphic features. The most characteristic forms of this area are deep and long subglacial channels. Their bottoms are often filled with channel lakes. It is supposed that shape and course of these landforms are connected with older tectonic predispositions. Above the subglacial channels there are morainic plateau levels or high fluvioglacial levels. Upper Radunia River catchment is regarded as the marginal zone of Pomeranian Phase of the Vistulian Glaciation, however terminoglacial landforms are not sufficiently developed. The major part of the area consists of crevasse accumulation landforms and outwash plains and many smaller valleys of erosion origin. The share of flat areas is not high because both morainic plateaus and outwash plains are diversified with many kettle holes.

15 3. RzeŸba zlewni górnej Raduni 73 The characteristic feature of upper Radunia River catchment is significantly more diversified relief in eastern part, where relative heights are the biggest. Western part of the catchment is characterised by much lower relative heights, because of large contribution of outwash plains in the whole area. It is clearly manifested in the map of morphometric classes of landscape of the area (Fig. 4, Table 1). Comparison of the percentage share of morphometric classes of landscape (Fig. 5) shows also the role of basic field size.