Daniel Okupny 1, Anna Fortuniak 2, Julita Tomkowiak 3 1 Uniwersytet Pedagogiczny w Krakowie, Wydział Geograficzno-Biologiczny, Instytut Geografii, Zakład Ekorozwoju i Kształtowania Środowiska Geograficznego 2 Uniwersytet Łódzki, Wydział Nauk Geograficznych, Pracownia Geologii 3 Uniwersytet Szczeciński, Wydział Nauk o Ziemi, Zakład Geologii i Paleogeografii Pionowa zmienność składu chemicznego osadów biogenicznych torfowiska Podwódka (Kotlina Szczercowska) Wprowadzenie Analiza składu chemicznego stanowi jedną z podstawowych metod badań osadów biogenicznych deponowanych w jeziorach i torfowiskach (Borówka 2007, Żurek 2010). Z badań wielu autorów (Kosiński i in. 1994, Bojakowska i Sokołowska 1998, Domińczak i Okupny 2010, Rydelek 2011) wynika, że deponowane w jeziorach i torfowiskach osady stanowią ważną barierę geochemiczną. Wśród procesów depozycyjnych odpowiedzialnych za tworzenie się pokrywy osadowej w zbiornikach akumulacji biogenicznej Borówka (2007) wymienia sedymentację terygeniczną materii mineralnej ze zlewni i spoza jej obszaru, sedymentację biogeniczną, sedymentację chemogeniczną oraz adsorpcję jonów rozpuszczonych w wodzie przez minerały ilaste czy bezpostaciową materię organiczną. Z tego względu utwory biogeniczne pod względem właściwości fizykochemicznych zaliczane są do najbardziej niejednorodnych osadów czwartorzędowych (m.in. Rydelek 2005). Celem niniejszej pracy jest ocena pionowej zmienności składu chemicznego osadów w profilu torfowiska Podwódka w zależności od rodzaju torfu. Podjęto również próbę ilościowego określenia intensywności migracji poszczególnych pierwiastków w oparciu o porównanie składu chemicznego utworów wypełniających misę torfowiska ze składem skał macierzystych budujących zlewnię badanego ekosystemu. Materiał i metody badawcze Badaniami objęto torfowisko położone we wschodniej części Kotliny Szczercowskiej (Gilewska 1986), w odległości 50 km na południe od Łodzi i 5 km na zachód od Bełchatowa (rys. 1A).
84 Daniel Okupny, Anna Fortuniak, Julita Tomkowiak Rys. 1. Położenie stanowiska badawczego na tle Polski (A) oraz szkic geomorfologiczny (B) wg Forysiaka i in. (2011): 1 równiny wodnolodowcowe, 2 równina piasków fluwio-peryglacjalnych, 3 nisza źródliskowa, 4 pola piasków eolicznych, 5 wydmy, 6 dna dolin rzecznych, 7 torfowisko, 8 wody powierzchniowe, 9 drogi, 10 lokalizacja rdzenia P-1, 11 lokalizacja poboru próbek do tła geochemicznego, 12 punkty wysokościowe Torfowisko o powierzchni około 1,4 km 2 zajmuje rozległe, kotlinowate obniżenie genezy glacjalnej, o wyraźnych krawędziach, przemodelowanych w warunkach zimnego klimatu w późnym vistulianie (Forysiak 2012). Południowa krawędź doliny rozcięta jest przez niszę źródliskową o wymiarach 15 x 40 metrów (Maksymiuk 2011). W obrębie krawędzi funkcjonują źródła jedne z najwydajniejszych w centralnej Polsce (Maksymiuk jw., Ziułkiewicz i Żelazna-Wieczorek 2011). Dno zatorfionego obniżenia jest położone na wysokości około 182 m n.p.m. i wykazuje spadek w kierunku zachodnim. Zatorfione obniżenie opiera się od południa o wysoczyznę polodowcową, przykrytą w niektórych miejscach piaskami eolicznymi. W środkowej części kotliny położona jest wydma, której wysokość względna dochodzi do 14 metrów (Forysiak i in. 2011). Na północ od wydmy miąższość osadów biogenicznych przekracza nieco 3 metry (średnia miąższość nie przekracza jednak 1,5 metra), zaś maksymalną miąższość osadów (tj. 4,75 metra) udokumentowano w obrębie kopalnego rozcięcia przy południowej krawędzi kotliny (rys. 1B). Wypełnienie misy torfowiska Podwódka zostało wstępnie rozpoznane w trakcie kartowania torfowisk w dolinie
Pionowa zmienność składu chemicznego osadów biogenicznych torfowiska Podwódka 85 rzeki Pilsi oraz w dorzeczu Widawki (Forysiak i in. 2011). Osady występujące w dolnej części profilu P-1, obejmujące torfy mszyste i turzycowo-mszyste, reprezentują fazę stałego podtapiania ekosystemu torfotwórczego wodami gruntowymi i są datowane na 11720+/ 90 9540+/ 100 lat BP (Forysiak i in. jw.). Wyżej zalegająca seria holoceńskich torfów szuwarowych i łozowych powstała w warunkach okresowego obniżania się poziomu wody gruntowej (wzrost stopnia rozkładu torfu nawet do 50%). Natomiast występujący w stropie złoża mursz ziarnisty stanowi zapis przerwania sedentacji autochtonicznej materii organicznej i rozpoczęcie fazy decesji (ubytku masy torfowej) wskutek gospodarczej działalności człowieka. W miejscu, gdzie stwierdzono największą miąższość, pobrano osady biogeniczne przy pomocy próbnika Instorf. W laboratorium Katedry Geomorfologii i Paleogeografii oraz w Pracowni Geologii Wydziału Nauk Geograficznych Uniwersytetu Łódzkiego dokonano podziału pobranych rdzeni na odcinki o długości od 2,5 cm (przy dużym zróżnicowaniu litologicznym osadów) do 5 cm (przy jednorodnym typie osadu), z których ogółem pobrano 96 próbek osadów torfowych. Oznaczono podstawowe składniki osadów biogenicznych zgodnie z metodyką Tobolskiego (2000) oraz Myślińskiej (2001), tj.: materię organiczną (metoda strat prażenia w piecu muflowym w temperaturze 550 C), węglan wapnia (metoda objętościowa przy pomocy aparatu Scheiblera), krzemionkę terygeniczną i biogeniczną opal (rozpuszczanie próbki w kwasie solnym i wodorotlenku potasu). W Laboratorium Geochemicznym Wydziału Nauk o Ziemi Uniwersytetu Szczecińskiego dla 48 próbek przeprowadzono szczegółową analizę chemiczną. Pozbawiony materii organicznej popiół po prażeniu w temperaturze 550 C był roztwarzany na mokro w mikrofalowym mineralizatorze Speedwave firmy Berghof, przy użyciu stężonego kwasu azotowego, 10% kwasu solnego oraz perhydrolu. W uzyskanym roztworze metodą spektrometrii absorpcji atomowej (AAS Solaar 969 firmy Unicam) oznaczono pierwiastki o wymowie paleogeograficznej: Na, K, Ca, Mg, Fe, Mn oraz metale ciężkie: Cu, Ni, Cr, Zn i Pb. Określono wartość tła geochemicznego (poziomu odniesienia, poziomu referencyjnego) dla zlewni torfowiska metodą pośrednią obliczenie wartości mediany dla wyników składu chemicznego oznaczonych w zróżnicowanych genetycznie osadach mineralnych pobranych w otoczeniu ekosystemu. Uzyskane wyniki wartości tła geochemicznego pozwoliły na obliczenie współczynników koncentracji oznaczonych pierwiastków zgodnie z procedurą zaproponowaną przez Borówkę (1992): K x = AC x /n x (gdzie K x bezwymiarowy współczynnik koncentracji danego pierwiastka, AC x zawartość danego pierwiastka w popiele osadów biogenicznych, n x średnia zawartość danego pierwiastka w skałach budujących zlewnie poszczególnych torfowisk) i określenie ich miejsca w szeregu migracyjnym. W tym celu obliczono procentowy udział poszczególnych współczynników koncentracji (w sumie 11 współczynników) dla danej próbki: K Na + K K + K Ca +K Mg + K Fe + K Mn + K Cu + K Zn + K Ni + K Cr + K Pb = ΣK; ΣK = 100% = x% Na + y%k + + z%pb. Przeprowadzona przy pomocy programu PAST (Hammer i in. 2001) statystyczna analiza danych polegała na obliczeniu wartości średniej (mediany) oraz współczynnika korelacji Pearsona. Ze względu na duże zróżnicowanie rozkładu oznaczonych cech geochemicznych liczbowej oceny dyspersji dokonano na podstawie podstawowej miary pozycyjnej, czyli rozstępu ćwiartkowego. Geochemiczna charakterystyka torfów Wyniki badań składu chemicznego osadów zestawiono na rys. 2. Udokumentowane w Podwódce osady torfowe cechuje niski stopień zamulenia. Średnia zawartość materii mineralnej zarówno
86 Daniel Okupny, Anna Fortuniak, Julita Tomkowiak w torfach późnovistuliańskich, jak i holoceńskich nie przekracza 14% (rys. 3). Udział tego składnika litogeochemicznego w przypowierzchniowej warstwie murszu waha się w granicach od 8,4 do 15%. Utwór cechuje się jednak amorficzno-gruzełkową strukturą, zaś udział rozpoznawalnych szczątków roślinnych nie przekracza kilku procent. Rys. 2. Diagram geochemiczny osadów profilu P-1 na tle litologii i wieku osadów. Litologia osadów wg Forysiaka i in. (2011): 1 osady mineralne, 2 torf mszysty, 3 torf turzycowo-mszysty, 4 torf turzycowy, 5 torf turzycowy z trzciną, 6 torf turzycowy z trzciną i drewnem, 7 torf drzewno-trzcinowy, 8 torf turzycowo-trzcinowy, 9 słabo rozłożony torf turzycowy, 10 mursz. W skład materii mineralnej wschodzi: 1 krzemionka biogeniczna, 2 krzemionka terygeniczna Występujące w spągu profilu torfy mszyste i turzycowo-mszyste wykazują większą średnią zawartość nie tylko materii mineralnej (11,8%), ale także żelaza (10,9 mg/g s.m.), manganu (3,95 μg/g s.m.), potasu (0,06 mg/g s.m.), chromu (3,2 μg/g s.m.) i niklu (5,5 μg/g s.m.). Maksymalne wartości udziału wymienionych wyżej składników litogeochemicznych kilkakrotnie przekraczają wartości lokalnego tła geochemicznego. Z kolei dodatnia korelacja trzech ostatnich zmiennych z udziałem krzemionki terygenicznej na poziomie r = 0,45-0,69 wskazuje, że dostawa tych pierwiastków do torfowiska odbywała się w sposób bierny. Znaczny dopływ allochtonicznej materii mineralnej ze zlewni torfowiska w okresach ochłodzenia w późnym vistulianie oraz jej silne właściwości sorpcyjne spowodowały wysunięcie się niklu na 2 miejsce w szeregu migracyjnym pierwiastków (rys. 4). Najniższa w całym profilu wartość odczynu oraz zajmowanie przez żelazo pierwszego miejsca w szeregu migracyjnym pierwiastków świadczy o narastaniu autochtonicznej materii organicznej w warunkach wzrostu dystrofizmu.
Pionowa zmienność składu chemicznego osadów biogenicznych torfowiska Podwódka 87 Rys. 3. Zakres wartości i średnie wartości oznaczonych parametrów geochemicznych torfów z późnego vistulianu tości i holocenu i średnie w obrębie torfowiska Podwódka oznaczonych parametrów geoche
88 Daniel Okupny, Anna Fortuniak, Julita Tomkowiak Na podstawie uzyskanych danych dotyczących koncentracji wapnia czy magnezu stwierdzić można, że badany profil osadów jest dwudzielny. Najmniejsze wartości udziału dwóch wymienionych wyżej zmiennych występują w późnovistuliańskich torfach turzycowo-mszystych i turzycowych z trzciną. Największe zawartości wapnia i magnezu występują w środkowej partii profilu, maksymalne zaś na głębokości 100-75 cm. Dodatnia korelacja tych składników litogeochemicznych z sodem (w obu przypadkach r>0,6) wskazuje na ich dostawę do zbiornika akumulacji biogenicznej wskutek migracji wodnej (wody podziemne). Rys. 4. Zróżnicowanie współczynników koncentracji pierwiastków wyrażone w procentach sumy współczynników dla różnych serii osadów profilu P-1 Z obliczonych wartości rozstępu ćwiartkowego wynika, że to właśnie koncentracja wapnia i sodu wykazuje najmniejsze zróżnicowanie w holoceńskich torfach (rys. 3). Współwystępowanie wapnia i sodu (korelacja r = 0,93) zaobserwowali także Goździk i Konecka-Betley (1992) w osadach węglanowych (kredzie jeziornej) na stanowisku Wola Grzymalina (15 km na SEE od badanego torfowiska). Najwyższe wartości wymienionych wyżej pierwiastków związano jednak z intensywnym ługowaniem osadów czwartorzędowych w późnym vistulianie. Skład chemiczny osadów torfowych z tego okresu w profilu P-1 cechuje brak węglanu wapnia oraz najniższa zawartość pierwiastków łatwo migrujących w roztworach wodnych. W osadach tych stwierdzono także najwyższe wartości odczynu (dochodzące do 5,9). Kilkakrotny wzrost udziału wapnia w holoceńskich torfach względem osadów w spągu profilu oraz wartości lokalnego tła geochemicznego prawdopodobnie spowodowany jest degradacją wieloletniej zmarzliny, zmianą sposobu zasilania ekosystemu oraz stopniowym wzrostem roli denudacji chemicznej w niszczeniu zlewni. Obecność wapnia na pierwszym miejscu w szeregu migracyjnym pierwiastków prawdopodobnie wiązać należy z przewagą zasilania torfowiska wodami podziemnymi. Spośród wszystkich badanych składników litogeochemicznych wapń i cynk należą do grupy pierwiastków, które podlegają intensywnej migracji pomiędzy glebą a światem biotycznym (Lazar
Pionowa zmienność składu chemicznego osadów biogenicznych torfowiska Podwódka 89 1976). Zgodnie z poglądami Bednarek i in. (2005) wynika, że dostępność wapnia dla roślin porastających torfowisko w Podwódce i jego okolice mogła być duża, o czym świadczy odczyn osadów biogenicznych (około 5,5). Z danych zestawionych przez Borówkę (1992) wynika, że najwyższe wartości rocznego zwrotu wapnia do gleby charakterystyczne są dla zbiorowisk lasów dębowych i wynoszą od 80 do 100 kg/ha. Z diagramów palinologicznych wykonanych dla torfowisk w Parchlinach i Chabielicach (Balwierz i in. 2005), położonych około 13 km na południowy zachód od profilu P-1, wynika, że od początku okresu atlantyckiego ważną rolę w szacie roślinnej tego obszaru odgrywały właśnie gatunki drzew liściastych (w tym głównie dąb i lipa). Z kolei pionowa zmienność zawartości cynku w późnovistuliańskich torfach spowodowana może być silną bioakumulacją tego metalu przez zbiorowiska leśne z udział brzozy (Kabata-Pendias i Pendias 1979). Badania hydrochemiczne w niszy źródliskowej położonej w południowej części torfowiska przeprowadzili m.in. Burchard i Maksymiuk (1997) oraz Ziułkiewicz i Żelazna-Wieczorek (2011). Stwierdzili oni, że wypływające w źródle wody (9-13 l/s) mają mineralizację w granicach 255-280 mg/dm 3 i reprezentują typ hydrochemiczny: HCO 3 -SO 4 -Ca. W wyniku uregulowania wypływów z zachodniego i wschodniego basenu opisywanej niszy i skierowania wód do zlokalizowanych na zachód od torfowiska stawów hodowlanych poziom wody w obrębie mokradła torfotwórczego obniżył się, co spowodowało, że denudacja chemiczna straciła na znaczeniu kosztem zasilania wodami powierzchniowymi i opadowymi (np. wysunięcie się ołowiu na pierwsze miejsce w szeregu migracyjnym oraz ujemna korelacja między metalami ciężkimi a materią mineralną). Wnioski Udokumentowana w pionie zmienność składu chemicznego osadów biogenicznych ze stanowiska Podwódka spowodowana jest przede wszystkim warunkami sedentacji, wyrażonymi przez rodzaj torfu. Wśród procesów mających wpływ na skład chemiczny badanych utworów należy wymienić budowę geologiczną i litologię obszaru zlewni, zmienne w czasie natężenie procesów denudacji mechanicznej i chemicznej, zmiany sposobu zasilania ekosystemu oraz bioakumulację niektórych pierwiastków przez wybrane gatunki drzew. Zastosowane metody statystyczne dobrze wyznaczają zmiany natężenia poszczególnych czynników odpowiedzialnych za skład chemiczny osadów organogenicznych (np. miejsce w szeregu migracyjnym pierwiastków) oraz wskazują, w jakim stopniu poszczególne wartości jednostek zbiorowości koncentrują się wokół wartości centralnej danej cechy geochemicznej w danym typie osadu. Literatura Balwierz Z., Marosik P., Muzolf B., Papiernik P., Siciński W. 2005. Osadnictwo społeczeństw rolniczych i zmiany środowiska naturalnego nad środkową Krasówką (Kotlina Szczercowska) wstępna charakterystyka. W: Wasylikowa K., Lityńska-Zając M., Bieniek A. (red.), Roślinne ślady człowieka. Botanical Guidebooks 28: 53-86. Bednarek R., Dziadowiec H., Pokojska U., Prusinkiewicz Z. 2005. Badania ekologicznogleboznawcze. PWN, Warszawa: 1-344. Bojakowska I., Sokołowska G. 1998. Geochemiczne klasy czystości osadów wodnych. Przegląd Geologiczny 46, 1: 49-54.
90 Daniel Okupny, Anna Fortuniak, Julita Tomkowiak Borówka R.K. 1992. Przebieg i rozmiary denudacji w obrębie śródwysoczyznowych basenów sedymentacyjnych podczas późnego vistulianu i holocenu. Wyd. UAM, Poznań, Seria Geografia 54: 1-177. Borówka R.K. 2007. Geochemiczne badania osadów jeziornych strefy umiarkowanej. Studia Limnologica et Telmatologica 1: 33-42. Burchard J., Maksymiuk Z. 1997. Źródła w dorzeczu Widawki. Acta Univ. Lodz. Folia Geographica Physica 2: 133-152. Domińczak P., Okupny D. 2010. Przestrzenne zróżnicowanie wybranych właściwości fizykochemicznych osadów biogenicznych torfowiska Kopanicha koło Skierniewic. Prace Geograficzne IGiGP UJ, 123: 99-110. Forysiak J. 2012. Zapis zmian środowiska przyrodniczego późnego vistulianu i holocenu w osadach torfowisk regionu łódzkiego. Acta Geogr. Lodz. 99: 1-164. Forysiak J., Okupny D., Fortuniak A., Żurek S., Kloss M. 2011. Geomorfologiczne tło torfowiska w Podwódce i wstępna charakterystyka jego utworów biogenicznych. W: Forysiak J., Ziułkiewicz M. (red.), Torfowiska dorzecza Widawki. Wybrane problemy i przykłady. UŁ, Łódź Bełchatów: 53-58. Gawlik H. 1969. Wydmy w Kotlinie Szczercowskiej. Prace Geograficzne IG PAN, 75: 249-287. Gilewska S. 1986. Podział Polski na jednostki geomorfologiczne. Przegląd Geograficzny 58, 1-2: 15-40. Goździk J., Konecka-Betley K. 1992. Późnovistuliańskie utwory węglanowe w zagłębieniach bezodpływowych rejonu kopalni Bełchatów. Cz. II. Skład chemiczny i mineralny. Roczniki Gleboznawcze 43, ¾: 113-124. Hammer Q., Harper D.A.T., Ryan P.D. 2001. Past: Paleontological statistics software package for education and data analysis. Palaeontologia Electronica 4, 1: 1-9. Kabata-Pendias A., Pendias H. 1979. Pierwiastki śladowe w środowisku biologicznym. Wyd. Geologiczne, Warszawa: 1-300. Kosiński K., Lipka K., Możdżeń M. 1994. Contents of heavy metals in peats. Zesz. Nauk. AR w Krakowie, Inżynieria Środowiska 291, 15: 116-125. Lazar J. 1976. Gleboznawstwo z podstawami geologii. PWN, Warszawa-Poznań: 1-499. Maksymiuk Z. 2011. Źródło w Podwódce. Charakterystyczny przykład wypływów wód podziemnych w Polsce Środkowej. W: Forysiak J., Ziułkiewicz M. (red.), Torfowiska dorzecza Widawki. Wybrane problemy i przykłady. UŁ, Łódź-Bełchatów: 45-48. Myślińska E. 2001. Grunty organiczne i laboratoryjne metody ich badania. PWN, Warszawa: 1-208. Rydelek P. 2005. Genetyczne uwarunkowania przestrzennej zmienności zawartości węgla organicznego i siarki w obrębie torfowiska w dolinie rzeki Kurówki. Przegląd Geologiczny 8: 673-676. Rydelek P. 2011. Torfowiska niskie Wysoczyzny Lubartowskiej jako potencjalne naturalne bariery geologiczne. Biuletyn PIG, Warszawa 446: 407-416. Tobolski K. 2000. Przewodnik do oznaczania torfów i osadów jeziornych. PWN, Warszawa, Vademecum Geobotanicum: 1-508. Ziułkiewicz M., Żelazna-Wieczorek J. 2011. Charakterystyka fizykochemiczna i hydrobiologiczna źródła w Podwódce. W: Forysiak J., Ziułkiewicz M. (red.) Torfowiska dorzecza Widawki. Wybrane problemy i przykłady. UŁ, Starostwo Powiatowe Bełchatów, Łódź Bełchatów: 49-51. Żurek S. 2010. Metody badań osadów bagiennych. Landform Analysis 12: 137-148.
Pionowa zmienność składu chemicznego osadów biogenicznych torfowiska Podwódka 91 Vertical variability of biogenic sediment geochemistry in the Podwódka peatland (the Szczerców Basin) Keywords: geochemistry, peatland, peat sediments, Central Poland Summary The paper presents results of geochemical analyses of peat sediments from the Podwódka peatland (Figure 1). The peat thickness varied from 0.3 to 4.75 m. The following assays were performed on 96 sediments samples: loss on ignition at 550 C, ph (measured potentiometrically), and carbonate content (the Scheibler volumetric technique). Concentrations of 11 elements (Na, K, Ca, Mg, Fe, Mn, Cu, Zn, Pb, Cr and Ni) were determined in 48 sediment samples (Figure 2). The analyses showed the peat overlying the sandy bottom to consist of three major layers (Figures 3 and 4). The sandy bottom is overlain by a layer of the Late-Weichselian moss and sedge-moss peat. The middle layer consists of moderately decomposed sedge peat with reed and wood; it lacks terrigenous components and is enriched in organic matter and calcium, which indicates improved climatic conditions expressed by low dynamics of morphogenetic processes. The surface layer of the peat bed evidences the peatland to have been anthropogenically degraded. The study showed biogenic deposits to be the most heterogeneous Quaternary sediments. In addition, major chemical components of the biogenic sediments were shown to be dependent on the geological set-up and lithology of the catchment, temporally variable intensity of mechanical and chemical denudation, changes in water supply, and bioaccumulation of certain elements by some tree species.