Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki)

Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki) Laser scanning in the small valleys morphology researches (Jarosławianka valley case study) Wacław Florek, Iwona Tylman Akademia Pomorska w Słupsku, Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, ul. Partyzantów 27, 76-200 Słupsk, e-mail: wacflor@gmail.com Zarys treści: Badania morfologiczne, w tym i morfometryczne, odgrywały i nadal odgrywają ważną rolę w rozpoznawaniu systemów dolinnych. W badaniach dolin dużych i średniej wielkości źródłem niezbędnych informacji przez ponad 100 lat pozostawały mapy topograficzne, a właściwie ich treść hipsometryczna, w ostatnich latach wykorzystywana do sporządzania numerycznych modeli terenu. Źródło to w badaniu małych dolin rzecznych okazuje się całkowicie nieprzydatne. Dotyczy to również doliny Jarosławianki, lewego dopływu dolnej Wieprzy. Dolina ta rozwijała się w nawiązaniu do kolejnych etapów ewolucji doliny Wieprzy. Rzeźba doliny stanowi zapis procesów, które o tym decydowały (erozji, procesów stokowych, działalności człowieka). Podstawowym źródłem informacji morfometrycznych były modele terenu, wygenerowane w rozdzielczości 0,5 m, uzyskane dzięki skanowaniu terenu lidarem naziemnym i lotniczym (uzyskano je z zasobów Instytutu Prahistorii UAM w Poznaniu). W programie Global Mapper wykonano profile poprzeczne i profil podłużny doliny i zinterpretowano model terenu. Uzyskane dane zestawiono z posiadanymi danymi geologicznymi i paleogeograficznymi. Słowa kluczowe: morfologia doliny, model terenu, dolina Jarosławianki, dolina Wieprzy, laserowy skaning terenu Abstract: Morphological researches, including the morphometric ones, have played and still are playing an important role in valley systems recognition. For over 100 years topographic maps remained a source of essential information in the studies of big a medium-size valleys. Actually its hypsometric content, which in recent years has been used for the construction of terrain models. This sours occurs to be completely useless in the studies of small valleys. This also applies to the valley of Jarosławianka, left tributary of lower Wieprza. This valley has developed in relation to the subsequent stages of the evolution of the Wieprza valley. Relief of the valley is a record of the processes that the determined that development (erosion, slope processes, human activities). The primary source of morphometric information were terrain models generated at a resolution of 0.5 m, obtained by scanning the area LIDAR ground and air (obtained from the resources of the Institute of Prehistory, Adam Mickiewicz University in Poznań). In Global Mapper program transverse profiles and longitudinal profiles of the valley were performed and terrain models were interpreted. The data obtained were compared with the available geological paleogeographical data Key words: river valley morphology, model of terrain, Jarosławianka river valley, Wieprza river valley, laser scanning of terrain Wstęp Badania morfologiczne, w tym i morfometryczne, odgrywały (Tricart 1960) i nadal odgrywają ważną rolę w rozpoznawaniu systemów dolin fluwialnych (Brzezińska-Wójcik i in. 2010). W ciągu ponad 100 lat podstawowe informacje morfologiczne czerpano z analizy treści hipsometrycznych map topograficznych, w ostatnich latach przetwarzanych do postaci numerycznych modeli terenu, lub też ze zdjęć lotniczych i obrazów satelitarnych. W opracowaniach szczegółowych treści, które zawierają mapy, okazują się niewystarczające i wówczas niezbędne jest często pozyskanie danych przez pomiary geodezyjne (Migoń 2006). W badaniach dolin rzecznych prowadzonych na terenie Polski studia morfologiczne były i są często stosowane w rozpoznawaniu dolin dużych rzek, np. Wisły (Wiśniewski 1990), czy rzek średniej wielkości, np. Bobru (Florek 1982), lub wyżynnych (Michno 2013) i niżowych dopływów Wisły (Andrzejewski 1994), a także rzek Wyżyny Lubelskiej (Brzezińska-Wójcik, Superson 2004). Bazą danych morfologicznych wykorzystanych 19

Wacław Florek, Iwona Tylman Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań na tle podziału na mezoregiony (w ujęciu Kondrackiego 1998) Fig. 1. Location of the research area on the background of the mesoregions (after Kondracki 1998) we wspomnianych pracach były mapy topograficzne, najczęściej wykonane w skalach 1:25 000 i 1:10 000. Źródło to w badaniu małych dolin rzecznych okazuje się całkowicie nieprzydatne. Dotyczy to również doliny Jarosławianki, lewego dopływu Wieprzy (długość odcinka stale odwadnianego 3,98 km, przeciętny przepływ kilkadziesiąt l/s, a w czasie wezbrań nawet 1500 l/s; Florek i in. 2008), którego zlewnia leży na obszarze Równiny Sławieńskiej (ryc. 1, Kondracki 1998). Zalesienie całości doliny stanowi istotną przeszkodę utrudniającą wykonywanie pomiarów geodezyjnych; w tej sytuacji pojawienie się nowych możliwości technicznych, w postaci skaningu laserowego, otwarło nowe horyzonty badawcze. Badania geomorfologiczne (Florek i in. 2008) i paleo geograficzne w dolinie Jarosławianki zostały podjęte jako uzupełnienie badań gleboznawczych (por. Jonczak, Kowalkowski 2013, Jonczak, Florek 2013). Skąpa ilość danych geologicznych (bardzo nielicznie zachowane fragmenty teras rzecznych i wyłącznie postregulacyjna prowieniencja starorzeczy) jest przyczyną, dla której uwaga autorów została skoncentrowana na badaniu cech morfometrycznych doliny przy zastosowaniu danych pochodzących ze skaningu laserowego: lotniczego i naziemnego. Celem badań było wyodrębnienie elementów morfologicznych dna i stoków doliny, ustalenie ich parametrów morfometrycznych i powiązanie ich historii z ewolucją podstawowych elementów środowiska zlewni Jarosławianki i jej sąsiedztwa. Postglacjalna historia północnego skłonu Pomorza Rozkład podstawowych form terenu na obszarze Pobrzeży i rozmieszczenie utworów powierzchniowych jest przede wszystkim efektem funkcjonowania zaplecza 20 strefy marginalnej fazy pomorskiej stadiału głównego vistulianu, która miała miejsce około 18 000 16 000 lat wstecz (Kozarski 1986). Poglądy na temat dominujących wówczas procesów morfotwórczych są rozbieżne. Dotyczy to zwłaszcza modelu deglacjacji. Znacząca część badaczy przyjmuje koncepcję frontalnej deglacjacji Pomorza (np. Keilhack 1901, 1930, Galon, Roszkówna 1967). Schemat deglacjacji zaproponowany przez Keilhacka (1901) został z niewielkimi zmianami zastosowany przez wszystkich cytowanych autorów, a także znalazł odbicie w Przeglądowej Mapie Geomorfologicznej Polski w skali 1:500 000, wydanej przez IGiPZ PAN (Starkel 1980). Deglacjacji towarzyszył przepływ wód roztopowych, które formowały rynny subglacjalne, doliny marginalne (doliny wód roztopowych) i odcinki pradolinne. Dochodziło też do zagrzebywania martwych lodów, które konserwowały wcześniej wytworzone zagłębienia, a później, po wytopieniu, same przyczyniły się do powstania nowych. W wyniku tych procesów ukształtowała się mozaika powierzchni morenowych i glacifluwialnych, porozcinanych siecią rynien i dolin erozyjnych, z licznymi zagłębieniami o zróżnicowanych rozmiarach i kształtach. Późny glacjał to okres intensywnego formowania się sieci dolinnej. Na Równinie Sławieńskiej powstawała ona na zrębach odwodnienia sub- i ekstraglacjalnego, a następnie poprzez stopniowe włączanie różnogenetycznych obniżeń w sieć odwodnienia w systemie zlewni Wieprzy, Słupi i Grabowy. Towarzyszyło temu wypełnianie obniżeń osadami mineralnymi i organogenicznymi oraz rozcinanie progów dzielących te obniżenia (por. Florek 1991). Późny vistulian, a zwłaszcza jego cieplejsze etapy (bølling, allerød), to okres akumulacji mułów jeziornych, gytii węglanowych i kredy jeziornej w zbiornikach, których znaczna część powstała wskutek wypełniania wodami roztopowymi bądź dzięki wytapianiu brył martwego lodu. W wielu miejscach tworzyły się też miąższe torfowiska mszyste, rozciągające się na obszarach występowania wieloletniej zmarzliny. Wszystko to działo się w wa-

Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki) runkach ekspansji pionierskich formacji leśnych (tundra parkowa), czemu towarzyszył bogaty rozwój mchów, krzewinek i roślinności zielnej. Odgrywało to niebagatelną rolę w stabilizowaniu powierzchni terenu i ograniczaniu procesów stokowych. W okresach chłodniejszych (najstarszy dryas, starszy dryas, młodszy dryas) dochodziło do redukcji szaty roślinnej do zbiorowisk tundrowych, odbudowy wieloletniej zmarzliny, przy wzroście intensywności procesów stokowych i eolicznych (Mojski 2005). Holoceński rozwój pokrywy roślinnej ograniczył intensywność procesów zboczowych, a ocieplenie klimatu zaktywizowało procesy wietrzenia chemicznego, co z kolei zintensyfikowało pedogenezę. Klimat nadal nosił cechy kontynentalne, a temperatura lata była zbliżona do współczesnej, przy większej surowości zim. Sprzyjało to szybkiej degradacji wieloletniej zmarzliny, wzrostowi infiltracji, a tym samym i ługowaniu łatwo rozpuszczalnych substancji zawartych w osadach powierzchniowych (przede wszystkim węglanów). W preboreale w zbiornikach wodnych utrzymywało się zapewne wysokie tempo akumulacji kredy jeziornej, która została następnie wyparta przez akumulację gytii organicznych. Holoceńskie zmiany klimatu były powodem znacznych wahań poziomu wody w jeziorach, przy czym najniższy stan osiągnął on najprawdopodobniej w boreale (por. Florek 1991). W okresach bardziej wilgotnych rozwijały się torfowiska, częściowo wskutek zanikania jezior. W holocenie, za sprawą działania meandrujących rzek, rozwinęły się równiny zalewowe Wieprzy, Słupi, Grabowy, Moszczenicy, Wrześnicy, Reknicy, Ściegnicy i doszło do zabagnienia dna Wieprzy powyżej Sławna, a także dolin Reknicy, Moszczenicy i Radosławki. W stropie osadów budujących równiny zalewowe często występują mułowo-ilaste utwory powodziowe (mady) (Florek, Florek 2007). Budowa geologiczna Równiny Sławieńskiej Na większości obszaru Równiny Sławieńskiej podłoże czwartorzędu stanowią utwory paleogeńskie i neogeńskie, lokalnie również częściowo lub całkowicie zegza rowane, wskutek czego lokalnie odsłaniają się spod nich osady górnej kredy (Uniejewska, Nosek 1985, 1986, 1987). Powierzchnia utworów starszych od czwartorzędu (podczwartorzędowa) jest urozmaicona. Tę pierwotnie położoną na rzędnej co najmniej 20 m p.p.m. (najwyżej koło Wilkowic, Sławska i w południowej części równiny) rozcinają dziś liczne, o niewyrównanym dnie i nieregularnym kształcie, obniżenia, z których największe, o przebiegu N S, ogranicza Równinę Sławieńską od wschodu, w osi doliny Słupi w Słupsku (Mojski, Orłowski 1978), a inne przecina jej centralną część, wzdłuż linii Nosalin Żabno, i ma przebieg NW SE. Sięgają one rzędnych poniżej 120 m p.p.m. Podobne usytuowanie ma obniżenie z centrum na wschód od Staniewic, przekraczające rzędną 100 m p.p.m. Obniżenia te są dziełem niszczącej (egzaracyjnej) działalności kolejnych lądolodów, które w plejstocenie nasunęły się na obszar Pomorza. Szczególnie aktywne pod tym względem były zlodowacenia środkowo polskie (odry i warty). Osady czwartorzędowe są reprezentowane przez gliny zwałowe, piaski i żwiry glacjalne, piaski, żwiry i mułki glacifluwialne i glacilimniczne, żwiry, piaski i namuły fluwialne, gytie, mułki i inne utwory limniczne, torfy i inne utwory bagienne. Należą one do różnych pięter plejstocenu, a najstarsze najprawdopodobniej do jednego ze zlodowaceń południowopolskich. Podstawowa masa osadów czwartorzędowych jest efektem działalności zlodowaceń odry i warty, a przede wszystkim zlodowacenia wisły (vistulianu). Warto dodać, że w osadach czwartorzędowych, zwłaszcza w glinach, tkwią dość liczne bloki (porwaki) osadów paleo- i neogeńskich. Miąższość osadów czwartorzędowych na terenie sąsiadującym z obszarem badań zmienia się znacznie od około 146 m na zachód od Nosalina do 2 m na południe od Sławna i Bobrowic (ok. 16 m w rejonie elewacji podłoża obejmującej okolice Sławska, Radosławia i sięgającej po Wilkowice oraz 20 m koło Bzowa). W dwóch miejscach, położonych na krawędzi wysoczyzny na południe od Sławna, koło Mącznika i Pomiłowa, na powierzchni terenu występują piaszczyste osady mioceńskie (Uniejewska, Nosek 1987). Geomorficzne cechy krajobrazu Równiny Sławieńskiej Już bardzo powierzchowny przegląd form terenu wskazuje, że na Równinie Sławieńskiej można wyróżnić dwa podstawowe obszary różniące się cechami rzeźby. Granica pomiędzy nimi biegnie wzdłuż linii Sianów Rzyszczewo Bobrowice Wrześnica, a więc nieco na północ od szosy łączącej Koszalin ze Słupskiem. Część północna ma rzeźbę monotonną, na którą składają się niemal płaskie powierzchnie równin zastoiskowych, spod których wynurzają się obszary płaskich wysoczyzn morenowych (ryc. 2), lokalnie nadbudowane połogimi kemami. Część południowa ma rzeźbę zdecydowanie bardziej żywą. Jest ona kombinacją morenowych wysoczyzn: falistej i pagórkowatej oraz powierzchni sandrowych. Te dwie znaczące jednostki morfologiczne rozcina dolina Wieprzy oraz kilka różnych rozmiarów rynien subglacjalnych, z których największą jest rynna odwadniana przez Reknicę, lewobrzeżny dopływ Wieprzy, uchodzący do niej na południe od Sławna. Dość liczne i rozległe na Równinie Sławieńskiej są formy powstałe wskutek działalności wód roztopowych: kemy, równiny zastoiskowe, terasy kemowe, rynny subglacjalne, sandry dolinne, terasy i powierzchnie erozyjno- -akumulacyjne wód roztopowych i zagłębienia po martwym lodzie. Równiny zastoiskowe tworzą rozległy kompleks (nazywany zastoiskiem sławieńskim) na zachód od linii Staniewice Sławsko Rzyszczewo, z którego wystają nie- 21

Wacław Florek, Iwona Tylman wysokie płaty wysoczyzny płaskiej (ryc. 3, 4). Budują je iły warwowe (występują zwykle w spągu, w liczbie ok. 20 warw) oraz inne drobnoziarniste osady limnoglacjalne (Vierke 1937). Terasy kemowe ciągną się na prawym brzegu doliny Wieprzy od Warszkowa po okolice Staniewic. Są one zbudowane z piasków drobnoziarnistych i mułków łagodnie nachylonych ku osi rynny oraz z południa na północ, w kierunku jeziora Wicko. Strop osadów teras kemowych leży tu na rzędnej 25 30 m n.p.m. Nagromadzenia form glacjalnych w kilku miejscach są porozcinane rynnami subglacjalnymi, którymi na różnych etapach deglacjacji obszaru odpływały wody roztopowe. Uniejewska i Nosek (1987) uważają, że również dolina Wieprzy poniżej Sławna nosi charakter rynny subglacjalnej przemodelowanej przez rzekę. Krawędzie późnoglacjalnych rynien i dolin są porozcinane licznymi małymi dolinami denudacyjno-erozyjnymi i denudacyjnymi. Część, zwłaszcza mniejszych form rynnowych, określa się również jako doliny odpływu wód roztopowych (Uniejewska, Nosek 1986, 1987). Na całym obszarze wysoczyzny morenowej występują liczne owalne zagłębienia powstałe po wytopieniu się brył martwego lodu. Są to płaskie, nieckowate obniżenia wypełnione namułami lub torfami. Część z nich została stopniowo włączona w sieć odwodnienia, ale wciąż liczne pozostają poza nią. Zagłębienia powytopiskowe występują też na równinach zastoiskowych oraz w dolinie Wieprzy. Bardzo liczne są na sandrze dolinnym. Tworzą tu głębokie formy o dość stromych zboczach, a ich dna często zajmują torfowiska czy nawet niewielkie jeziorka (Uniejewska, Nosek 1986, 1987). Relatywnie niewielkie powierzchnie mają formy fluwialne. Największe z nich: doliny Grabowy, Wieprzy i Słupi rozcinają Równinę Sławieńską południkowo. W dolinie Wieprzy i jej dopływów istnieją terasy rzeczne: nadzalewowa (wieku plejstoceńskiego) i holoceńska równina zalewowa (Lach i in. 1985, Uniejewska, Nosek 1985, 1986, 1987, Florek 1991, Kaczmarzyk 2008). Na terasie nadzalewowej lokalnie uformowały się drobne wydmy (na wschód od Pomiłowa, pomiędzy Wrześnicą a Nosalinem), zaś równina zalewowa jest urozmaicona obecnością paleomeandrów, zakoli odciętych podczas XX-wiecznej regulacji rzeki i innych przejawów działalności rzeki meandrującej (Florek, Nadaczna 1986, Florek 1991). W dolinach mniejszych cieków, na przykład Moszczeniczki czy Wrześniczki, zaznacza się obecność wyłącznie równiny zalewowej, w dolinach innych, np. Strugi Leśnej czy Jarosławianki (ryc. 5), pozostałości wyższych poziomów terasowych są nieliczne. Krawędzie rynien i dolin Grabowy, Wieprzy, Reknicy i Ściegnicy są porozcinane przez doliny denudacyjne, parowy i młode rozcięcia erozyjne. Większość z nich powstała u schyłku vistulianu, a w holocenie została częś ciowo przemodelowana przez procesy erozji związanej z okresowym przepływem wód roztopowych lub opadowych (Tylman 2011). Z dolinami erozyjno-denudacyjnymi wiąże się występowanie źródeł, wysięków i wymoków oraz rozwój nisz erozyjnych. Ryc. 2. Krajobraz wysoczyzny morenowej płaskiej, na zachód od Starego Krakowa, rozwiniętej na utworach zastoiskowych Fig. 2. Landscape of moraine plateau, west of Stary Kraków, developed on stagnant sediments 22

Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki) Ryc. 3. Zasięg występowania osadów zastoiskowych (na podstawie map geologicznych 1:50 000, arkusze Sławno i Wrześnica; 1 gliny zwałowe w morenach wyciśnięcia, 2 gliny zwałowe i gliny zwałowe piaszczyste, 3 osady starsze od czwartorzędu, 4 piaski lodowcowe, 5 piaski, iły i mułki zastoiskowe, 6 piaski rzeczne teras nadzalewowych, 7 piaski i żwiry wodnolodowcowe, 8 namuły piaszczyste, 9 namuły i namuły torfiaste, 10 piaski, muły, żwiry kemów i terasy kemowe, 11 piaski rzecznych równin zalewowych, 12 piaski i namuły den dolinnych, 13 mułki i iły wytopiskowe, 14 torfy, 15 mady, 16 piaski eoliczne i wydmy, 17 piaski stożków napływowych, 18 piaski i żwiry deluwialne (Lach i in. 1985, Uniejewska, Nosek 1985), 19 zasięg zastoiska sławieńskiego Fig. 3. The scope of occurrence of stagnant sediment (based on geological maps 1:50 000 worksheets Sławno and Wrześnica; 1 boulder clays in squeezing morainic hills, 2 tills and sandy tills, 3 sediments older then Quaternary, 4 glacial sands, 5 ice-dammed lake deposits: sands, clays and muds, 6 river terraces sands, 7 glaciofluvial sands and gravels, 8 sandy muds, 9 muds and peaty muds, 10 sands, muds and gravel of kames and kame terraces, 11 floodplain sands, 12 valley bottom sands and muds, 13 kettle hole muds and clays, 14 peat, 15 muds, 16 eolian sands, 17 sands of alluvial fans, 18 deluvial sands and gravels (after Lach et al. 1985, Uniejewska, Nosek 1985), 19 Sławno ice-dammed lake boundary Formy antropogeniczne reprezentują nasypy i wykopy drogowe i kolejowe, wyrobiska po eksploatacji surowców ceramicznych oraz piasku i żwiru (np. na południe od Wrześnicy, na zachód od Janiewic), a także znacznie starsze: kurhany czy grodziska. Kurhany spotykamy na terasach: kemowej i nadzalewowej Wieprzy, na zachód od Wrześnicy oraz na wysoczyźnie. Z kolei grodziska związane są z doliną Wieprzy na lewym brzegu koło Sławska i Starego Krakowa oraz na prawym na wysokości Wrześnicy (Florek 1991, Florek, Florek 2007; por. także Rączkowski 2008, Banaszek, Wróblewska 2013, Rączkowski, Banaszek 2013). Morfologiczne cechy dolnej części doliny Jarosławianki Dolina Jarosławianki rozwijała się w nawiązaniu do kolejnych etapów ewolucji doliny Wieprzy. Rzeźba doliny stanowi zapis procesów, które o tym decydowały. Autorzy próbowali zastosować do analizy rzeźby tej niewielkiej doliny mapy topograficzne, geologiczne oraz mapę reliefu wygenerowaną z modelu LIDAR o rozdzielczości 0,5 m. Jak już wcześniej wspomniano, mapy topograficzne w skalach 1:25 000 i 1:10 000 okazały się dla tych analiz całkowicie nieprzydatne. 23

Wacław Florek, Iwona Tylman Ryc. 4. Szkic geomorfologiczny okolic Starego Krakowa; 1 wysoczyzna morenowa, 2 wzgórza morenowe, 3 równiny zastoiskowe, 4 kemy, 5 terasy kemowe, 6 terasy akumulacyjne zalewowe, 7 terasy erozyjno-akumulacyjne, 8 terasy erozyjno-akumulacyjne wód roztopowych, 9 równiny torfowe, 10 strefa agradacji i degradacji stoków, 11 dna dolin rzecznych, 12 zagłębienia powstałe po martwym lodzie, 13 parowy, dolinki, rozcięcia erozyjne (Uniejewska, Nosek 1986, 1987), 14 zasięg zastoiska, 15 granice zlewni Jarosławianki, 16 miejscowości Fig. 4. The geomorphological sketch in area of Stary Kraków; 1 moraine plateau, 2 moraine hills, 3 ice-dammed lake plain, 4 kame, 5 kame terraces, 6 accumulative river terraces, 7 accumulative-erosional river terraces, 8 glaciofluvial erosional-accumulative terraces, 9 peatbog plain, 10 slope aggradation-degradation zone, 11 river valley bottom, 12 kettle hole, 13 erosional-denudational valleys (after Uniejewska, Nosek 1986, 1987), 14 ice-dammed lake boundary, 15 Jarosławianka river basin boundary, 16 places W programie Globar Mapper wykonano kilkadziesiąt profili poprzecznych terenu i profil podłużny. Analiza i porównanie modeli i profili wysokościowych pozwoliły zinterpretować formy terenu oraz określić jego cechy morfometryczne (tab. 1). Należy podkreślić, że sporządzenie tradycyjnymi metodami (przy użyciu pomiarów geodezyjnych) profilu podłużnego Jarosławianki i jej dopływów oraz profili poprzecznych jej doliny wymagałoby wielkiego nakładu pracy, a ich dokładność byłaby o wiele gorsza od obrazów uzyskanych za pomocą skanowania laserowego z samolotu. Tabela 1. Morfomertyczne cechy dolnego odcinka doliny Jarosławianki (dane z pomiarów lidarowych) Table 1. Morphometric parameters of the lower part Jarosławianka river valley (data from LIDAR measurements) Szerokość dna doliny [m] Odległość pomiędzy górnymi krawędziami doliny [m] 7,97 2,4 6,8 35 49 9,21 7,46 5,9 48,8 73 89 2,300 0,900 4,98 4,11 21 51,7 46 91 3,000 2,300 odcinek stawu młyńskiego 3,22 3,12 15 24 31 50 7,13 8,34 12,3 16,7 73 87 Spadek lustra wody w Jarosławiance Spadek równiny zalewowej 0,400 0,0 6,62 0,900 0,400 Kilometraż odcinka 24 Spadek terasy (wyniesionej 1,5 2 m) 7,05 Spadek stoków doliny (wartości uśrednione i maksymalne) lewobrzeżny prawobrzeżny 3,4 6,7 3,9 8,8 maks. 13,9 2,6 7,2 maks. 12,9 2,5 6,9 5,4 8,7 maks. 13,9 5,4 7,7 4,6 10,2 maks. 15,1 2,7 9,8 maks. 14,0 2,9 7,0 5,7 9,6 maks.

Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki) Ryc. 5. Dolina Jarosławianki powyżej dawnego stawu młyńskiego (km 1,1 1,2) Fig. 5. Jarosławianka valley above the old mill pond (km 1,1 1,2) Ryc. 6. Obraz lidarowy okolic Starego Krakowa; 1 granice zlewni Jarosławianki, 2 zasięg ozu (według obecnej interpretacji autorów), 3 zasięg kemu (Uniejewska, Nosek 1985, 1987) Fig. 6. The aerial laser scanning (ALS) image in area of Stary Kraków; 1 Jarosławianka catchment boundary, 2 esker (extending after present author s interpretation), 3 kame (after Uniejewska, Nosek 1985, 1987) 25

Wacław Florek, Iwona Tylman Ryc. 7. Profil podłużny Jarosławianki i jej dopływów; zaznaczono położenie fragmentów teras nadzalewowych; 1 dolina dopływu prawego, 2 dolina dopływu lewego, 3 terasa I, 4 terasa II Fig. 7. The longitudinal profile of the Jarosławianka and their tributaries, marked the position of fragments overflood terraces; 1 right tributary valleys, 2 left tributary valleys, 3 terrace I, 4 terrace II Ryc. 8. Profile poprzeczne dolnej części doliny Jarosławianki; zaznaczono wyniesienie teras nad współczesne lustro wody (na niebiesko terasy I rzędu, na zielono terasy II rzędu) Fig. 8. Transverse profiles in bottom part of the Jarosławianka valley, marked elevation of terraces above the contemporary water surface (in blue terrace I, in green terrace II) 26

Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki) Ryc. 9. Zniszczony wał piętrzący dawnego stawu młyńskiego i jego lokalizacja Fig. 9. Destroyed embankment of the old mill pond and it s location Profil podłużny koryta Jarosławianki pokazuje, że istnieje istotny związek pomiędzy budową geologiczną obszaru, przez który ona płynie, a kształtem profilu. Dolny odcinek, mający nachylenie 7,65, powstał przez rozcięcie zarówno osadów zastoiskowych, jak podścielających je glin, gdy górny, z przeciętnym nachyleniem 3,22, uformowany został jedynie w osadach zastoiskowych. Granica pomiędzy nimi jest usytuowana w odległości 0,9 km od ujścia Jarosławianki do Wieprzy (ryc. 7). Górny odcinek doliny Jarosławianki charakteryzuje się płytkim (2 3 m) niezbyt wyraźnie ukształtowanym wcięciem w powierzchnię równiny zastoiskowej. Sięga on do profilu odległego od ujścia o około 2,3 km (ryc. 8). Poniżej rozmiary skutków erozji wgłębnej sięgają 5 6 m. Głębokość wcięcia erozyjnego obejmuje na tym odcinku całą miąższość osadów zastoiskowych. Na odcinku odległym od ujścia o 2,0 1,4 km zaznaczają się ślady powierzchni terasowych wyniesionych nad współczesny poziom wody o 0,5 1,0 m i o 1,5 2,0 m (ryc. 8). Spadek tej wyższej terasy jest wyraźnie większy (7,05 ) od spadku równiny zalewowej (4,11 ) (tab. 1) na tym samym odcinku doliny. Może to świadczyć, że w okresie powstawania terasy (1,5 2 m) Jarosławianka silnie erodowała wgłębnie, próbując nawiązać do erozyjnego dna doliny Wieprzy. Na tym etapie badań nie sposób określić, kiedy to miało miejsce. Największa głębokość wcięcia doliny Jarosławianki w wysoczyznę występuje na odcinku odległym od ujścia Ryc. 10. Zmiany zasięgu stawu młyńskiego Młyna Leśnego (Waldmühle) na mapach: A Urmeßtischblätter (rok 1837), B Meßtischblätter (rok 1897), C Mapa Topograficzna Polski (rok 1986) (wszystkie w skali oryginalnej 1:25 000) Fig. 10. Changes to the scope of the Młyn Leśny mill pond (Waldmühle) on maps: A Urmeßtischblätter (1837), B Meßtischblätter (1897), C Topographic Map of Poland (1986) (all in the original scale 1:25 000) 27

Wacław Florek, Iwona Tylman Ryc. 11. Dno dawnego stawu młyńskiego (km 0,6 0,8) z nasadzeniami olchy Fig. 11. The bottom of the old mill pond (km 0,6 0,8) planted with alders o 1,4 0,4 km. Powierzchnia wysoczyzny występuje tu na rzędnych 20 22 m n.p.m., zaś dno doliny na rzędnych 14,5 11,0 m n.p.m. Cechą charakterystyczną jest brak zachowanych elementów wyższych poziomów terasowych oraz najczęściej znaczne, bo wynoszące od 7 do 15, nachylenie jej zboczy. Rzadko występuje asymetria doliny. Na czterystumetrowym odcinku ujściowym Jarosławianka płynie przez równinę zalewową Wieprzy i nadbudowujący ją płaski stożek napływowy; spadek lustra wody Jarosławianki wynosi tu 6,62, a stożka, który rozcina 7,97 (tab. 1). Koryto jest tu wcięte w holoceńską równinę zalewową na około 1,5 2,0 m i nie towarzyszą mu żadne formy pośrednie. Należy też zauważyć, że na odcinku w odległości 0,4 0,9 km od ujścia zachowały się formy związane z istnieniem tu przez około 600 lat młyna wodnego. Na km 0,4 są to resztki wału, który piętrzył wodę (ryc. 9), zaś na półkilometrowym odcinku dna doliny położonym powyżej łatwo dostrzegalne jest spłaszczenie dna doliny widoczne zarówno na obrazie lidarowym (ryc. 6), jak i na mapach topograficznych z XIX i XX w. (ryc. 10). Spłaszczenie to jest efektem odkładania się w stawie młyńskim drobnoziarnistych osadów, które po zniszczeniu wału zapory ziemnej w początkach lat 60. XX w. zostały odsłonięte i tworzą dziś powierzchnię dna doliny (ryc. 11). W linii strumienia osady te podlegały i nadal podlegają intensywnej erozji wstecznej, której tempo jeszcze dziś osiąga 2 8 m/rok (ryc. 12). Średni spadek lustra wody na odcinku ze stawem młyń28 skim (7,13 ) jest niższy od spadku na całym dolnym odcinku rzeki (9,21 ). Różnica powstaje w wyniku istnienia progu wodospadu (ryc. 12), którego wysokość przekracza 1 m. W górnej części stawu młyńskiego, która w XIX w. była już wypełniona osadami, mają one w znacznej mierze strukturę laminowaną (ryc. 13B), co wskazywać może na cykliczność sedymentacji fluwialno-jeziornej oraz na możliwość okresowej dostawy materiału ze stoku. Na odcinku doliny powyżej stawu młyńskiego (1,5 km biegu rzeki) równinę zalewową budują mułkowate piaski, podścielone 30 40-centymetrową warstwą piasków różnoziarnistych z brukiem erozyjnym w spągu (ryc. 13A). Wśród morfometrycznych cech doliny Jarosławianki zauważa się zróżnicowania charakteru i kształtu stoków doliny. O ile przeciętne wartości nachylenia stoków nie różnią się istotnie (tab. 1), to można wyróżnić co najmniej dwa ich typy: stoki długie, o niewielkim nachyleniu (2,5 7,0 ; por. ryc. 8: prawy stok na profilu 1100 m i lewy stok na profilu 1500 m); gleby, które na nich się rozwinęły, noszą cechy wczesnego formowania (Jonczak, Kowalkowski 2013), co może świadczyć, że są to stoki zachowane z wczesnego etapu rozwoju doliny (późnego vistulianu i wczesnego holocenu); stoki krótkie, relatywnie strome (7,7 15,1 ; por. ryc. 8: oba stoki na profilu 1000 m, prawe stoki na profilach 1500 i 1700 m). U podnóża tych stoków znajdują się starorzecza, częściowo wypełnione osadami, bądź

Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki) Ryc. 12. Wodospad: przejaw szybko postępującej erozji wstecznej w korycie formującym się na dnie dawnego stawu młyńskiego Fig. 12. The waterfall: symptom the rapid headward erosion in the riverbed forming at the old mill pond bottom współczesne koryto Jarosławianki. Są to więc stoki młode lub silnie odmłodzone przez erozję boczną rzeki. Próba określenia morfogenezy doliny Jarosławianki i chronologii zdarzeń Dolnemu biegowi Wieprzy towarzyszą tereny o rzeźbie monotonnej: od północy obszar płytkiej doliny Stobnicy, a od południa niemal płaskie powierzchnie równin zastoiskowych, spod których wynurzają się płaskie wysoczyzny morenowe lokalnie nadbudowane połogimi kemami (ryc. 4). Analiza treści obrazu lidarowego (ryc. 6), pochodzącego ze skanowania lotniczego (ASL), sugeruje, że forma dotąd uznawana za kem (ryc. 3, 4, Uniejewska, Nosek 1985, 1987) ma inny kształt i zasięg i należy ją interpretować jako oz (najprawdopodobniej subglacjalny). Stwierdzenie to wzmacniają informacje o prowadzonej w przeszłości wzdłuż tej linii lokalnej eksploatacji piasku, który na równinie zastoiskowej jest rzadkością. Relatywnie niewielkie powierzchnie zajmują tu formy fluwialne związane z dnem doliny Wieprzy i jej niewielkich dopływów, w których istnieją terasy rzeczne nadzalewowa (wieku plejstoceńskiego) i holoceńska równina zalewowa (Florek 1991). Na terasie nadzalewowej lokalnie uformowały się drobne wydmy (na wschód od Pomiłowa, pomię- dzy Wrześnicą a Nosalinem), zaś równina zalewowa jest urozmaicona obecnością paleomeandrów, zakoli odciętych podczas XX-wiecznej regulacji rzeki i innych przejawów działalności rzeki meandrującej (Florek, Nadaczna 1986, Florek 1991). W dolinach wielu mniejszych cieków, na przykład Moszczeniczki czy Wrześniczki, zaznacza się obecność wyłącznie równiny zalewowej. Krawędzie rynien i dolin Wieprzy, Reknicy i Ściegnicy są porozcinane przez doliny denudacyjne, parowy i młode rozcięcia erozyjne. Większość z nich powstała u schyłku vistulianu, w okresie występowania w podłożu wieloletniej zmarzliny. O jej obecności i zmianach jej zasięgu świadczą cechy morfologiczne i strukturalne tutejszych gleb (Jonczak, Kowalkowski 2013). W holocenie doliny denudacyjne i denudacyjno-erozyjne zostały częś ciowo przemodelowane przez procesy erozji związanej z okresowym przepływem wód roztopowych lub opadowych. Z dolinami erozyjno-denudacyjnymi wiąże się występowanie źródeł, wysięków i wymoków oraz rozwój nisz erozyjnych (Tylman 2011). Rozkład podstawowych form terenu i rozmieszczenie utworów powierzchniowych jest przede wszystkim efektem funkcjonowania zaplecza strefy marginalnej fazy pomorskiej stadiału głównego vistulianu, a według wielu badaczy fazy gardnieńskiej czy poprzedzającej ją domniemanej fazy sławieńsko-lęborskiej. Późny glacjał był okresem intensywnego formowania się sieci dolinnej, która powstawała na zrębach odwodnienia sub- i ekstra29

Wacław Florek, Iwona Tylman A B Ryc. 13. Budowa osadów równiny zalewowej Jarosławianki; A na km 1,5, B na km 0,7 (w obrębie dawnego stawu młyńskiego) Fig. 13. Floodplain structure of the Jarosławianka river; A on km 1,5, B on km 0,7 (within old mill pond) 30

Skaning laserowy w badaniach morfologicznych małych dolin rzecznych (przypadek doliny Jarosławianki) glacjalnego, a następnie poprzez stopniowe włączanie różnogenetycznych obniżeń w sieć odwodnienia. Towarzyszyło temu wypełnianie obniżeń osadami mineralnymi i organogenicznymi oraz rozcinanie progów dzielących te obniżenia (por. Florek 1991). Wody Wieprzy i Grabowy odpływały wówczas do Bałtyku, którego brzeg leżał kilkadziesiąt kilometrów dalej na północ niż obecnie. Trzeba tu dodać, że obie te rzeki tworzyły wtedy odrębne systemy fluwialne. Istnieją realne podstawy, aby przypuszczać, że w utworzeniu dolnego odcinka doliny Wieprzy oraz systemu dolin rozcinających jej południowe zbocza ważną, a może decydującą rolę odegrało spłynięcie zastoiska pieńkowskego do zastoiska sławieńskiego, a następnie wód obu tych jeziorzysk dalej, w kierunku zachodnim, co znacząco wpłynęło na uformowanie równoleżnikowego odcinka doliny Wieprzy. Świadczy o tym zarówno relacja położenia wspomnianych dolin do zasięgu występowania osadów zastoiskowych (ryc. 3), jak i charakter rozcięć erozyjnych w dolinie Jarosławianki: brak systemu teras wyniesionych ponad 2 m na dno doliny, a także wyraźny związek doliny z występowaniem osadów zastoiskowych. Biorąc pod uwagę niski zapewne stopień skomprymowania tych osadów, należy stwierdzić, że proces tworzenia doliny Jarosławianki był szybki i powstała ona w schyłkowej fazie vistulianu. Wczesny holocen, który w dolinie Wieprzy był okresem koncentracji koryta, formowania jej meandrowego charakteru i dominacji erozji wgłębnej (Florek 1991), był zapewne czasem wcinania się dolnej Jarosławianki w gliny podścielające utwory zastoiskowe być może nawet do poziomu znacznie niższego niż obecnie (por. Tyman 2011). Rozwój równiny zalewowej Wieprzy w holocenie zdecydował o długości ujściowego odcinka Jarosławianki, a poziom wody w Wieprzy o niewielkim zakresie erozyjnej działalności Jarosławianki. W dolnym odcinku doliny (km 0,9 0,4) w ciągu ostatnich kilkuset lat funkcjonował staw młyński, wskutek czego dzisiejszy spadek tego odcinka równiny zalewowej jest wyjątkowo niski i budują go namuły, częściowo laminowane (ryc. 13A), znacząco różniące się od piaszczysto- -mułowych osadów (ryc. 13B) tworzących dno doliny powyżej i poniżej dawnego stawu. Podsumowanie Studia morfologiczne doliny Jarosławianki, podjęte w kontekście prowadzonych tu badań gleboznawczych (Jonczak, Kowalkowski 2013, Jonczak, Florek 2013), geomorfologicznych i hydrologicznych (Florek i in. 2008), dzięki zastosowaniu nowych technik badawczych (naziemnego i lotniczego skaningu laserowego) przyniosły wiele nowych informacji. Skaning laserowy umożliwił: określenie i pomiar cech morfometrycznych doliny Jarosławianki, a także rozpoznanie innych form terenowych; dokonanie pomiaru następujących parametrów: spadku podłużnego lustra wody w korycie rzecznym, spadku podłużnego równiny zalewowej, spadku podłużnego teras rzecznych, spadków stoków doliny, dowolnej liczby pomiarów wysokości względnej; detekcję licznych form pochodzenie antropogenicznego. Ponieważ były one przedmiotem odrębnego rozpoznania (Banaszek, Wróblewska 2013, Rączkowski, Banaszek 2013), w niniejszym artykule zostały pominięte, Pełne wykorzystanie informacji płynących z analizy materiałów lidarowych będzie możliwe dopiero po ich uzupełnieniu i weryfikacji metodami geologicznymi i geomorfologicznymi. Konieczne jest także sporządzenie katalogu form fluwialnych (oraz form o innej genezie), które dają się rozpoznać na obrazach lidarowych, a które nie były widoczne na mapach sporządzanych z wykorzystaniem dotąd stosowanych technik badawczych. Podziękowania Materiały ze skanowania laserowego zostały udostępnione przez Instytut Prahistorii Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, za co autorzy składają serdeczne podziękowanie p. prof. dr. hab. Włodzimierzowi Rączkowskiemu i mgr. Łukaszowi Banaszekowi. Skanowanie laserowe zostało wykonane w trakcie realizacji grantów ArcheoLandscapes Europe 2010 1486/001-001 (Unia Europejska w ramach programu Culture 2007 2013), Przeszłe krajobrazy w kontekście danych przestrzennych. Współczesne technologie i możliwości interpretacyjne archeologii w studiach mikroregionu wczesnośredniowiecznego grodziska we Wrześnicy N N109 106 140 (NCN) oraz ArcheoKrajobrazy Europy 260/Kultura/2011/2012/2 (Ministerstwo Nauki i Szkolnictwa Wyższego) (por. Rączkowski, Banaszek 2013). Literatura Andrzejewski L., 1994. Ewolucja systemu fluwialnego doliny dolnej Wisły w późnym vistulianie i holocenie na podstawie wybranych dolin jej dopływów. Rozprawy Uniwersytetu Mikołaja Kopernika. Toruń. Banaszek Ł., Wróblewska L., 2013. Teledetekcja archeologicznych krajobrazów ziemi sławieńskiej. W: W. Rączkowski, J. Sroka (red.), Historia i kultura ziemi sławieńskiej. T. XI. Ośrodki miejskie. Fundacja Dziedzictwo, Darłowo-Sławno, s. 45 79. Brzezińska-Wójcik T., Gawrysiak L., Chabudziński Ł., 2010. Metody morfometryczne w badaniach geomorfologicznych regionu lubelskiego. Landform Analysis 12: 7 22. Brzezińska-Wójcik T., Superson J., 2004. Neotectonic conditions of sedimentation and erosion in small fluvial basins of the Roztocze Tomaszowskie (south-eastern Poland). Zeitschrift für Geomorphologie 48(2): 167 184. Florek E., Florek W., 2007. Inwentaryzacja przyrodnicza gminy Sławno. Operat przyrody nieożywionej i turystyki. Maszynopis w Archiwum Urzędu Gminy Sławno. Florek E., Florek W., Kaczmarzyk J., 1998. Studia nad paleohydrologicznymi zmianami koryta Wieprzy i jej równi zalewowej w okresie subatlantyckim w kontekście funkcjonowania wczesnośredniowiecznego grodziska we Wrześnicy. Acta Archaeologica Pomoranica I: 185 194. 31

Wacław Florek, Iwona Tylman Florek W., 1982. Development of the lower Bóbr valley floor, with emphasis on the Late Holocene. Quaestiones Geographicae 8: 91 119. Florek W., 1991. Postglacjalny rozwój dolin rzek środkowej części północnego skłonu Pomorza. Wydawnictwo WSP, Słupsk. Florek W., Jonczak J., Princ C., 2008. Rola denudacji odpływowej w kształtowaniu rzeźby małych zlewni na obszarach zastoiskowych (na przykładzie dopływów dolnej Wieprzy). Lanform Analysis 7: 23 34. Florek W., Kaczmarzyk J., 2007. Osady pozakorytowe środkowej Wieprzy jako zapis zjawisk powodziowych. W: A. Kostrzewski, J. Szpikowski (red.), Funkcjonowanie geoekosystemów zlewni rzecznych. 4. Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Poznań, s. 141 155. Florek W., Nadaczna E., 1986. Zmiany biegu Parsęty i Wieprzy w ciągu ostatnich dwustu lat w świetle analizy materiałów kartograficznych. Badania Fizjograficzne na Polską Zachodnią 36A: 33 52. Galon R., Roszkówna L., 1967. Zasięgi zlodowaceń skandynawskich i ich stadiów recesyjnych na obszarze Polski. W: R. Galon, J. Dylik (red.), Czwartorzęd Polski: studium zbiorowe. PWN, Warszawa, s. 18 38. Jonczak J., Florek W., 2013. Wiek i właściwości gleb wykształconych z osadów stawu młyńskiego w dolinie Jarosławianki (Równina Sławieńska). W: J. Jonczak, W. Florek (red.), Środowisko glebotwórcze i gleby dolin rzecznych: 33 40. Jonczak J., Kowalkowski A., 2013. Geneza, zróżnicowanie przestrzenne i właściwości poligenetyczne gleb w zlewni Jarosławianki. W: J. Jonczak, W. Florek (red.), Środowisko glebotwórcze i gleby dolin rzecznych: 41 56. Kaczmarzyk J., 2008. Holoceńska paleohydrologia środkowej Wieprzy w świetle cech sedymentologicznych osadów korytowych. Akademia Pomorska w Słupsku, Słupsk. Keilhack K., 1901. Geologisch-morphologische űbersichtskarte der Provinz Pommern 1:500 000. Kőnigl. Preuss. Geol. Landesanstalt und Bergakademie, Berlin. Keilhack K., 1930. Geologische Karte der Provinz Pommern, 1:500 000. Preuss. Geologische Landesanstalt, Berlin. Kondracki J., 1998. Geografia regionalna Polski. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Kozarski S., 1986. Skale czasu a rytm zdarzeń geomorfologicznych vistulianu na Niżu Polskim. Czasopismo Geograficzne 57(2): 247 270. Lach A., Uniejewska M., Nosek M., 1985. Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000. Arkusz Sławno. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Migoń P., 2006. Geomorfologia. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Mojski J.E., 2005. Ziemie polskie w czwartorzędzie. Zarys morfogenezy. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. Mojski J.E., Orłowski A., 1978. Plejstoceńska forma rynnowa okolic Słupska. Kwartalnik Geologiczny 20(1): 171 179. Rączkowski W., 2008. Antropogeniczne formy krajobrazowe powstałe w pradziejach i wczesnym średniowieczu w dorzeczu środkowej Wieprzy. Landform Analysis 7: 143 153. Rączkowski W., Banaszek Ł., 2013. Osadnictwo w rejonie Jarosławianki problemy badawcze. W: J. Jonczak, W. Florek (red.), Środowisko glebotwórcze i gleby dolin rzecznych: 113 121. Starkel L. (red.), 1980. Przeglądowa Mapa Geomorfologiczna Polski w skali 1:500 000. Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Warszawa. Tricart J., 1960. Metoda badania teras. W: Zagadnienia geomorfologiczne. Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa, s. 89 121. Tylman I., 2011. Morfogeneza dolinki denudacyjno-erozyjnej koło Mazowa (dolina Wieprzy). Słupskie Prace Geograficzne 8: 109 128. Uniejewska M., Nosek M., 1985. Szczegółowa Mapa Geologiczna Polski 1:50 000. Arkusz Sławno. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Uniejewska M., Nosek M., 1986. Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000. Arkusz Wrześnica. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Uniejewska M., Nosek M., 1987. Objaśnienia do Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1:50 000. Arkusz Sławno. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Vierke M., 1937. Die Ostpommerschen Bändertone als Zeitmarken und Klimazeugen. Abhandlungen Geologisch-Palaeontologischen Institut, Heft XVIII, Greifswald: 1 34. Wiśniewski E., 1990. Characteristics of the relief and sediments in the Vistula Valley. The lower Vistula Valley. W: L. Starkel (red.), Evolution of the Vistula valley during the last 15 000 years. Part III. Prace Geograficzne IGiPZ PAN, Special Issue 5: 111 125. 32