Z tego artykułu dowiesz się:
- Jakie formy morfologiczne zaobserwujesz przy północnych wybrzeżach jeziora Wigry;
- Jakie formy morfologiczne są pozostałością brył martwego lodu;
- Jak powstały moreny czołowe;
- Z jakich skał bywają zbudowane głazy narzutowe;
- Czym jest rynna lodowcowa.
Udając się do Wigierskiego Parku Narodowego warto pierwsze kroki skierować do Muzeum Wigier w Starym Folwarku. Pięknie położone, nad samym brzegiem jeziora, z widokiem na klasztor pokamedulski w Wigrach Muzeum zajmuje budynek dawnej Stacji Hydrobiologicznej na Wigrach.
Nowoczesne, multimedialne i interaktywne ekspozycje prezentują środowisko, które istniało na tych terenach podczas ostatniego zlodowacenia, po wycofaniu się lądolodu, a także współcześnie istniejące w wodach Wigier i w otoczeniu jeziora.
W ciekawy sposób pokazane procesy geologiczne, które ukształtowały współczesny krajobraz okolicy, są kluczem do świadomego zwiedzania Wigierskiego Parku Narodowego.
Z Muzeum Wigier w kierunku Jeziora Leszczewek ścieżka prowadzi niewielkimi pagórkami. Na jednym z nich, przed wąskim przesmykiem pomiędzy jeziorami Leszczewek i Wigry (GPS 54o4’17.57”N/23o4’11.6”E), znajduje się dobry punkt obserwacyjny okolicznych form terenu powstałych w wyniku wytapiania tzw. brył martwego lodu. Należy do nich wytopisko wypełnione obecnie wodami płytkiego Jeziora Leszczewek oraz częściowo torfami porośniętymi łąkami. Są to też moreny martwego lodu zbudowane z piasków i żwirów, będących materiałem wytopionym z brył martwego lodu, które zalegały w wytopiskach. Taką formą morfologiczną jest pagórek, na którym znajduje się punkt obserwacyjny. Powyższe formy są typowe dla procesów wytapiania mas lądolodu na znacznej przestrzeni, czyli podczas tzw. deglacjacji arealnej.
Wzniesienie znajdujące się po drugiej stronie kładek rozdzielających dwa jeziora to z kolei kem – forma morfologiczna również związana z bryłami martwego lodu. W przeciwieństwie jednak do moreny, zbudowanej z materiału przywleczonego przez lądolód, kem to pagórek z piasków i mułków – materiału drobniejszego, akumulowanego przez wody roztopowe w przetainach w lądolodzie.
Podążająca dalej na południe ścieżka biegnie poprzez obniżenia wypełnione torfami zastoiskowymi rozdzielonymi moreną martwego lodu. Następnie wkracza na serię porośniętych lasem wzniesień poprzedzielanych obniżeniami wypełnionymi piaskami naniesionymi przez wody roztopowe. Są to moreny czołowe spiętrzone, powstałe w wyniku dynamicznego nasunięcia lądolodu (szarży) na starsze osady (GPS 54o4’1.74”N/23o4’5.99”E), które zostały zaburzone, tzn. zakłócony został ich pierwotny układ i struktura poprzez wyciśnięcie. Takie zaburzenia pierwotnego ułożenia warstw osadów, spowodowane działalnością lądolodu, to zaburzenia glacitektoniczne.
Nieco dalej ścieżka podąża przez moreny czołowe akumulacyjne (GPS 54o3’25.77”N/ 23o3’49.26”E). Formowały się one w miejscach, gdzie szybkość wytapiania lądolodu była zbliżona do szybkości jego nasuwania się. Topiąc się, lądolód uwalniał niesione osady, które gromadziły się u podstawy, odwzorowując kształt jego czoła. Osady te to przede wszystkim żwiry, piaski i gliny zwałowe oraz głazy narzutowe (eratyki). Pochodziły one z podłoża, po którym lądolód się przesuwał. W przypadku zlodowaceń północnopolskich były to głównie skały ze Skandynawii.
Głazy narzutowe to bloki oderwane przez lądolód od macierzystej skały, a następnie, podczas transportu, poddane obróbce mechanicznej – ścieraniu, kruszeniu i wygładzaniu. Mają one różne wymiary. Największe to granity i gnejsy, które są najbardziej odporne na niszczenie i jest ich najwięcej, riolity z reguły są mniejsze, a najmniejsze i najmniej liczne są zbudowane ze skał osadowych: piaskowców, zlepieńców i wapieni.
Najliczniej reprezentowaną grupą skał wśród głazów narzutowych są magmowe skały głębinowe, w składzie których dominują kwarc i skaleń. Kwarc tworzy kryształy o barwie szarej, niekiedy przezroczystej, o tłustym połysku. Skalenie występują w postaci dużych, tabliczkowych kryształów o gładkich płaszczyznach. Mogą przyjmować barwy od mlecznobiałej po szarą, różową, czerwoną, a nawet zieloną. Wśród tych skał wyróżnić należy granit sztokholmski – jasnoszary, drobnoziarnisty, z dużą ilością ciemnego biotytu, pochodzący z rejonu Sztokholmu i granit rapakiwi – gruboziarnisty, o dużych ziarnach różowo-czerwonego skalenia potasowego otoczonego obwódką zielonawego plagioklazu, którego ojczyzną jest południowa Finlandia (po fińsku „rapakivi” oznacza zgniły kamień).
Często spotykaną skałą wśród eratyków jest też czerwony ryolit (potocznie zwany porfirem) bałtycki, będący magmową skałą wylewną. Odznacza się ceglaną barwą ciasta skalnego, w którym tkwią bezładnie kilkumilimetrowe kryształy kwarcu i skaleni. Skały te pochodzą z dna Bałtyku, z rejonu na południowy wschód od Wysp Alandzkich.
Wśród skał osadowych w głazach narzutowych dominują piaskowce jotnickie. Charakteryzują się czerwoną barwą i zachowanymi strukturami powstałymi podczas sedymentacji piasku, takimi jak warstwowanie.
Najpowszechniejszymi skałami metamorficznymi (przeobrażonymi) wśród narzutniaków są gnejsy laminowane o wyraźnym warstwowaniu (laminacji) w postaci soczewek i nieregularnych smug ciemnych (biotytowych) i jasnych (skaleniowo-kwarcowych, a także gnejsy oczkowe, grubokrystaliczne, z dużymi kryształami skaleni otoczonymi przez skupiska ciemnego biotytu. Powstawały one w warunkach zwiększonego ciśnienia i temperatury w skorupie ziemskiej, a ich cechą charakterystyczną jest kierunkowe ułożenie kryształów i stosunkowo wysoka twardość.
Często w głazach narzutowych ze skał krystalicznych występują wtrącenia innych skał. Powstawały one z magmy, która wnikała w istniejące szczeliny i pustki, szczelnie je wypełniając. Najczęściej są to żyły pegmatytów, czyli skał o dużych, grubych kryształach głownie skaleni i kwarcu, ale również minerałów rzadziej występujących i są źródłem wielu kamieni szlachetnych (np. szmaragdów) i rud metali (np. cynku).
Ze względu na fakt, że w Polsce północnej narzutniaki stanowiły jedyne źródło pozyskania zwięzłych skał, były one powszechnie wykorzystywane do budowy kościołów, zamków i murów obronnych, utwardzania dróg oraz wyrobu narzędzi (młyńskie żarna).
Dzisiaj poszukiwane są głównie bloki skał krystalicznych o dużych walorach dekoracyjnych, nadających się do produkcji nagrobków, pomników i okładzin kamiennych. Najcenniejsze głazy narzutowe, charakteryzujące się dużymi rozmiarami – obwodem powyżej 8 m – są obejmowane ochroną prawną jako pomniki przyrody. Mniejsze mogą być chronione jako skupiska lub pojedyncze obiekty, muszą jednak posiadać wyjątkowy skład mineralny lub rysy czy wygłady.
Na głazach narzutowych często można zauważyć ślady świadczące o ich przemieszczaniu wraz z masą lądolodu w postaci rys i wygładów na ich powierzchni. Największe nagromadzenie głazów narzutowych znajduje się na morenowych wzniesieniach Rosochatego Rogu (GPS 54o3’30.77”N/ 23o6’4.82”E).
Po minięciu wzniesień morenowych ścieżka podąża na zachód wzdłuż tarasów kemowych. Ich geneza związana jest z akumulacją i wytapianiem brył martwego lodu wypełniającego dawną rynnę polodowcową, wykorzystywaną obecnie przez wody Czarnej Hańczy. Dolina rynnowa o stromo nachylonych zboczach osiąga miejscami głębokość około 25 m. Jej szerokość waha się od 0,8 do 1 km i rozciąga się od Sobolewa aż do Zatoki Hańczańskiej.
Została ona ukształtowana przez wody roztopowe, płynące pod znacznym ciśnieniem w lodowych tunelach. Wody takie transportują piaski, żwiry i głazy, niekiedy dużych rozmiarów, które powodują erozję podłoża. Po zaniku zwartej masy lądolodu odsłoniło się obniżenie wyerodowanej rynny, w której pozostały bryły martwego lodu. Po ich wytopieniu, około 9 tysięcy lat temu, zaczęły się tam gromadzić osady rzeczne. Tu – przez podmokły grunt – ścieżka przebiega drewnianymi pomostami nad meandrującą Czarną Hańczą (GPS 54o3’16.21”N/23o2’2.04”E).
Meandry sprawiają, że rzeka płynie wolniej niż w mniej krętym korycie, a dolina magazynuje więcej wody. Rozwój zakoli prowadzi do ich oderwania się i wyprostowania biegu rzeki. Odłączona część zakola przekształca się w stopniowo zarastające starorzecze. W przypadku meandrującej rzeki występuje zjawisko erozji bocznej – strumień wody spychany jest siłą odśrodkową w kierunku wklęsłego fragmentu brzegu, powodując jego niszczenie.
Transportowane przez rzekę grubsze osady, tj. piasek i żwir, osadzane są głównie w obrębie jej koryta, natomiast mniejsze i lżejsze cząstki ilaste odkładane są na obszarach przyległych do koryta, zalewanych podczas okresowych wezbrań. Powstają wtedy żyzne mady rzeczne.
Główny nurt rzeki przebiega bliżej zewnętrznego brzegu zakola. Tutaj woda ma większą prędkość, brzeg jest intensywnie niszczony, staje się stromy, a rzeka u jego podnóża ma największą głębokość. W miejscach o niewielkiej prędkości przepływu w dnach koryt rzecznych osady tworzą poziome warstewki.
Gdy prędkość przepływu wzrasta, tworzą się tzw. ripplemarki.
Dalej ścieżka wspina się na południowe zbocza doliny Czarnej Hańczy i zmierza do Sobolewa.
Po przeczytaniu tego tekstu wiesz, że:
- W rejonie wycieczki zaobserwujesz moreny – martwego lodu, czołowe akumulacyjne i spiętrzone, kemy, wytopiska, rynny polodowcowe, meandry, osady rzeczne, głazy narzutowe;
- Formy erozyjne takie jak rynny polodowcowe powstają w wyniku erozji dennej, a meandry – w wyniku erozji bocznej;
Osady morenowe i rzeczne oraz kemy należą do form akumulacyjnych; - Skąd przybyły i z czego są zbudowane głazy narzutowe.
Opracowano na podstawie treści serwisu internetowego „Zrozumieć Ziemię” (red. G. Pieńkowski, S. Cwojdziński, A. Fijałkowska–Mader, M. Krzeczyńska, T. Krzywicki, J. Malec, J. Pacuła, K. Pochocka–Szwarc, J. Rychel, S. Salwa, Z. Szczepanik, P. Szrek, A. Wierzbowski, P. Woźniak, Z. Złonkiewicz).
Aktualizacja i adaptacja w ramach zadania psg pn. „Ochrona georóżnorodności, geoedukacja i geoturystyka”, finansowanego ze środków Narodowego Funduszu Ochrony Środowiska i Gospodarki Wodnej: M. Krzeczyńska, 2025.
