KAMIÑSKA M., KONECKA-BETLEY K. & MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1986 — The Leszno dune in the Vistula valley (east of P³ock). Biul. Perygl., 31: 141–62.
KOTARBIÑSKI J., MYCIELSKA-DOWGIA££O E. & WORONKO B. 2000 — Wybrane cechy sedymentologiczne osadów u³atwiaj¹ce ich podzia³ stratygraficzny, na przyk³adzie otworu Galumin I. Prz. Geol., 48: 1030–1034.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1978 — Rozwój rzeŸby fluwialnej pó³nocnej czêœci Kotliny Sandomierskiej w œwietle badañ sedymento-logicznych. Rozpr. UW, Uniw. Warsz., 120: 167.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1993 — Estimates of Late Glacial and Holocene aeolian activity in Belgium, Poland and Sweden. Boreas, 22: 15–17
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. & WORONKO B. 1998 — Analiza obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji piasz-czystej i jej wartoœæ interpretacyjna. Prz. Geol., 46: 1275–1281. PETECKI Z. & ¯Ó£TOWSKI Z. 1996 — Mapa gradientu pionowego pola grawimetrycznego, ark. Nowogród 1 : 50 000. CAG Pañstw. Inst. Geol., nr arch. 911/2000
Orientacja powierzchni zniszczenia jako zapis reologii wieloletniej zmarzliny na
przyk³adzie osadów reliktowego lodowca skalnego w Masywie Œlê¿y
(Przedgórze Sudeckie)
Roman ¯urawek*
The rheology of permafrost as inferred from the orientation of the failure surfaces within sediments of a relict rock glacier in the Mt. Œlê¿a, Sudetic Foreland, SW Poland. Prz. Geol., 50: 451–453.
Summary. Based on orientation of distinct failure surfaces found in sediments of a relict rock glacier on the eastern slope of the Mt. Œlê¿a (Sudetic Foreland), an attempt was made to determine an angle of internal friction within beds and at their boundaries during the phase of last synkinematic deformations. An angle of internal friction amounting to 4°36’ for one of the damaged surfaces was deter-mined; in the remaining cases, reorientation of axes of stress pattern was noted. The results obtained indicate plasticization of sedi-ments caused only by ground ice.
Key words: relict rock glaciers, rheology, shearing, Mt. Œlê¿a, Sudetic Foreland, SW Poland
Na wschodnich i po³udniowych stokach Œlê¿y (718 m n.p.m.) na Przedgórzu Sudeckim wystêpuje osiem wiel-kich form akumulacji osadów nieskonsolidowanych, daw-niej interpretowanych jako moreny koñcowe zlodowacenia ni¿owego (Finckh, 1928), „strumienie blokowe” (niem. Blockströme, Schott, 1931) lub te¿ efekt gwa³townych ruchów masowych („warpy” wed³ug Baranieckiego (1951) i Szczepankiewicza (1928), formy sp³ywów gruzowo-b³otnych wed³ug Horwatha (1981)). Ostatnio formy te uznano, najpierw na podstawie cech rzeŸby (¯urawek, 1999), a nastêpnie rów-nie¿ analizy sedymentologicznej (¯urawek, 2002) za relikto-we lodowce skalne w myœl genetycznych definicji Haeberliego (1985) i Barscha (np. 1996).
W osadach ods³oniêtych w 2000 r. w blisko piêciome-trowej g³êbokoœci wkopie, których szczegó³ow¹ charakte-rystykê podano w odrêbnej pracy (¯urawek, 2002), stwierdzono wystêpowanie piêciu ró¿ni¹cych siê cechami litologicznymi warstw (ryc. 1), rozdzielonych wyraŸnymi powierzchniami zniszczenia (ryc. 1, 2), interpretowanymi jako powierzchnie œciêcia powsta³e w wyniku silnego skra-cania w kierunku zasadniczo zgodnym z nachyleniem stoku. Skracanie to, którego dowodz¹ równie¿ liczne mikrostruk-tury tektoniczne (¯urawek, 2002) by³o efektem kompresji osadów w marginalnej partii aktywnego lodowca skalnego. Z uwagi na fakt, ¿e powierzchnie zniszczenia rozdzie-laj¹ce wyró¿nione ogniwa litologiczne s¹ bardzo wyraŸne (i), ich orientacjê przeœledzono w dwóch prostopad³ych do siebie p³aszczyznach (ii) i mo¿liwe jest odtworzenie w przybli¿eniu pola naprê¿eñ powoduj¹cych œcinanie (iii), podjêto próbê okreœlenia przybli¿onych wartoœci k¹tów
tarcia wewnêtrznego w fazie powstawania ostatnich synkinematycznych deformacji osadów.
Geometria powierzchni zniszczenia
Zaobserwowane w osadzie powierzchnie zniszczenia mo¿na podzieliæ na trzy kategorie, w zale¿noœci od ich ran-gi i przydatnoœci dla analizy sedymentoloran-gicznej. Najwa-¿niejsza grupa to cztery powierzchnie œlizgu rozdzielaj¹ce g³ówne ogniwa litologiczne, na ryc. 1 oznaczone wielkimi literami alfabetu. Kategoria druga to powierzchnie œciêcia rozdzielaj¹ce jednostki litologiczne ni¿szego rzêdu, wyró¿nione na podstawie makroskopowych cech osadów w obrêbie g³ównych ogniw litologicznych (i zró¿nicowane cyframi, por. ryc. 1) oraz powierzchnie ograniczaj¹ce prze-warstwienia wyraŸnie ró¿ni¹ce siê uziarnieniem, barw¹ itp. od otoczenia, wystêpuj¹ce w obrêbie jednostek litologicz-nych drugiego rzêdu, które dadz¹ siê przeœledziæ na dwóch prostopad³ych œcianach wkopu. Trzecia grupa to powierzchnie œciêcia w obrêbie jednostek litologicznych drugiego rzêdu, nie daj¹ce siê przeœledziæ w obu œcianach wkopu. Te ostatnie wystêpuj¹ powszechnie z wyj¹tkiem warstwy diamiktytu E (E1 i E2, ryc. 1) najbli¿szej powierzchni gruntu, a najlepiej s¹ rozpoznawalne w seriach piasków (B i D na ryc. 1). Mimo, ¿e nie mo¿na tego stwier-dziæ ponad wszelk¹ w¹tpliwoœæ, i to zarówno z uwagi na ich niewielk¹ rozci¹g³oœæ, jak i to, ¿e s¹ wykszta³cone w osadach nieskonsolidowanych, co praktycznie uniemo¿li-wia uniemo¿li-wiarygodny pomiar ich geometrii bez pomiaru upadu pozornego, uznano ¿e powierzchnie te nie ró¿ni¹ siê orien-tacj¹ od powierzchni zniszczenia wy¿szego rzêdu. Przeko-nanie to wynika z faktu, ¿e w intersekcjach obu œcian wkopu biegn¹ one równolegle do g³ównych powierzchni 451
Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 5, 2002
*Instytut Geograficzny, Uniwersytet Wroc³awski, pl. Uni-wersytecki 1, 50-137 Wroc³aw 56; zurawek@geogr.uni.wroc.pl
zniszczenia, a ta zmienia siê w niewielkim zakresie w ca³ym profilu.
W celu okreœlenia wartoœci k¹tów tarcia wewnêtrznego na p³aszczyznach œlizgu w ostatnim sta-dium aktywnoœci lodowca skalnego wybrano te z powierzchni zniszczenia, które nie budz¹ w¹tpliwoœci co do ich rzeczywistej orientacji w przestrzeni, oraz których orientacja nie zmienia siê zasadniczo w obserwowanym pro-filu. I tak wziêto pod uwagê: strop serii A, strop serii B, strop serii C1, strop serii C4, strop serii D1 oraz strop piaszczystego przewarstwienia w obrêbie serii C3 (por. ryc. 1). Kierunek i k¹t upadu tych p³aszczyzn przedstawiono w stereograficznej pro-jekcji równok¹tnej na górn¹ pó³kulê (siatce Wulffa) (ryc. 3). Najmniejsz¹ wartoœæ k¹ta upadu, równ¹ 33°42’, stwierdzono dla stropu warstwy C4, najwy¿sz¹, 56° — dla stropu diamikty-tu A.
Interpretacja geomechaniczna
Z uwagi na to, ¿e kompresja osadów transportowanych po stoku musi byæ zasadniczo efektem naporu osadów z wy¿szych partii stoku oraz tarcia o pod³o¿e, przyjêto, ¿e oœ naprê¿enia g³ównego jest skierowana zasadniczo zgodnie z nachyleniem stoku (ryc. 4). Przy za³o¿eniu, ¿e obserwowa-ne powierzchnie zniszczenia s¹ efektem naprê¿eñ œci-naj¹cych powsta³ych w osadzie, którego stan naprê¿eñ da siê opisaæ hipotez¹ Coulomba-Mohra, k¹t œciêcia, rozu-miany jako k¹t pomiêdzy powierzchni¹ poœlizgu a
kierun-kiem naprê¿enia g³ównego F1 (ryc. 4), zwi¹zany jest z
k¹tem tarcia wewnêtrznego zale¿noœci¹ funkcyjn¹. Mo¿na wiêc w takim wypadku okreœliæ k¹t tarcia wewnêtrznego, bowiem wartoœæ k¹ta œciêcia z ³atwoœci¹ da siê okreœliæ na podstawie pomierzonych k¹tów upadu (ryc. 4).
Tak wiêc k¹t tarcia wewnêtrznego dla powierzchni zniszczenia o najmniejszym k¹cie upadu, okreœlony na podstawie zale¿noœci zilustrowanych na ryc. 4, wynosi 4°36’. Jest to wartoœæ niska, jeœli wzi¹æ pod uwagê k¹ty tar-cia wewnêtrznego dla osadów o podobnej litologii. Poda-452
Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 5, 2002
0 (m) 1 2 3 4 5 0 1 2 3 (m) SSE NNW WSW ENE E2 E1 D3 C3 D2 C2 D1 C1 B C4 A
warstwowane piaski wodnolodowcowe
stratified fluvioglacial sands
glina wzbogacona w py³
silt-rich diamictite
osad o znacznej zawartoœci frakcji i³u
clay-rich deposit silnie zwietrza³e strongly weathered gabro gabbro nasyp talus œciana czo³owa frontal wall œciana pó³nocna northern wall
miejsca pomiaru upadów pozornych
geometric signs mark places where apparent dip of the selected failure planes has been measured
←
Ryc. 1. Profil osadów ods³oniêtych w przekroju
dwóch œcian wkopu (SSE–NNW oraz
WSW–ENE). Pogrubiono g³ówne powierzchnie zniszczenia
Fig. 1. A profile of the sediments excavated in two intersections (SSE–NNW and WSW–ENE). The main failure surfaces are in bold
Ryc. 2. Fragment najwyraŸniejszej powierzchni zniszczenia, oddzielaj¹cej warstwy A i B, widziany na œcianie bocznej wko-pu. Sznurek wyznacza pion i pe³ni rolê podzia³ki — ka¿dy jedno-barwny fragment ma 5 cm d³ugoœci
Fig. 2. A fragment of the most distinct failure surface which separates the diamictite A and the sands B, as seen on the side wall of the pit. The rope shows the perpendicular and the size (each of the coloured sections is 5 cm long)
wane przez Wi³una (1982, str. 177) normowe (PN-74/B-03020) k¹ty tarcia wewnêtrznego dla gruntów sypkich wahaj¹ siê od 29° do 42°, natomiast dla gruntów spoistych od kilku do 25°. Nale¿y przy tym zaznaczyæ, ¿e wartoœciami kilku stopni charakteryzuj¹ siê wy³¹cznie i³y i gliny ciê¿kie i to tylko w stanie miêkkoplastycznym.
K¹ty tarcia wewnêtrznego dla wszystkich innych powierzchni zniszczenia przyjmowa³by, przy przyjêciu modelu Coulomba-Mohra i orientacji osi naprê¿eñ zgodnie z przedstawionym szkicem (ryc. 4), wartoœci ujemne. Wyni-ka to z faktu, ¿e k¹ty œciêcia s¹ tu rozwarte od strony osi naprê¿enia g³ównego. Sytuacja ta wskazuje, ¿e w polu naprê¿eñ odpowiedzialnym za powstawanie powierzchni zniszczenia w analizowanych osadach musia³a nast¹piæ reorientacja osi naprê¿eñ, co œwiadczy z kolei o du¿ej pla-stycznoœci osadu (Dadlez & Jaroszewski, 1994, str. 71). Inny-mi s³owy, mechanizm ruchu prowadz¹cy do powstania obserwowanych powierzchni œcinania nie mo¿e byæ opisany klasyczn¹ teori¹ zniszczenia Coulomba-Mohra i dla jego pe³nego wyjaœnienia konieczne jest poszukiwanie bardziej z³o¿onych modeli, w których oprócz k¹ta tarcia wewnêtrzne-go trzeba by wzi¹æ pod uwagê inne parametry geotechniczne.
W subaeralnych warunkach œrodowiska stokowego w³aœciwie jedynym czynnikiem, który móg³ spowodowaæ uplastycznienie osadów o tak ró¿nych cechach litologicz-nych, jak zaobserwowane w profilu, jest lód. Ich transport przy nachyleniu stoku równym 9° móg³by byæ wprawdzie alternatywnie t³umaczony skutkami wzrostu ciœnienia porowego w osadzie lub tiksotropi¹ (przejœciem ¿elu w zol). Temu przeczy jednak du¿a regularnoœæ i charakter struktur sedymentacyjnych (por. ¯urawek, 2002).
Przedstawion¹ interpretacjê reologiczn¹ mo¿na trakto-waæ jako niezale¿ny dowód decyduj¹cej roli lodu
grunto-wego w transporcie osadu i samodzielne kryterium pozwalaj¹ce na uznanie formy powierzchni ziemi za relik-towy lodowiec skalny.
Za konstruktywn¹ dyskusjê dziêkujê panu dr Maciejowi Hawryszowi z Politechniki Wroc³awskiej. Badania zosta³y prze-prowadzone w ramach projektu badawczego nr 6 PO4E 035 17, finansowanego przez Komitet Badañ Naukowych w latach 1999–2001.
Literatura
BARANIECKI L. 1951 — Go³oborza Ostrzycy i Sobótki. Czas. Geo-graf., 20–21: 439–440.
BARSCH D. 1996 — Rockglaciers. Indicators for the Present and For-mer Geoecology in High Mountain Environment. Springer Ser. in Phy-sical Environm., 16: 1–331.
DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 — Tektonika. Wyd. Nauk. PWN.
DUYSTER J. 1999 — Internet: http://homepage.ruhr-uni-bochum.de/Johannes.P.Duyster/stereo/
FINCKH L. 1928 — Erläuterungen zur Geologischen Karte von Pre-ußen und benachbarten deutschen Ländern, Lief. 210, Bl. Zobten. Preußische Geol. Landesanst.: 1–95.
HAEBERLI W. 1985 — Creep of mountain permafrost. Mitteilungen der Versuchsanstalt für Wasserbau. Hydrologie und Glaziologie, 77: 1–142.
HORWATH B. J. 1981 — Jêzory gruzowe Œlê¿y na Dolnym Œl¹sku. Czasopismo Geograf., 52: 447–453.
SCHOTT C. 1931 — Die Blockmeere in den deutschen Mittelgebirgen. Forschungen zur Deutschen Landes- und Volkskunde, 29: 1–78. SZCZEPANKIEWICZ S. 1958 — Peryglacjalny rozwój Masywu Œlê¿y. Biul. Peryglacjalny, 6: 81–92.
WI£UN Z. 1982 — Zarys geotechniki. Wyd. Komunikacji i £¹cznoœci, Warszawa.
¯URAWEK R. 1999 — Reliktowe lodowce skalne — nowa interpreta-cja form akumulacji na wschodnich i po;udniowych stokach Œlê¿y. Prz. Geograf., 61: 77–94.
¯URAWEK R. 2002 — Internal structure of a relict rock glacier, Œlê¿a Massif, SW Poland. Permafrost and Periglacial Processes, 13: 29–42.
453
Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 5, 2002 N
Ryc. 3. Kierunki i k¹ty upadu pozornego (sygnatury pe³ne) i rze-czywistego (sygnatury puste) wybranych powierzchni zniszcze-nia obserwowanych we wkopie. Siatka Wulffa. Symbole jak na ryc. 1. Diagram przygotowano w programie StereoNett J. Duyste-ra
Fig. 3. Apparent (filled signs) and true (empty signs) dip direction and dip angle of the selected failure surfaces observed in the profi-le. The Wullf projection. The symbols like in Fig. 1
σ1 σ1 σ3 σ3 ∆ ∆ Θmin dipmax
Θmax dipmin
Ryc. 4. Pole naprê¿eñ i powierzchnie zniszczenia w podlegaj¹cej kompresji czêœci lodowca skalnego, F1— naprê¿enie g³ówne, F3 — najmniejsze naprê¿enie, D — nachylenie stoku, dipmini dipmax — najmniejszy i najwiêkszy zaobserwowany k¹t upadu powierzch-ni zpowierzch-niszczepowierzch-nia, 1mini 1max— najmniejszy i najwiêkszy k¹t œciêcia
Fig. 4. Tension vectors and failure surfaces within the part of a rock glacier subjected to compression, F1— main tension, F3— minimum tension, D — inclination of the slope, dipminand dipmax — minimum and maximum dip angle of the failure surfaces, 1min and 1max— minimum and maximum angle between the vector of main tension and the failure surface
