Geneza i transformacja rzeŸby morenowej
w pó³nocno–zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego (Polska pó³nocna)
Karol Tylmann
1, Wojciech Wysota
1Origin and transformation of morainic landscape in NW part of Lubawa Upland (north Poland). Prz. Geol., 59: 739–750.
A b s t r a c t: The paper presents the investigation results concerning the origin and transformation of the morainic landscape in the northwest part of Lubawa Upland. Detailed sedimentological studies of the sediments within the morainic hill in Ro¿ental and the reconstruction of their depositional and deformational processes are presented. We proposed a model of landscape formation and transformation in examined area. The reconstruction of the palaeogeographical conditions which have been prevailed during the late Pleistocene is also proposed.
Collected data show that morainic landscape in the northwestern part of Lubawa Upland reveal landforms of an older origin. It is suggested that relief of examined area consist some features of “palimpsest landscape”. The older glacial landforms, formed before the last ice advance, can exist here.
Keywords: subglacial processes, landscape transformation, Lubawa Upland, north Poland
W obszarze peryba³tyckim objêtym ostatnim zlodowa-ceniem skandynawskim wystêpuje szereg izolowanych elewacji morenowych, które w literaturze okreœlane s¹ jako: izolowane plejstoceñskie wyniesienia (Mojski, 1998), glacjalne wyspowe akumulacyjne wyniesienia (Raukas & Karukapp, 1999), akumulacyjne wyspowe wyniesienia (Karukapp & Raukas, 2004) czy glacitekto-niczne wyspowe wyniesienia (Ber, 2007, 2009). Cechuj¹ siê one wysokim po³o¿eniem hipsometrycznym w stosun-ku do terenów otaczaj¹cych, kszta³tem zbli¿onym do owa-lu oraz skomplikowan¹ budow¹ wewnêtrzn¹, nierzadko zaburzon¹ glacitektonicznie (Ber, 2007, 2009). Ich geneza wi¹zana jest z procesami, które zachodzi³y w interlobal-nych strefach l¹dolodu skandynawskiego (por. Mojski, 1998; Raukas & Karukapp, 1999), dlatego nazywane s¹ one równie¿ wysoczyznami interlobalnymi (Punkari, 1997; Karukapp & Raukas, 2004). Jednym z tego typu obszarów na Ni¿u Polskim jest Garb Lubawski, po³o¿ony w pó³nocno–wschodniej czêœci Pojezierza Che³miñsko– Dobrzyñskiego (ryc. 1). Charakteryzuje siê on wysokim wyniesieniem nad poziomem morza (najwy¿szy punkt – Góra Dylewska ma wysokoœæ 312,1 m n.p.m.) oraz uroz-maicon¹ rzeŸb¹ terenu (deniwelacje dochodz¹ tu miejsca-mi do 200 m).
W œwietle dotychczasowych badañ (m.in. Kondracki, 1952; Galon, 1972; Marks, 1979, 1980, 1984; Pasierbski, 1984; Ga³¹zka, 2004, 2006a, b; Morawski, 2005; Ga³¹zka & S³odkowska, 2006; Ber, 2007; Ga³¹zka i in., 2009) przyj-muje siê, i¿ Garb Lubawski by³ prawdopodobnie w ca³ej swej plejstoceñskiej historii izolowanym wyniesieniem wysoczyznowym, uformowanym w wyniku miêdzylobo-wej dzia³alnoœci glacitektonicznej. Sugeruje siê (m.in. Marks, 1979; Ga³¹zka, 2004; Morawski, 2005; Ga³¹zka & S³odkowska, 2006; Ga³¹zka i in., 2009), ¿e w stadiale g³ównym zlodowacenia wis³y Garb Lubawski stanowi³ istotne wyniesienie w pod³o¿u ostatniego l¹dolodu, które odgrywa³o rolê dzia³u lodowego, rozdzielaj¹cego dwa loby
lodowcowe: lob Wis³y na zachodzie i lob
mazurski/warmiñski na wschodzie. Wskazywano przy tym na mo¿liwoœæ przetrwa³oœci starszych form polodowco-wych (sprzed ostatniego nasuniêcia l¹dolodu) w obecnej rzeŸbie tego terenu (Ga³¹zka & S³odkowska, 2006; Ga³¹zka i in., 2009).
W niniejszym artykule przedstawiono wyniki badañ, które wskazuj¹ na wystêpowanie form morenowych o star-szych za³o¿eniach w pó³nocno–zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego. Opisano szczegó³owo cechy sedymentacyj-ne oraz rekonstrukcjê procesów depozycji i deformacji osadów buduj¹cych wzgórze morenowe w Ro¿entalu. Dokonano interpretacji procesów formowania i transfor-macji rzeŸby tego wzgórza u schy³ku plejstocenu.
Obszar i przedmiot badañ
Obszar badañ po³o¿ony jest w pó³nocno–zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego (ryc. 1). Dominuj¹cym elemen-tem rzeŸby tego terenu jest falista, a miejscami pagórkowa-ta wysoczyzna morenowa, po³o¿ona na wysokoœci od oko³o 100 do ponad 200 m n.p.m. Na powierzchni wyso-czyzny wystêpuj¹ wzgórza morenowe, interpretowane dotychczas jako moreny czo³owe i formy szczelinowe (por. Pasierbski, 1984; Ga³¹zka, 2006a, b; Ga³¹zka i in., 2009). W powierzchniê wysoczyzny morenowej wciête s¹ formy dolinne, wœród których najwiêksz¹ jest dolina Elszki–Bie-dasza, o g³êbokoœci do 20 m (ryc. 2). Od pó³nocnego zachodu do Garbu Lubawskiego przylega dolina Drwêcy, której dno znajduje siê na wysokoœci 88–90 m n.p.m. (ryc. 2). Wysoka (do 15 m) krawêdŸ doliny Drwêcy rozciêta jest przez liczne dolinki denudacyjne.
Obiektem badañ jest jedno z kilku wzgórz moreno-wych znajduj¹cych siê na po³udniowy zachód od Ro¿entala, oko³o 5 km na pó³noc od Lubawy (ryc. 2). Analizowana forma stanowi wyd³u¿one wzgórze o wysokoœci oko³o 15 m i d³ugoœci oko³o 800 m. Jego oœ morfologiczna ma przebieg
1
Zak³ad Geologii i Hydrogeologii, Instytut Geografii, Uniwersytet Miko³aja Kopernika, ul. Gagarina 9, 87-100 Toruñ; karolgeo@ doktorant.umk.pl, wysota@umk.pl.
mniej wiêcej SW–NE i jest nieznacznie wygiêta ku SE. W po-³udniowo-zachodnim stoku formy znajduje siê nieczynne wyrobisko piasków i ¿wirów, które by³o badane przez autorów (Tylmann, 2008; Tylmann & Wysota, 2008, 2009).
Forma w Ro¿entalu by³a ju¿ wczeœniej przedmiotem zainteresowania kilku badaczy (Pasierbski, 1984; Ga³¹zka, 2006a, b; Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006; Krysiak, 2007; Ga³¹zka i in., 2009). Pasierbski (1984) przedstawi³ ogólny opis budowy wewnêtrznej tego wzgó-rza i interpretowa³ je jako morenê czo³ow¹ spiêtrzon¹. Bar-dziej szczegó³owe badania prowadzili tu Ga³¹zka (2006a, b), Ga³¹zka i in. (2006a), Rychel & Krysiak (2006), Krysiak, (2007) oraz Ga³¹zka i in. (2009). W budowie wewnêtrznej wzgórza autorzy ci wyró¿nili zaburzone glacitektonicznie piaszczysto-¿wirowe osady fluwioglacjalne, o mi¹¿szoœci oko³o 10 m, przykryte jedn¹ warstw¹ dwudzielnej gliny morenowej (glina V4 wg Ga³¹zki, 2006a). W obrêbie zabu-rzonych osadów rozpoznali oni strukturê wstecznego fa³du le¿¹cego wraz z zespo³em uskoków odwróconych i po-³ogich œciêæ komplementarnych (Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006; Krysiak, 2007; Ga³¹zka i in., 2009). Poni¿ej zaburzonych osadów fluwioglacjalnych Ga³¹zka (2006a) stwierdzi³ cienk¹ warstwê mu³ków i i³ów zasto-iskowych, zalegaj¹cych na starszej glinie morenowej (gli-na V3). W œwietle przytoczonych badañ Ga³¹zki oraz jego wspó³pracowników wzgórze w Ro¿entalu mog³o powstaæ jako forma akumulacji szczelinowej, która zosta³a potem przekszta³cona w wyniku proglacjalnych deformacji glaci-tektonicznych (powstanie fa³du le¿¹cego oraz uskoków odwróconych w osadach fluwioglacjalnych w wyniku nacisku l¹dolodu na przeszkodê terenow¹), a nastêpnie przykryta przez glinê morenow¹ (V4) podczas stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y (Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006). W nowszej interpretacji sugeruj¹ oni mo¿liwoœæ powstania rdzenia omawianej formy w
wyniku sedymentacji marginalnej
osadów piaszczysto-¿wirowych pod-czas recesji l¹dolodu z linii jego maksy-malnego zasiêgu w stadiale g³ównym zlodowacenia wis³y (Ga³¹zka i in., 2009). Ich zdaniem tak powsta³y sto¿ek glacimarginalny móg³ byæ nastêpnie przekszta³cony we wrzecionowat¹ for-mê szczelinow¹, w wyniku deformacji
osadów piaszczysto-¿wirowych w
szczelinie subglacjalnej oraz depozycji gliny morenowej, podczas ponownej lokalnej transgresji ostatniego l¹dolodu w analizowanym obszarze.
Metody badañ
W badaniach osadów buduj¹cych wzgórze w Ro¿entalu zastosowano stan-dardowe metody sedymentologiczne,
uwzglêdniaj¹ce: analizê litofacjaln¹
osadów, pomiary elementów kierunko-wych oraz badania litologiczno-petro-graficzne. Badania prowadzono w trzech profilach (PI, PII i PIII), zlokalizowa-nych w pó³nocnej czêœci ods³oniêcia (ryc. 3A).
Analiza facjalna obejmowa³a cechy litologiczne i strukturalne osadów, skalê i geometriê jedno-stek depozycyjnych oraz typy litofacji i kontakty miêdzy nimi (ryc. 3B). W analizie u¿yto kodu litofacjalnego wed³ug Mialla (1978) i Eylesa (1983). Badania elementów kierunkowych w osadach obejmowa³y: pomiary orientacji d³u¿szej osi klastów w glinach morenowych (till fabric), pomiary kierunków paleopr¹dów w ³awicach o warstwo-waniu przek¹tnym oraz pomiary kierunków deformacji. Analiza orientacji d³u¿szej osi klastów w glinach oparta zosta³a na pomiarach kierunku i nachylenia d³u¿szej osi co najmniej 25 g³azików z jednej serii pomiarowej, o d³ugoœci przynajmniej 2 cm i o stosunku osi a/b co najmniej 2:1. Wyniki pomiarów z 15 serii przedstawiono na diagramach konturowych (ryc. 3B) wraz z typowymi parametrami sta-tystycznymi orientacji, jak wektor wypadkowy (MLV)
oraz wartoœci w³asne wektorów S1i S3(Benn, 2004).
Badaniami litologiczno-petrograficznymi objêto 27 próbek osadów z profilów PII i PIII (ryc. 3B). Wykonane zosta³y: analiza rozk³adu uziarnienia osadów z zastosowa-niem metody sitowej i laserowej, analiza obtoczenia i zma-towienia powierzchni ziarn kwarcu frakcji 0,5–0,8 mm wed³ug metody morfoskopowej Callieux/GoŸdzika w modyfikacji Mycielskiej-Dowgia³³o i Woronko (1998) oraz analiza sk³adu petrograficznego ¿wirów we frakcji 5–10 mm, zgodnie z obowi¹zuj¹c¹ powszechnie w Polsce metodyk¹ (por. Czerwonka, 1998; Kenig, 1998; Lisicki, 2003).
Analiza sedymentologiczna i interpretacja genetyczna
W osadach ods³aniaj¹cych siê w stanowisku Ro¿ental wydzielone zosta³y dwie nieformalne jednostki litostraty-graficzne: R1 – obejmuj¹ca osady piaszczysto-¿wirowe oraz R2 – zbudowana z glin morenowych. W obrêbie
jed-stanowisko Ro¿ental Ro¿ental site
maksymalny zasiêg ostatniego l¹dolodu
wg Mapy Geologicznej Polski 1:500 000 (Marks i in., 2006) maximum extent of the last ice sheet according to Geological Map of Poland 1: 500 000 (Marks et al., 2006)
Olsztyn £yna Ostróda I³awa Wi s³a Grudzi¹dz R Lubawa Nowe Miasto Lubawskie Osa Brodnica Nidzica Dzia³dowo Drwêca 53 40 N °' 53 40 N °' 19 00 E° ' 19 00 E° ' 53 20 N °' 5320 N °' 19 40 E° ' 19 40 E° ' Nida Wkra 200 km 0 10 20km R
Ryc. 1. Lokalizacja stanowiska Ro¿ental Fig. 1. Location of Ro¿ental site
nostki R2 wyró¿niono trzy warstwy glin: R2a, R2b i R2c, rozdzielone powierzchniami niezgodnoœci, podkreœlonymi wystêpowaniem klinów z pierwotnym wype³nieniem pia-szczystym (ryc. 3A). Przykrywaj¹ one jednostkê R1 i buduj¹ powierzchniê wzgórza w rejonie analizowanego ods³oniêcia.
Jednostka R1.
Jednostka R1 w profilu PI zbudowana jest z warstwo-wanych piasków i ¿wirów o mi¹¿szoœci oko³o 6 m (ryc. 3B). Dominuj¹ tu litofacje piasków i ¿wirów o warstwowa-niu horyzontalnym (SGh, GSh, Gh, i Sh) z nielicznymi prze³awiceniami piasków i ¿wirów o strukturze masywnej (Sm, Gm). Mi¹¿szoœæ ³awic waha siê od 10 do 70 cm. W pro-filu PIII osady jednostki R1 maj¹ bardziej zró¿nicowane cechy litofacjalne (ryc. 3B). W dolnej czêœci profilu wystê-puj¹ ³awice piasków i ¿wirów o warstwowaniu horyzontal-nym (Sh, GSh, SGh), zapadaj¹ce pod k¹tem oko³o 10° ku SE. Wy¿ej zalegaj¹ niewielkiej mi¹¿szoœci (do 12 cm) ³awice piasków o warstwowaniu przek¹tnym rynnowym (SGt, St), przykryte przez mi¹¿sz¹ (do 120 cm) ³awicê ¿wi-rów piaszczystych o warstwowaniu przek¹tnym rynno-wym (GSt). Powy¿ej wystêpuje 80 cm mi¹¿szoœci ³awica piasków o warstwowaniu horyzontalnym. W stropowej czêœci jednostki R1 w tym profilu dominuj¹ piaszczyste i piaszczysto-¿wirowe wielozestawy warstwowania przek¹-tnego rynnowego (SGt, St), przewarstwione ³awic¹ ¿wiru
piaszczystego (do 20 cm mi¹¿szoœci) o warstwowaniu ho-ryzontalnym (GSh).
Rozk³ad uziarnienia osadów jednostki R1 pokazuje zdecydowan¹ dominacjê frakcji piaszczystej (œrednio 80,1%) nad frakcj¹ ¿wirow¹ (œrednio 18,2%). Udzia³ frak-cji mu³kowej jest niewielki (œrednio 1,7%). Krzywa rozk³adu uziarnienia ma wyraŸnie jednomodalny charakter (ryc. 5A). Przewa¿aj¹ poœrednie typy ziarn kwarcu: EM/RM i EM/EL (ryc. 5B). Ich zawartoœæ wynosi odpo-wiednio 25% i 27%. Stosunkowo du¿y udzia³ maj¹ rów-nie¿ ziarna nieobtoczone NU (16%) oraz okr¹g³e matowe RM (13%). Charakterystyczna jest znikoma zawartoœæ ziarn obtoczonych b³yszcz¹cych EL (3%).
Pierwotne u³o¿enie warstw osadów jednostki R1 w profilu PI jest zaburzone, o czym œwiadczy ich du¿e (do 80°) nachylenie w kierunku po³udniowo–wschodnim (ryc. 3B). K¹t upadu ³awic maleje stopniowo ku sp¹gowi jed-nostki (zaburzenia wygasaj¹ na g³êbokoœci oko³o 8 m). Zaburzone warstwy s¹ elementem sk³adowym wstecznego fa³du le¿¹cego (Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006; Krysiak, 2007; Ga³¹zka i in., 2009), wystêpuj¹cego w górnej partii osadów jednostki R1 w pó³nocno-zachod-niej czêœci ods³oniêcia (ryc. 4A). Analizowana w profilu PI œciana ods³oniêcia jest zorientowana równolegle do osi fa³du, st¹d obserwuje siê tu prawie poziome u³o¿enie ³awic (ryc. 3B). Ro¿ental Drwêca Biedasz 0 500m Elszka 87,4 205,6 m n.p.m. m a.s.l.
Lubawa
Ryc. 2. Ukszta³towanie rzeŸby terenu w okolicy Ro¿entala (NW czêœæ Garbu Lubawskiego) Fig. 2. Relief of the nearest Ro¿ental neighbourhood (NW part of the Lubawa Upland)
N=3 3 ML V = 314,3/12,8 S = 0,780 S = 0,052 1 3 N=3 0 ML V = 87,5/5,9 S = 0,506 S = 0,129 1 3 N=3 1 ML V = 286,6/8,8 S = 0,686 S = 0,079 1 3 N=3 1 ML V = 294,0/9,2 S = 0,603 S = 0,104 1 3 N=2 9 ML V = 336,7/1,5 S = 0,516 S = 0,102 1 3 N=3 4 ML V = 296,8/8,8 S = 0,502 S = 0,066 1 3 N=3 1 ML V = 323,9/5,7 S = 0,720 S = 0,052 1 3 9 11 10 14 15 13 12 N=3 2 ML V = 350,0/2.2 S = 0,827 S = 0,066 1 3 1 N=3 1 ML V = 354,1/6.3 S = 0,678 S = 0,114 1 3 2 N=3 0 ML V = 108,2/1,2 S = 0,559 S = 0,138 1 3 3 N=3 3 ML V = 301,0/3.0 S = 0,766 S = 0,077 1 3 4 N=3 1 ML V = 306,3/2,6 S = 0,741 S = 0,064 1 3 5 N=3 1 ML V = 258,2/2,0 S = 0,596 S = 0,125 1 3 6 N=3 0 ML V = 86,5/19,1 S = 0,465 S = 0,115 1 3 7 N=2 9 ML V = 86,6/18,4 S = 0,599 S = 0,120 1 3 8 N=3 4 ML V = 296,8/8,8 S = 0,502 S = 0,066 1 3 liczba pomiarów number of measurements wektor wypadkowy mean vector wartoœci wektorów eigenvalues kierunek lokalny local direction Orientacja klastów Clast farbic Orientacja deformacji Orientation of deformation liczba pomiarów number of measurements wektor wypadkowy mean vector kierunek i k¹t upadu zdeformowanych warstw azimuth and dip of deformed beds kierunek deformacji direction of deformation N=5 MV = 1 42,4/33,8 œlady p³u¿enia ploughing marks kliny piaszczyste sand wedges dajki klastyczne clastic dykes wype³nienie kana³u scour infill 7 pomiar y orientacji klastów clast fabric measurements kierunek paleopr¹du paleocurrent direction kontakt ostr y sharp contact kontakt erozyjny erosional contact jednostki i subjednostki litostratygraficzne lithostratigraphic units and subunits R1, R2a próbki punktowe point samples Objaœnienia Explanations uskoki normalne normal faults Kod litofacjalny Lithofacies code Litologia Lithology Dm – diamikton orozproszonym szkielecie ziarnowym matrix supported diamicton DFm – diamikton mu³kowy o rozproszonym szkielecie ziarnowym matrix supported silt-rich diamicton G – ¿wir gravel GS – ¿wir piaszczysty sandy gravel S – piasek sand SG – piasek ¿wirowy gravelly sand Struktura Structure m – masywna massive h– warstwowanie hor yzontalne horizontal bedding t– pr zek¹tne warstwowanie rynnowe trough cross-bedding 10 9 11 12 13 15 14 dpiaseksand diamikton diamicton mu³eksilt ¿wir gravel œg R1 R2b R2c 9 8 7 6 5 4 3 2 1 0
PIII
Sh SGh GSh Sh St, Gt St GSt Sh SGt GSh SGt St SGm DFmm Dmm Dmm Dmm 1 2 3 4 5 6 7 8 dpiaseksand diamikton diamicton mu³eksilt ¿wir gravel œg R1 R2c R2b R2aPII
Dmm DFmm Dmm Dmm Dmm dpiaseksand diamikton diamicton mu³eksilt ¿wir gravel œ d – drobny œ – œredni g – grubyfine medium coarse
g
PI
[m] [m] [m] R2 R1B
N=5 MV = 142,4/33,8 SGh GSh Sh SGh Gh SGh Gh Sh Gh Sh Gm Sh Gh Sh Gh osadyzabur zone deformeddeposits R1, R2a PI jednostki i subjednostki litostratygraficzne lithostratigraphic units and subunits klin piaszczysty sand wedge profil litostratygraficzny lithostratigraphic log K1 – K 8 osady piaszczsto-¿wirowe sand-gravel deposits diamikton masywny massive diamicton diamikton mu³kowy masywny silty massive diamicton K0 Objaœnienia Explanations R1 R2a R2c R2b K 1–K 8 K0 PI PII PIII SSW E W NNE [m] [m] [m] 01 0 mA
PI PII PIII Szkic ods³oniêcia Exposure sketch poziom kriostratygraficzny „K1–K8” cr yostratigraphic horizon “K1–K8” klin piaszczysty „K0” sand wedge “K0” R yc. 3. Litostratygrafia osadów w stanowisku Ro¿ental: (A ) Lokalizacja profili i nastêpstwo jednostek litostratygraficznych w pó³nocnej czêœci ods³oniêcia; (B ) Profile litostratygraficzne PI, PII, PIII oraz cechy sedymentologiczne osadów i elementy kierunkowe. W diagramach elementów kierunkowych zastosowano projekcjê na doln¹ pó³kulê Fig. 3. Lithostratigraphy of the sediments at Ro¿ental site: (A ) Location of logs and succession of lithostratigraphic units in northern part of the exposure; (B ) Litostratigraphic logs PI, PII, PIII, sedimentary features of sediments and directional elements. Diagrams of directional elements projected to lower hemisphere were appliedW zaburzonych osadach jednostki R1 stwierdzono struktury iniekcyjne interpretowane jako dajki klastyczne. Maj¹ one charakter niezbyt szerokich (2–20 cm), zwê-¿aj¹cych siê ku do³owi „¿y³”, wype³nionych materia³em ¿wirowym, które przecinaj¹ zaburzone warstwy na g³êbo-koœci od 3 do 7 m (ryc. 3B, 4D). Struktury te zapadaj¹ w kierunku po³udniowo-wschodnim, a ich k¹t upadu roœnie w górê jednostki R1. Górna czêœæ jednej z dajek zapada w przeciwnym kierunku, czyli pó³nocno-zachodnim, co œwiadczy o zaanga¿owaniu tych struktur w deformacje fa³dowe osadów piaszczysto-¿wirowych. Udokumentowano równie¿ struktury uskoków normalnych, które s¹ efektem przemieszczania warstw piaszczysto-¿wirowych wzd³u¿ p³aszczyzn dajek klastycznych (ryc. 4D).
W pó³nocno-wschodniej czêœci ods³oniêcia (profil PIII) w osadach jednostki R1 nie obserwowano zaburzenia warstw. Wykonane tu pomiary paleopr¹dów wskazuj¹ na lokalny przep³yw wód w kierunku NW (ryc. 3B).
Interpretacja. Cechy strukturalne i teksturalne osa
-dów jednostki R1 wskazuj¹ na ich glacifluwialn¹ genezê. Litofacje piaszczysto-¿wirowe o warstwowaniu horyzon-talnym w profilu PI œwiadcz¹ o depozycji materia³u w warunkach górnego p³askiego dna, charakterystycznych dla przep³ywów nadkrytycznych w warunkach p³ytkich zalewów warstwowych (Zieliñski, 1998). Struktury war-stwowania horyzontalnego i przek¹tnego rynnowego w profilu PIII dokumentuj¹ zmienne warunki sedymentacji osadów – od p³ytkich zalewów warstwowych do g³êbszych przep³ywów z formami typu diun 3D w warunkach dolne-go re¿imu przep³ywu (Zieliñski, 1998). Niewielkie nachy-lenie ³awic (do 10°) w dolnej czêœci profilu zwi¹zane jest najprawdopodobniej z depozycj¹ materia³u na sto¿ku alu-wialnym. S³abe wysortowanie osadów jednostki R1 œwiad-czy o krótkim transporcie i du¿ej dynamice œrodowiska depozycji. Sedymentacja osadów odbywa³a siê najprawdo-podobniej w œrodowisku proksymalnej czêœci sto¿ka san-drowego (Zieliñski & van Loon, 1999, 2000). Du¿a za-wartoœæ ziarn kwarcu o obróbce eolicznej mo¿e œwiadczyæ o redepozycji materia³u o pierwotnie du¿ej eolizacji (Mycielska–Dowgia³³o & Woronko, 1998).
Deformacje osadów w górnej czêœci jednostki R1 (fa³d le¿¹cy) najprawdopodobniej zwi¹zane s¹ z procesami œci-nania na kontakcie stopy l¹dolodu i miêkkich osadów jed-nostki R1 (Boulton & Hindmarsh, 1987; Benn & Evans, 1996; Piotrowski i in., 2006). Œwiadczy o tym ogólna zgod-noœæ kierunku deformacji osadów z rekonstruowanym kie-runkiem ruchu lodu oraz stopniowe wygasanie zaburzeñ w g³¹b profilu. Struktura fa³du le¿¹cego powsta³a w nastêp-stwie odginania pierwotnie prawie horyzontalnie u³o¿o-nych ³awic osadów glacifluwialu³o¿o-nych zgodnie z lokalnym kierunkiem ruchu lodu bazalnego (ryc. 5B). Deformacje te zachodzi³y w warunkach podwy¿szonego ciœnienia wód porowych, które znacznie redukowa³o wytrzyma³oœæ tych osadów na œcinanie (Boulton & Hindmarsh, 1987; Pio-trowski i in., 2006). Dajki klastyczne prawdopodobnie s¹ œladem przebiæ hydraulicznych w osadach jednostki R1 w warunkach wzrostu ciœnienia wód subglacjalnych poni¿ej stopy l¹dolodu. Interpretowane one s¹ jako wype³nienia pêkniêæ hydraulicznych (hydrofractures) w nasyconych wod¹ osadach, wzd³u¿ których nastêpowa³a ucieczka wód porowych (Larsen & Mangerud, 1992; Boulton & Caban, 1995). Jednoznaczne okreœlenie kierunku przep³ywu
(ucieczki) wód w tego typu strukturach bywa
problematyczne (por. van der Meer i in., 2009). Autorzy przypuszczaj¹, ¿e po³udniowo-wschodnia wergencja dajek nawi¹zuj¹ca do kierunku ruchu lodu (down–ice) oraz ich kszta³t zwê¿aj¹cy siê ku do³owi mog¹ sugerowaæ, ¿e pêk-niêcia hydrauliczne by³y wype³niane od góry do do³u (por. van der Meer i in., 1999). Zaanga¿owanie dajek w strukturê fa³du sugeruje, ¿e deformacja osadów oraz formowanie i wype³nianie pêkniêæ hydraulicznych prawdopodobnie nastêpowa³y równoczeœnie. Uskoki normalne wystêpuj¹ce wzd³u¿ dajek mog¹ byæ efektem póŸniejszego spadku ciœ-nienia wód subglacjalnych i rozwoju deformacji kruchych w wyniku raptownej ucieczki wód porowych z osadów (Jaroszewski, 1991).
Jednostka R2.
Jednostka R2 zbudowana jest z trzech warstw glin morenowych: R2a, R2b i R2c, ³¹cznie o mi¹¿szoœci oko³o 2,5 m (ryc. 3A).
Glina R2a wystêpuje w zachodniej czêœci badanego fragmentu ods³oniêcia i tworzy nieci¹g³¹ warstwê o mi¹¿szoœæ do 50 cm, która wyklinowuje siê pomiêdzy pro-filami PII i PIII (ryc. 3). Zbudowana jest ona z masywnego diamiktonu o rozproszonym szkielecie ziarnowym (Dmm) o barwie brunatnej. W profilu PII w strefie ostrego kontak-tu gliny R2a z podœcielaj¹cymi j¹ osadami piaszczysto--¿wirowymi jednostki R1 stwierdzono zakorzeniony g³az o sp³aszczonej górnej powierzchni z wyraŸnym œladem p³u¿enia (ploughing mark) poni¿ej (ryc. 4B). Orientacja d³u¿szej osi klastów w glinie R2a jest silna, o czym
œwiadcz¹ du¿e wartoœci S1(0,827 i 0,678) oraz unimodalne
rozk³ady kierunków (ryc. 3B). Wektory wypadkowe wska-zuj¹ na lokalny ruch lodu w kierunku po³udniowym z lek-kim odchyleniem ku po³udniowemu wschodowi (œredni kierunek = 172°). Ró¿ni siê on o oko³o 30° w stosunku do po³udniowo–wschodniego kierunku ruchu lodu zrekon-struowanego na podstawie wergencji zaburzonych warstw w profilu PI (ryc. 3B,) jak równie¿ struktur glacitektonicz-nych badaglacitektonicz-nych przez Ga³¹zkê i in. (2009) w osadach jed-nostki R1.
Matriks gliny R2a zawiera 44,4% frakcji piaszczystej, 23,7% frakcji mu³kowej i 27,6% frakcji ilastej. Udzia³ frakcji ¿wirowej wynosi tylko 4,3%. Rozk³ad uziarnienia ma charakter polimodalny z najwiêksz¹ mod¹ we frakcji piasku drobnego (ryc. 5A). W sk³adzie petrograficznym ¿wirów zawartoœæ wapieni paleozoicznych (52,2%) jest wyraŸnie wiêksza ni¿ ska³ krystalicznych (28,5%). Udzia³ dolomitów wynosi 5,7%, natomiast piaskowców pó³noc-nych – 3,7%. Zawartoœæ ska³ lokalpó³noc-nych wynosi œrednio 10% (ryc. 5C). Wartoœci œrednich wspó³czynników petro-graficznych O/K – K/W – A/B wynosz¹ odpowiednio: 2,10 – 0,50 – 1,84 (ryc. 5D).
Subjednostka R2b obejmuje ci¹g³¹ warstwê masywnej gliny morenowej o mi¹¿szoœci od 70 do 160 cm (ryc. 3A). W profilach PI i PII przykrywa ona glinê R2a (ryc. 3B). Kontakt pomiêdzy glinami R2b i R2a jest wyraŸny, o ce-chach erozyjnych. W profilu PIII glina R2b spoczywa na osadach jednostki R1, a kontakt pomiêdzy nimi jest ostry. Bezpoœrednio poni¿ej gliny R2b wystêpuje tu 20 cm war-stwy piasku ¿wirowego o zatartej pierwotnej strukturze sedymentacyjnej (ryc. 3B). W sp¹gu glina R2b zbudowana jest z jasnobrunatnego masywnego diamiktonu mu³kowego
Ryc. 4. Typowe cechy strukturalne osadów w stanowisku Ro¿ental: (A) Ostry kontakt jednostek R1 i R2. W górnej czêœci jednostki R1 widoczne s¹ odgiête warstwy fa³du le¿¹cego (strza³ki wskazuj¹ kierunek œcinania); (B) Klin z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym poziomu „K1–K8”; (C) G³az zakorzeniony w sp¹gu gliny R2a (strza³ka wskazuje œlad p³u¿enia); (D) Dajka klastyczna oraz uskok normalny w jednostce R1. Dajka jest zaznaczona liniami przerywanymi, strza³ki wskazuj¹ kierunek przemieszczenia warstw; (E) Górna wyg³adzona powierzchnia g³azu zakorzenionego w sp¹gu gliny R2b. Strza³ki wskazuj¹ delikatne rysy lodowcowe; (F) Klin z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym „K0” w glinie R2b
Fig. 4. Typical structural features of sediments at Ro¿ental site: (A) Sharp contact between units R1 and R2. Angled strata of recumbent fold are visible at the top part of the unit R1 (arrows show the shearing direction); (B) The primary sand wedge of the horizon “K1–K8”; (C) The embedded clast at the bottom of the till R2a (the arrow show a ploughing mark); (D) Clastic dyke and normal fault in unit R1. Dyke is marked by dotted lines; arrows indicate the direction of strata displacement; (E) The upper faceted surface of the embedded clast at the bottom of the till R2b. Arrows show gentle striae; (F) The primary sand wedge “K0” in the till R2b
o rozproszonym szkielecie ziarnowym (DFmm), o mi¹¿-szoœci 20 cm. Powy¿ej wystêpuje brunatny diamikton masywny (Dmm) o mi¹¿szoœci 50–140 cm. W profilu PII w sp¹gu gliny R2b udokumentowano zakorzeniony g³az o sp³aszczonej górnej powierzchni ze s³abo zaznaczonymi rysami lodowcowymi (ryc. 4E). Orientacja d³u¿szej osi klastów w glinie R2b jest zró¿nicowana i nieznacznie s³absza ni¿ w glinie R2a (diagramy 4–5 i 9–13 na ryc. 3B).
Wskazuj¹ na to wartoœci S1, wahaj¹ce siê od 0,506 do 0,780
(œrednia wartoœæ S1= 0,658) oraz przewaga unimodalnych
rozk³adów kierunków nad bimodalnymi. Wektory wypad-kowe wskazuj¹ na lokalny ruch lodu w kierunku SE–ESE.
Matriks gliny R2b zawiera œrednio 42,3% frakcji piasz-czystej, 23,1% frakcji mu³kowej i 31,3% frakcji ilastej. Udzia³ frakcji ¿wirowej wynosi 3,3%. W sp¹gu warstwy gliny wystêpuje zwiêkszona zawartoœæ frakcji mu³kowej i ilastej. Uœredniony rozk³ad uziarnienia podobnie jak w przypadku gliny R2a jest polimodalny, z najwiêksz¹ mod¹ wystêpuj¹c¹ we frakcji piasku drobnego (ryc. 5A). Sk³ad petrograficzny charakteryzuje siê przewag¹ wapieni pale-ozoicznych – 51,5% nad skandynawskimi ska³ami krysta-licznymi – 26,0% (ryc. 5C). Zawartoœæ dolomitów pó³nocnych wynosi 6,4%, a piaskowców pó³nocnych 3,3%. Udzia³ materia³u lokalnego wynosi œrednio 10,9%. Wspó³czynniki petrograficzne O/K – K/W – A/B osi¹gaj¹ nastêpuj¹ce wartoœci œrednie: 2,33 – 0,45 – 1,95 (ryc. 5D).
Glina morenowa R2c tworzy ci¹g³¹ warstwê o mi¹¿-szoœci od 120 do 140 cm, buduj¹c¹ powierzchniê wzgórza w rejonie analizowanego ods³oniêcia (ryc. 3A). Zbudowa-na oZbudowa-na jest z bruZbudowa-natnego diamiktonu masywnego o roz-proszonym szkielecie ziarnowym (ryc. 3B), w sp¹gu (oko³o 20 cm) ¿ó³tobrunatnego. W profilu PII kontakt gliny R2c z podœcielaj¹c¹ j¹ glin¹ R2b jest niewyraŸny. W profilu PIII kontakt glin R2c i R2b jest ostry i ma charakter erozyjny, zaœ strop gliny R2b jest zaburzony do g³êbokoœci oko³o 30 cm. W powierzchni sp¹gowej gliny R2c stwierdzono zakorze-niony g³az ze œladem p³u¿enia (ryc. 3B). Orientacja d³u¿szej osi klastów w glinie R2c jest s³absza ni¿ w glinach R2a i R2b (diagramy 6–8 i 14–15 na ryc. 3B). Œwiadcz¹ o
tym ni¿sze wartoœci parametru S1(od 0,465 do 0,603) oraz
przewaga rozk³adów bimodalnych. Wektory wypadkowe pokazuj¹ dominacjê lokalnego ruchu lodu w kierunku wschodnim.
Matriks gliny R2c jest bardziej drobnoziarnisty w porównaniu z glinami R2a i R2b (ryc. 5A). Wskazuje na to wiêkszy udzia³ frakcji mu³kowej (37,2%) i ilastej (32,5%),
a znacznie mniejszy frakcji piaszczystej (29,2%).
Domieszka frakcji ¿wirowej wynosi 1,2 %. Uœredniony rozk³ad uziarnienia jest bimodalny z wiêksz¹ mod¹ we frakcji mu³kowej. W sk³adzie petrograficznym ¿wirów gli-ny R2c przewa¿aj¹ wapienie paleozoiczne – 52,6% oraz ska³y krystaliczne – 30,0% (ryc. 5C). Z pozosta³ych ska³ pó³nocnych najwiêkszy udzia³ maj¹ dolomity – 5,5% i pia-skowce – 2,4%. Zawartoœæ materia³u lokalnego wynosi 8,9%. Wartoœci wspó³czynników petrograficznych O/K – K/W – A/B s¹ nastêpuj¹ce: 1,98 – 0,53 – 1,76 (ryc. 5D).
Interpretacja. Gliny bazalne R2a, R2b i R2c stanowi¹
zapis sedymentologiczny odrêbnych nasuniêæ l¹dolodu. Zosta³y one uformowane w nastêpstwie kombinacji sub-glacjalnych procesów depozycji z od³o¿enia (lodgement), p³u¿enia (ploughing) i deformacji. Najbardziej znacz¹cy udzia³ w formowaniu glin jednostki R2 mia³y procesy
stop-niowego uwalniania i przyrastania bazalnego materia³u morenowego (lodgement) w podeszwie l¹dolodu (Dreima-nis, 1989). Zapisem tego typu procesów s¹ zakorzenione g³azy i zwi¹zane z nimi œlady p³u¿enia w glinach R2a i R2c, rysy lodowcowe na górnej powierzchni g³azów w glinie R2b (por. Clark & Hansel, 1989) oraz ostry i erozyjny cha-rakter kontaktów pomiêdzy poszczególnymi jednostkami litostratygraficznymi. Masywna struktura diamiktonów oraz bardzo dobra i dobra orientacja klastów w subjednost-kach R2a i R2b mog¹ równie¿ potwierdzaæ udzia³ wy¿ej wymienionych procesów w formowaniu analizowanych glin. S³absza orientacja klastów w górnej czêœci gliny R2c prawdopodobnie wynika z póŸniejszych procesów postse-dymentacyjnych (wytopienie wieloletniej zmarzliny, pro-cesy glebotwórcze).
Warstwa piasku ¿wirowego o zatartej pierwotnej struk-turze sedymentacyjnej udokumentowana tu¿ poni¿ej gliny R2b w profilu PIII najprawdopodobniej jest zapisem pro-cesów œcinania i homogenizacji osadów pod³o¿a w subgla-cjalnej warstwie deformacyjnej (por. Boulton & Hindmarsh, 1987; Evans i in., 2006; Piotrowski i in., 2006). Przypusz-cza siê, ¿e w podobny sposób mog³a powstaæ warstwa dia-miktonu mu³kowego wystêpuj¹ca w sp¹gu gliny R2b.
Kliny peryglacjalne
W obrêbie warstw glin R2a i R2b udokumentowane zosta³y struktury klinów z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym (sand wedges). Kliny te, obok cech sedy-mentacyjnych osadów, by³y podstaw¹ do rozdzielenia jed-nostki R2 na odrêbne warstwy glin morenowych: R2a, R2b i R2c. Mia³y one te¿ bardzo istotne znaczenie w interpreta-cji stratygraficznej osadów jednostki R2 oraz rekonstrukinterpreta-cji paleogeograficznej.
W glinie R2a rozpoznanych zosta³o osiem klinów piaszczystych, które tworz¹ zwarty poziom kriostratygra-ficzny „K1–K8” (ryc. 3A). G³êbokoœæ klinów wynosi od 20 do 70 cm, a szerokoœæ górnej ich czêœci waha siê od 10 do 87 cm. Odleg³oœci pomiêdzy poszczególnymi klinami wynosz¹ od 0,8 do 2,6 m. Wiêkszoœæ tych struktur ma kszta³t typowych, zwê¿aj¹cych siê ku do³owi klinów (ryc. 4B,C), choæ wystêpuj¹ równie¿ pojedyncze struktury o nie-regularnym kszta³cie. Charakterystyczna jest wergencja klinów w kierunku po³udniowo-zachodnim (ryc. 3A i ryc. 4B, C). Kliny poziomu „K1–K8” wype³nione s¹ piaskiem o strukturze masywnej lub delikatnie zaznaczonej laminacji wertykalnej. W sk³adzie frakcji piaszczystej (œrednio 88%) dominuje piasek drobnoziarnisty (53%) i œrednioziarnisty (27%). Wœród ziarn kwarcu wystêpuje bardzo du¿a zawar-toœæ ziarn o obróbce eolicznej (EM/RM i RM). Zdecydo-wanie przewa¿aj¹ ziarna EM/RM (zawartoœæ do 55% w klinie „K7”), zaœ udzia³ ziarn RM wynosi 11% (ryc. 5B). Charakterystyczna jest równie¿ œladowa zawartoœæ (do 1%) ziarn b³yszcz¹cych typu EL.
W glinie R2b udokumentowano pojedynczy klin piasz-czysty „K0” (ryc. 4F). Jego g³êbokoœæ wynosi 87 cm, a sze-rokoœæ górnej czêœci dochodzi do 32 cm. Górna czêœæ klina, do g³êbokoœci oko³o 32 cm, jest odgiêta ku SE (wiel-koœæ odkszta³cenia oko³o 1), zgodnie z orientacj¹ d³u¿szej osi klastów w sp¹gu nadleg³ej gliny R2c (diagramy 14 i 15 na ryc. 3B). Klin „K0” wype³niony jest piaskiem drobnym (49%) i œrednim (33%) o charakterystycznej laminacji wer-tykalnej (ryc. 4F). Podobnie jak w klinach „K1–K8”, w
D
A –ska³y nieodpornenon-resistant rocks O –ska³y osadowe sedimentary rocks K – ska³y krystaliczne crystalline rocks W – ska³y wêglanowe carbonate rocks B – ska³y odporne resistant rocks R2a 2,10 0,50 1,84 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 O/K K/W A/B R2b 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 O/K K/W A/B R2c 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 O/K K/W A/B 2,33 0,45 1,95 1,98 0,53 1,76 ska³y krystaliczne
crystalline rocks wapienie paleozoicznePaleozoic limestones
dolomity
dolomites
piaskowce
sandstones kwarcequartz
ska³y lokalne local rocks
C
0% 10% 20% 30% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 100% R2a R2b R2cB
„K0” „K7” „K4” R1RM EM/RM EL EM/EL NU C othersinne
RM –okr¹g³e matowe
frosted and round EM/RM –
poœrednie matowe
transitional frosted EL –
zaokr¹glone b³yszcz¹ce
rounded shiny
EM/EL –poœrednie b³yszcz¹ce
transitional shiny NU – nieobtoczone angular C – pêkniête broken Typy ziarn: Grain types: 0% 10% 20% 30% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 100% R1 R2a R2b R2c 0% 50% 40% 30% 20% 10% -4 -3 -2 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 10 5 2 1 0,1 0,01 0,001 ¿wir gravel i³ clay mu³ek silt piasek sand
A
Jednostki Units [mm]Ryc. 5. W³aœciwoœci litologiczno-petrograficzne osadów: (A) Krzywe rozk³adu uziarnienia; (B) Obtoczenie i zmatowienie powierzchni ziarn kwarcu; (C) Sk³ad petrograficzny ¿wirów frakcji 5–10 mm z glin R2a, R2b i R2c; (D) Wartoœci wspó³czynników petrograficznych dla glin R2a, R2b i R2c Fig. 5. Lithologic and petrographic features of the sediments: (A) Grain size distribution curves; (B) Roundness and frosting of quartz grains surface; (C) Petrographic composition of gravels from tills R2a, R2b and R2c; (D) Petrographic coefficients for tills R2a, R2b and R2c
piaskach wype³niaj¹cych klin „K0” dominuj¹ wyraŸnie ziarna kwarcu o obróbce eolicznej: EM/RM – 49% i RM – 12% (ryc. 5B).
Interpretacja. Kliny piaszczyste „K1–K8” oraz klin
piaszczysty „K0” powsta³y w wyniku zape³niania szczelin kontrakcji termicznej piaskiem eolicznym (por. GoŸdzik, 1973; Murton i in., 2000; Murton, 2007). Takie struktury zwykle tworz¹ siê w suchym klimacie pustyni arktycznej lub tundry stepowej, gdzie brak lub sk¹pa roœlinnoœæ oraz nieci¹g³a lub brak pokrywy œnie¿nej sprzyjaj¹ transportowi piasku przez wiatr w okresie zimy lub wiosny, kiedy szcze-liny kontrakcyjne s¹ otwarte (Murton i in., 2000, Murton, 2007). Kliny piaszczyste mog¹ rozwijaæ siê równie¿ w tych samych regionach wieloletniej zmarzliny co inne kliny mrozowe (np. pseudormofozy po klinach lodowych, pseu-domrofozy po klinach z³o¿onych), jednak w lokalnych, bardziej suchych obszarach, np. na eksponowanych, dobrze zdrenowanych wyniesieniach terenu (French, 2007). Niewielkie kliny piaszczyste mog¹ tak¿e powsta-waæ w okresowo przemarzniêtym gruncie poza obszarem wystêpowania wieloletniej zmarzliny (por. Murton i in., 2000; Murton, 2007).
Po³udniowo-zachodnia wergencja klinów „K1–K8” raczej wyklucza mo¿liwoœæ ich zaburzenia w subglacjalnej warstwie deformacyjnej l¹dolodu, który od³o¿y³ nadleg³¹ glinê R2b. Orientacja d³u¿szej osi klastów w tej glinie wskazuje bowiem na lokalny ruch lodu w kierunku po³udniowo-wschodnim. Przypuszcza siê, ¿e deformacja klinów mia³a zwi¹zek z ruchami masowymi w warstwie czynnej wieloletniej zmarzliny (soliflukcja), które mog³y spowodowaæ ich odgiêcie zgodnie z nachyleniem dawnego
stoku (GoŸdzik, 1967; Murton & French, 1993).
Odkszta³cenie górnej czêœci klina „K0” nast¹pi³o w wyni-ku procesów œcinania w subglacjalnej warstwie deforma-cyjnej l¹dolodu (Hart i in., 1990), który od³o¿y³ glinê R2c.
Model formowania
Uzyskane wyniki badañ pozwoli³y na odtworzenie zda-rzeñ paleogeograficznych, podczas których nast¹pi³o for-mowanie analizowanych jednostek litostratygraficznych oraz powstanie i transformacja rzeŸby terenu w Ro¿entalu (ryc. 6). Przyjmuje siê, ¿e po depozycji osadów jednostki R1 nast¹pi³y na tym obszarze trzy nasuniêcia l¹dolodu (gli-ny R2a, R2b i R2c), przedzielone okresami bez pokrywy lodowej, podczas których narasta³a wieloletnia zmarzlina i rozwija³y siê struktury peryglacjalne.
Osady jednostki R1 najprawdopodobniej by³y akumu-lowane na sto¿ku sandrowym w strefie kontaktu z czo³em l¹dolodu (ryc. 6A). Prawdopodobnie ju¿ wtedy powsta³a pozytywna forma w rzeŸbie terenu. W kolejnym etapie (ryc. 6B) forma ta zosta³a przekroczona przez l¹dolód, któ-ry nasun¹³ siê z kierunku pó³nocnego. Podczas tego
nasu-niêcia l¹dolód zaburzy³ górn¹ czêœæ
piaszczysto-¿wirowych osadów jednostki R1 (powstanie fa³du
le¿¹cego), a nastêpnie od³o¿y³ glinê R2a. Ró¿nica pomiê-dzy wergencj¹ struktur glacitektonicznych w osadach piaszczysto-¿wirowych, a ukierunkowaniem d³u¿szej osi g³azików w przykrywaj¹cej je glinie R2a sugeruje, i¿ deformacje pod³o¿a i uwalnianie materia³u morenowego ze stopu l¹dolodu nie nastêpowa³o równoczeœnie. Nie po-twierdza to te¿ sugestii Ga³¹zki i in. (2009) o zaanga¿owa-niu gliny R2a w deformacje podœcielaj¹cych j¹ osadów
piaszczysto-¿wirowych. Procesy tworzenia fa³du le¿¹cego oraz dajek klastycznych w osadach jednostki R1 zacho-dzi³y w warunkach wysokiego ciœnienia wód porowych. Przypuszcza siê, ¿e takie warunki mog³y byæ spowodowa-ne utrudnionym drena¿em wód subglacjalnych w zwi¹zku z wystêpowaniem w pod³o¿u jednostki R1 utworów s³abo przepuszczalnych (glina V3 wg Ga³¹zki, 2006a) oraz prawdopodobnie obecnoœci¹ klina wieloletniej zmarzliny poni¿ej brze¿nej czêœci l¹dolodu. Niewykluczone, ¿e póŸ-niejsze przebicie wód subglacjalnych przez wieloletni¹ zmarzlinê i ich drena¿ do strefy proglacjalnej (por. Boulton & Caban, 1995) mog³y spowodowaæ obni¿enie ciœnienia wód subglacjalnych i rozwój deformacji kruchych.
W nastêpnym etapie (ryc. 6C) na analizowanym obsza-rze nast¹pi³a recesja l¹dolodu, a potem agradacja wielolet-niej zmarzliny. W suchym klimacie pustyni arktycznej na eksponowanej powierzchni „wzgórza morenowego” roz-winê³y siê kliny z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym (poziom „K1–K8”). PóŸniej dosz³o do deformacji klinów, a czêœciowo tak¿e erozji gliny R2a w nastêpstwie powol-nych ruchów masowych (soliflukcji), jakie zachodzi³y na stokach tej formy w warstwie czynnej wieloletniej zmarzliny. Podczas kolejnego etapu (ryc. 6D) nast¹pi³o nasuniêcie l¹dolodu z kierunku pó³nocno-zachodniego. L¹dolód ponownie przekroczy³ wzgórze w Ro¿entalu i przykry³ je kolejn¹ warstw¹ gliny – R2b. Miejscami, gdzie starsza gli-na R2a zosta³a zerodowagli-na, depozycja gliny R2b by³a poprzedzona procesami subglacjalnej deformacji i homo-genizacji osadów w górnej czêœci jednostki R1. Po recesji l¹dolodu po raz kolejny na tym obszarze rozwinê³a siê wie-loletnia zmarzlina i w warunkach pustyni arktycznej ponownie powsta³y kliny piaszczyste (klin „K0” w glinie R2b) oraz rozwija³y siê powierzchniowe ruchy masowe (ryc. 6E). Ostatnie nasuniêcie l¹dolodu na tym terenie nast¹pi³o z kierunku zachodniego (ryc. 6F). Najpierw, w nastêpstwie subglacjalnych procesów œcinania dosz³o do zaburzenia stropu gliny R2b, w tym górnej czêœci klina „K0”, a nastêpnie od³o¿ona zosta³a glina R2c, która obec-nie buduje powierzchniê terenu w rejoobec-nie badanego ods³oniêcia.
Zdaniem autorów zaprezentowane powy¿ej wyniki badañ ods³oniêcia w Ro¿entalu wskazuj¹ na to, i¿ wzgórza morenowego w Ro¿entalu nie mo¿na interpretowaæ ani jako moreny czo³owej spiêtrzonej, jak to wczeœniej zak³ada³ Pasierbski (1984), ani te¿ jako formy szczelino-wej, jak póŸniej uwa¿ali Ga³¹zka i in. (2006a, 2009). Przecz¹ temu: subglacjalna geneza deformacji fa³dowych oraz struktur iniekcyjnych w górnej czêœci osadów jednost-ki R1, subglacjalna geneza le¿¹cych powy¿ej jednostjednost-ki R1 warstw glin R2a, R2b i R2c oraz kliny piaszczyste stwier-dzone w glinach R2a i R2b. Autorzy uwa¿aj¹, ¿e wzgórze w Ro¿entalu mo¿e byæ rodzajem „formy przejechanej” (overridden landform) o starszych za³o¿eniach, stano-wi¹cej czêœæ wspó³czesnej pagórkowatej wysoczyzny morenowej. Co prawda glina morenowa nie pokrywa ca³ego badanego wzgórza w jednakowym stopniu (jej mi¹¿szoœæ maleje ku kulminacji formy, gdzie miejscami zanika ona zupe³nie), jednak nie wyklucza to kilkukrotne-go jej przekroczenia przez l¹dolód. W warunkach subgla-cjalnej transformacji depozycja materia³u morenowego na powierzchni wzgórza mog³a zachodziæ z ró¿n¹ intensyw-noœci¹ w ró¿nych jego czêœciach, zale¿nie od lokalnych
warunków litologicznych pod³o¿a i zró¿nicowanego dre-na¿u wód subglacjalnych (por. Kjaer i in., 2003). Niewy-kluczone równie¿, i¿ wp³yw na cienienie warstw glin w szczytowej czêœci wzgórza mog³y mieæ procesy denuda-cyjne (np. soliflukcja), dzia³aj¹ce w okresach rozdzie-laj¹cych poszczególne nasuniêcia l¹dolodu (opisana wczeœniej erozja gliny R2a), jak i po jego ostatecznym ust¹pieniu. Wprawdzie subglacjalna transformacja bada-nej formy by³a ju¿ sugerowana wczeœniej (Ga³¹zka i in., 2006a, b, 2009), jednak nie by³o dotychczas przeko-nuj¹cych dowodów sedymentologicznych, które potwier-dza³yby tak¹ interpretacjê.
W œwietle zaprezentowanych wyników wzgórze more-nowe w Ro¿entalu jest wiêc form¹ przetrwa³¹ o z³o¿onej genezie. Autorzy uwa¿aj¹, i¿ obszar ten mo¿e mieæ cechy rzeŸby „palimpsestowej” (Kleman, 1992, 1994; Benn & Evans, 1998; Molewski, 2007), czêœciowo przechowuj¹cej
starsze formy terenu, ukszta³towane w kilku etapach przed ostatnim nasuniêciem l¹dolodu.
Kwesti¹ otwart¹ pozostaje zagadnienie wieku prze-trwa³ej rzeŸby terenu w Ro¿entalu. Wynika to przede wszystkim z braku dostatecznych danych odnoœnie wieku osadów jednostki R1 i osadów wype³niaj¹cych kliny piasz-czyste. Zbli¿one cechy petrograficzne glin R2a, R2b i R2c le¿¹cych w superpozycji powy¿ej jednostki R1 sugeruj¹, ¿e prawdopodobnie s¹ one zapisem litostratygraficznym trzech nasuniêæ l¹dolodu podczas zlodowacenia wis³y (por. Lisicki, 2003). Jednak¿e, jak na razie nie ma wystar-czaj¹cych przes³anek do okreœlenia pozycji i rangi straty-graficznej tych nasuniêæ, jak i rozdzielaj¹cych je okresów bez pokrywy lodowej. Nasuniêcia l¹dolodu mog¹ bowiem reprezentowaæ zarówno odrêbne stadia³y zlodowacenia wis³y (por. Marks, 1988, 1991; Lisicki, 2003), jak równie¿ fazy transgresyjne czy lokalne oscylacje krawêdzi l¹dolodu w stadiale g³ównym ostatniego zlodowacenia (por.
Ga-A
B
C
E
D
F
l¹dolód ice sheet sto¿ek sandrowy outwash fanglina „V3” (wed³ug Ga³¹zki i in., 2006)
till unit “V3” (according to Ga³¹zka et al., 2006)
wieloletnia zmarzlina permafrost
przypuszczalny kierunek przep³ywu subglacjalnych wód roztopowych
supposed direction of subglacial meltwaters flow
warstwa nieprzepuszczalna impermeable layer 0 C° „+” „-” l¹dolód ice sheet lód bazalny z materia³em morenowym
debris-rich basal ice
kliny piaszczyste „K1–K8”
sand wedges “K1–K8”
dajki klastyczne i uskoki normalne
clastic dykes and normal faults
ruchy masowe
mass movements
glina subjednostki R2a
till subunit R2a
klin piaszczysty „K0” sand wedge “K0” glina subjednostki R2b till subunit R2b l¹dolód ice sheet glina subjednostki R2c till subunit R2c l¹dolód ice sheet wielkoœæ odkszta³cenia strain rate g³êbokoœæ depth R2b “K0” lód bazalny z materia³em morenowym
debris-rich basal ice
ruchy masowe
mass movements
Ryc. 6. Model formowania i transformacji rzeŸby terenu w Ro¿entalu. (A) Akumulacja osadów jednostki R1 na stozku sandrowym w strefie kontaktu z czo³em ladolodu i utworzenie pozytywnej formy terenu. (B) Przekroczenie formy przez l¹dolód; tworzenie przebiæ hydraulicznych; deformacja subglacjalna górnej czêœci jednostki R1 i formowanie gliny R2a. (C) Recesja l¹dolodu; agradacja wieloletniej zmarzliny; tworzenie klinów piaszczystych. Nastêpnie degradacja wieloletniej zmarzliny i deformacja klinów w warstwie czynnej permafrostu. (D) Ponowne nasuniêcie l¹dolodu i formowanie gliny R2b. (E) Recesja ladolodu i ponowny rozwój wieloletniej zmarzliny wraz z klinami piaszczystymi. (F) Ostatnie nasuniêcie ladolodu; deformacja subglacjalna górnej czêœci gliny R2b i klina “K0” oraz formowanie gliny R2c
Fig. 6. Model of formation and transformation of the Ro¿ental landscape. (A) Deposition of the sediments of R1 unit as an outwash fan close to the ice margin and formation of a positive landform. (B) The landform overriding by the ice sheet; formation of subglacial injections; subglacial deformation of the upper part of R1 unit and formation of R2a till. (C) Ice sheet retreat; permafrost development; sand wedges formation. Then permafrost decay and deformation of sand wedges within permafrost active layer. (D) Ice sheet re-advance and formation of R2b till. (E) Ice sheet retreat and development of permafrost with sand wedges. (F) The last ice sheet advance; subglacial deformation of the upper part of R2b till and sand wedge “K0”, formation of R2c till
³¹zka i in., 2006b). Nie mo¿na te¿ wykluczyæ, ¿e jednostka R1 i warstwa gliny R2a powsta³y podczas starszego zlodo-wacenia (np. w stadiale warty), a zapisem zlodozlodo-wacenia wis³y s¹ jedynie m³odsze warstwy glin R2b i R2c. W tym kontekœcie niezwykle interesuj¹cym w¹tkiem w dyskusji wydaje siê byæ sugerowane na tym obszarze nasuniêcie l¹dolodu vistuliañskiego, poprzedzaj¹ce stadia³ g³ówny ostatniego zlodowacenia (pre-LGM ice sheet advance), ok. 33–37 ka tysiêcy lat temu (Marks, 2010). Niewykluczone, i¿ jedna z glin wystêpuj¹cych w analizowanym ods³oniêciu (R2a lub R2b) mo¿e odpowiadaæ wiekowo temu potencjal-nemu nasuniêciu.
Do rozstrzygniêcia tego problemu niezbêdne s¹ jednak dalsze badania w tym stanowisku, w tym przede wszystkim oznaczenie wieku OSL osadów jednostki R1 oraz mate-ria³u wype³niaj¹cego kliny piaszczyste rozwiniête w gli-nach R2a i R2b. Celowe wydaje siê równie¿ prowadzenie badañ sedymentologicznych o podobnym zakresie w innych ods³oniêciach w pó³nocno-zachodniej czêœci Garbu Lu-bawskiego.
Badania zosta³y sfinansowane ze œrodków grantu pro-motorskiego UMK nr 328–G oraz projektu badawczego MNiSW nr N N306 316835. Autorzy dziêkuj¹ dr Dariu-szowi Ga³¹zce za krytyczne uwagi zawarte w recenzji, które przyczyni³y siê do powstania ostatecznej wersji arty-ku³u.
Literatura
BENN D.I. 2004 – Macrofabric. [In:] Evans D.J.A. & Benn D.I. (eds.), A practical guide to the study of glacial sediments, Arnold: 93–114. BENN D. & EVANS D.J.A. 1996 – The interpretation and
classification of subglacially-deformed materials. Quaternary Science Reviews, 15: 23–52.
BENN D. & EVANS D.J.A. 1998 – Glaciers and Glaciation. Arnold: 1–734
BER A. 2007 – Glacitektoniczne wyspowe wyniesienia (GWW) – ich uwarunkowania genetyczne i zwi¹zki z g³êbszym pod³o¿em. [W]: Plejstocen Kujaw i dynamika lobu Wis³y w czasie ostatniego zlodowacenia. XIV Konferencja „Stratygrafia Plejstocenu Polski”, PIG, Warszawa: 43–44.
BER A. 2009 – Vertical stress of the Pleistocene continental glaciers and its hypothetical evidence in present relief of northern Europe. Polish Geological Institute Special Papers, 29: 7–12.
BOULTON G.S. & CABAN P.E. 1995 – Groundwater flow beneath ice sheet: Part II – Its impact on glacier tectonic structures and moraine formation. Quaternary Sciences Reviews, 14: 563–587.
BOULTON G.S. & HINDMARSH R.C.A. 1987 – Sediment deformation beneath glaciers: rheology and geological consequences. Journal of Geophysical Research, 92: 9059–9082.
CLARK P.U. & HANSEL A.K. 1989 – Clast ploughing, lodgement and glacier sliding over a soft glacier bed. Boreas, 18: 201–207.
CZERWONKA J. 1998 – Litostratygrafia glin lodowcowych: uwagi metodyczne. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 385:113–126.
DREIMANIS A. 1989 – Tills, their genetic terminology and classification. [In:] Goldthwait R.P. & Matsch C.L. (eds.), Genetic Classification of Glacigenic Deposits. A.A. Balkema, Rotterdam: 17–84.
EVANS D.J.A., PHILLIPS E.R., HIEMSTRA J.F & AUTON C.A. 2006 – Subglacial till: Formation, sedimentary characteristics and classification. Earth–Science Reviews, 78: 115–176.
EYLES N., EYLES C.H. & MIALL A.D. 1983 – Litofacies types and vertical profile models: an alternative approach to the description and environmental interpretation of glacial diamict and diamicte sequences. Sedimentology, 30: 393–410.
FRENCH H.M. 2007 – The periglacial environment. John Wiley & Sons: 1–458.
GALON R. 1972 – Pojezierze Pomorskie i przyleg³e wysoczyzny jeziorne. [W:] Geomorfologia Polski, PWN, Warszawa, tom 2:129–156.
GA£¥ZKA D. 2004 – Zastosowanie makroskopowych badañ eratyków przewodnich do okreœlenia stratygrafii glin lodowcowych œrodkowej i pó³nocnej Polski. Maszynopis pracy doktorskiej, Arch. Wydz. Geol. UW: 1–255.
GA£¥ZKA D. 2006a – Objaœnienia do szczegó³owej mapy
geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, ark. Lubawa. CAG Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
GA£¥ZKA D. 2006b – Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000, ark. Lubawa. CAG Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. GA£¥ZKA D., KRYSIAK Z., RYCHEL J. & WORONKO B. 2006a – Forma szczelinowa w Ro¿entalu: glacitektonika, sedymentacja, stratygrafia. Poster prezentowany podczas XIII Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski.
GA£¥ZKA D., MARKS L. & MORAWSKI W. 2006b – Maksymalny zasiêg l¹dolodu zlodowacenia wis³y w po³udniowo–zachodniej czêœci Mazur. [W:] Plejstocen po³udniowej Warmii i zachodnich Mazur na tle struktur pod³o¿a. Materia³yXIII Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski, PIG, Warszawa: 14–18.
GA£¥ZKA D., RYCHEL J. & KRYSIAK Z. 2009 – Struktury glacitektoniczne a dynamika l¹dolodu zlodowacenia wis³y na zachodnim sk³onie Garbu Lubawskiego. Prace Pañst. Inst. Geol., 194: 27–34.
GA£¥ZKA D. & S£ODKOWSKA B. 2006 – Budowa geologiczna moreny miêdzylobowej Wzgórz Dylewskich. [W:] Plejstocen po³udniowej Warmii i zachodnich Mazur na tle struktur pod³o¿a. Materia³y XIII Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski, PIG, Warszawa: 168–170.
GODZIK J.S. 1967 – Fauchage des fentes en coin dû aux mouvements de masses sur de pentes douces. Biuletyn Peryglacjalny, 16: 133–146.
GODZIK J.S. 1973 – Geneza i pozycja stratygraficzna struktur peryglacjalnych w œrodkowej Polsce. Acta Geographica Lodziensia, 31: 1–117.
HART J.K., HINDMARSH R.C.A. & BOULTON G.S. 1990 – Styles of subglacial glaciotectonic deformation within the context of the Anglian Ice sheet. Earth Surface Processes and Landforms, 15: 227–241.
JAROSZEWSKI W. 1991 – Rozwa¿ania geologiczno-strukturalne nad genez¹ deformacji glacitektonicznych. Ann. Soc. Geol. Pol., 61: 153–206.
KARUKAPP R. & RAUKAS A. 2004 – Late ice streams in southern Estonia and northern Latvia. [In]: International field symposium on Quaternary geology and modern terrestrial processes, Abstract of papers and posters, Riga: 28–30.
KENIG K. 1998 – Petrograficzne podstawy stratygrafii glin morenowych Polski pó³nocno-wschodniej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 380: 1–99.
KJAER K.H., KRÜGER J., & VAN DER MEER J.J.M. 2003 – What causes till thickness to change over distance? Answers from Myrdalsjökull, Iceland. Quaternary Science Reviews, 22: 1687–1700. KLEMAN J. 1992 – The palimpsest landscape in northwestern Sweden. Geografiska Annaler, 74A (4): 305–325.
KLEMAN J. 1994 – Preservation of landforms under ice sheets and ice caps. Geomorphology, 9 (1): 19–32.
KONDRACKI J. 1952 – Uwagi o ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego. Biul. Pañst. Inst. Geol., 65: 513–597.
KRYSIAK Z. 2007 – Analiza drobnych struktur glacitektonicznych i jej przydatnoœæ w rekonstrukcji kierunków ruchu l¹dolodu. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 425: 35–46.
LARSEN E. & MANGERUD J. 1992 – Subglacially formed clastic dikes. Sveriges Geologiska Undersökning, Ser. Ca 81: 163–170. LISICKI S. 2003 – Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis³y. Prace Pañstwowego Instytutu Geologicznego, 177: 1–105
MARKS L. 1979 – Foreland influence on Ice–Sheet Movement during the Vistulian (Würm) Glaciation: the case of the Lubawa Elevation (Mazury Lakeland). Bulletin de L`Academe Polonaise des Sciences, 26 (3–4): 203–213.
MARKS L. 1980 – Pod³o¿e i stratygrafia osadów czwartorzêdowych w SW czêœci Pojezierza Mazurskiego. Kwart. Geol., 24 (2): 361–276. MARKS L. 1984 – Zasiêg l¹dolodu zlodowacenia ba³tyckiego w rejonie D¹brówna i Uzdowa (zachodnia czêœæ Pojezierza Mazurskiego). Biuletyn Geologiczny, 28: 133–173.
MARKS L. 1988 – Relation of substrate to the Quaternary paleorelief and sediments, western Mazury and Warmia (Northern Poland). Zeszyty Naukowe AGH, 1165: 1–76.
MARKS L. 1991 – Zasiêgi l¹dolodów zlodowacenia wis³y w œrodkowej i wschodniej Polsce. [W:] Kostrzewski A. (red.), Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych, Wyd. Nauk. UAM: 531–538.
MARKS L. 2010 – Timing of the late Vistulian (Weichselian) glacial phases in Poland. Quaternary Science Reviews, doi:10.1016/j.quascirev. 2010.08.008.
MARKS L., BER A., GOGO£EK W. & PIOTROWSKA K. (red.) 2006 – Mapa Geologiczna Polski 1 : 500 000, Ministerstwo Œrodowiska i Pañst. Inst. Geol., Warszawa.
MIALL A.D. 1978 – Lithofacies types and vertical profile models in braided river deposits: a summary. [In:]: Fluvial Sedimentology. Can. Soc. Petrol. Geol. Memoir, 5: 597–604.
MOJSKI J. E. 1998 – Isolated Pleistocene elevations in the area of last Scandinavian glaciation between Finnish Bay and Odra Mouth. [In]: Field Symposium on glacial processes and Quaternary environment in Latvia, Riga, Abstracts of papers and posters: 45–46.
MOLEWSKI P. 2007 – Neotektoniczne i glacidynamiczne uwarunkowania wykszta³cenia plejstocenu Wysoczyzny Kujawskiej. Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu Miko³aja Kopernika, Toruñ: 1–140. MORAWSKI W. 2005 – Warmiñska prowincja paleogeograficzna plejstocenu (p³n.–wsch. Polska). Prz. Geol., 53: 477–488.
MURTON J.B. 2007 –– Ice wedges and ice wedge casts. [In:] Elias S.A. (ed.) Encyclopedia of Quaternary sciences, Elsevier: 2153–2170. MURTON J.B. & FRENCH H.M. 1993 – Thaw modication of frost-fissure wedges, Richards Island, Pleistocene Mackenzie Delta, western Canadian Arctic. Journal of Quaternary Science, 8: 185–196. MURTON J.B., WORSLEY P. & GOZDZIK J. 2000 – Sand veins and wedges in cold aeolian environments. Quaternary Science Reviews, 19: 899–922.
MYCIELSKA–DOWGIA££O E. & WORONKO B. 1998 – Analiza obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji piaszczystej i jej wartoœæ interpretacyjna Prz. Geol., 46: 1275–1281. PASIERBSKI M. 1984 – Struktura moren czo³owych jako jeden ze wskaŸników sposobu deglacjacji ostatniego zlodowacenia w Polsce. Wyd. UMK, Toruñ.
PIOTROWSKI J. A. , LARSEN N. K., MENZIES J. & WYSOTA W. 2006 – Formation of subglacial till under transient bed conditions: deposition, deformation, and basal decoupling under a Weichselian ice sheet lobe, central Poland. Sedimentology, 53: 83–106.
PUNKARI M. 1997 – Glacial and glaciofluvial deposits in the interlobate areas of the Scandinavian Ice Sheet. Quaternary Science Reviews, 16: 741–753.
RAUKAS A. & KARURAPP R. 1999 – Glacial geology of South Estonia. [In:] Field symposium on Pleistocene stratigraphy and glacial chronology, Excursion guide, Tartu: 11–16.
RYCHEL J. & KRYSIAK Z. – 2006, Forma szczelinowa w Ro¿entalu: glacitektonika, sedymentacja, stratygrafia. [W:] Plejstocen po³udniowej Warmii i zachodnich Mazur na tle struktur pod³o¿a. Materia³y XIII Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski, PIG, Warszawa: 165–167. TYLMANN K. 2008 – Cechy sedymentacyjne, procesy depozycji i stratygrafia osadów plejstoceñskich w stanowisku Ro¿ental ko³o Lubawy. Maszynopis pracy magisterskiej, Arch. UMK, Toruñ. TYLMANN K. & WYSOTA W. 2008 – Stratygrafia i procesy depozycji osadów plejstoceñskich w stanowisku Ro¿ental ko³o Lubawy: nowe dane i interpretacje. XV Konferencja Stratygrafia plejstocenu Polski, Plejstocen Tatr i Podhala – zlodowacenia tatrzañskie, Zakopane, 1–5 wrzeœnia, 2008, Pañst. Inst. Geol., Warszawa: 135–136.
TYLMANN K. & WYSOTA W. 2009 – W³aœciwoœci teksturalne i petrograficzne glin bazalnych w stanowisku Ro¿ental ko³o Lubawy, NW czêœæ Garbu Lubawskiego. XV Konferencja Stratygrafia plejstocenu Polski, Strefa marginalna l¹dolodu zlodowacenia Warty i pojezierza plejstoceñskie na po³udniowym Podlasiu, Zimna Woda k. £ukowa, 31.08–4.09. 2009, Pañst. Inst. Geol., Pañst. Inst. Badaw., Warszawa: 133–134.
VAN DER MEER J.J.M., KJAER K.H. & KRÜGER J. 1999 – Subglacial water-escape structures and till structures, Sletjökull, Iceland. Journal of Quaternary Science, 14: 191–205.
VAN DER MEER J.J.M., KJAER K.H., KRUGER J., RABASSA J. & KILFEATHER A.A. 2009 – Under pressure: clastic dykes in glacial settings. Quaternary Science Reviews 28: 708–720.
ZIELIÑSKI T. 1998 – Litofacjalna identyfikacja osadów rzecznych [W:] Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzêdowych i ich wartoœæ interpretacyjna. Wydz. Geogr. i Stud. Reg., Warszawa: 195–253.
ZIELINSKI T. & VAN LOON A. J. (1999) – Subaerial terminoglacial fans I: a semi-quantitative sedimentological analysis of the proximal environment. Geol. Mijnbouw, 78: 1–15.
ZIELINSKI T. & VAN LOON A. J. (2000) – Subaerial terminoglacial fans III: overview of sedimentary characteristics and depositional model. Geol. Mijnbouw, 79: 93–107.
Praca wp³ynê³a do redakcji: 6.05.2010 r. Po recenzji akceptowano do druku: 16.02.2011 r.
