Jacek Rutkowski

Osady jeziora Wigry

Jezioro Wigry, położone na Pojezierzu Suwalskim, jest jednym z największych jezior w Polsce, piątym pod względem powierzchni (21,2 km2), czwartym pod względem głębokości maksymalnej (73 m) i rozwinięcia linii brzegowej (4,43) oraz drugim pod względem pojemności (336,7 mln m³; Jańczak 1999). Jest to jezioro o charakterze rynnowo-wytopiskowym (Ber 1966, 1998, 2000, 2003), o skomplikowanym kształcie i bardzo złożonej batymetrii. Występują tu zarówno rozlegle płycizny, jak i nieregularne lub wydłużone głębie dochodzące do 40–50 m (maksymalnie 73 m).

Rys. 1. Mapa jeziora Wigry (1 – granice plos, 2 – płycizny, 3 – strefy sedymentacji klastycznej, 4 – osady z ujścia Czarnej Hańczy, 5 – osuwiska, 6 – odsyp muszlowy, 7 – żwiry, 8 – minerały ciężkie, 9 – ważniejsze wiercenia, 10 – przekroje batymetryczne)

W obrębie jeziora wydziela się (rys. 1), idąc od zachodu, rynnową zatokę Wigierki, wytopiskowe plosy: Bryzglowski (rys. 2 I) i Zakątowski, rynnowy ploso Szyja (rys. 2 II) i Plos Wigierski o skomplikowanej budowie (rys. 2 III). Akweny te przedzielone są spłyceniami dna i zwężeniami.

Rys. 2. Przekroje batymetryczne uzupełnione o miąższość facji sejsmicznej A (lokalizacja na rysunku 1)

Osady jeziorne jeziora Wigry są dość dobrze rozpoznane. Największą powierzchnię zajmują utwory węglanowo-organiczne (gytie węglanowe) charakterystyczne dla profundalu. Osady czysto węglanowe (kreda jeziorna) przeważają w strefie litoralnej. W pobliżu brzegów miejscami występują osady klastyczne. Osady jeziora Wigry opisywali Lityński (1926), Stangenberg (1938), Czeczuga i Gołębiewski (1976), a ostatnio Król (1998), Rutkowski i inni (2002, 2003, 2003a, 2004). Substancje organiczne zawarte w osadach badał Górniak (1996), a wydzielające się z nich gazy Kotarba (2003). Wody porowe zawarte w piaskach były tematem badań Stangen­berga (1934), a w gytiach węglanowych – Woronieckiej-Stasiak (1980).

Dla jeziora Wigry, jako jednego z nielicznych jezior na niżu polskim, wykonano i opublikowano wyniki wysokorozdzielczych badań sejsmicznych (Rutkowski, Rudowski i in. 2002, 2003, w druku), wykazując, że jest to podstawowa metoda badawcza dla tego rodzaju obiektów.

Niniejszy artykuł stanowi podsumowanie stanu wiedzy o osadach jeziora Wigry na rok 2004. Stąd też posiada on w dużym stopniu charakter kompilacyjny, oparty o wyniki badań autora i zespołu z nim współpracującego (przede wszystkim dr. K. Króla, a także dr. L. Krzysztofiaka, mgr. inż. D. Prosowicza, prof. dr. hab. K. Pietsch'a i prof. dr. hab. S. Rudowskiego). Wykorzystano także niektóre prace znajdujące się w przygotowaniu do druku.

Wyniki

Batymetria

Podstawowym problemem przy analizie zjawisk zachodzących w jeziorach jest ich głębokość. Najstarsze zdjęcie batymetryczne zatoki Wigierki wykonane przez S. i J. Dem- bowskich w latach dwudziestych XX wieku posiada obecnie jedynie znaczenie historyczne. Zdjęcie batymetryczne Instytutu Rybactwa Śródlądowego w Olsztynie wykonano w latach pięćdziesiątych (Jańczak 1999) na podstawie pomiarów z lodu, przy użyciu linki. Mierzono głębokości co 50 metrów. Zdjęcie to jest mało dokładne i miejscami posiada błędy. Przekroje batymetryczne jeziora (rys. 2) wykonano w trakcie prac geofizycznych (sejsmicznych). Wykazały one, że nachylenie dna jest bardzo zmienne. Największe wartości obserwowano poniżej ławicy przybrzeżnej – do ponad 22^o w kredzie jeziornej i do 38^o w piaskach i żwirach. W profundalu nachylenie dna może się zmieniać od dziesiątych stopnia do kilkunastu, a wyjątkowo do 22^o. Brak jest jakiejkolwiek korelacji pomiędzy głębokością jeziora a nachyleniem dna. Na głębokości 60 m w jednym z profili w plosie Szyja nachylenia wynoszą 10 i 16^o.

Wstępnym etapem poprzedzającym zdjęcie batymetryczne jest analiza zdjęć lotniczych (rys. 3), pozwalająca na szybkie i dokładne zlokalizowanie płycizn (Rutkowski i in. 2002). Wykorzystano panchromatyczne zdjęcia bardzo dobrej jakości w skali 1:17 000, z 15 września 1969 roku, na których widoczne jest dno do głębokości ok. 4–5 m.

Rys. 3. Płycizny na jeziorze Wigry pomiędzy Zatoką Słupiańską a wyspami Ostrów i Ordów na zdjęciu lotniczym (linię brzegową pogrubiono)

Strefy jeziora głębsze od 2–2,5 m wymagają pomiarów przy pomocy echosondy. Pomiary takie rozpoczęto na pograniczu zatoki Wigierki i Plosa Bryzglowskiego, wykonując profile co 30 m, z zapisem głębokości na profilu co ok. 4–5 m (Osadczuk, Rutkowski, w druku). Stosowana przy tym aparatura RoxAnn pozwala na uzyskanie map i przekrojów batymetrycznych, a także obrazów dna (rys. 4). Potwierdzają one bardzo skomplikowaną morfologię jeziora zarówno na zboczach, jak i częściowo także w dnie głęboczków.

Rys. 4. Obraz dna jeziora w rejonie wyspy Ordów i półwyspu Łysocha
(według Osadczuk, w druku)

Woda

Jezioro jest zasilane przede wszystkim rzekami, Czarną Hańczą i Wiatrołużą, a także paroma niewielkimi ciekami z okolicznych jezior. W przypadku zatoki Wigierki są to jeziora Staw i Czarne (w Gawrych Rudzie) oraz Jezioro Okrągłe. Udział dopływów podwodnych (wody gruntowe) wynosi w zasilaniu jeziora 21 proc. Opady atmosferyczne stanowią 10 proc., parowanie 7 proc., a całkowity odpływ 93 proc. (123,5 mln m³, Bajkiewicz-Grabowska 2002). Dopływy podwodne znajdują się zapewne w strefie stromych, piaszczysto-żwirowych czy piaszczystych brzegów. Dopływ wód gruntowych przez osady węglanowe czy węglanowo-organiczne, z racji ich niskiej przepuszczalności dla wody, jest mniej prawdopodobny (Dobak, Wyrwicki 2000). Zarówno wody rzeczne, jak i gruntowe zasilające jezioro, są bogate w rozpuszczony węglan wapnia. Wymiana wody jest najszybsza w Plosie Wigierskim. W Plosie Bryzglowskim i Zakątowskim, składających się z wielu przegłębień, często w znacznym stopniu odizolowanych od siebie, proces ten jest wysoce skomplikowany i miejscami bardzo powolny. Jezioro Wigry (2004) jest mezotroficzne i w części eutroficzne. Szczegółowy opis fizjograficzny i biologiczny jeziora znaleźć można w pracy Zdanowskiego i in. (1992).

Termika

Wigry są jeziorem dimiktycznym, ze stagnacją letnią i zimową. Okresy stagnacji przedzielają miksje: wiosenna i jesienna. W lecie epilimnion sięga do głębokości 8 m, a metalimnion (strefa skoku termicznego) do około 12 m. Poniżej zalega hypolimnion. Przykładowo, w centralnej części plosa Szyja (23 lipca 2003 roku) epilimnion sięgał do 3,5 m, a metalimnion do 10,5 m. Temperatura wody na powierzchni wynosiła 24,4^oC. Izoterma 20^o znajdowała się na głębokości 4,5 m, a 10^o – 9,5 m. Na płyciznach znajdujących się w zasięgu epilimnionu temperatura wody wynosiła 24–25^oC. W silnie izolowanej zatoce Cieśkinajki, o głębokości maksymalnej 8,5 m, epilimnion sięgał do 2,5 m, a metalimnion do 6,5 m. Temperatura wody na powierzchni wynosiła 25,6^oC. Izoterma 20^o znajdowała się w głębokości 3,5 m, a 10^o w głębokości 5,5 m. Zbliżone stosunki panują również w innych plosach. Szczegółowe informacje podaje Zdanowski (1992).

Wynika stąd, że temperatura wody w jeziorze przewyższa 20^oC jedynie do głębokości kilku metrów i to tylko w pełni lata. Poniżej zalega metalimnion. Od głębokości większej niż kilkanaście metrów wody jeziora są stale chłodne, a ich temperatura nie przekracza 5–6^oC.

Zawartość tlenu w wodzie jeziora jest zmienna. W okresie stagnacji letniej na płyciznach jest ona wysoka. W miarę wzrostu głębokości jego ilość maleje i okresowo może się pojawiać deficyt tlenu.

Osady

Sposób zalegania osadów jeziornych rozpoznano metodą geofizyczną, a ściślej sejsmiczną, wysokiej rozdzielczości (zwaną niekiedy sejsmoakustyczną). Uzyskiwane na przekrojach refleksy odpowiadają granicom warstw w odsłonięciach na lądzie, co pozwala na ich geologiczną interpretację. Analiza przebiegu refleksów (Rutkowski, Rudowski i in. 2002, 2003, w druku) pozwoliła na wydzielenie kilku facji geofizycznych, których zasięg ukazano na rysunku 5.

Rys. 5. Zasięg facji sejsmicznych w jeziorze Wigry (Rutkowski, Rudowski i in. 2003)
Facje sejsmiczne: 1 – A, 2 – C

Facja A, najbardziej rozprzestrzeniona, odznaczająca się równoległym ułożeniem refleksów (rys. 6 A), pokrywa dno i zbocza jeziora na głębokości większej od kilkunastu metrów. Refleksy dają się korelować na przestrzeni około 14 km, od klasztoru po zatokę Wigierki. Facja ta jest niezaburzona, co świadczy o spokojnych i jednolitych warunkach sedymentacji. Na płyciznach obserwuje się fację B(rys. 6 B), która nie wykazuje wyraźnego warstwowania i miejscami podściela fację A. W północnej części jeziora, głównie w strefach płaskiego dna, znaczniejszą rolę odgrywa facja C (rys. 6 C), wyraźnie warstwowana, ale o niewielkiej miąższości. Lokalnie osady facji A są zaburzone na skutek osuwisk (facja D, rys. 6 D).

Rys. 6. Przekroje sejsmiczne obrazujące wykształcenie facji sejsmicznych A, B, C i D

Około ¼ powierzchni dna jeziora (ok. 5,4 km²) lub nieco mniej zajmują płycizny, którym odpowiada facja geofizyczna B. Na ich powierzchni obserwuje się przeważnie osady węglanowe, a to kredę jeziorną lub rzadziej gytie węglanowe. Podrzędną rolę odgrywają tu osady klastyczne, zajmujące około 1 proc. (20 ha) powierzchni jeziora. Odsyp muszlowy stanowi tylko około 0,02 ha.

Większą część powierzchni jeziora (około 16,2 km2 lub nieco więcej) zajmują głębie pokryte gytiami węglanowymi. W obrazie geofizycznym odpowiada im facja A i C. W podanej powierzchni mieszczą się zaburzone koluwia osuwisk (facja geofizyczna D, około 7 ha). Osobny charakter posiadają specyficzne osady organiczne z ujścia Czarnej Hańczy (około 4 ha).

Kreda jeziorna w miarę przesuwania do stref głębszych przechodzi stopniowo w gytie węglanowe. Stąd też przy ich omawianiu zostaną podane własności typowe dla tego rodzaju osadów, oparte na analizach z pogranicza Plosa Bryzglowskiego i zatoki Wigierki. Zarówno kreda jeziorna, jak i gytie węglanowe z poszczególnych plos różnią się nieco od siebie. Ogólnie głównym składnikiem większości osadów jest węglan wapnia. Na drugim miejscu plasuje się substancja organiczna (Górniak 1996) reprezentowana przez kwasy huminowe i fulwowe oraz huminy. Występują także bituminy i polisacharydy.

Kreda jeziorna

Osady węglanowe na płyciznach reprezentowane są głównie przez kredę jeziorną, rzadziej gytie węglanowe (Rutkowski i in. 2002, 2003, 2003a, 2004). Typowa kreda jeziorna jest skałą barwy jasnej, żółtawokremowej, białawej lub białawoszarej. Jest ona utworzona głównie z węglanu wapnia (52–98 proc., rys. 7).

Rys. 7. Zmienność litologiczna typowej kredy jeziornej i gytii węglanowej
ze wschodniej części zatoki Wigierki i zachodniej części Plosa Bryzglowskiego

Występuje on pod postacią pyłu wapiennego i nieregularnych grudek, co niekiedy nadaje skale charakter ziarnisty. Na szczególną uwagę zasługują rurki (rys. 8), niekiedy rozgałęzione, tworzące się na skutek wytrącania się węglanu wapnia w czasie procesów asymilacji na glonach (głównie ramienicach) i na roślinach wyższych. Wytrącanie zachodzi także dzięki działaniu fitoplanktonu i na drodze czysto chemicznej. Niekiedy obserwuje się pokruszone skorupki mięczaków. Obok węglanu wapnia głównym składnikiem osadu jest substancja organiczna. W niewielkich ilościach mogą występować ziarna kwarcu.

Rys. 8. Rurki i grudki powstałe na skutek wytrącania się węglanu wapnia, wypłukane z kredy jeziornej
(fot. L. Krzysztofiak)

Uziarnienie próbek kredy jeziornej, z których usunięto substancje organiczne jest zmienne (rys. 9). Na płyciznach przeważają ziarna drobniejsze od 0,06 mm (frakcje pylasta i ilasta). Frakcja piaszczysta występuje w ilości 28–59 proc. (średnio 39 proc.). Niekiedy obserwuje się nawet ziarna pow. 2 mm (frakcja żwirowa). Kreda jeziorna z płycizn śródjeziornych zdaje się być nieco bardziej gruboziarnista.

Rys. 9. Skład ziarnowy materiału węglanowego wydzielonego z kredy jeziornej i gytii węglanowych
(Rutkowski i in. 2002) (1 – żwir, 2 – piasek, 3 – pył i ił)

W typowej kredzie jeziornej zawartość wody jest stosunkowo niska (47–76 proc.). Konsystencja skały zmienia się od zwartej do półpłynnej. Natomiast gęstość objętościowa jest stosunkowo wysoka i wynosi 1,22–1,51 x 103 kg/m³. W rdzeniach pobranych na płyciznach (tab. 1), wraz z głębokością wzrasta zazwyczaj zawartość CaCO₃ i gęstość objętościowa, maleje nato­miast ilość wody.

Nieco inny charakter mają gytie węglanowe występujące niekiedy na płyciznach, ale w miejscach osłoniętych od falowania. W porównaniu z kredą jeziorną odznaczają się one wyższą zawartością wody, najczęściej 75–83 proc., niższą natomiast CaCO₃ (71–84 proc.), a także niższą gęstością objętościową.

Odrębny charakter ma odsyp muszlowy utworzony ze skorupek małża Dreissena polymorpha (rys. 10), występujący przy północno-wschodnim brzegu wyspy Kamień. Powstał na skutek przynoszenia przez prąd wody skorup martwych małży, żyjących na żwirowo-kamienistym dnie płycizny otaczającej wyspę od N i NW. Posiada on długość kilkunastu, szerokość około 2 m i grubość około 2 m. Budują go skorupki Dreissena polymorpha, głównie inne mięczaki i pojedyncze ziarna kwarcu.

Rys. 10. Odsyp muszlowy obok wyspy Kamień utworzony ze skorupek małża Dreissena polymorpha
(fot. J. Rutkowski)

Gytie węglanowe

Poza płyciznami osady węglanowe wykształcone są wyłącznie jako gytie węglanowe (Rutkowski i in. 2002, 2003, 2003a, 2004). Na powierzchni dna są to skały barwy ciemnoszarej, wyjątkowo prawie czarnej. Ich głównym składnikiem jest węglan wapnia, ale jego zawartość jest wyraźnie niższa niż w kredzie jeziornej (54,3–86,9 proc. CaCO₃, rys. 7). Występuje on prawie wyłącznie pod postacią pyłu wapiennego, powstającego na skutek wytrącania węglanu wapnia przez fitoplankton oraz na drodze chemicznej. Jego część może być redeponowana. Dalszym składnikiem jest substancja organiczna.

Skład ziarnowy gytii węglanowych, z których usunięto substancję organiczną, różni się zasadniczo od składu ziarnowego od kredy jeziornej (rys. 9). Obserwuje się tu prawie wyłącznie frakcje pylaste i ilaste (drobniejsze od 0,06 mm).

Zawartość wody w gytiach jest bardzo wysoka (75,6–95,6 proc.), znacznie wyższa niż w kredzie jeziornej. Stąd też niektóre próbki mają konsystencję płynną. Natomiast gęstość objętościowa jest bardzo niska (1,05–1,24 x 10³ kg/m³).

W rdzeniach pobranych w profundalu wraz z głębokością wzrasta zawartość CaCO₃ i gęstość objętościowa, zmniejsza się natomiast zawartość wody. Zmiany te są wyraźniejsze niż obserwowane na płyciznach. Ponadto barwa osadu staje się coraz jaśniejsza (tab. 1).

Tabela 1. Zmienność pionowa kredy jeziornej z płycizny i gytii węglanowej z głęboczka
(Rutkowski i in. 2003)

* (x10³ kg/m³), ** w proc. wagowych

Osady klastyczne

Osady klastyczne reprezentowane są przez piaski i żwiry występujące zazwyczaj u podnóża klifów (rys. 1), zbudowanych z plejstoceńskich osadów lodowcowych. Tworzą one wąskie, 10–15 m szerokie pasy. Ku centrum jeziora przechodzą one w utwory węglanowe. Im dalej od brzegu, tym bardziej zmniejsza się wielkość żwirów i ich zawartość, a zwiększa się domieszka substancji węglanowej. W odległości kilkunastu metrów od brzegu obserwuje się zazwyczaj kredę jeziorną.

Rys. 11. Uziarnienie żwirowisk zalegających u podnóża klifów (Rutkowski i in. 2002)
(1 – otoczaki, 2 – żwir, 3 – piasek)

Wysokie brzegi jeziora mają zazwyczaj charakter klifów. Najczęściej są one pokryte lasem i zamarłe. Można to obserwować np. na południe od Plosa Wigierskiego i zatoki Wigierki. Czynny klif, na którym zachodzi obecnie podmywanie i osuwanie się materiału, chociaż na małą skalę, znajduje się w pólnocno-zachodniej części wyspy Ostrów (rys. 1). U podnóża klifów zbudowanych ze żwirów dno jest zazwyczaj obrukowane. Górna część tworzących je osadów klastycznych, wykształcona jest jako żwiry z domieszką otoczaków i piasku (bruk) i jest zdecydowanie bardziej gruboziarnista niż podścielające je piaski ze żwirem (rys. 11).

Piaski ze żwirami występują również w miejscach, gdzie do jeziora wpadają cieki z jezior: Czarne i Okrągłe w Gawrych Rudzie, a także przy ujściu Wiatrołuży. Obserwowano je także na wyspach Ostrów i Ordów i na mierzei oddzielającej Jezioro Rzepiskowe od Wigier oraz w pozostałych plosach.

Rys. 12. Skład petrograficzny żwirów z wyspy Ostrów w procentach ilości ziaren.
Każda frakcja traktowana jako 100 proc. (Rutkowski i in. 2002)

W składzie petrograficznym żwirów występujących w jeziorze, przeważają skały pochodzące ze Skandynawii (rys. 12). Na wyspie Ostrów około 40 proc. frakcji 16–32 mm stanowią skały węglanowe (w tym około 40 proc. wapieni i 20 proc. dolomitów). Zawartość skał węglanowych zmniejsza się zarówno ku frakcjom drobniejszym, jak i grubszym. Jest to, jak już wspomniano, składnik najważniejszy z punktu widzenia sedymentacji węglanowej w jeziorze, gdyż z jego rozpuszczenia pochodzi węglan wapnia budujący kredę jeziorną i gytie węglanowe. Drugim ważnym składnikiem są skały magmowe i metamorficzne, stwierdzone w ilości około 45 proc. Do grupy tej we frakcjach najdrobniejszych zaliczono także zrosty kwarcowo-skaleniowe i ziarna skaleni. W niewielkiej ilości obserwuje się piaskowce i kwarcyty. Zawartość ziaren kwarcu jest niewielka i szybko wzrasta w miarę przechodzenia do drobnych frakcji. Żwiry występujące w jeziorze, swoim składem petrograficznym nie odbiegają zasadniczo od lodowcowych żwirów odsłaniających się miejscami na terenie WPN (Popielski, Rutkowski 1998), a także w całej północnej Polsce. Stwierdzona różnica polega tylko na braku w żwirach jeziornych nieodpornych skał, np. kredy i/lub paleogenu.

Wyjątkowo na piaszczystej plaży w Zatoce Słupiańskiej (rys. 13) obserwowano efekty segregacji żwirów (Rutkowski 2001) typowe dla piaszczystych plaż nadmorskich, np. nad Bałtykiem. Wyniki przedstawiono według metody Zingga, opartej na pomiarach otoczaków, ich długości (a), szerokości (b) i grubości (c). W żwirach plażowych frakcji 8–16 mm przeważają formy dyskoidalne (spłaszczone, 81 proc.), rzadziej elipsoidalne (15 proc.), przy nieznacznej ilości form wrzecionowych (3 proc.) i sferoidalnych (2 proc.). W żwirach pochodzenia lodowcowego przeważają formy sferoidalne (44 proc.) i dyskoidalne (38 proc.). Rzadziej występują formy wrzecionowe (16 proc.) i sporadycznie sferoidalne (1 proc.). Jest to spowodowane zabieraniem przez fale form sferoidalnych, a pozostawianiem dyskoidalnych i ich intensywniejszym ścieraniem.

Bardzo rzadkim zjawiskiem jest także obecność piasków wzbogaconych w minerały ciężkie, jakie stwierdzono w plosie Szyja (rys. 1, Rutkowski i in. 2003). Zachodzi to na skutek działania fal i jest analogiczne do podobnych procesów mających miejsce nad południowym Bałtykiem. Zwykłe piaski zawierają od 3–5 proc. frakcji ciężkiej, wzbogacone około 85 proc. Są one zabarwione na kolor szary, z wyraźnym różowym odcieniem. Zawierają głównie granat (7,5 proc.) i ilmenit (18,6 proc.) oraz magnetyt 4,7 proc.), rutyl (2,2 proc.) i inne.

Rys. 13. Kształt otoczaków pochodzących z osadów fluwioglacjalnych i plażowych w Zatoce Słupiańskiej (otoczaki: I – dyskoidalne, II – sferoidalne, III – elipsoidalne, IV – wrzecionowe; 1 – skały węglanowe, 2 – skały krystaliczne)

Inne osady i gazy

Specyficzny, nietypowy charakter mają osady jeziorne, tworzące się bezpośrednio u ujścia Czarnej Hańczy (rys. 1). Są one zbudowane w dużym stopniu ze szczątków roślinnych i według opinii dr M. Kupryjanowicz przypominają gytię grubo detrytusową. Wykazują one barwę czarną, utrzymującą się po wysuszeniu, wysoką zawartość wody (84,4–91,4 proc.) i bardzo niską gęstość objętościową (1,01–1,05 x 10³ kg/m³). Zawartość CaCO₃ jest tu nieznaczna (3,0–13,4 proc.). Swoim charakterem zbliżają się one w pewnym stopniu do osadów z eutroficznych zatok: Cieśkinajki czy Krzyżańskiej.

Nadkład osadów jeziornych na podmokłych terenach otaczających miejscami jezioro Wigry i na wyspach stanowią torfy (Ołtuszewski 1937; Stasiak 1971a; Idziak 1956). Miąższość torfów wynosi od kilkudziesięciu centymetrów do 10 m. Torfowisko Suche Bagno, położone na południe od Zatoki Krzyżańskiej, badali ostatnio Kloss i in. (2004). Żurek i Ziętek (2004) zastosowali na nim metody geologiczne i georadarowe, uzyskując interesując wyniki.

W osadach jeziora Wigry występują powszechnie gazy, wydzielające się przy pobieraniu prób, szczególnie z głębokości mniejszej niż około 15 m. Według Kotarby (2003) w ich składzie cząsteczkowym występuje głównie metan 68,4–90,0 proc. objętości (średnio 76,8 proc.), dwutlenek węgla 1,2–8,4 proc. (średnio 3,5 proc.), azot 7,4–29,7 proc. (średnio 19,1 proc.) i argon 0,3–0,7 proc. (średnio 0,4 proc.). Nie stwierdzono nawet śladowych zawartości wyższych węglowodorów gazowych (etan). Analiza trwałych izotopów węgla w metanie i dwutlenku węgla oraz trwałych izotopów wodoru w metanie wykazały, że gazy te powstały w procesach mikrobiologicznych. Metan utworzył się głównie podczas fermentacji metanowej.

Zanieczyszczenia

Stropowa część osadów pokrywających dno jeziora Wigry jest zanieczyszczona metalami śladowymi (Prosowicz, Rybicka 2002, 2003; Migaszewski, Gałuszka 2002). Praca cytowanych autorek jest jednocześnie jedną z pierwszych prac w Polsce, w których zawartość metali śladowych wiązano z konkretnym osadami: kredą jeziorną, gytiami węglanowymi czy piaskiem kwarcowym (tab. 2). Większość tych metali jest zanieczyszczeniem pochodzenia antropogenicznego. Jego wielkość można ocenić przez porównanie z wzorcowym osadem. Jako wzorzec uznano zawartość metali w kredzie jeziornej z wiercenia na wyspie Ostrów, osadzonej wiele lat temu (7970±70 lat BP, Gd 7830), kiedy to ludzie na badanym terenie zajmowali się zbieractwem i łowiectwem. Stosowany powszechnie w literaturze wzorzec Turekiana i Wedepola jest tu nieprzydatny, gdyż wyliczono go z wapieni występujących na całym świecie. W kredzie jeziornej z płycizn w Plosie Bryzglowskim zawartość metali śladowych jest kilka razy wyższa niż w kredzie wzorcowej. Obserwacje rurek wydzielonych z kredy jeziornej z płycizn badanych w mikroskopie skaningowym wykazują, że buduje je prawie czysty kalcyt (Machowska 2004) niezawierający zanieczyszczeń. Stąd też ich większość musi gromadzić się w drobniejszych fakcjach osadu. Znaczniejsze zawartości metali śladowych stwierdzono w gytiach węglanowych, kilku (As, Cr), kilkunastokrotnie (Zn, Cu), a nawet kilkudziesięciokrotnie (Pb) wyższe niż w kredzie jeziornej (tab. 2). Metale wykazane w piaskach są w przewadze zawarte w obrębie samych ziaren kwarcu.

Tabela 2. Średnia zawartość pierwiastków śladowych (w ppm)

w osadach dennych Plosa Bryzglowskiego (Prosowicz, Rybicka 2002, 2003)

Zawartość metali śladowych jest najwyższa w stropowej części osadów. W miarę posuwania się w głąb ulega ona na ogół zmniejszeniu (Prosowicz, Rybicka 2002, 2003; Migaszewski, Gałuszka 2002).

Wiek osadów i szybkość sedymentacji

Wiek osadów jeziornych można określić na podstawie datowań bezwzględnych, przesłanek geologicznych i wieku zawartych w nich szczątków organicznych.

Wiek radiowęglowy spągowej części osadów węglanowo-organicznych w wierceniu w Zatoce Słupiańskiej, według niepublikowanych danych N. Piotrkowskiej, dla próbki z głębokości 5,26 m wynosi około 14 tys. lat (CAL BP). Średnia szybkość sedymentacji obliczona na tej podstawie wynosi 0,37 mm/rok. Dotyczy to w przybliżeniu facji geofizycznej A (osadów rów­nolegle warstwowanych). W zagłębieniach dna, gdzie miąższość tej facji dochodzi do 10 m), szybkość sedymentacji osiąga 0,71 mm/rok.

W zatokach: Krzyżańskiej i Hańczańskiej, w spągu osadów jeziornych, występują utwory torfiaste (Więckowski 1988). Podobne torfy obserwuje się na przykład w Rosochatym Rogu i w niektórych wierceniach badanych przez Czeczugę i Gołębiewskiego (1976). Jest to zjawisko powszechne w północnej Polsce, gdzie w spągu osadów jeziornych występują bardzo często lądowe torfy, datowane na schyłek ostatniego zlodowacenia (Więckowski 1966, 1988; Stasiak 1971; Rzepecki 1985). W zatokach: Krzyżańskiej i Hańczańskiej miąższość osadów jeziornych wynosi odpowiednio 7 i 12 m, co pozwala wyliczyć szybkość sedymentacji na 0,50 i 0,86 mm/rok. Wartości te mieszczą się w podanym przez Żurka (1988) przedziale szybkości 0,4–1,4 mm/rok.

Szybkość sedymentacji kredy jeziornej można oprzeć na badaniach mięczaków. Potamopyrgus antipadarum pojawił się w Wigrach nie wcześniej niż 50–70 lat temu (Alexandrowicz 2003). Obserwowano go na głębokości do 80 cm poniżej stropu osadów. Wyliczona stąd szybkość sedymentacji wynosi 16 i 11 mm/rok.

Koło wyspy Kamień skorupki Dreissena polymorpha występują na głębokości 2 m od stropu osadów (Alexandrowicz 2003). Małż ten pojawił się tutaj około 150–200 lat temu (za przekazem ustnym prof. S. W. Alexandrowicza). Uśredniona prędkość sedymentacji wynosi więc 13–10 mm/rok. Skorupki tworzące odsyp (rys. 10) mogą być transportowane tylko w czasie sztormów, stąd też rzeczywista szybkość sedymentacji takich odsypów jest rzędu co najmniej kilkadziesiąt mm na jeden sztorm, tj. na jeden lub kilka dni.

Wiek osadów można określić także poprzez analizę pyłkową. W osadach jeziornych i torfach analizowali je Ołtuszewski (1937) i Stasiak (1971). Wyniki najnowszych badań podaje Kupryjanowicz (w tym tomie i w druku).

Osuwiska

Na szczególną uwagę zasługują duże podwodne osuwiska (rys. 5), rozpoznane w jeziorze Wigry metodą wysokorozdzielczej sejsmiki (Rutkowski, Rudowski i in. 2002, 2003, w druku). Występują one w rynnowych częściach jeziora, w zatoce Wigierki i w plosie Szyja, gdzie nachylenia dna są największe. W zatoce Wigierki osunęły się gytie węglanowe, przykrywające południowe zbocze rynny, o szerokości co najmniej 150 m i nachyleniu około 9–11^o. Na oczyszczonym w ten sposób stoku odsłaniają się miejscami gytie silnie piaszczyste. Osunięty materiał jest przemieszany. Zalega on na głębokości poniżej 29–31 m, zajmując powierzchnię około 2 ha. Osuwisko w zachodniej części zatoki Wigierki, znajdujące się w początkowej fazie rozwoju, przedstawia rysunek 6 B.

W plosie Szyja osunięciu uległy gytie węglanowe, przykrywające południowo-zachodnie zbocze rynny o szerokości co najmniej 150 m i nachyleniu około 12^o w części dolnej i do 27^o w części górnej. Osunięty materiał posiada miąższość do 12 m, zalega na głębokości poniżej 48–58 m i podobnie jak w Wigierkach jest przemieszany (rys. 6 D). Zajmuje on powierzchnię około 5 ha. Osunięte masy osadów jeziornych nie są przykryte osadami równolegle warstwowanymi (facja geofizyczna A). Przyczyną powstania osuwisk jest przeciążenie stromych zboczy rynien przez gromadzące się osady. Czynnikiem uruchamiającym osuwiska były zapewne wstrząsy sejsmiczne, podobne do tego, jaki miał miejsce 21 września 2004 roku z epicentrum w pobliżu Kaliningradu. Biorąc pod uwagę szybkość sedymentacji stropowej części gytii węglanowych wypełniających profundal jeziora, można domniemywać, że osuwiska powstały nie wcześniej niż w ciągu ostatnich paruset lat.

Podsumowanie

Charakter osadów w jeziorze Wigry jest ściśle związany z głębokością ich występowania. Warunki środowiska, takie jak: głębokość, ruch wody, temperatura i zawartość tlenu decydują o charakterze osadów, procesach przeobrażeń, jak również o zdolności wiązania zanieczyszczeń.

Największe rozprzestrzenienie w jeziorze Wigry posiadają osady węglanowe. Na płyciznach, w litoralu, w strefie fotycznej, jest to głównie kreda jeziorna barwy jasnej, niekiedy białej. Jest ona stosunkowo gruboziarnista, ale o znacznej zawartości frakcji pylastej i ilastej, co powoduje jej słabą przepuszczalność dla wody. Kreda odznacza się ponadto stosunkowo wysoką gęstością objętościową i wysoką zawartością węglanu wapnia, niską natomiast wody. Powstaje ona na skutek strącania się węglanu wapnia w czasie procesów fotosyntezy, dzięki makrofitom i glonom planktonowym, a także na drodze czysto chemicznej. Ruchliwość wody, znaczna zawartość tlenu, jak również okresowo stosunkowo wysoka temperatura wody ułatwiają tu dość szybki rozkład materii organicznej.

W profundalu poniżej strefy fotycznej występują gytie węglanowe o znacznie niższej gęstości objętościowej i zawartości węglanu wapnia, wysokiej natomiast wody. Wyższa jest tu również zawartość materii organicznej. Barwa osadu jest ciemna, niekiedy nawet prawie czarna. Gytie węglanowe są bardzo drobnoziarniste, co powoduje ich słabą wodoprzepuszczalność. Węglan wapnia zawarty w osadzie pochodzi głównie z pelagialu i tylko częściowo może być znoszony z płycizn. Stale niska temperatura i częste niedobory tlenu utrudniają rozkład materii organicznej.

Odrębny charakter mają osady klastyczne występujące w strefie brzegowej. Są to zarówno piaski ze żwirem, piaski i żwiry. Charakteryzują się one zazwyczaj wysoką wodoprzepuszczalnością, co ułatwia wymianę wody. Temperatury mogą być tu okresowo wysokie. Osady w strefie brzegowej tworzy głównie piasek kwarcowy, z czym wiąże się znaczna gęstość objętościowa.

Autor wyraża serdeczne podziękowanie dyrekcji i pracownikom Wigierskiego Parku Narodowego za życzliwą pomoc w czasie wykonywania badań.

Badania finansowane przez Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska Akademii Górniczo-Hutniczej w Krakowie (Bad. Statutowe 11.11.140.882).

Abstract

Sediments of the Wigry Lake (NE Poland)

The sediments of the Lake Wigry consist mainly of carbonates and sometimes of clastic deposits. Their litology depends on the depth, and so on the amount of light and oxygen and also tempera­ture. These factors are decisive for the transformation of sediments and their ability to bound pollutants. In littoral, coarse-grained lacustrine chalk prevails. It has high content of CaCO₃, high volume density and low content of water. In profundal, very fine-grained carbonate gyttja are found. They have high content of water, much lower content of CaCO3 and volume density. Near the coasts the clastic sediments (gravel and sand) occur at some places. Large, subaqueous slumps were registered by high-resolution seismic survey.

Literatura

Alexandrowicz W. P., 2000: The malacofauna of the upper Holocene lacustrine sediments of Wigry Lake (N Poland). Folia Malacologica, 8:141–149.

Alexandrowicz W. P., 2003: Zespoły mięczaków w holoceńskich osadach dennych jeziora Wigry. Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, 1:47–49.

Bajkiewicz-Grabowska E., 2000: Stosunki wodne i ich wpływ na dynamikę środowiska przyrodniczego Wigierskiego Parku Narodowego. W: Rychling A., Solon J. (red.): Struktura i funkcjonowanie Wigierskiego Parku Narodowego. Wydz. Geogr. i Stud. Region. UW, s. 55–82.

Ber A., 1981: Pojezierze Suwalsko-Augustowskie. Warszawa, Wyd. Geol.

Ber A., 1998: Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski. 1:50 000. Ark. Krasnopol 109. Warszawa, Państw. Inst. Geol.

Ber A., 2000: Szczegółowa mapa geologiczna Polski. 1:50 000. Ark. Krasnopol 109. Warszawa, Państw. Inst. Geol.

Ber A., 2000: Plejstocen Polski północno-wschodniej w nawiązaniu do głębszego podłoża i obszarów sąsiednich. Prace PIG, 170, s. 89.

Ber A., 2003: Budowa geologiczna obrzeżenia i geneza jeziora Wigry. Prace Kom. Paleogeografii Czwar­torzędu PAU, 1:25–30.

Czeczuga B., Gołębiowski Z., 1976: Ecological changes in Wigry Lake in the Post-Glacial Period. Part I. Chemical investigations. Pol. Arch. Hydrobiol., 23:189–205.

Dobak P., Wyrwicki R., 2000: Hydroizoloacyjne właściwości kredy jeziornej. Przegl. Geol., 48:412–415.

Górniak A., 1996: Substancje humusowe i ich rola w funkcjonowaniu ekosystemów słodkowodnych. Uniwersytet Warszawski Filia w Białymstoku. Rozprawy, 448, s. 151.

Jańczak J., 1999: Atlas jezior Polski. T. 3. Poznań, IMGiW.

Kloss M., Kucharski M., Żurek S., 2004: Paleobotanical Study as a basis for the Protection of Raised Bogs in Poland. 12h International Peat Congress, s. 875–880.

Kotarba M., 2003: Geneza gazu i substancji organicznej w jeziorach wigierskich w świetle wstępnych badań izotopowych. Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, 1:57–60.

Król K., 1998: Wstępne wyniki badań kredy jeziornej z jeziora Wigry. Spraw. z czyn. i pos. PAU za rok 1997, LXI:112–114.

Kupryjanowicz M. (w druku): Postglacjalne zmiany roślinności w okolicy jeziora Wigry w świetle analizy pyłkowej. Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, III.

Lityński A., 1926: Studia limnologiczne na Wigrach. Część 1 Limnograficzna. Archiwum Hydrobiologii i Rybactwa, 1:1–78.

Machowska M., 2004: Cynk, ołów, żelazo i mangan w osadach dennych jeziora Wigry. Praca dyplomo­wa. Zakład Ochrony Środowiska AGH, maszynopis.

Migaszewski Z. M., Gałuszka A., Pasławski P., 2003: Baseline versus background concentrations of trace elements in sediments of Lake Wigry. NE Poland. Limn. Rev., 3:165–171.

Ołtuszewski W., 1937: Historia lasów Pojezierza Suwalsko-Augustowskiego. Pozn. Tow. Przyj. Nauk., Prace Kom. Mat. Przyr. Seria B, 8:94–157.

Osadczuk A., Rutkowski J. (w druku): Szczegółowe zdjęcie batymetryczne zachodniej części zatoki Wi­gierki i wschodniej części Plosa Bryzglowskiego (jezioro Wigry). Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, III.

Popielski R., Rutkowski J., 1998: Z badań petrograficznych czwartorzędowych żwirów rejonu Wigier. Spraw. z czyn. i pos. PAU za rok 1997, LXI:111–112.

Prosowicz D., 2002: Cynk w osadach dennych Plosa Bryzglowskiego. Zesz. Nauk. Kom. „Człowiek i Środowisko” PAN, 33:273–279.

Prosowicz D., Helios-Rybicka E., 2002: Trace metals in recent bottom sediments of Lake Wigry (Bryzgiel Basin). Limnological Rev., 2:323–332.

Prosowicz D., Helios-Rybicka E., 2003: Wstępne wyniki badań koncentracji pierwiastków śladowych we współczesnych osadach jeziora Wigry (Plos Bryzglowski). Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, 1:51–55.

Rudowski S., Rutkowski J., Król K., Krzysztofiak L., 2001: O niektórych strukturach sedymentacyjnych w osadach dennych jeziora Wigry w świetle badań sejsmoakustycznych. Spraw. z czyn. i pos. PAU za rok 2000, LXIV:191–194.

Rutkowski J., 2001: Uwagi o segregacji żwirów w środowisku plażowym nad jeziorem Wigry. Spraw. z czyn. i pos. PAU za rok 2000, 14:194–196.

Rutkowski J., Król K., Krysztofiak L., Prosowicz D., 2002: Recent sediments of the Wigry Lake (Bryzgiel Basin). Limnological Rev., 2:353–362.

Rutkowski J., Król K., Krysztofiak L., Prosowicz D., 2003: Recent sediments of Wigry Lake (Szyja Basin). NE Poland. Limnological Rev., 3:197–203.

Rutkowski J., Król K., Krysztofiak L., Prosowicz D., 2003: Współczesne osady jeziora Wigry (Plos Bryzglowski). Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, 1:39–45.

Rutkowski J., Król K., Krzysztofiak L., Prosowicz D., 2004: Osady rynnowych części jeziora Wigry – ploso Szyja i zatoka Wigierki – porównanie. Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, 2:43–49.

Rutkowski J., Rudowski S., Pietsch K., Król K., Krzysztofiak L., 2002: Sediments of Lake Wigry (NE Poland) in the light of high-resolution seismic (seismoacoustic) survey. Limnological Rev., 2:363–371.

Rutkowski J., Rudowski S., Pietsch K., Król K., Krysztofiak L., 2003: Odwzorowanie współczesnych osadów jeziora Wigry w obrazie sejsmoakustycznym. Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, 1:31–37.

Rutkowski J., Rudowski S., Pietsch K., Król K., Krzysztofiak L. (w druku): High-resolution seismic survey in the Wigry Lake (NE Poland). Peribalticum.

Rzepecki P., 1985: Jeziorne osady wapienne Polski Północnej między Łyną a Brdą. Klasyfikacja i główne typy litologiczne osadów jeziornych. Zesz. Nauk. AGH. Geologia, 11:5–78.

Stangenberg M., 1934: Psammolitoral, ein extrem eutrophes Wassermedium. Arch. Hydrobiol. i Ryb., 8:273–284.

Stangenberg M., 1938: Skład chemiczny osadów głębinowych jezior Suwalszczyzny. Rozpr. Inst. Bad. Lasów Państw. Seria A, 31:5–40.

Stasiak J., 1971: Geneza basenów sedymentacyjnych na obszarach sandrowych. Zesz. Problem. Post. Nauk Rolniczych, 107:103–112.

Stasiak J., 1971a: Szybkość sedymentacji złóż gytii wapiennej. Zesz. Problem. Post. Nauk Rolniczych, 107:113–119.

Więckowski K., 1966: Osady denne Jeziora Mikołajskiego. Prace Geogr. Inst. Geogr. PAN, 57:111.

Więckowski K., 1988: Stosunki wodne i ewolucja systemu jezior. W: Kostrowicki A. S. (red.): Studium geoekologiczne rejonu jezior wigierskich. Prace Inst. Geogr. i Przestrz. Zagospod. PAN, 147:31–44.

Woroniecka-Stasiak A., 1980: Chemical composition of interstitial waters in bottom sediments of some Polish lakes of the Wigry group (Northern Poland). Acta Hydrobiol., 22:347–360.

Zdanowski B. (red.), 1992: Jeziora Wigierskiego Parku Narodowego. Stan eutrofizacji i kierunki ochrony. Zesz. Nauk. Komitetu Naukowego PAN „Człowiek i Środowisko”, s. 3, 249.

Żurek S., 1986: Szybkość akumulacji torfu i gytii w profilach torfowisk i jezior Polski (na podstawie danych ¹⁴C). Przegl. Geograficzny, LVIII:459–477.

Żurek S., Ziętek J., 2004: Torfowisko Suche Bagno w Wigierskim Parku Narodowym w świetle badań geologicznych i georadarowych. Prace Kom. Paleogeografii Czwartorzędu PAU, 2:61–66.