Dzisiaj jest poniedziałek 29 maja 2017, imieniny obchodzą: Magdalena, Bogumiła, Teodozja, Urszula, Benita
POMOC RODZINIE
Innowacyjna Gospodarka
RPO
WFOŚ
EFS
PROW
Zaadoptuj Psa
Gminy partnerskie
Historia Roman Gołębiewski

Charakterystyka geomorfologiczna - Roman Gołębiewski.  
 
Najbardziej istotną cechą rzeźby obszaru gminy puckiej jest jego głębokie porozcinanie (do kilkudziesięciu metrów), charakterystycznym układem pradolin na szereg płatów wysoczyznowych, nazywanych tutaj kępami.

Spośród kęp leżących częściowo w granicach gminy wymienić należy Kępy: Pucka, Swarzewska, Ostrowska i Starzyńska. Budują je utwory różnego wieku i różnej litologii, najczęściej silnie glacitektonicznie zaburzone, co można zaobserwować w klifach i wyrobiskach.
Ze wspomnianego wyżej układu pradolin w granicach gminy znajduje się fragment ciągu południkowego, do którego należy ujściowy odcinek Meandru Kaszubskiego (Moście Błota) i pradolina Płutnicy. Ciąg ten nie stanowi jednolitej formy, lecz składa się z dwu różnych segmentów, które są ocalałymi fragmentami dawnych układów dolinnych. W przeszłości prezentowały one rozleglejszą sieć dolinną, powstałą prawdopodobnie  w różnych okresach, a zniszczoną częściowo przez kolejne nasunięcia lądolodu i postglacjalną transgresją Bałtyku.

Rozwój paleogeograficzny


Rzeźba tego terenu zaczęła się formować około 14 - 15 tys. lat temu, gdy ostatni lądolód topniejąc i wycofując się z północnych krańców Polski uwalniał spod swojej pokrywy omawiany tu obszar (Marsz 1984). Deglacjacja lądolodu trwała około 2 - 3 tys. lat, nie mniej powszechnie występowały jeszcze martwe lody. Lody te wypełniały, mające starsze założenia obniżenia, np. pradoliny Płutnicy czy Zalew Pucki. Należy przyjąć, że mniej więcej u schyłku najstarszego dryasu (około 12300 lat temu) cały ten obszar został uwolniony od lądolodu.
Podczas bollingu (12300 - 12000 lat temu) nastąpiło wyraźne ocieplenie, które spowodowało dalsze szybkie wytapianie martwych lodów. W wyniku tego procesu wypełnione poprzednio przez lód pradoliny i rynny tworzyły nowe formy wklęsłe. Niektóre z rynien rozpoczęły funkcjonować jako doliny rzeczne np. dolina Gizdepki. Dno tej doliny znajdowało się wówczas około 10 metrów powyżej jej dna współczesnego (Gołębiewski 1985). W pradolinie Płutnicy, pomiędzy jej zboczem a martwym lodem powstawały terasy kemowe, np. w okolicy Mieroszyna i Gnieżdżewa. Wytapianie się martwych lodów w pradolinach powodowało formowanie się w dzisiejszym kształcie wspomnianych na wstępie kęp wysoczyznowych.

W starszym dryasie (12000 - 11800 lat temu) nastąpiło krótkie ochłodzenie podczas którego wysoczyzny częściowo opanowała roślinność tundrowa, która lokalnie tworzyła zwarte kobierce (Marsz 1984).
Surowy klimat i występująca zmarzlina spowodowały utworzenie się zaczątków rzeźby peryglacjalnej. Powstawały niecki i doliny denudacyjne, w tym prawdopodobnie dolinka pod Osłoninem i niecka denudacyjna na zboczu dawnej rynny marginalnej w Rzucewie (Drwal, Gołębiewski 1981, Gołębiewski 1985).
W omawianym okresie miały swój początek procesy eoliczne. Na powierzchni Kępy Ostrowskiej rozpoczęła się akumulacja piasków pokrywowych. Była to pierwsza z czterech faz wydmotwórczych, jakie dało się tutaj zaobserwować (Gołębiewski 1982). Materiał piaszczysty transportowany wiatrami zachodnimi osadzał się nie tylko na powierzchni Kępy Ostrowskiej, ale też na wschód od niej tworząc zaczątki niskiego poziomu akumulacyjnego.
W allerodzie (11800 - 10700 lat temu) nastąpiło ponowne dość gwałtowne ocieplenie. Gdzie niegdzie w największych zagłębieniach utrzymywał się jeszcze  martwy  lód, zaś na powierzchniach kęp powstawały dość liczne płytkie jeziorka ("oczka")  w miejsce gdzie jeszcze niedawno pogrzebane były bryły martwego lodu. Szereg takich "oczek"  egzystuje jeszcze do dzisiaj.

Trwało intensywne pogłębianie dolin rzecznych. Gizdepka po porzuceniu swojego starego koryta, uformowanego jeszcze w bollingu, wycinała nowe pozostawiając pomiędzy starym i nowym korytem, wał kemowy włożony w dawną rynnę a określony przez Zaborskiego (1933) jako oz, a przez Beniuszysa (1960) jako wał ostańcowy.
Czarna Woda wykorzystując ujściowy odcinek pradoliny Płutnicy płynęła w korycie o ponad 10 m głębszym od współczesnego (Rosa 1963).
Pogłębianie dolin powodowało sypanie stożków napływowych u ich wylotów. Było tak np. w Strzelnie i Mieroszynie. Stożek dolinki w okolicach Strzelna praktycznie przegrodził pradolinę Płutnicy wywołując bifurkację wód rzecznych. Płutnica zaczęła płynąć na południe, drobny zaś ciek bez nazwy - na północ, gdzie połączył się z Czarną Wodą.
Na niemal cały obszar wysoczyzny wkroczyły kępami  rosnące zarośla, a potem luźne lasy sosnowo - brzozowe stabilizujące rzeźbę.

Wkraczanie roślinności zahamowało procesy eoliczne. Na piaskach pokrywowych Kępy Ostrowskiej rozwinęła się gleba typu usselo (Gołębiewski 1982).
Ostatnie, bardzo silne ochłodzenie jakie nastąpiło w późnym glacjale - młodszy dryas (10700 - 10250 lat temu) spowodowało wycofanie się lasów oraz wkraczanie morfogenetycznej dziedziny peryglacjalnej. Na odsłonięte i względnie suche powierzchnie piaszczyste wkroczył ponownie proces eoliczny. Na Kępie Ostrowskie rozpoczęła się wówczas druga faza wydmotwórcza. Piaski nawiane w tej fazie tworzą zasadniczą serię budującą niski poziom akumulacyjny, towarzyszący od wschodu Kępie Ostrowskiej (Gołębiewski 1982).
Występujące na północ i północny wschód od Kępy Ostrowskiej zastoisko, stopniowo przekształciło się w jezioro (Bogaczewicz - Adamczak 1982, Miotk 1982).

Ponowny wzrost natężenia takich procesów jak spłukiwanie powierzchniowe oraz kongeliflukcja spowodowało nieznaczne złagodzenie rzeźby. Głęboko wcięte koryto Gizdepki częściowo wypełniło się osadami. Nastąpiła też dalsza agradacja stożków napływowych pod Strzelnem i Mieroszynem.
Za Marszem (1984) można ogólnie stwierdzić, że na przełomie późnego glacjału i holocenu (około 10250 lat temu) rzeźba obszarów lądowych Pobrzeża Kaszubskiego była już uformowana.
Nie można jednak tego powiedzieć o Zalewie Puckim. Według Kramarskiej (1994) zalew ten przechodził trzy stadia rozwojowe. Etap pierwszy związany był z procesem deglacjacji tego obszaru. W tym bowiem czasie południowa i zachodnia część Zatoki Gdańskiej, podobnie jak większość polskiego wybrzeża była wolna od lodu około 14 tys. lat temu. Na obszarze Zalewu Puckiego funkcjonowała wówczas dolina marginalna. W końcowym stadium deglacjacji w południowo - zachodniej części Zatoki Gdańskiej pojawiło się zastoisko, które swym zasięgiem obejmowało m. in. Zalew Pucki. Wody tego zastoiska akumulowały na dnie Zalewu duże ilości materiału piaszczystego.
Następny etap miał miejsce wówczas, gdy teren Zalewu był już całkowicie wolny od lodu, co miało miejsce na początku holocenu. W tym czasie obszar Zalewu Puckiego nadal był lądem. Organizująca się sieć rzeczna rozcinając krawędzie Kępy Puckiej i Kępy Swarzewskiej dostarczała dużych ilości materiału piaszczystego, który wypełniał lokalne zagłębienia w dnie Zalewu Puckiego. Równocześnie w zagłębieniach tych zaczęły rozwijać się torfy. Początek zatorfienia datowany jest na 10230 +_ 80 lat BP a więc na sam początek holocenu (Kramarska 1994).

Na pozostałych obszarach lądowych, poza Zalewem Puckim, w dwóch pierwszych okresach holocenu, tj. w okresie preborealnym (10250 - 9300 lat temu) i borealnym (9300 - 8400 lat temu) zachodziły dalsze zmiany. W pradolinie Płutnicy, później niż na terenie Zalewu Puckiego, rozpoczął się rozwój torfowisk. Wiek spągu torfów określony został na 8240 +- 120 lat BP (Rosa 1963) a więc na sam początek okresu atlantyckiego.

W dolinie Gizdepki prawie przez cały holocen (z wyjątkiem drugiej połowy okresu subborealnego) trwała akumulacja (Bogaczewicz - Adamczak 1985; Miotk 1985; Gołębiewski 1985). W odróżnieniu od późnoglacjalnych osadów ilasto - mułkowych seria holoceńska doliny Gizdepki składa się w przewadze z torfów przewarstwianych sporadycznie piaskami.
Okres atlantycki (8400 - 5100 lat temu) pod względem klimatycznym charakteryzował się ogólnym zwilgoceniem, nieco wyższą średnią temperatura roczną (optimum klimatyczne), zwartą pokrywą leśną i zbliżającą się transgresją litorynową. Okres ten jest bardzo ważny również z punktu widzenia archeologicznego, gdyż po raz pierwszy na tym terenie pojawił się człowiek (Miotk 1982).

Zwarta szata roślinna okresu atlantyckiego ustabilizowała powierzchnię eoliczną na która wkracza pokrywa glebowa. Na Kępie Ostrowskiej jest to już drugi horyzont glebowy; na niskim poziomie akumulacyjnym - pierwsza gleba kopalna. Gleba ta po raz pierwszy została opisana przez  Sawickiego (1926), który znalazł w niej zabytki epipaleolityczne. Zostały one zweryfikowane przez mgr Danutę Król z Muzeum Archeologicznego w Gdańsku jako mezolityczne. Gleba ta w zalezności od sytuacji topograficznej jest bielicą lub bielicą oglejoną, często podścieloną skorupą orsztynową. Skorupa orsztynowa  występuje powszechnie na niskim poziomie akumulacyjnym - zwłaszcza jest dobrze widoczna na płaskich, nisko położonych powierzchniach opisywanego terenu. Na polach uprawnych stanowi prawie czarną lub ciemnoczerwoną domieszkę gleby. Orsztyn wyznacza zapewne maksymalny poziom wód gruntowych w okresie atlantyckim.

W północno - wschodnim krańcu niskiego poziomu akumulacyjnego występują zielonkawo zabarwione piaski, które Sawicki (1926) uznał za piaski pochodzenia morskiego, a dowodzące jego zdaniem zasięgu Bałtyku podczas transgresji litorynowej. Morze na tym odcinku wybrzeża nigdy tak głęboko nie sięgało (Rosa 1963), zaś zielonkawe zabarwienie piasków nie pochodzi od glaukonitu, lecz od zredukowanych związków żelaza w związku z podniesieniem się poziomu wód gruntowych.
Podtopienie lub wręcz zalanie niższych fragmentów poziomu akumulacyjnego spowodowało migrację mezolitycznych mieszkańców tego terenu. Przenoszą się oni ze wschodniego i północno - wschodniego skraju niskiego poziomu akumulacyjnego, gdzie pierwotnie zamieszkiwali, na tereny wyżej położone, tzn. na pagórki wydmowe lub na Kępę Ostrowską.
Podniesienie się poziomu wód gruntowych w omawianym okresie  stało się impulsem do rozwoju atlantyckiego torfowiska wysokiego Bielawskich Błot.
W okresie atlantyckim ma miejsce trzeci etap rozwoju Zalewu Puckiego i wiąże się z transgresją litorynową. Wraz z podnoszeniem się poziomu morza rozwijały się mierzeje ograniczające zalew od północy i wschodu.
Około 5500 lat temu (Kramarska 1994) strefa brzegowa była mniej więcej taka jak współcześnie. Podczas maksimum transgresji litorynowej Półwysep Helski był mało stabilny. Nie oddzielał on jeszcze Jamy Kuźnickiej od otwartego morza, tak jak to ma miejsce współcześnie. Zdarzały się katastrofalne wlewy wód morskich do Jamy Kuźnickiej, akumulujące w niej znaczną ilość piasków z fauną morską. Obecny charakter Jama Kuźnicka uzyskała na granicy okresów subborealnego i subatlantyckiego, kiedy to całkowicie została odizolowana od otwartego morza. W ten sposób zakończony został proces transformacji obszaru lądowego w zalew (Kramarska 1994).
W okresie subborealnym (5100 - 2000 lat temu) a ściślej w jego drugiej połowie lub na początku okresu subatlantyckiego na Kępie Ostrowskiej nastąpiła trzecia faza wydmotwórcza. Faza ta, w przeciwieństwie do dwóch poprzednich, nie była uwarunkowana klimatycznie, lecz została spowodowana działalnością człowieka (spalenie lasu). Na Kępie Ostrowskiej została ona zarejestrowana trzecim horyzontem gleby kopalnej, drugim zaś na poziomie akumulacyjnym towarzyszącym Kępie Ostrowskiej.

W drugiej połowie okresu subborealnego pod wpływem zmieniających się warunków klimatycznych (zmniejszenie ilości opadów a w ślad za tym obniżenia poziomu wód gruntowych, nastąpiła przerwa w narastaniu torfów w dnie doliny Gizdepki (Miotk 1985, Gołębiewski 1985). Ostatnie dwa tysiące lat nosi nazwę okresu subatlantyckiego. Na Kępie Ostrowskiej i sąsiadującym z nią poziomem akumulacyjnym nastąpiła kolejna, czwarta już faza wydmotwórcza. I tym razem wywołana została działalnością człowieka. Dalsze zmiany i przekształcenia w środowisku naturalnym gminy puckiej zachodzą głównie pod wpływem działalności człowieka.

Kopiowanie materiałów za zgodą OKSiT. Copyright © 2007 OKSiT. Projekt i wykonanie: Seenet.