Wielki Oz Mrągowski
Rynna Mrągowska
Wąwozy
Kociołek polodowcowy
Ciekawe stanowiska geologiczne
Morena martwego lodu koło Osiniaka
Głazowe moreny czołowe koło Rosochy i Wojnowa
Rynna Mrągowska koło Wierzbowa
Misa końcowa jeziora Inulec
Jezioro dystroficzne w rezerwacie Zakręt
Plaża nad jeziorem Mokrym
Morena Czołowa koło Świniego Oka
Forma szczelinowa w Lipowie
Morena czołowa koło Prawdowa
Głaz na półwyspie Kusnort
Taras kemowy koło Dziubieli
Klif nad jeziorem Śniardwy w okolicy Kwiku
Klif w kemie na Szerokim Ostrowiu
Sandr koło Popielna
Mrągowo jest ciekawie położone wśród rynnowych jezior (Juno, Czos) oraz wzgórz (Góra Czterech Wiatrów). Dzięki temu mamy do czynienia z ciekawymi „anomaliami” pogodowymi typowymi dla gór, związanymi z tym, że na jednej stronie zbocza jest wiosną cieplej niż po drugiej stronie. To z kolei prowadzi do sytuacji, że czasami śnieg utrzymuje się w niektórym miejscach nawet kilka tygodni dłużej niż w innych. Najlepszym przykładem jest Całoroczny Ośrodek Sportowy „Góra Czterech Wiatrów”.
Ciekawych geologicznych formacji jest jednak więcej, np. Wielki Oz Mrągowski. Ozy to wał lub silnie wydłużony pagórek o wysokości najczęściej kilkunastu metrów i długości nawet kilkudziesięciu kilometrów, wyniesiony wskutek osadzania piasku i żwiru przez wody płynące pod lądolodem, w jego szczelinach lub na powierzchni. Ozy zbudowane są z piasków i żwirów. Oz w Mrągowie rozciąga się na zachód od ul. Mrongowiusza, przez os. Parkowe, Brzozowe, ul. Słoneczną. Jest dobrze widoczny jadąc do Mikołajek i Piecek po prawej stronie. Z względu na to wzniesienie otaczające miasto od zachodu, linię kolejową budowaną pod koniec XIX wieku wytyczono kilka kilometrów od centrum miasta (Ratusz). Problemem był zjazd ze wzgórza.
Kolejnym ciekawym tworem jest Rynna Mrągowska. Jeziora rynnowe to proste lub lekko kręte zagłębienia szerokości od kilkuset do 2-3 km i długości nieraz kilkudziesięciu kilometrów, o stromych krawędziach z obu stron. Przebieg rynny nawiązuje do biegu i siły erozyjnej rzeki podlodowcowej. Po ustąpieniu lodowca jej koryto wypełniła woda. Wielka Rynna Mrągowska z j. Juno, Kiersznowskim oraz Dejnowa tworzy szlak kajakowy Dajny.
Ciekawą atrakcją Pojezierza Mrągowskiego są wąwozy: Słowiczy Wąwóz koło Mrągowa, Polski Wąwóz niedaleko Polskiej Wsi, Wąwóz przy tzw. Zwalonym moście w Nikutowie, Wąwóz przy Mrongoville z Parkiem Linowym i Wąwóz "Sucha woda" oraz Czarci Jar w Rodowie.
Wielu mieszkańców nie zwraca uwagi na kolejny ciekawy przykład tworu polodowcowego. A mianowicie poniżej Wielkiego Ozu w miejscu Parku Sikorskiego znajduje się kociołek polodowcowy zwany eworsyjnym. Jest to olbrzymie, okrągłe zagłębienie w ziemi w kształcie leja. Ze względu na wyjątkowe warunki zachowały się tam endemiczne rośliny polodowcowe, czyli występujące tylko na określonym obszarze, np. wierzba borówkolistna. Występuje ona rzadko w Polsce. Przypomina słabo rozgałęziony krzak wysokości ok. 50 cm. Czy ktoś z czytelników ją widział? Być może kiedyś TMZM zorganizuje wycieczkę krajoznawczą w to miejsce.
opracował: Robert Wróbel
Ciekawe stanowiska geologiczne
Morena martwego lodu koło Osiniaka 21°29'52"E; 53°39'59"N
Pagórek o wysokości ok. 130 m n.p.m. znajduje się ok. 2 km na wschód od Wojnowa, przed miejscowością Osiniak. W odsłonięciu (żwirowni-piaskowi), o wysokości ścian dochodzącej do 7 m, w części stropowej widoczne są spływowe gliny piaszczyste i piaski gliniaste (2m), a pod nimi pisaki różnoziarniste przepełnione żwirem i zapylone, o strukturze masywnej. W dnie odsłonięcia znajdują się liczne głazy, niekiedy o średnicy ponad 1m. Tego typu formy w rejonie Osiniaka powstały w czasie deglacjacji arealnej między bryłami martwego lodu, na zapleczu moren czołowych fazy poznańskiej.
Wokół topniejących brył lodowych był akumulowany materiał żwirowo-piaszczysty, a na ich powierzchni gromadził się gliniasty materiał ablacyjny. W dalszym etapie deglacjacji na osady żwirowo-piaszczyste spływały osady ablacyjne, a na bryłkach utworzyły się jeziora roztopowe. Po martwym lodzie pozostały zagłębienia wytopiskowe, niekiedy wypełnione wodami, a wokół zagłębień powstały wieńce moren martwego lodu.
Głazowe moreny czołowe koło Rosochy i Wojnowa 21°27'16"E; 53°39'13"N i 21°28'12"E; 53°29'08"N
Głazowe moreny czołowe (głazowiska) w okolicy leśniczówki Rostek i na południe od wsi Rosocha zajmują obszar na powierzchni 0,04 km2, a na południe od wsi Wojnowo – o powierzchni 0,09 km2. Głazowisko pod Wojnowem, to najliczniejsze skupisko głazów narzutowych na Mazurach (13 500 sztuk), z których większość to granitoidy i granitognejsy, porośnięte mchami i porostami. Obwody głazów wynoszą od ok. 2-3 m do 4-7 m, z czego największy to „śpiący słoń” (obwód 10 m). Głazy te zostały przetransportowane przez lądolód z obszaru Skandynawii ok. 24-19 tys. lat temu. Wielkie bloki skalne były odrywane od podłoża i wleczone przez lądolód, a podczas postoju, w trakcie deglacjacji frontalnej były deponowane w krótkich stożkach marginalnych – późniejszych, głazowych morenach czołowych (morenach blokowych) fazy poznańskiej. Na przedpolu głazowych moren czołowych powstała równina sandrowa zbudowana z piasków i żwirów wodnolodowcowych, a na zapleczu gliniasta wysoczyzna morenowa i płytkie jezioro Duś, położone w wytopiskowej depresji końcowej.
Rynna Mrągowska koło Wierzbowa 21°19'20"E; 53°48'57"N
Punkt widokowy na subglacjalną (podlodowcową) rynnę mrągowską z Jeziorem Wierzbowskim znajduje się w Wierzbowie na północny-zachód od granicy otuliny MPK. Rynna ma przebieg południkowy, a po jej zachodniej stronie występują wały piaszczysto-żwirowych form szczelinowych, których kulminacje wznoszą się ponad 20 m nad taflę wody w jeziorze. Rynna powstała pod lądolodem w starszych glinach zwałowych (zlodowacenia Odry), w wyniku erozyjnej działalności rzeki (subglacjalnej), płynącej w kanale utworzonym pod lądolodem, a później transportowanej masy błotnistej (warstwy trakcyjnej). Towarzyszące rynnie formy szczelinowe utworzyły się w czasie deglacjacji, podczas fazy pomorskiej. Wtedy to w martwym lodzie konserwującym rynnę i jej otoczenie powstały szczeliny, którymi płynęły na południe wody roztopowe. Były to rzeki płynące do powierzchni lądolodu, prowadzące wody z jego topnienia (supraglacjalne) i akumulujące w szczelinach piaski i żwiry wodnolodowcowe równiny szlaku sandrowego. Po całkowitym wytopieniu lodu najgłębsze części rynny zostały wypełnione wodą i zaczęła się akumulacja osadów jeziornych (gytii, mułków i piasków).
Misa końcowa jeziora Inulec 21°29'22"E; 53°48'39"N
Punkt widokowy na jezioro Inulec znajduje się na parkingu przy Szosie z Mikołajek do Mrągowa, na obszarze otuliny MPK. Wody jeziora wypełniają misę końcową, którą otacza od południa, widoczna na horyzoncie, porośnięta lasami, strefa czołowo morenowa fazy pomorskiej. Gdy czoło lądolodu podczas tej fazy znajdowało się w rejonie południowych brzegów obcego jeziora Inulec, na obszarze późniejszej misy końcowej, pod lądolodem, miała miejsce egzaracja (erozja lodowcowa) czyli niszczenie skał podłoża przez aktywny lód. Materiał skalny był wynoszony wzdłuż płaszczyzn ślizgowych w Stefie czoła lądolodu i akumulowany przez wody roztopowe w formie stożków marginalnych przyszłych moren czołowych. W obrębie i na zapleczu stożków, w wyniku spływania błota morenowego, były również akumulowane osady ablacyjne, głownie gliny spływowe, a na przedpolu stożków – starsze osady wodnolodowcowe. W czasie wytapiania się rozległego płata martwego lodu na obszarze depresji końcowej osadziły się miejscami młodsze piaski i żwiry wodnolodowcowe. Po wytopieniu lodu powstało jezioro oraz odsłoniły się gliny zwałowe, które wyściełają misę końcową i tworzą również polodowcową wysoczyznę morenową na jej północnym zapleczu.
Jezioro dystroficzne w rezerwacie Zakręt 21°24'54"E; 53°41'07"N
Rezerwat znajduje się na zachód od wsi Krutyń. Ochronie podlegają tu małe, izolowane, śródleśne i bezodpływowe zbiorniki. Powstały one podczas deglacjacji, na skutek wytopienia brył martwego lodu zagrzebanych na sandrze w piaskach i żwirach wodnolodowcowych. Na dnie jezior polodowcowych osadziły się gytie. Takie zbiorniki, o ograniczonym dopływie wód gruntowych, zarastają od brzegów strefą szuwarów. Wody w małych jeziorach dystroficznych osłonięte są od wiatrów wysokimi brzegami i drzewostanem i dzielą się w pionie na warstwy różniące się temperaturą (stratyfikacja termiczna). Różnice te latem mogą wynosić nawet 5-6 °C na 1 m głębokości. Woda jest uboga w tlen i w mineralne substancje odżywcze oraz charakteryzuje się ciemnobrunatnym kolorem. Jest to wynik rozkładu substancji organicznych, np. liści, igliwia, gałęzi i typowego zespołu roślinności torfowiskowej (mszaru torfowcowego), którego głównym komponentem jest mech torfowiec. Mszar narasta od lądu w kierunku jeziora powodując jego zarastanie i powstanie torfów, a na powierzchni wody powstają pływające i uginające się kożuchy roślinne – pło. Takie pływające wyspy mogą być porośnięte niewielkimi drzewami – sosnami czy brzozami. W strefie przybrzeżnej tworzy się okrajek wodny. W rezerwacie Zakręt ukształtował się koncentryczny układ przestrzenny wysp zbudowanych z pła, w środku których rosną pojedyncze sosny, a wokół występują mszary przejściowo torfowiskowe.
Plaża nad jeziorem Mokrym 21°23'55"E; 53°41'26"N
Punkt widokowy zlokalizowany jest na wschodnim brzegu Jeziora Mokrego, które jest dużym jeziorem rynnowym. Wysokości pagórków sandru dziurawego (stanowisko geologiczne 10) w okolicy jeziora, miejscami przekraczają 150 m n.p.m., a ich wysokości względne wahają się w granicach od ok. 5 do 15m. Plaża usytuowana jest na tarasie jeziornym wznoszącym się do 3 m powyżej lustra wody (125 – 128 m n.p.m.). Taras ten zbudowany jest z piasków z przewarstwieniami kredy jeziornej. Powstał on na początku holocenu, w czasie gdy wody jezior osiągnęły swój największy zasięg.
Morena Czołowa koło Świniego Oka 21°26'58''E; 53°47'48''N
Odsłonięcie znajduję się w strefie czołowo morenowej fazy pomorskiej, we wzgórzu o wysokości względnej ponad 10 m, w okolicy miejscowości Świnie Oko. W wyrobisku (piaskowni-żwirowni) o wysokości ścian do 12 m, odsłaniają się warstwowe piaski, głównie różnoziarniste, ze żwirami. Osady te były akumulowane w formie stożków marginalnych przez wody roztopowe wypływające od czoła lądolodu. Na przedpolu stożków, z piasków i żwirów naniesionych przez wody roztopowe w rzekach proglacjalnych (zasilanych wodami z lodowca), powstała równina sandrowa. W strefie kontaktu z lodem utworzyły się gliny spływowe (ablacyjne). Po wytopieniu lodu osady stożków marginalnych przekształciły się w morenę czołową. We wschodniej części odsłonięcia osady czołowo morenowe są zdeformowane w wyniku lokalnego nacisku lądolodu (zaburzone glacitektonicznie) z kierunku południowo-wschodniego.
Forma szczelinowa w Lipowie 21°26'12''E; 53°46'28''N
Formy szczelinowe w rejonie Lipowa powstały podczas fazy poznańskiej. Znajdują się na małym płacie wysoczyzny morenowej otoczonej równiną sandrową i mającą przebieg południkowy. Największa z nich wznosi się ponad 15 m nad powierzchnię lokalnych torfowisk. W formie tej znajduje się wyrobisko (piaskownia-żwirownia) o wysokości ścian do ok. 8,5 m. W ścianie widoczne są osady piaszczysto-żwirowe z wkładką warstwy piaszczysto-mułkowatej na gł. 2,5-3,0 m. Stoki formy pokrywają piaski gliniaste ze żwirami i gliny spływowe (ablacyjne). Po wytopieniu lodu osady stożków marginalnych przekształciły się w morenę czołową. We wschodniej części odsłonięcia osady czołowo morenowe są zdeformowane w wyniku lokalnego nacisku lądolodu (zaburzone glacitektoniczne) z kierunku południowo-wschodniego.
Morena czołowa koło Prawdowa 21°32'28''E; 53°47'35''N
Znajduje się ona w strefie czołowo morenowej fazy pomorskiej, nieopodal szosy z Mikołajek do Mrągowa, w otulinie MPK. Wzgórze ma wysokość względną ok. 10 m, a wysokość ścian znajdującego się w nim odsłonięcia (piaskowni) wynosi ok. 7 m. W ścianie widoczne są silne piaszczyste gliny spływowe (0,8 m), pod nimi mułki piaszczyste (0,4 m), a niżej piaski ze żwirami. Osady czołowo morenowe były akumulowane w formie stożków marginalnych przez wody roztopowe wypływające od czoła lądolodu w kierunku południowym.
Głaz na półwyspie Kusnort 21°37'43''E; 53°46'28''N
Największy w Parku głaz narzutowy znajduje się na półwyspie Knusort, na zachodnim brzegu jeziora Śniardwy. Jest to różowy granit Lemland, pochodzący z Wysp Alandzkich na Morzu Bałtyckim. Lądolód niósł oderwany od podłoża materiał skalny (egzaracja), który podczas postoju, w trakcie topnienia (deglacjacji), był deponowany. Głaz ten jest pomnikiem przyrody nieożywionej i ma ok. 12,2 m obwodu, ok. 4,1 m średnicy oraz ok. 2m wysokości. Leży on na glinach zwałowych i był przetransportowywany przez lądolód zlodowacenia Wisły. Na górnej powierzchni głazu znajdują się dwa wgłębienia – prawdopodobnie misy ofiarne wykute w czasach wczesnośredniowiecznych.
Taras kemowy koło Dziubieli 21°37'43''E; 53°46'28''N
Taras kemowy znajduje się przy rozwidleniu dróg między Dziubielami Małymi a Dziubielami, na północ od jeziora Śniardwy, przy północnej granicy Parku. Usytuowany jest on w północnej części małego płata wysoczyzny morenowej, na południe od strefy czołowo morenowej, a jego wysokość wynosi ok. 135 m n.p.m. W krawędzi opisywanego tarasu znajduje się wyrobisko (żwirownia-piaskownia) o wysokości ścian ok. 9m. W ścianie odsłonięcia od góry występują piaszczyste gliny spływowe (ablacyjne) (0,5-1,0 m), a poniżej widoczny jest kompleks piasków i żwirów wodnolodowcowych z przewarstwieniami piasków gliniastych, które miejscami przykrywają margiel kredowy. Pierwotne warstwowanie osadów jest zaburzone, głównie w północnej części odsłonięcia. Żwiry i piaski tarasu kemowego leżą na glinach zwałowych zlodowacenia Wisły, odsłaniających się w dołach eksploatacyjnych, w obrębie wyrobiska. Osady, z których zbudowany jest taras, były akumulowane w czasie deglacjacji i postoju czoła lądolodu na linii moren czołowych fazy poznańskiej, przez wody roztopowe płynące między glinami zwałowymi płata wysoczyzny morenowej i krawędzią martwego lodu na północy. Pod koniec akumulacji powstały małe zbiorniki, w których osadzał się margiel kredowy. Lokalna oscylacja (wahanie) czoła lądolodu z północy i południowego-wchodu, stagnującego w strefie tworzenia się moren czołowych fazy pomorskiej nieco dalej na północy, spowodowała zaburzenia glacitektoniczne (deformacje spowodowane naciskiem lądolodu) w obrębie części wcześniej złożonych osadów. W ostatnim etapie tworzenia się tarasu na osady kemowe spłynęły z brył lodowych piaszczyste gliny ablacyjne, a wody roztopowe płynące od strefy czołowo morenowej utworzyły szlak sandrowy i osadziły na glinach zwałowych piaski i żwiry wodnolodowcowe.
Klif nad jeziorem Śniardwy w okolicy Kwiku 21°47'25''E; 53°44'21''N
Czynny klif znajduje się we wschodnim brzegu jeziora Śniardwy, ok. 4 km na zachód od skrzyżowania szosy Orzysz – Pisz z drogą do miejscowości Kwik. Klif czyli faleza to urwisko brzegowe, stroma, pionowa ściana utworzona w wyniku abrazji, czyli podmywania podstawy ściany. Opisywany klif ma wysokość ok. 6 m, a rzędna terenu w jego stropie wynosi ok. 122 m n.p.m. Pod piaszczystymi osadami sandrowymi (2 m) odsłaniają się gliny zwałowe zlodowacenia Wisły (ponad 4,0 m). Ułożenie żwirów występujących w środkowej części glin wskazuje na lokalne nasuwanie się lądolodu z kierunku północno - wschodniego. W spągu glin zwałowych spotykane są duże żwiry i głazy z obróbko eoliczną (oszlifowane przez drobny materiał skalny niesiony przez wiatr), a jeden z nich można obserwować u podstawy klifu w jego południowej części.
Klif w kemie na Szerokim Ostrowiu 21°44'12''E; 53°44'07''N
Klif znajduje się na Szerokim Ostrowiu – największej wyspie Jeziora Śniardwy, w jej zachodnim brzegu. Wysokości ścian klifu dochodzą do ok. 9 m, a rzędna terenu w jego stropie wynosi ok. 125 m n.p.m. W górnej części ściany klifu odsłaniają się gliny spływowe (2,5 m) z nagromadzeniami i smugami węglanu wapnia i przewarstwieniami piasków pyłowatych. Pod glinami występują piaski drobnoziarniste i pyłowate o nachyleniu (upadzie) warstw dochodzącym do 40 °. Osady Kemu na Szerokim Ostrowiu powstały w czasie fazy poznańskiej, w szczelinowej rozpadlinie lodu (pasywnego) wypełniającego składane drobno piaszczyste i mułkowate osady, przykryte w ostatnim etapie akumulacji glinami ablacyjnymi spływającymi z powierzchni topniejącego lodu. W czasie postępującej deglacjacji bryły lodu między przetainami topniały, co spowodowało utratę podparcia osadów i przechylenie pierwotnie ułożonych ich warstw zgodnie z nachyleniem przekształcone później w torfowiska.
Sandr koło Popielna 21°37'27''E; 53°44'30''N
Okazałe odsłonięcie w sandrze jest usytuowane w lesie po zachodniej stronie Jeziora Śniardwy, na północ od jeziora Warnołty i 0,8 km na południe od Popielna. Powierzchnia sandru rozciąga się na wysokości ok. 125 m n.p.m., a wysokość ścian odsłonięcia (piaskowni – żwirowni) dochodzi do 9 m. W ścianie widoczne są piaski drobno i średnioziarniste (2 m), a pod nimi też warstwowane piaski różnoziarniste ze żwirkami. Nachylenie warstw wskazuje na kierunek transportu osadów z północnego zachodu. W stropowej części, do głębokości ok. 1 m, warstwowanie osadów zatarte jest w wyniku działania procesów peryglacjalnych (mrozowych). Warstwowane osady piaszczysto – żwirowe powstały w korytach szybko płynących, proglacjalnych rzek roztokowych, biorących swój początek w formującej się na północy strefie czołowo morenowej w czasie fazy pomorskiej (poziom wyższy) i później w czasie następnych postojów czoła lądolodu (poziom niższy). W ostatnim etapie akumulacji, gdy prędkość przepływu wody zmalała, zostały osadzone drobniejsze osady piaszczyste. Miejscami, w zachodniej części Parku, np. w rejonie Jeziora Mokrego (stanowisko geologiczne 14), osady sandrowe zostały założone na rozpadającym się na bryły lodzie pasywnym. Po stopieniu brył martwego lodu na powierzchni sandru utworzyły się zagłębienia i powstał sandr dziurawy. W czasie, gdy czoło lądolodu znajdowało się znacznie na północ od granic Parku, na obszarze powstałego sandru panował klimat pustyni arktycznej, w którym stropowe części osadów podlegały silnemu wietrzeniu mechanicznemu.
źródło: "Mapa geologiczno-turystyczna. Mazurski Park Krajobrazowy", 2016.
