Morfologia osadów pod³o¿a zlodowacenia Wis³y na obszarze polskiej
czêœci lobu Odry
Piotr Hermanowski*
Morphology of the Vistulian (Weichselian) glaciation substratum in the area of Polish part of the Odra lobe. Prz. Geol., 55: 133–139.
S u m m a r y. During the last Scandinavian glaciation in the area of Polish Lowland, substratum of the ice sheet consisted mainly of till melted out during the Saalian glaciation. The substratum morphology and thickness might have influenced formation and dynamics of the ice sheet lobes. Nowadays, morphology of the top and bottom sur-face of till in the area of the Polish part of the Odra lobe have been mapped using 642 (top sursur-face) and 596 (bot-tom surface) records put to interpolation. The resulting maps show actual range of the till altitudes ranging from 135.7 m for top surface to 176.9 m for bottom surface and general trends of its spatial pattern. Reconstructed mor-phology of the Vistulian ice sheet substratum indicates an average thickness of the till being ca. 26.7 m. The highest thickness was approximately 80–110 m; thus heavily blocking the possibility to drain basal meltwater as a groundwater towards the ice sheet forefield.
Key words: till, Vistulian (Weichselian) glaciation, Pomeranian stage, Odra lobe, subglacial drainage
Procesy z jakimi mamy do czynienia pod lodowcami, mog¹ mieæ wiêkszy wp³yw na ich dynamikê, ni¿ te rozgry-waj¹ce siê w ich obrêbie. Ró¿norodnoœæ i z³o¿onoœæ tych procesów, dotycz¹ca interakcji pomiêdzy lodem, wod¹ i geologi¹, opiera siê na próbach ustalenia prostych prawd, a mo¿e doprowadziæ do zaskakuj¹cych rozwi¹zañ (Clarke, 2005). W efekcie osi¹gniêæ glacjologii, na przestrzeni ostatnich trzydziestu lat zosta³y rozwiniête zagadnienia dotycz¹ce mechanizmów ruchu l¹dolodu i powsta³a koncepcja warstwy deformacyjnej, dziêki której mo¿liwe jest bardzo szybkie posuwanie siê strumieni lodowych (Boulton & Hindmarsch, 1987; Alley i in., 1987). Œlady deformacji moreny dennej zwi¹zane ze œlizgiem lodowca stwierdzono w osadach zlodowaceñ plejstoceñskich (Boul-ton, 1987; Brown i in., 1987). Niemniej jednak zwraca siê uwagê na zjawisko ruchu, w tym tak¿e przyspieszonego, nie maj¹cego zwi¹zku z deformacj¹ osadów nieskonsolidowa-nych, pomimo ich wystêpowania w pod³o¿u l¹dolodu (Pio-trowski & Kraus, 1997; Pio(Pio-trowski i in., 2004). Istotne staj¹ siê w tym kontekœcie zagadnienia hydrologii glacjal-nej, a w szczególnoœci obecnoœæ wody na kontakcie lodow-ca z pod³o¿em (Shoemaker, 1986; Breemer i in., 2002), która mo¿e odpowiadaæ nawet za ponad 90% prêdkoœci powierzchniowej (Vieli i in., 2004). Istotne jest, ¿e ciœnie-nie wody pod l¹dolodem mo¿e byæ bliskie ice flotation
point (Piotrowski & Kraus, 1997; Arnold & Sharp, 2002;
Woodward i in., 2003) i powodowaæ odspojenie lodu od pod³o¿a. Maj¹c na uwadze du¿e znaczenie hydrologii glacjalnej, zwraca siê szczególn¹ uwagê na mechaniczne, hydrogeologiczne i geotechniczne parametry pod³o¿a lodu (Clarke, 1987; van der Meer, 1997), które poœrednio mo¿e wp³ywaæ na tworzenie siê strumieni lodowych oraz form subglacjalnych (Rattas & Piotrowski, 2003). Nie bez zna-czenia pozostaje w tym kontekœcie mi¹¿szoœæ osadów pod³o¿a lodowca.
Podczas zlodowacenia wis³y, wody roztopowe
powstaj¹ce wskutek topnienia bazalnego oraz ewentualnie
docieraj¹ce do stopy l¹dolodu wody powstaj¹ce w wyniku ablacji powierzchniowej, natrafia³y na obszarze Ni¿u Europejskiego na osady nieskonsolidowane, w g³ównej mierze zdeponowane w okresie pomiêdzy interglacja³em mazowieckim, a interglacja³em eemskim, czyli w czasie zlodowacenia odry (autor przyjmuje pogl¹d Mojskiego, 2005, i¿ wydzielane przez wielu naukowców zlodowace-nie warty, nale¿y uznaæ za nasuniêcie rangi stadialnej, w zwi¹zku z czym pok³ady gliny zlodowacenia odry i stadia³u warty traktuje ³¹cznie). Osady te, na przewa¿aj¹cej powierzchni, tworzy³a ci¹g³a warstwa gliny zlodowacenia odry (gzO), osady tego typu charakteryzuj¹ siê raczej nisk¹ wartoœci¹ wspó³czynnika filtracji (Jones, 1993; Domenico & Schwartz, 1998), co znajdowa³o swe odzwierciedlenie w kszta³towaniu siê drena¿u subglacjalnego (Hermanowski i in., 2006), a tak¿e mog³o doprowadzaæ do destabilizacji olbrzymich mas lodowych. Nie bez znaczenia pozostaje mi¹¿szoœæ warstwy osadów s³aboprzepuszczalnych, która decydowa³a o iloœci i czasie przedostawania siê wód rozto-powych do po³o¿onych poni¿ej warstw wodonoœnych, dre-nuj¹cych nadmiar wody na przedpole l¹dolodu.
Granice rozpatrywanego obszaru
Analiza osadów gzO, wystêpuj¹cych w pod³o¿u l¹dolo-du wis³y, zosta³a ograniczona do polskiej czêœci obszaru lobu Odry fazy pomorskiej. Pomimo faktu, ¿e faza pomorska jest zwi¹zana z recesj¹ l¹dolodu autor zak³ada podobny kszta³t czo³a transgreduj¹cego l¹dolodu, uznaj¹c osady powsta³e w wyniku dzia³alnoœci l¹dolodu zlodo-wacenia odry, nieznacznie przekszta³cone w czasie inter-glacja³u emskiego i wczesnego zlodowacenia wis³y, jako jego pod³o¿e.
Granice wystêpowania lobu Odry zosta³y nakreœlone ju¿ pod koniec XIX w., a sam lob zosta³ nazwany lodowcem Odry (Keilhack, 1898), który to nastêpnie sta³ siê przed-miotem dalszych badañ zwracaj¹cych uwagê na jego dwu-dzielnoœæ (Galon, 1961), potwierdzon¹ na podstawie stosunków sandrów (Kozarski, 1965), a póŸniej tak¿e trój-dzielnoœæ (Karczewski, 1968). Tak zdefiniowany obszar
obejmuje swym zasiêgiem ok. 10 670 km2po³o¿onych w
pó³nocno-zachodniej czêœci Polski (ryc. 1). Dla podobnie
*Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60, 41-200 Sosnowiec; pherman@wnoz.us.edu.pl
wyznaczonego obszaru by³y przeprowadzane badania odnosz¹ce siê m.in. do wp³ywu tektoniki struktur solnych na sposób ukszta³towania jego morfologii (Piotrowski, 1991; Markiewicz & Piotrowski, 1999; Kurzawa, 1999), jak równie¿ prezentowano zmiennoœæ wewnêtrznej budo-wy pokrybudo-wy kenozoicznej (Kurzawa, 2000), jednak nie zosta³y dotychczas wykreœlone mapy s³aboprzepuszczal-nych osadów pod³o¿a zlodowacenia wis³y oraz ich ukszta³towania w okresie poprzedzaj¹cym sam¹ transgresjê.
Dane Ÿród³owe
W celu jak najdok³adniejszego odzwierciedlenia geo-metrii gzO, bêd¹cej bezpoœrednim, s³aboprzepuszczalnym pod³o¿em l¹dolodu wis³y pos³u¿ono siê map¹ geologiczn¹ Polski w skali 1: 200 000, arkusze: Dziwnów (Dobracki, 1977), Gorzów Wlkp. (Koz³owski, 1975), Ko³obrzeg (Bur-tymowicz & Niewitecka, 1974), Pyrzyce (Uniejowska & Nosek, 1974), Œwidwin (Burtymowicz, 1974) i Szczecin (Mojski, 1976) oraz dla niektórych obszarów map¹ geo-logiczn¹ w skali 1: 50 000. Najwiêcej informacji jednak zaczerpniêto z bazy danych otworów „BankHYDRO”, udostêpnionej przez Pañstwowy Instytut Geologiczny. Dodatkowo dla obszaru Zastoiska Pyrzyckiego cennym Ÿród³em informacji by³o opracowanie Rusza³y i Sochana
(1994). Wiele zgromadzonych przekrojów geologicznych mia³o jednoczeœnie charakter reperowy, pozwalaj¹cy zin-terpretowaæ przynale¿noœæ stratygraficzn¹ poszczegól-nych warstw wyodrêbnioposzczegól-nych na profilach otworów geologicznych zgromadzonych w bazie danych.
Ca³kowita liczba otworów pozyskanych na podstawie „BankHYDRO” dla obszaru lobu Odry oraz terenów przy-leg³ych wynosi 8127. G³êbokoœci ich mieszcz¹ siê w przedziale 3,55–2810,5 m, a ich wartoœæ œrednia wynosi 47,6 m. Spoœród ca³oœci wyodrêbniono 494 otwory, których g³êbokoœæ przekracza 100 m oraz 2204 otwory, których g³êbokoœæ mieœci siê w przedziale 50–100 m, wartoœci œrednie g³êbokoœci wynosz¹ odpowiednio 158,9 oraz 65,7 m. Jedynie szeœæ otworów przekracza 1000 m g³êbokoœci. Na
podstawie przeprowadzonej interpretacji informacji
dotycz¹cej litologii otworów, zdecydowano siê odrzuciæ z dalszego wykorzystania otwory przekraczaj¹ce 200 m oraz otwory o g³êbokoœciach poni¿ej 50 m. Czynnoœci te zosta³y podyktowane zbyt ma³o szczegó³owymi informacjami odnoœnie litologii, w przypadku znacznej czêœci otworów przekraczaj¹cych 200 m oraz zbyt p³ytkim zapisem litolo-gicznym dla otworów poni¿ej 50 m. W efekcie przeprowa-dzonych czynnoœci do koñcowego etapu interpretacji wykorzystano 2205 otworów z przedzia³u 50–100 m oraz 462 otwory z przedzia³u 100–200 m. Tak wyselekcjonowa-ne otwory zawieraj¹ dok³adwyselekcjonowa-ne informacje odnoœnie mi¹¿szoœci poszczególnych wydzieleñ litologicznych, a w du¿ej mierze ca³oœci osadów plejstocenu.
Po szczegó³owej analizie wszystkich zebranych
materia³ów, w tym wielu przekrojów, interpolacjê stropu warstwy osadów gzO stanowi¹cych pod³o¿e l¹dolodu wis³y przeprowadzono na podstwie 642 punktów pomiaro-wych, dla sp¹gu zaœ pos³u¿ono siê 596 punktami.
Generalizacja danych Ÿród³owych
Ze wzglêdu na skomplikowan¹ budowê geologiczn¹ obszaru lobu Odry niezbêdne by³o przeprowadzenie gene-ralizacji obrazu geologicznego, jednak w taki sposób by jak najmniej zniekszta³ciæ obraz rzeczywisty.
Na etapie generalizacji litologicznej pod³o¿a zlo-dowacenia wis³y jako strop osadów s³aboprzepuszczal-nych uznano strop warstwy gzO (ryc. 2). Nale¿y mieæ jed-nak na uwadze, ¿e powierzchnia stropowa gliny ulega³a modyfikacjom w póŸniejszych okresach, w g³ównej mie-rze wskutek erozyjnej dzia³alnoœci wód roztopowych zlo-dowacenia wis³y oraz egzaracji, jak równie¿ naprê¿eñ wywo³ywanych wskutek obci¹¿enia osadów podczas transgresji l¹dolodu. Dobracki & Mojski (1979) sugeruj¹ istnienie luki stratygraficznej pomiêdzy egzaracyjn¹ powierzchni¹ stropow¹ gliny zwa³owej, a osadami zlodo-wacenia wis³y. Trudne jest wiêc jednoznaczne wskazanie, gdzie i w jakim stopniu procesy te doprowadzi³y do prze-budowy powierzchni stropowej gliny. Jako sp¹g interpolo-wanej warstwy przyjêto w przewa¿aj¹cej mierze sp¹g osadów gzO (ryc. 2), jednak w miejscach, gdzie profile litologiczne lub przekroje wskazywa³y na istnienie warstwy osadów dobrze przepuszczalnych (piasków lub ¿wirów) o mi¹¿szoœci przekraczaj¹cej 5 m, to jej strop uznano za sp¹g
osadów s³aboprzepuszczalnych, wyj¹tek stanowi³y
nagromadzenia piasków i ¿wirów o w¹skim, lokalnym roz-przestrzenieniu. Za³o¿enie takie pozwala wyeliminowaæ
NIEMCY
GERMANY
M O
R Z
E B
A £
T Y
C K
I E
B A
L T I
C S
E E
M O
R Z
E B
A £
T Y
C K
I E
B A
L T I
C S
E E
NIEMCY
GERMANY
A H Odra A H 0 25 50 km Cedynia Pe³czyce Iñsko Ko³obrzeg Szczecinzasiêg fazy pomorskiej
extent of the Pomeranian stage
miejscowoœci
cities
linia przekroju geologicznego (ryc. 2)
geological cross-section line (fig. 2)
rozpatrywany obszar
study area
otwory wiertnicze
boreholes
Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badañ Fig. 1. Location of study area
b³êdy, przy ewentualnych próbach oszacowywania iloœci wód roztopowych docieraj¹cych do warstwy wodonoœnej i w ten sposób bêd¹cych drenowanymi jako wody podziem-ne.
Interpolacja danych
Wszelkie zgromadzone w bazie danych otwory zosta³y rozlokowane na obszarze badañ na podstawie wspó³rzêd-nych geograficzwspó³rzêd-nych (ryc. 1), a nastêpnie przyst¹piono do ich digitalizacji w programie Surfer 8.0. Zdigitalizowane punkty zosta³y poddane interpolacji ograniczonej do
rozpatrywanego obszaru, pomniejszonego o Zalew
Szczeciñski oraz zachodni¹ czêœæ wyspy Wolin i wyspê Uznam. Wykluczenie tych obszarów zosta³o podyktowane brakiem danych o rozmieszczeniu gzO na wymienionych obszarach. W miejscach, w których obecnie brak jest ci¹g³ej warstwy gzO, jak np. obszar doliny Odry od po³udnia Szczecina do Roztoki Odrzañskiej lub czêœciowo na obszarze Zastoiska Pyrzyckiego, interpolacja zosta³a przeprowadzona na podstawie danych wprowadzonych dla obszarów po³o¿onych w bezpoœredniej bliskoœci tych miejsc. Budowa geologiczna tych obszarów jednoznacznie wskazuje, ¿e rozpatrywana warstwa gzO mia³a pierwotnie charakter ci¹g³y, i zosta³a jedynie wyerodowana w póŸ-niejszym okresie, tak wiêc dla okresu przed transgresj¹ l¹dolodu Wis³y autor zak³ada jej ci¹g³oœæ.
Jako metodê interpolacji danych wejœciowych wybra-no metodê krigingu, jako najbardziej przydatn¹ do
interpo-lacji danych charakteryzuj¹cych powierzchniê
morfologiczn¹ (Davis, 1986). Ponadto metoda krigingu, w procesie porównywania z wieloma innymi metodami daje najbardziej wiarygodne i realistyczne mapy w procesie
inter-polacji niehomogenicznej populacji danych
odzwierciedlaj¹cych przebieg powierzchni geologicznej
(Goldsztejn & Skrzypek, 2004). Wykonane mapy
powierzchni stropowej jak i sp¹gowej gzO zosta³y wykre-œlone na podstawie siatki interpolacyjnej 200 × 300 linii, co przek³ada siê na ok. 472 × 495 m w terenie. Dla pierwszego rodzaju map (ryc. 3, 4) wykorzystano kriging punktowy, z szeœcioma sektorami wyszukiwania o parametrach elipsy:
radius 1 i 2 wynosz¹cymi 93 000 oraz z domyœlnym
mode-lem wariogramu, o parametrach: slope — 1, anisotropy — 1. Aby uzyskaæ bardziej zgeneralizowany obraz obu powierzchni gzO (stropowej i sp¹gowej) zosta³ wykonany wariogram, a model wariogramu u¿yty na etapie interpolacji przyjmowa³ dla stropu wartoœci: slope — 0,00275,
aniso-tropy — 1,4, angle — 25; a dla sp¹gu: slope — 0,00223, anisotropy — 1,3, angle — 25.
Analiza uzyskanych map
Maj¹c na uwadze, ¿e iloœæ wykorzystanych danych w odniesieniu do wielkoœci rozpatrywanego obszaru nie jest wystarczaj¹ca dla idealnego odzwierciedlenia przedmiotu badañ, nale¿y za³o¿yæ, ¿e uzyskane dane s¹ danymi przy-bli¿onymi, niemniej jednak w przewa¿aj¹cej mierze pokry-waj¹cymi siê z rzeczywistoœci¹. Dodatkowym czynnikiem utrudniaj¹cym wierne odwzorowanie badanej powierzchni jest jej du¿a zmiennoœæ wysokoœciowa, przyjmuj¹ca w
wie-A H B C D E F G Odra Widuchowa Nawodna ¯elechowo paleogen + neogen Paleogene + Neogene
gliny zwa³owe zlodowacenia po³udniowopolskiego (stadia³ dolny)
tills from the South Polish (Elsterian) Glaciation (Lower Stadial)
gliny zwa³owe zlodowacenia po³udniowopolskiego (stadia³ górny)
tills from the South Polish (Elsterian) Glaciation
gliny zwa³owe zlodowacenia odry (stadia³ maksymalny)
tills from the Odra (Saalian) Glacialtion (Maximal Stadial)
gliny zwa³owe zlodowacenia odry (stadia³ Warty)
tills from the Odra (Saalian) Glacialtion (Warta Stadial)
gliny zwa³owe zlodowacenia odry (stadia³ pó³nocno-mazowiecki)
tills from the Odra (Saalian) Glaciation (North Mazowiecki Stadial)
gliny zwa³owe zlodowacenia wis³y
tills from the Vistulian (Weichselian) Glaciation
mu³ki i piaski rzeczno-jeziorne interglacja³u eemskiego
fluvial and lacustrine silts and sands from the Eemian Interglaciation
piaski i ¿wiry wodnolodowcowe zlodowacenia wis³y
glaciofluvial sands and gravels from the Vistulian (Weichselian) Glaciation
piaski i mu³ki zastoiskowe zlodowacenia odry
sands and lacustrine silts from the Odra (Saalian) Glaciation
piaski, mu³ki i i³y zastoiskowe zlodowacenia po³udniowopolskiego
sands, silts and lake clays from the South Polish (Elsterian) Glaciation
piaski i ¿wiry rzeczne i wodnolodowcowe (interglacja³ mazowiecki + zlodowacenie odry)
fluvial and galciofluvial sands and gravels (Mazowiecki Interglaciation + Odra Glacialtion)
gliny, miejscami piaski, ¿wiry i g³azy moren czo³owych zlodowacenia wis³y
tills, partly sands, gravels and boulders of the Vistulian (Weichselian) final moraines
osady holoceñskie
Holocene sediments
piaski eoliczne
aeolian sands
mu³ki, piaski i ¿wiry lodowcowe (w tym kemów i ozów) zlodowacenia wis³y
glacigene silts, sands and gravels (including kames and eskers) from the Vistulian (Weichselian) Glaciation
4km 100 -50 0 50 -100 100 -50 50 0 -100 A B C D E F H G m n.p.m. m a.s.l.
warstwy bêd¹ce przedmiotem opracowania
layers being the subject of this study gzO 10 km m n.p.m. m a.s.l.
Ryc. 2. Przekrój geologiczny prezentuj¹cy warstwy gliny zwa³owej bêd¹ce przedmiotem opracowania (Piotrowski, 1986 — zmodyfiko-wany)
Cedynia Pe³czyce Iñsko Ko³obrzeg Szczecin Pyrzyce 40km 20 0 Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon 50 25 35 35 10 10 35 35 25 10 10 10 10 -10 -15 60 45 60 60
Ryc. 3. Aktualna morfologia powierzchni stropowej gzO (m n.p.m.) Fig. 3. Present morphology of the Saalian till top surface (m a.s.l.)
Cedynia Pe³czyce Iñsko Ko³obrzeg Szczecin Pyrzyce 40km 20 0 Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon 30 35 25 10 50 -10 0 20 5 25 50
Ryc. 5. Mapa powierzchni stropowej gzO uzyskana poprzez zmianê parametrów wariogramu (m n.p.m.)
Fig. 5. Map of the Saalian till top surface obtained by changes of variogram parameters (m a.s.l.)
Cedynia Pe³czyce Iñsko Ko³obrzeg Szczecin Pyrzyce 40km 20 0 Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon -20 -20 -20 -20 -20 -20 20 30 30 30 30 30 30 -30 0
Ryc. 4. Aktualna morfologia powierzchni spagowej gzO (m n.p.m.) Fig. 4. Present morphology of the Saalian till bottom surface (m a.s.l.)
Cedynia Pe³czyce Iñsko Ko³obrzeg Szczecin Pyrzyce 40km 20 0 Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon -15 20 10 20 0 -30 10 -25 -15 -25 -25
Ryc. 6. Mapa powierzchni sp¹gowej gzO uzyskana poprzez zmianê parametrów wariogramu (m n.p.m.)
Fig. 6. Map of the Saalian till bottom surface obtained by changes of variogram parameters (m a.s.l.)
lu przypadkach charakter lokalny. Wspomniane czynniki wp³ynê³y na ró¿nice pomiêdzy danymi wprowadzonymi w procesie digitalizacji, a uzyskanymi w procesie interpolacji. Aby przedstawiæ tê ró¿nice zosta³y wyliczone wartoœci
rezydualne (Zr), z wzoru:
Zr= zd– zi [1]
gdzie: zd— wartoœæ wprowadzona w procesie
digita-lizacji; zi— wartoœæ uzyskana w procesie interpolacji.
Uzyskana suma wartoœci rezydualnych (GZr) wynosi
dla stropu 5,46 m, a dla sp¹gu 5,75 m. Pozosta³e parametry statystyczne wartoœci rezydualnych prezentuje tab. 1.
W wyniku przeprowadzonych interpolacji mo¿liwe jest przeœledzenie geometrii warstwy gzO. Uzyskana mapa powierzchni stropowej (ryc. 3) charakteryzuje siê du¿¹ roz-piêtoœci¹ wysokoœciow¹, która na badanym obszarze wynosi 135,7 m, przy wartoœci minimalnej 38,4 m n.p.m. i wartoœci maksymalnej 97,3 m n.p.m., wartoœæ mediany wynosi 18,4 m n.p.m. Wartoœæ minimalna zosta³a wyzna-czona na obszarze doliny Odry na wysokoœci Szczecina, a wiêc na obszarze gdzie obecnie brak jest jej osadów i nie ma mo¿liwoœci zweryfikowania uzyskanych wyników. Najwy¿sze wartoœci po³o¿enia powierzchni stropowej s¹ zlokalizowane przy wschodniej granicy obszaru, w okolicy miejscowoœci Iñsko. Du¿¹ zmiennoœæ powierzchni stropo-wej na ma³ym obszarze mo¿na zaobserwowaæ na SE od Szcze-cina i SW od Pyrzyc, gdzie na odcinku mniejszym ni¿ 10 km wystêpuj¹ wysokoœci wzglêdne ok. 70–80 m. Podobnie do
powierzchni stropowej, sp¹g
opisywanej warstwy (ryc. 4) wykazuje du¿¹ rozpiêtoœæ war-toœci, która wynosi 176,9 m, jed-nak zmiany jej po³o¿enia, na przewa¿aj¹cej czêœci obszaru, nie wykazuj¹ a¿ tak du¿ych
zmiennoœci na stosunkowo
ma³ych odleg³oœciach, takie zja-wiska mo¿na zlokalizowaæ rza-dziej ni¿ w przypadku stropu warstwy. Uzyskane dla mapy sp¹gu wartoœci minimum i mak-simum wynosz¹ odpowiednio —108,2 m n.p.m. oraz 68,7 m
n.p.m., a ich wystêpowanie
pokrywa siê z lokalizacj¹ skraj-nych wartoœci wysokoœciowych
stropu. WartoϾ mediany, w
przypadku sp¹gu, wynosi 5,8 m n.p.m.
Uzyskane na zgeneralizowa-nej, poprzez zmianê parametrów
-20 -10 0 10 20 30 40 50
Ryc. 7. Blokdiagram prezentuj¹cy morfologiê pod³o¿a l¹dolodu wis³y
Fig. 7. Block diagram presenting morphology of the Vistulian (Weichselian) ice sheet substratum
Cedynia Pe³czyce Iñsko Ko³obrzeg Szczecin Pyrzyce 40km 20 0 Zalew Szczeciñski Szczecin Lagoon 30 30 30 30 20 20 20 20 20 10 10 30 50 30 60 40
¬
Ryc. 8. Zrekonstruowana mapa mi¹¿szoœci gzO dla okresu przed transgresj¹ l¹dolodu wis³y (m n.p.m.) Fig. 8. Reconstructed map of the Saalian till thickness for the time before the Vistulain (Weichselian) ice sheet transgression (m a.s.l.)wariogramu, mapie stropu i sp¹gu (ryc. 5 i 6) wartoœci wysokoœci n.p.m. nie maj¹ swego prze³o¿enia w rzeczywi-stoœci, a ich charakter pozwala na przedstawienie ogólne-go trendu zmian. Trend wysokoœci powierzchni stropowej i sp¹gowej sugeruje, ¿e ich po³o¿enie wzrasta w kierunku maksymalnego zasiêgu fazy pomorskiej, a rozleg³e zag³êbienia pokrywaj¹ siê z obszarem Zalewu Szczeciñskie-go oraz Zastoiska PyrzyckieSzczeciñskie-go i We³tyñskieSzczeciñskie-go. Ró¿nica wysokoœci, uzyskana dla map zgeneralizowanych, wynosi dla stropu 89,4, a dla sp¹gu 85,9 m. Wartoœci maksymalne i minimalne wynosz¹ dla stropu, odpowiednio 65,9 m i —23,5 m, a dla sp¹gu 45,8 m i — 40,1 m.
Glina zwa³owa zlodowacenia odry przed transgresj¹ l¹dolodu zlodowacenia wis³y
Rozpatruj¹c powierzchniê sp¹gow¹ osadów gzO nale¿y uznaæ, i¿ w przeciwieñstwie do jej stropu, nie ulega³a ona znacz¹cym modyfikacj¹ w póŸniejszych okresach i zosta³a wymuszona przez morfologiê ni¿ej le¿¹cych warstw osa-dów zlodowacenia po³udniowopolskiego (sanu 1 i 2), w niewielkim stopniu osadów interglacja³u mazowieckiego, ale tak¿e osadów neogenu oraz sporadycznie paleogenu, kredy i jury. Powierzchnia stropowa natomiast ulega³a przekszta³ceniom, ju¿ w czasie recesji l¹dolodu Odry, na skutek erozyjnej dzia³alnoœci wód ablacyjnych, a tak¿e w
czasie trwania interglacja³u emskiego oraz okresu
wczesnego zlodowacenia wis³y. Mo¿na wskazaæ tak¿e na intensywne ruchy izostatyczne, szacowane na 0,3–2,0 mm/a (Kurzawa, 2003). Niemniej jednak g³ówna jej mody-fikacja dokonywa³a siê niew¹tpliwie w czasie transgresji l¹dolodu wis³y. Transgresja ta, spowodowa³a powstanie nowych struktur glacitektonicznych, a czêœciowo wtórne zaburzenia struktur powsta³ych wczeœniej (Mojski, 2005), jednak dominuj¹c¹ dzia³alnoœæ morfotwórcz¹ nale¿y wi¹zaæ z intensywnym drena¿em subglacjalnym oraz du¿¹ iloœci¹ wód wydostaj¹cych siê na przedpole l¹dolodu (Herma-nowski i in., 2006). W zwi¹zku z powy¿szym mo¿na uznaæ, ¿e morfologia powierzchni stropowej gzO, mo¿e byæ reprezentowana, z oczywistym marginesem b³êdu, przez mapê powierzchni stropowej uzyskan¹ na podstawie zmodyfikowanych parametrów wariogramu (ryc. 5). By lepiej przedstawiæ uzyskany w ten sposób kszta³t
powierzchni stropowej, dodatkowo zosta³
wykonany, prezentuj¹cy j¹, blokdiagram (ryc. 7). Jeœli powy¿sze za³o¿enia uznamy za warunki brzegowe dla modelu przestrzennego charakte-ryzuj¹cego geometriê rozpatrywanej warstwy przed transgresj¹ l¹dolodu wis³y, to pozwala to na oszaco-wanie jej mi¹¿szoœci.
Na podstawie powy¿szego za³o¿enia zosta³a wykonana mapa mi¹¿szoœci gzO (ryc. 8), która cha-rakteryzuje siê œredni¹ wartoœci¹ mi¹¿szoœci równ¹ 26,7 m. Najwiêksze mi¹¿szoœci, ok. 80–110 m mo¿na zaobserwowaæ w okolicach Pyrzyc (obszar Zastoiska Pyrzyckiego) oraz na odcinku ok. 30 km w kierunku NE od tej miejscowoœci, ale tak¿e na obszarze po³o¿onym ok. 25 km na zachód od Pyrzyc (obszar Zastoiska Wertyñskiego) oraz w dolinie Odry na NE od Szczecina. O ile dwie pierw-sze lokalizacje znajduj¹ swoje uzasadnienie anali-zuj¹c aktualne mapy i przekroje geologiczne oraz opracowania tych obszarów (Rusza³a & Sochan, 1994) o tyle mi¹¿szoœæ warstwy gzO w dolinie Odry zosta³a uwa-runkowana brakiem wystêpowania rozpatrywanych osa-dów na tym obszarze, co niew¹tpliwie mia³o wp³yw na proces interpolacji. Pozosta³e obszary raczej nie prezentuj¹ nag³ych zmian mi¹¿szoœci, która waha siê w przedziale 0–30 m.
Wnioski
Jak wspomniano we wstêpie pod³o¿e lodowca ma istot-ne znacznie dla kszta³towania siê drena¿u subglacjalistot-nego, a tak¿e dla dynamiki lodowca. Istnienie osadów s³aboprze-puszczalnych w stopie l¹dolodu zlodowacenia wis³y, o mi¹¿szoœci znacznie redukuj¹cej przep³yw wód
podziem-nych, mog³o wywo³ywaæ wysokie ciœnienie wody
panuj¹ce na kontakcie lodu z pod³o¿em podobnie jak to notowano pod Strumieniem Lodowym Whillansa (Ice
Stream B), gdzie ciœnienie efektywne okreœlono na 30 kPa,
a wartoœæ flotacji na 0,997, w miejscu, w którym mi¹¿szoœæ lodu wynosi 1035 m (Engelhardt & Kamb, 1997; Kamb, 2001). Nale¿y mieæ tak¿e na uwadze, ¿e na du¿ych obszarach warstwa gzO, jak wynika chocia¿by z map geologicznych w skali 1: 200 000, jest równie¿ podœcielona s³aboprze-puszczalnymi osadami zlodowacenia po³udniowopol-skiego (sanu 1 i 2) lub utworami starszymi. Nale¿y wiêc wnioskowaæ, ¿e wystêpowanie osadów s³aboprzepuszczal-nych, o œredniej mi¹¿szoœci 26,7 m, stanowi³o du¿¹ przeszko-dê by wody pochodz¹ce z topnienia bazalnego lub ewentualnej ablacji powierzchniowej przedostawa³y siê w g³¹b i by³y drenowane jako woda podziemna, doprowa-dzi³o to w efekcie do powstania gêstej sieci kana³ów sub-glacjalnych odprowadzaj¹cych nadmiar wody.
W sposobie ukszta³towania lobu Odry mo¿na doszu-kiwaæ siê zwi¹zku ze strukturami tektoniki solnej (Pio-trowski, 1991), jednak mapy uzyskane w wyniku przepro-wadzonej interpolacji, wskazuj¹ i¿ morfologia pod³o¿a l¹dolodu Wis³y mog³a byæ przyczynkiem do ukszta³towa-nia siê formy lobowej — lobu Odry, nie wyklucza to jednak zwi¹zku ze strukturami solnymi. Zrekonstruowana na podstawie za³o¿onych warunków brzegowych mapa Parametr statystyczny Statistical parameter Strop Top surface Sp¹g Bottom surface Suma Sum –5,46 –5,75 Minimum Minimum –10,83 –15,40 Maksimum Maximum 6,34 8,68 Wartoœæ œrednia Mean value 0,008 0,009 Odchylenie standardowe Standard deviation 1,70 1,99
Tab. 1. Parametry statystyczne wyliczonych wartoœci rezydualnych (Zr)
powierzchni stropowej gzO (ryc. 5) pozwala sformu³owaæ tezê, ¿e podobnie do obszaru obecnych ¯u³aw Wiœlanych, na których w czasie interglacja³u eemskiego wystêpowa³ zalew morza tychnowskiego (Makowska, 1986), tak i na obszarze Niziny Szczeciñskiej mieliœmy do czynienia z rozleg³¹ zatok¹ morsk¹. Za wysuniêt¹ tez¹ przemawia tak¿e fakt wystêpowania w klifie wyspy Wolin fauny wskazuj¹cej na wystêpowanie morza emskiego (Borówka i in., 1999), jednak dotychczas brakuje jednoznacznych informacji potwierdzaj¹cych tê tezê.
Przedstawione w postaci map wyniki interpolacji mog¹ staæ siê istotnych Ÿród³em informacji, które byæ mo¿e pozwol¹ na pe³ne przedstawienie modelu transgresji lobu Odry w czasie zlodowacenia wis³y oraz dadz¹ mo¿liwoœæ szacowania hydrologicznego bilansu subglacjalnego w czasie egzystowania l¹dolodu na opisywanym obszarze Ni¿u Polskiego.
Praca naukowa finansowana ze œrodków bud¿etowych na naukê w latach 2005–2007 jako projekt badawczy Nr 2 P04E 045 28.
Literatura
ALLEY R.B., BALNKENSHIP D.D., BENTLEY C.R. & ROONEY S.T. 1987 — Till beneath Ice Stream B. 3. Till deformation: evidence and implication. J. Geoph. Res., 92: 8921–8929.
ARNOLD N. & SHARP M. 2002 — Flow variability in the Scandi-navian ice sheet: modeling the coupling between ice sheet flow and hydrology. Quatern. Sci. Rev., 21: 485–502.
BORÓWKA R.K., MAKOWSKA A. & CEDRO B. 1999 — Intergla-cial marine sediments traces in the area of Œwiêtoujœcie (Wolin Island). [W:] Ewolucja geosystemów nadmorskich po³udniowego Ba³tyku, Poznañ–Szczecin: 49–54.
BOULTON G.S. 1987 — Progress in glacial geology during the last fifty years. J. Glaciology, Wydanie Specjalne: 25–32.
BOULTON G.S. & HINDMARSH R.C.A. 1987 — Sediment deforma-tion beneath glaciers: rheology and geological consequences. J. Geoph. Res., 92 (B9): 9059–9082.
BREEMER C.W., CLARK P.U. & HAGGERTY R. 2002 — Modeling the subglacial hydrology of the late Pleistocene Lake Michigan Lobe, Laurantide Ice Sheet. Geol. Soc. Amer. Bull., 114: 665–674. BROWN C.S., HALLET B. & BOOTH D.B. 1987 — Rapid soft bed sliding of the Puget glacier lobe. J. Geoph. Res., 92 (B9): 8985–8997. BURTYMOWICZ N. 1974 — Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 200 000 — Arkusz Œwidwin (A). Wyd. Geol.
BURTYMOWICZ N. & NIEWITECKA M. 1974 — Mapa Geologicz-na Polski w skali 1: 200 000 — Arkusz Ko³obrzeg (A). Wyd. Geol. CLARKE G.K.C. 2005 — Subglacial processes. Ann. Rev. Earth and Planetary Sci., 33: 7.1–7.30.
CLARKE G.K.C. 1987 — Subglacial Till: A Physical Framework for Its Properties and Processes. J. Geoph. Res., 92: 9023–9036. DAVIS J.C. 1986 — Statistics and Data Analysis in Geology. John Wiley & Sons, New York.
DOBRACKI R. 1977 — Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 200 000 — Arkusz Dziwnów (A). Wyd. Geol.
DOBRACKI R. & MOJSKI J.E. 1979 — Objaœnienia do Mapy Geolo-gicznej Polski w skali 1: 200 000 — Arkusze Dziwnów i Szczecin. Wyd. Geol.
DOMENICO P.A. & SCHWARTZ F.W. 1998 — Physical and Chemi-cal Hydrogeology. Second edition. John Wiley & Sons, Inc. New York. ENGELHARDT H. & KAMB B. 1997 — Basal hydraulic system of a West Antarctic ice stream: Constraints from borehole observations. J. Glaciology, 43: 207–230.
GALON R. 1961 — Morphology of the Noteæ–Warta (or Toruñ–Eber-swalde) ice marginal streamway. Instytut Geografii Polskiej Akademii Nauk, Stud. Geograf., 29: 1–129.
GOLDSZTEJN P. & SKRZYPEK G. 2004 — Wykorzystanie metod interpolacji do numerycznego kreœlenia map powierzchni geologicz-nych na podstawie nieregulargeologicz-nych dageologicz-nych. Prz. Geol., 52: 233–236.
HERMANOWSKI P., PIECHOTA A.M., PIOTROWSKI J.A. & JANIA J. 2006 — Hydrogeological aspects of the Weichselian glaciation in the Polish lowland area. Bull. Geol. Soc. Finland, Special Issue, 1: 48. JONES L. 1993 — A comparison of pumping and slug tests for estima-ting the hydraulic conductivity of unweathered Wisconsin age till in Iowa. Ground Water, 31: 896–904.
KAMB B. 2001 — Basal zone of the West Antarctic ice stream and its role in lubrication of their rapid motion. [W:] Alley & Bindschadler R.(red.) — The West Antarctic Ice Sheet: Behavior and Envirnment American Geophysical Union, 77: 157–199.
KARCZEWSKI A. 1968 — Wp³yw recesji lobu Odry na powstanie i rozwój sieci dolinnej Pojezierza Myœliborskiego i Niziny Szczeciñskiej. Pr. Kom. Geograf.-Geol. Poznañskiego Towarzystwa Przyjació³ Nauk, 8: 1–106.
KEILHACK K. 1898 — Die Sillstandslagen des letzten Inlandeises und die hydrographische Entwickelung des pommerschen Küsten-gebietes. Jahr. d. Kgl. geolog. Landesanst. u. Bergak., 19: 90–152. KOZARSKI S. 1965 — Zagadnienie drogi odp³ywu wód pradolinnych z zachodniej czêœci Pradoliny Noteci–Warty. PTPN Pr. Kom. Geogr.-Geol. t. 5, z. 1.
KOZ£OWSKI I. 1975 — Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 200 000 — Arkusz Gorzów Wielkopolski (A). Wyd. Geol.
KURZAWA M. 1999 — O zró¿nicowaniu pokrywy plejstoceñskiej nad wybranymi formami tektoniki salinarnej pó³nocno-zachodniej Polski. Prz. Geol., 47: 489–498.
KURZAWA M. 2000 — Przestrzenny model budowy kenozoiku Polski pó³nocno-zachodniej na cyfrowych geologicznych mapach œciêcia poziomego. Prz. Geol., 48: 306–312.
KURZAWA M. 2003 — The sedimentary record and rates of Quaterna-ry vertical tectonic movements in NW Poland. Quatern. International, 101–102: 137–148.
MAKOWSKA A. 1986 — Morze plejstoceñskie w Polsce — osady wiek i paleogeografia. Pr. Inst. Geol., 120: 1–74.
MARKIEWICZ A. & PIOTROWSKI A. 1999 — Wp³yw tektoniki soli cechsztyñskich na wspó³czesn¹ morfologiê Œrodkowego i Dolnego Nadodrza. Prz. Geol., 47: 937–941.
MOJSKI J.E. 1976 — Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 200 000 — Arkusz Szczecin (A). Wyd. Geol., Warszawa.
MOJSKI J.E. 2005 — Ziemie Polskie w Czwartorzêdzie. Zarys morfo-genezy. Pañstw. Inst. Geol. Warszawa.
PIOTROWSKI A. 1986 — Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 50 000 — Arkusz Widuchowa. Wyd. Geol.
PIOTROWSKI A. 1991 — The influence of sub-Quaternary basement on the development of Lower Odra Valley in Pleistocene and Holoce-ne. Kwart. Geol., 35: 221–234.
PIOTROWSKI J.A. & KRAUS A.M. 1997 — Response of sediment to ice-sheet loading in northwestern Germany: effective stresses and gla-cier-bed stability. J. Glaciology, 43: 495–502.
PIOTROWSKI J.A., LARSEN N.K. & JUNGE F.W. 2004 — Reflec-tions on soft subglacial beds as a mosaic of deforming and stable spots. Quatern. Sci. Rev., 23: 993–1000.
RATTAS M. & PIOTROWSKI J.A. 2003 — Influence of bedrock per-meability and grain size distribution on the formation of the Saadjärve drumlin field, Estonia, under an east–Baltic Weichselian ice stream. Boreas, 32: 167–177.
RUSZA£A M. & SOCHAN A. 1994 — Litologia, stratygrafia i korela-cja osadów zastoisk: pyrzyckiego i we³tyñskiego. Czêœæ I — zastoisko pyrzyckie. PIG, Samodzielna Pracownia Geologii Wybrze¿a Morskie-go: 1–52.
SHOEMAKER E.M. 1986 — Subglacial hydrology for an ice sheet resting on a deformable aquifer. J. Glaciology, 32: 20–30.
UNIEJEWSKA M. & NOSEK M. 1974 — Mapa Geologiczna Polski w skali 1: 200 000 — Arkusz Pyrzyce (A). Wyd. Geol.
VAN DER MEER J.J.M. 1997 — Particles and aggregate mobility in till: microscopic evidence of subglacial processes. Quatern. Sci. Rev., 16: 827–831.
VIELI A., JANIA J., BLATTER H. & FUNK M. 2004 — Short-term velocity variations on Hansbreen, a tidewater glacier in Spitsbergen. J. Glaciology, 50: 389–398.
WOODWARD J., MURRAY T., CLARK R.A. & STUART G.W. 2003 — Glacier surge mechanisms inferred from ground-penetrating radar: Kongsvegen.Svalbard. J. Glaciology, 49: 473–480.
Praca wp³ynê³a do redakcji 07.06.2006 r. Akceptowano do druku 15.01.2007 r.
