Transformacja form korytowych na przykładzie aluwiów, Geologia, Sedymentologia

[ Pobierz całość w formacie PDF ]
//-->Landform Analysis, Vol. 25: 169–177, 2014Transformacja form korytowych na przykładzie aluwiówpiaskodennych rzek roztokowych środkowego vistulianuw Kotlinie ToruńskiejTransformation river channel macroforms: a case study of Weichselian sand-bed braidedriver sediments in the Toruń BasinPiotr WeckwerthKatedra Geomorfologii i Paleogeografii Czwartorzędu, Uniwersytet Mikołaja Kopernika, Toruń, pweck@umk.plZarys treści:Wyniki badań sedymentologicznych prowadzonych w północnej części Kotliny Toruńskiej pozwoliły na rozpoznanie zmian architekturyśrodowiska sedymentacji korytowej piaskodennych rzek roztokowych. Rzeki te funkcjonowały w czasie środkowego vistulianu, a ich osady należą dogórnego ogniwa formacji z Zielonczyna. Ewolucja sedymentacji fluwialnej następowała w dwóch fazach, którym odpowiadają odmienne formy kory-towe. W pierwszej fazie dno koryta roztokowego zdominowane było przez pojedyncze odsypy poprzeczne, zaś w drugiej doszło do rozwoju złożonychodsypów śródkorytowych w wyniku łączenia się odsypów pojedynczych. Główną przyczyną transformacji morfologii koryta rzeki była zmiana reżimurzek z niwalnego na proglacjalny w czasie awansu czoła lądolodu w stadiale głównym zlodowacenia wisły oraz rozwój systemu pradolinnego. Transfor-macja morfologii koryt skutkowała także wzrostem tempa agradacji ich osadów.Słowa kluczowe:piaskodenna rzeka roztokowa, odsypy proste i złożone, pradolina, zlodowacenie wisłyAbstract:The results of sedimentological research documented changes of architectural elements of fluvial sedimentary environment of sand-bed bra-ided rivers in the Toruń Basin. These rivers existed at the middle Weichselian and their deposits belong to the upper member of Zielonczyn Formation.The evolution of fluvial sedimentation took place in the two phases, which correspond to different channel macroforms. The braided river bed wasdominated by a unit bars during the first phase, while in the second phase were evolved compound mid-channel bars as a result of the amalgamation ofunit bars. The main causes of the transformation of river channel morphology in the area of the Toruń Basin during the Weichselian glaciation includedchanges in river regime from nival to proglacial and development of ice-marginal valley. Transformation of channel morphology resulted in an increasein the aggradation rate.Key words:sand-bed braided river, unit and compound bars, pradolina, Weichselian GlaciationWstępZmiany warunków klimatycznych, jakie miały miejscew czasie zlodowacenia wisły, wpływały na intensywnośćprocesów agradacji osadów lub erozji rzecznej oraz powo-dowały transformacje układów koryt rzecznych (Vanden-berghe 1993, 1995, Krzyszkowski 1995, 1996, Huisink2000, van Huissteden, Kasse 2001, Zieliński, Goździk2001, Starkel 2002, Starkel i in. 2007, Zieliński 2007).Efektem tej transformacji były zmiany parametrów hy-draulicznych rzek, takich jak głębokość i szerokość kory-ta, spadek oraz prędkość i moc strumienia. Dodatkowymczynnikiem, który w czasie zlodowacenia miał wpływna transformację układów koryt rzecznych, były zmianyw sposobie ich zasilania. Zasilanie to mogło odbywać sięwyłącznie za pośrednictwem wód roztopowych – reżimproglacjalny rzek (lodowcowy) lub wyłącznie rzek pły-nących z obszaru niezlodowaconego – reżim niwalny.Pośrednią pozycję zajmuje reżim pradolinny, w którymzasilanie rzeki (przepływu pradolinnego) odbywało się169Piotr Weckwerthjednocześnie poprzez dopływy o reżimie niwalnym i pro-glacjalnym. Zmiany w zasilaniu rzek w rejonie KotlinyToruńskiej były w czasie zlodowacenia wisły bezpośred-nio uwarunkowane zasięgiem czoła lądolodu skandynaw-skiego (Weckwerth 2013, Weckwerth, Chabowski 2013).Wydzielone w rejonie wschodniego odcinka Prado-liny Toruńsko-Eberswaldzkiej litotypy fluwialne opisująmodele sedymentacji wysokoenergetycznych rzek mean-drujących (litotyp M1) oraz czterech typów rzek rozto-kowych (litotypy B1–B4; por. Weckwerth 2013). Zmia-ny morfologii koryt rzek roztokowych funkcjonującychw rejonie Kotliny Toruńskiej w czasie środkowego vistu-lianu były uwarunkowane czynnikami allogenicznymi,które stymulowały zmiany parametrów hydraulicznychrzek (głębokość, spadek, kształt koryta, prędkość i mocprzepływu), czego sedymentologicznym efektem byłyprzeobrażenia form korytowych i dennych (por. Ashley1990, Southard 1991). Dla roztok piaskodennych o odsy-powym stylu sedymentacji wśród form korytowych prze-ważają proste odsypy poprzeczne, znane ze współcze-snych oraz kopalnych środowisk sedymentacji fluwialnej(Cant, Walker 1978, Smith 1978, Miall 1985, Zieliński1992, 1993, Bridge 1993, 2003). Koryta tego typu rzekmogą być również zdominowane przez złożone formy od-sypów śródkorytowych (poprzecznych), których rozwójjest efektem łączenia się prostych odsypów foresetowych(Allen 1983, Bridge 1993, 2003). Transformacja morfo-logii piaskodennych koryt roztokowych (proste odsypypoprzeczne → odsypy złożone) może mieć charakterautogeniczny lub być rezultatem wpływu czynników ze-wnętrznych (Babiński 1992, Ashworth i in. 2000, 2011,Miall 2006, Sambrook Smith i in. 2006). Powyższe zmia-Ryc. 1.Lokalizacja stanowiska WypaleniskaA – na tle zasięgów czoła lądolodu podczas zlodowacenia wisły według Kozarskiego (1995), fazy stadiału głównego zlodowacenia wisły: P – faza po-znańska, Pm – faza pomorska, Ga – faza gardnieńska (kolor szary – zasięg sandrów, pradolin i dolin rzecznych); B – na tle ukształtowania powierzchniKotliny Toruńskiej; C – w stosunku do zasięgu teras rzecznych i pradolinnych (r.z. – równina zalewowa, II–V – terasy rzeczne Wisły, VI–X – terasypradolinne)Fig. 1.Location of Wypaleniska siteA – against the extent of ice-sheet limits during Weichselian glaciation according to Kozarski (1995), phases of main stadial of Weichselian glaciation: P –Poznań Phase, Pm – Pomeranian Phase, Ga – Gardno Phase (grey color – extent of outwash, pradolinas and river vallys); B – against the topography of theToruń Basin; C – in relation to the extent of river terraces and pradolina terraces (r.z. – floodplain, II–V – Vistula river terraces, VI–X – pradolina terraces)170Transformacja form korytowych na przykładzie aluwiów piaskodennych rzek roztokowych środkowego vistulianuny w morfologii i typie form korytowych piaskodennychrzek roztokowych są najlepiej zarejestrowane w osadachodsłaniających się w środkowej części Kotliny Toruńskiejna stanowisku Wypaleniska (ryc. 1). Aluwia te były depo-nowane na przełomie środkowego i późnego vistulianu,w czasie od około 30 do 21 tys. lat wstecz (Weckwerthi in. 2011, Weckwerth 2013).czenie fizyczne i chemiczne do sumy minerałów bardzoodpornych, odpornych i średnioodpornych (Racinowski1995, 2000, Marcinkowski 2007, Marcinkowski, Myciel-ska-Dowgiałło 2013, Weckwerth, Chabowski 2013).Położenie i budowa geologiczna obszarubadańObszar badań położony jest na południowy wschód odBydgoszczy, w środkowej części Kotliny Toruńskiej (ryc.1). Kotlina ta powstała w efekcie koncentrycznego napły-wu wód roztopowych i wód rzecznych, głównie w cza-sie fazy pomorskiej ostatniego zlodowacenia (ryc. 1A).Analizowane profile sedymentologiczne zlokalizowanesą na terasie IX o wysokości 69 m n.p.m. (ryc. 1B, C).W kierunku północno-wschodnim terasa ta zakończonajest zboczem o maksymalnej wysokości 28 m, które kon-taktuje się z niżej leżącymi powierzchniami teras II–VI(Weckwerth 2010).W profilu osadów czwartorzędowych w rejonie sta-nowiska Wypaleniska na głębokości 39–21,5 m wystę-pują osady piaszczyste (ryc. 2), które mogą odpowiadaćeemskiej i dolnovistuliańskiej formacji dolnego Powiśla(por. Makowska 1992, 2004). Powyżej, na głębokości18–21,5 m, zalega warstwa iłów (formacja iłów chełmiń-skich), które były deponowane w jeziorze zastoiskowymw czasie stadiału świecia około 50–55 tys. lat temu (Wy-sota 2002, Weckwerth 2013). Osady ilaste przykrywa seriapiaszczysta środkowego i późnego vistulianu. W jej składwchodzą dwie formacje osadów rzecznych. Są to formacjaMetody badańBadania sedymentologiczne obejmowały identyfikacjęlitofacji, analizę ich geometrii oraz orientacji i kontak-tów pomiędzy litofacjami. Wydzielone zostały zespołyi kompleksy litofacjalne odpowiadające subśrodowiskomi środowiskom depozycyjnym osadów w obrębie wydzie-lonych jednostek sedymentacyjnych. Analizę litofacjalnąprzedstawiono w oparciu o kody litofacjalny i litogene-tyczny (por. Zieliński 1992, 1995, 1998, Miall 2006, Zie-liński, Pisarska-Jamroży 2012).Analizy elementów kierunkowych dokonano na pod-stawie orientacji struktur prądowych warstwowań prze-kątnych. Wyznaczono parametry statystyczne: wektorwypadkowy VM, współczynnik ufności CI (przedstawia-jący wartość przedziału w stopniach, w którym zawierasię 95% analizowanych pomiarów wokół wektora wypad-kowego) oraz odchylenie standardowe SD (odnoszące siędo wartości procentowej każdego z sektorów na diagra-mie rozetowym, podawane w procentach) i współczynnikzwartości R (Miall 1976, Davis 1986).Analizę uziarnienia osadów mineralnych wykonanometodą sitową z wykorzystaniem sit o wymiarach oczekco 1 phi. Próbki osadów frakcji mułowych i iłowych pod-dane były analizie rozkładu uziarnienia wykonanej za po-mocą laserowego analizatora wielkości ziaren Analysette22 firmy Fritsch. Klasyfikację uziarnienia osadów prze-prowadzono według skali zaproponowanej przez Uddenaw modyfikacji Wentwortha (1922). Parametry statystycz-ne rozkładu uziarnienia zostały wyznaczone metodą mo-mentów (Racinowski i in. 2001).Wyniki analizy uziarnienia oraz analizy litofacjalnejposłużyły do rekonstrukcji parametrów hydraulicznychpaleoprzepływów (rozmiarów makroform korytowychi form dennych, głębokości i prędkości paleoprzepły-wów oraz liczby Froude’a) według metodyki zapropo-nowanej przez Zielińskiego (1992, 1993) i Weckwertha(2011, 2013).Badania składu minerałów ciężkich zostały przepro-wadzone dla osadów piaszczystych o frakcji 0,1–0,25mm. Minerały przeźroczyste oznaczono po separacji frak-cji ciężkiej w roztworze poliwolframianu sodu o gęstości2,9 g cm−3i w oparciu o ich cechy optyczne (por. Mange,Maurer 1992). Wydzielone zostały amfibole, pirokseny,biotyt, chloryty, epidoty, granaty, turmalin, cyrkon, rutyl,tytanit, dysten, staurolit, andaluzyt, sylimanit, apatyt, to-paz, korund, glaukonit. Dla wymienionych grup minera-łów wyznaczono wskaźnik mineralogiczny NR/R, któryjest stosunkiem sumy minerałów nieodpornych na nisz-Ryc. 2.Profil litostratygraficzny osadów środkowego i późnegovistulianu w środkowej części Kotliny ToruńskiejFig. 2.Lithostratigraphic profile of Middle and Upper Weichse-lian in the central part of the Toruń Basin171Piotr Weckwerthz Rzęczkowa (Wysota 2002) pochodząca z okresu środko-wego vistulianu (50–29 tys. lat) oraz formacja z Zielon-czyna (Weckwerth 2013), której aluwia były deponowanew czasie 28–21 tys. lat wstecz. Osady tych dwóch formacjina stanowisku Wypaleniska rozdziela rozległa powierzch-nia erozyjna, zaś w zachodniej części Kotliny Toruńskiejwarstwa gliny lodowcowej pochodzącej z okresu 28–30tys. lat temu (Weckwerth 2013). Młodsza od niej glinalodowcowa (ze stadiału głównego zlodowacenia wisły,formacja starogrodzka wg Wysoty 2002, zalega na stano-wisku Wypaleniska powyżej aluwiów formacji z Zielon-czyna (ryc. 2). Jej miąższość jest tu zredukowana do 0,7 mw efekcie erozyjnej działalności wód płynących PradolinąToruńsko-Eberswaldzką pod koniec zlodowacenia wisły.Na stanowisku Wypaleniska osady pradolinne (formacjanotecka wg Weckwertha 2013) mają miąższość do 0,3 m.względem wykształcenia litofacjalnego osady rzecznetworzące jednostkę W1 odpowiadają litotypowi dystal-nego koryta sandrowego (D-3 wg Zielińskiego 1992).Stwierdzona na stanowisku Wypaleniska dominacja osa-dów budujących pojedyncze odsypy poprzeczne oraz ichmonotonna powierzchnia może wskazywać na rozwójtych makroform w obrębie głównego nurtu omijającegoodsypy złożone (por. Sambrook Smith i in. 2006, Ash-worth i in. 2011). Przepływ wody w jego obrębie odbywałsię w warunkach przejściowych pomiędzy dolną a górnączęścią dolnego reżimu przepływu (Fr 0,25–0,35) z pręd-kością 0,9–1,3 m s−1, a jego średnia głębokość wynosiłaokoło 1,4 m.Jednostka W2Miąższość osadów jednostki sedymentacyjnej W2 do-chodzi do 8,5 m. Tworzą ją dwa zespoły litofacjalneSp(Sr,GSm) oraz Sp(Sr,Se,Sl) (ryc. 3). Spąg zespołu li-tofacjalnego Sp(Sr,GSm) wyznacza warstwa bruku kory-towego (litofacja GSm), w którym stwierdzono toczeń-ce diamiktonowe oraz ilaste. Mają one kształt kulisty,eliptyczny lub walcowy o dłuższej osi dochodzącej do23 cm. Powyżej litofacji GSm występują umiarkowa-nie i umiarkowanie dobrze wysortowane piaski drobno-i średnioziarniste o warstwowaniu przekątnym płaskim(Sp) średniej i wielkiej skali. Litofacje te wraz z piaska-mi drobnoziarnistymi o laminacji riplemarkowej (Sr,Src)tworzą trzy wielozestawy o łącznej miąższości do 2,0 m(ryc. 3). Azymuty upadu lamin warstwowań przekątnychwahają się od 197 do 333°.Górną pozycję w obrębie jednostki W2 zajmuje zespółlitofacjalny Sp(Sr,Se,Sl). W jego dolnej części znajdująsię wielkoskalowe litofacje piasków drobnoziarnistycho warstwowaniu tabularnym (Sp). Lokalnie są one roz-cięte do głębokości 0,5–0,7 m przez struktury wypełnieńkanałowych (Se) bądź nadbudowane przez piaski o lami-nacji riplemarków wstępujących (Src). W profilu Wypale-niska 2 litofacje Sp są nadbudowane przez zestaw mało-i średnioskalowych litofacji o warstwowaniu tabularnym(Sp) lub małokątowym (Sl).Wśród minerałów ciężkich dominują amfibole, któ-rych udział w dolnej i środkowej części jednostki W2 jestnieco większy (58–63%) niż w części górnej (52–58%)(ryc. 3). Ilość granatów jest zmienna i waha się od 21 do31%. Odsetek piroksenów i biotytu jest znacznie mniej-szy i wynosi odpowiednio 5–6% oraz 1–10%.Aluwia jednostki W2 były deponowane w koryciepiaskodennej rzeki roztokowej. Ewolucja morfologiitego koryta przebiegała w dwóch etapach. Na początkupierwszego etapu doszło do erozji korytowej, która spo-wodowała usunięcie warstwy gliny lodowcowej oraz iłówzastoiskowych, najprawdopodobniej wskutek obniżeniapoziomu bazy erozyjnej rzeki. W czasie późniejszej de-pozycji zespołu litofacjalnego Sp(Sr,GSm) koryto roz-tokowe miało głębokość 0,8–1,8 m i było zdominowaneprzez proste odsypy poprzeczne o długości 30–50 m. Ichpowierzchnię nadbudowywały riplemarki.Analiza sedymentologiczna osadówrzecznychPrzedmiotem badań sedymentologicznych na stanowiskuWypaleniska była seria osadów rzecznych zalegająca po-między osadami formacji iłów chełmińskich a warstwągliny lodowcowej formacji starogrodzkiej (ryc. 2). Wśródwidocznych w profilu Wypaleniska aluwiów o miąż-szości ponad 9 m zostały wyodrębnione dwie jednostkisedymentacyjne W1 i W2 (ryc. 3). Rozdziela je rozleg-ła powierzchnia erozyjna z brukiem korytowym. Osa-dy piaszczyste jednostki W1 korelowane są z formacjąz Rzęczkowa, zaś piaski jednostki W2 należą do górnegoogniwa formacji z Zielonczyna.Jednostka W1Maksymalna miąższość osadów jednostki sedymenta-cyjnej W1 wynosi 2,3 m (ryc. 3). Tworzą ją zespoły li-tofacji Sp(SGp), które są zbudowane z umiarkowaniei dobrze wysortowanych piasków drobno- i średnioziar-nistych z domieszką drobnych żwirów o warstwowaniuprzekątnym płaskim średniej i wielkiej skali. Rozkładyuziarnienia tych osadów są w większości skośne ujem-nie i leptokurtyczne, a wartość ich mediany waha się od0,17 mm do 0,40 mm. Laminy warstwowań przekątnychzapadają w kierunku zachodnim i północno-zachodnim(261–345°).Wśród minerałów ciężkich występujących w aluwiachjednostki W1 zaznacza się ku jej stropowi zmniejszeniezawartości granatów od 50% do 15% oraz zwiększenieudziału amfiboli i biotytu (odpowiednio od 34 do 75%i od 3 do 13%) oraz piroksenów (od 1 do 6%; ryc. 3).Cechy litofacjalne aluwiów jednostki W1 wskazująna ich depozycję w korycie piaskodennej rzeki roztoko-wej, zdominowanym przez odsypy poprzeczne (FM-u),których osady tworzą zespoły litofacjalne Sp(SGp) (ryc.3). Odsypy te miały charakter prostych (inicjalnych) formkorytowych, których długość dochodziła do 55 m. Pod172Transformacja form korytowych na przykładzie aluwiów piaskodennych rzek roztokowych środkowego vistulianuRyc. 3.Profile litofacjalne na stanowisku WypaleniskaFig. 3.Lithofacial logs of the Wypaleniska siteW drugiej fazie ewolucji form korytowych doszło dołączenia się pojedynczych (inicjalnych) odsypów foreseto-wych, czego efektem był rozwój złożonych form śródkory-towych, tworzących płycizny śródkorytowe typusand flats(por. Cant, Walker 1978). Reprezentują je zespoły litofacjiSp(Sr,Se,Sl), które były deponowane w korycie głębokimna ponad 2 m. Długość odsypów złożonych była ponaddwukrotnie większa niż odsypów prostych. Powierzchnięodsypów złożonych, zalewaną podczas wezbrania, nadbu-dowywały diuny o prostych grzbietach i riplemarki. Byłaona także rozcinana płytkimi rozmyciami kanałowymi.W czasie opadania wezbrania i spłycenia przepływu dwu-wymiarowe diuny podlegały spłaszczeniu w warunkachprzejściowych do górnego reżimu przepływu. W drugiej,dojrzałej fazie rozwoju koryta roztokowego prędkość pły-nącej wody wynosiła 1,2–1,3 m s−1.173 [ Pobierz całość w formacie PDF ]