matu wilgotnego na bardziej suchy), co zwykle odzwier-ciedla siê w zmiennoœci mineralnej badanych osadów.
5. Wiêkszoœæ dolomitów analizowanych w mikroson-dzie elektronowej jest stechiometryczna, co stanowi cechê dolomitów wczesnodiagenetycznych (Peryt, 1984). Wyj¹tek stanowi dolomit z poziomu przystropowego w profilu Cychry 4 (próbka z g³êb. 2932,9 m), gdzie cz¹stecz-ka cz¹stecz-kalcytowa przewa¿a nad dolomitow¹.
Literatura
CH£ÓDEK K. & BARAÑSKI W. 1998 — Opracowanie sedymentolo-giczne z otworu Cychry 4. [W:] Dokumentacja wynikowa otworu roz-poznawczego Cychry 4. PGNiG S.A. w Warszawie, Oddz.
Zielonogórski ZGNiG w Zielonej Górze.
FAEZEL CH. T. & SCHATZINGER R.A. 1985 — Prevention of carbo-nate cementation in petroleum reservoirs. [W:] The Society of Econo-mic Paleontologists and Mineralogists: 97–105.
FLÜGEL E. 1982 — Microfacies Analysis of Limestones. Springer Verlag Berlin, Heidelberg, New York.
KOTARBA M.J., WIÊC£AW W. & STECKO Z. 2000 — Sk³ad, gene-za i œrodowisko generowania gazu ziemnego w utworach dolomitu g³ównego zachodniej czêœci obszaru przedsudeckiego. Prz. Geol., 48: 429-435
KOZ£OWSKI R., KRZY¯OWSKI J., WOJNAR R., DUDA J. & NAWROTEK T. 1998 — Opis rdzeni i próbek okruchowych z otworu Cychry 4. [W:] Dokumentacja wynikowa otworu rozpoznawczego Cychry 4. PGNiG S.A. w Warszawie, Oddz. Zielonogórski ZGNiG w Zielonej Górze
LIBERSKA H., PI¥TKOWSKA-KUD£A S. & STRZELECKA D. 1997 — Nietypowe z³o¿e Cychry. Szejk? ZZGNiG, 54: 14–15. MALISZEWSKA A. & RYKA W. 1991 — S³ownik petrograficzny. Wyd. Geol.
PERYT T. M. 1984 — Sedymentacja i wczesna diageneza utworów wapienia cechsztyñskiego w Polsce zachodniej. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 109: 1–80.
PIKULSKI L. 1998 — Sedymentacja oraz rozwój litofacjalny utworów dolomitu g³ównego (Ca2) w rejonie z³o¿a Barnówko–Mostno–Busze-wo (BMB), zachodnia Polska. Prz. Geol., 46: 426–435.
PROTAS A. 1996 — Warunki depozycji dolomitu g³ównego w Polsce zachodniej (na podstawie nowych danych z wierceñ). [W:] Rozwój poszukiwañ wêglowodorów w pó³nocno-zachodniej Polsce w okresie 40-lecia dzia³alnoœci Zak³adu Poszukiwania Nafty i Gazu w Pile (1956–1996) oraz perspektywy dalszych odkryæ. Mater. Konfer., Pi³a. PROTAS A. & STEFAÑSKA J. 1990 — Analiza petrolitologiczna utworów dolomitu g³ównego z otworu wiertniczego Cychry 2. [W:] Dokumentacja wynikowa odwiertu poszukiwawczego Cychry 2, ZPNiG w Pile.
WA¯NY H. 1975 — Fluor w utworach wêglanowych cechsztynu w pó³nocnej czêœci Ni¿u Polskiego. Kwart. Geol., 19: 569–582.
Problem wieku reliktowych lodowców skalnych w Masywie Œlê¿y w œwietle
datowañ
14C i OSL oraz obserwacji geomorfologicznych
Roman ¯urawek*
The problem of the age of relict rock glaciers in the Œlê¿a Massif, SW Poland:14C and OSL datings and geomorphologic evi-dence. Prz. Geol., 49: 880–884.
S u m m a r y . An attempt was made to define the age of relict rock glaciers on slopes of Mt. Œlê¿a (Sudetic Foreland, SW Poland). An OSL SAR (simple aliquot regenerative dose) dating technique was applied in order to date two series of fluvioglacial sands incorpo-rated into the rock glacier core. Moreover, the peat from the bottom of sediments, in filling a closed melt-out depression, was dated by a 14C technique. The OSL dating revealed the age of 189±19, 387±50 and 264±33 ka BP, whereas that for the peat was 10270±150 yrs BP. The results obtained show that the luminescence methods can hardly be of use for defining the age of rock glacier deposits and the dates gathered merely confirm the Odranian age of the fluvioglacial material. However, the radiocarbon age of the peat, local geomor-phology and some stratigraphical premises indicate that the terminal phase of the activity of rock glaciers occurred during the last gla-ciation, even though previous multiple re-activation cannot be excluded. Considering stratigraphy, it can be assumed that the last phase of landform activity took place after the maximum loess sedimentation during the late Plenivistulian and not later than during the younger Dryas.
Key words: relict rock glaciers, OSL SAR technique, Vistulian, Mt. Œlê¿a Lodowce skalne (gruzowe), które najkrócej mo¿na zdefiniowaæ jako geomorfologiczny wyraz pe³zniêcia wie-loletniej zmarzliny, rozwijaj¹ siê w specyficznych warun-kach termicznych i wilgotnoœciowych (np. Haeberli, 1983, 1985; Barsch, 1996), w skali lokalnej modyfikowanych przez topografiê (Humlum, 1998). Dziêki temu ich relikto-we formy mog¹ stanowiæ cenne narzêdzie w celu rekon-strukcji paleoklimatycznych. W szczególnoœci formy te s¹ dowodem istnienia wieloletniej zmarzliny i w warunkach œrodkowej Europy oprócz nielicznych reliktów pagórów pingo (np. Rutkowski i in., 1998) jedynym jej przejawem we wspó³czesnej rzeŸbie.
Za najwiêksze i budz¹ce najmniej w¹tpliwoœci co do genezy formy tego typu w œredniogórzu europejskim
nale-¿y uznaæ reliktowe lodowce skalne w Masywie Œlênale-¿y, roz-poznane jako takie na podstawie cech rzeŸby (¯urawek, 1999), jak i osadów (¯urawek, 2001). Niskie po³o¿enie (250–500 m n.p.m.) pozwala na ich umieszczenie w konte-kœcie rozwa¿añ paleoklimatycznych w szerszej skali, a obecnoœæ w osadach znacznej iloœci drobnych frakcji — na próbê datowania metodami luminescencyjnymi.
Próbê tak¹ podjêto jesieni¹ 2000 r. Trzy próbki z osa-dów reliktowego lodowca skalnego poddano datowaniu metod¹ luminescencji stymulowanej optycznie (OSL), przy czym zastosowano technikê odtworzeniow¹ pojedyn-czych porcji (SAR) (por. Bluszcz, 1999). Dodatkowo wydatowano metod¹14C sp¹g osadów wype³niaj¹cych jed-no z zag³êbieñ, wykszta³conych w powierzchni reliktowe-go lodowca skalnereliktowe-go. Uzyskane daty skonfrontowano z obserwacjami geomorfologicznymi.
*Instytut Geograficzny, Uniwersytet Wroc³awski, pl. Uni-wersytecki 1, 50-137 Wroc³aw 56; zurawek@geogr.uni.wroc.pl
RzeŸba i pozycja stratygraficzna lodowców skalnych
Na po³udniowych i wschodnich stokach Œlê¿y (718 m n.p.m.) (ryc. 1) — najwy¿szego wzniesienia Przedgórza Sudeckiego, rozpoznano osiem reliktowych lodowców skal-nych. Najd³u¿sza z indywidualnych form, z których czêœæ sk³ada siê na wiêksze kompleksy, osi¹ga d³ugoœæ ponad 1 km, a zespó³ lodowców skalnych, w którego najwy¿szym segmencie pobrano do datowania osady, przekracza d³ugo-œci¹ 2 km przy maksymalnej szerokoœci 570 m (¯urawek, 1999). W œrodkowych i dolnych partiach reliktowych
lodowców skalnych odcinaj¹ siê one od stoku wyraŸnymi za³omami ograniczaj¹cymi powierzchnie o nachyleniu miejscami oko³o 30o. W obrêbie form zachowa³ siê œwie¿y relief wytopiskowy. Sk³adaj¹ siê nañ zag³êbienia, z których czêœæ ma charakter bezodp³ywowych nisz i wype³niona jest stale wod¹, rozdzielone nieregularnymi wa³ami.
Pomimo istnienia pewnych przes³anek wskazuj¹cych na pozycjê stratygraficzn¹ lodowców skalnych w Masywie Œlê¿y, nie uda³o siê jej ustaliæ ponad wszelk¹ w¹tpliwoœæ. Na podstawie du¿ego udzia³u frakcji py³u w buduj¹cym je diamiktycie oraz braku pokrywy lessowej w stropie osa-dów, przy jednoczesnej jej obecnoœci na stoku pozbawionym lodowców skalnych (¯urawek, 2000) mo¿na s¹dziæ ¿e formy te nie s¹ starsze od maksimum sedymentacji lessu. To jest umiej-scawiane zaœ w Polsce po³udniowo-zachodniej na górny plenivistulian (Jary, 1996).
Jednoczeœnie stropowe partie osadów lodowców skalnych (¯urawek, 2000, 2001) nie wykazuj¹ istotnego soliflukcyjnego przemode-lowania. Takie przemodelowanie, skutkuj¹ce powstaniem gliny soliflukcyjnej z du¿ym udzia³em gruzu zalegaj¹cego na warstwie wzbogaconej w py³ eoliczny, jest stwierdzane tymczasem na stoku pozbawionym lodowców skalnych (¯urawek, 2000). Pod osadem wzbo-gaconym w py³ zalega tu kolejna warstwa gliny soliflukcyjnej. Podobna sekwencja osadów peryglacjalnych wystêpuje na przyk³ad w górach Harc (Frühauf, 1990). Bior¹c pod uwagê wyniki datowania pokryw stokowych w Harcu oraz ich podobieñstwo litologiczne i analogiê w nastêpstwie warstw do osadów stokowych w Masywie Œlê¿y mo¿na s¹dziæ, ¿e górny poziom soliflukcyjny na stokach Œlê¿y powsta³ po allerödzie, g³ównie w m³odszym dryasie. Zak³adaj¹c z kolei równowiekowoœæ tego poziomu i lodowców skalnych, która wydaje siê logiczna w obliczu braku glin soliflukcyjnych w stropie osadów tych ostatnich, nale¿a³oby uznaæ ¿e lodowce skalne w Masywie Œlê¿y po raz ostatni by³y aktywne w m³odszym dryasie. Z uwagi na brak bezpoœrednich dowodów inter-pretacjê tak¹ na razie nale¿y jednak zaliczyæ do kategorii hipotez. Nie podlega natomiast dysku-sji, ¿e przedmiotowe formy rzeŸby s¹ m³odsze od gliny morenowej zlodowacenia odry, ponie-wa¿ wkraczaj¹ na ni¹ (Geologische Karte ..., 1928), a w ich osadach du¿y udzia³ ma materia³ eratyczny (¯urawek, 2001). Gr WARSZAWA 2 0° 50° WROC£AW Masyw Œlê¿y Œlê¿a-Massif P o l a n d
A
B
C
0 500 m GdTL-604 GdTL-605 GdTL-606 Gd-15152 500 450 400 350 300 300 500 400 600 300 350 450 250 400 200 Œlê¿a 718 Wie¿yca 415 Radunia 573 Prze³. T¹pad³a 384 Prze³. 320 Gb Gr Sp Gb Gr Ab Qz Qz GrRyc. 1. Lokalizacja Masywu Œlê¿y (A), obszaru badañ (B) i wkopu oraz
wier-cenia z osadami poddanymi datowaniu (C). Sp — serpentynit, Gb — gabro, Ab — amfibolit, Gr — granit, Qz — kwarc. Fragment mapy Œlê¿y (Góra Œlê¿a ..., 1991)
Fig. 1. Location of the Œlê¿a Massif (A), area of investigation (B) and the pit
and drilling with investigated sediments (C). Sp — serpentinite, Gb — gabbro, Ab — amphibolite, Gr — granite, Qz — quartz. A fragment of map Mt. Œlê¿a, (Góra Œlê¿a ..., 1991) OSL 3 OSL 2 OSL 1 B1 B2 B3 D11 A B C D E SSE NNW WSW ENE 1 m 1 m
warstwowane piaski wodnolodowcowe
stratified fluvioglacial sands
glina wzbogacona w py³
silt-rich diamictite
osad o znacznej zawartoœci frakcji ilastej
clay-rich deposit
nasyp
talus
silnie zwietrza³e gabro
strongly weathered gabbro
¬
Ryc. 2. Osady reliktowego lodowca skalnego w
intersekcji równoleg³ej (SSE–NNW) oraz prosto-pad³ej (WSW–ENE) do poziomic. Poszczególne segmenty skali pionowej i poziomej maj¹ po 1 m d³ugoœci
Fig. 2. Deposits of the relict rock glacier as seen in
the intersection parallel (SSE–NNW) and perpendi-cular (WSW–ENE) to contour lines. Each fragment of both vertical and horizontal scale is 1 m long
Osady i ich datowanie
Osady reliktowego lodowca skalnego, ods³oniête we wkopie za³o¿onym w jednej z trzech form tworz¹cych naj-wiêkszy w Masywie Œlê¿y zespó³ reliktowych lodowców skalnych, cechuj¹ siê bardzo du¿ym zró¿nicowaniu cech
litologicznych i skomplikowan¹ struktur¹. W porz¹dku stratygraficznym wystêpuj¹ tu (ryc. 2, 3) zapadaj¹ce pod du¿ym k¹tem przeciwnie do nachylenia stoku: dolna glina — warstwa diamiktytu z³o¿ona g³ównie z gabra i jego zwietrzeliny (4,6–4,85 m od powierzchni gruntu), war-stwowane piaski wodnolodowcowe z du¿ym udzia³em frakcji py³u (4,6–3,5/4,3 m), œrodkowa glina — dia-miktyt podobny do osadu w dolnej czêœci profilu (3,5/4,3–2,6 m), warstwowane piaski wodnolodowco-we podobne do zalegaj¹cych pod œrodkow¹ glin¹ (2,6–1,0 m) oraz warstwa bloków i gruzu „p³ywaj¹cego” w piaszczysto-pylastym matriks (powy¿ej 1 m) (ryc. 2).
Zró¿nicowanie litologiczne osadów, nachylenie powierzchni strukturalnych oraz liczne i wyraŸne mikrostruktury tektoniczne wskazuj¹ na pe³zniêcie wieloletniej zmarzliny jako proces odpowiedzialny za ich formowanie (¯urawek, 2001).
Datowaniu metod¹ OSL poddano dwie próby z warstwy dolnych piasków, oznaczonej na ryc. 2 jako B oraz jedn¹ próbê z piasków górnych (D na ryc. 2).
Analiza uziarnienia osadów z warstwy B wykaza³a dominacjê frakcji grubego py³u z du¿ym udzia³em pia-sku drobnoziarnistego (nomenklatura zgodnie z Instrukcj¹..., 1977) b¹dŸ przewagê piasku œrednioziar-nistego, w zale¿noœci od miejsca opróbowania (ryc. 4). Dla poddanych datowaniu OSL prób reprezenta-tywne s¹ krzywe B2 i B3 na ryc. 4.
Piasek z warstwy D, w próbce reprezentatywnej dla osadu pobranego do datowania, wykazuje wyraŸn¹ dominacjê frakcji piasku drobnoziarnistego i znaczny udzia³ frakcji piasku œrednioziarnistego (ryc. 5).
Datowanie próbki, oznaczonej na ryc. 3 jako OSL1 (GdTL-606), da³o wynik 189±19 tys. lat BP, a pobrane-go nieco wy¿ej osadu (OSL2, GdTL-605) 387±50 tys. lat BP. Data uzyskana dla próbki z górnej serii piasków (OSL3, GdTL-604) to 264±33 tys. lat BP.
Równolegle do prac zmierzaj¹cych do okreœlenia cech i wieku osadów samych reliktowych lodowców skalnych prowadzono wiercenia rêczne w osadach zag³êbieñ wytopiskowych. W sp¹gu osadów wype³niaj¹cych jedno z nich, w bezpoœrednim s¹siedztwie opisanego wy¿ej wkopu (ryc. 1), stwier-dzono gruze³kowo-amorficzny torf (ryc. 6), który pod-dano datowaniu metod¹ radiowêglow¹. Otrzymany nie kalibrowany wiek próbki wynosi 10270±150 lat BP (Gd-15152).
Dyskusja
Du¿a rozbie¿noœæ w datach uzyskanych metod¹ OSL dla próbek OSL1 i OSL2 (ryc. 3), reprezen-tuj¹cych tê sam¹ seriê osadów wskazuje, ¿e otrzymany wiek nie mo¿e byæ bezkrytycznie uznany za wiek lodowca skalnego, tj. moment inkorporowania osa-dów wodnolodowcowych do pe³zn¹cej masy skal-no-lodowej. Œwiadczy o tym równie¿ wynik datowania górnych piasków, odbiegaj¹cy od pozo-sta³ych o odpowiednio 75 i 123 tys. lat. Ró¿nica pomiêdzy najm³odszym a najstarszym z datowanych osadów wynosi 198 tys. lat, czyli wiêcej, ni¿ wiek najm³odszej próbki, a nawet przy przyjêciu b³êdów wynosi ona 129 tys. lat.
OSL 2 (GdTL-605) 387±50 ka BP OSL 1 (GdTL-606) 189±19 ka BP OSL 3 (GdTL-604) 264±33 ka BP
Ryc. 3. Osady reliktowego lodowca skalnego w intersekcji równoleg³ej
do poziomicy. Oznaczono lokalizacjê próbek datowanych metod¹ OSL
Fig. 3. Deposits of the relict rock glacier as seen in the intersection
Jest bardzo ma³o prawdopodobne, aby nawet przy za³o¿eniu minimalnej œredniej prêdkoœci ruchu aktywnego lodowca skalnego równej 1 cm na rok (por. Barsch, 1996), w³¹czy³ on w odstêpie blisko 130 tys. lat osady reprezento-wane przez próbki OSL1 i OSL2 choæby dlatego, ¿e piasek z próbki OSL2 musia³by pierwotnie zalegaæ znacznie powy¿ej górnego zasiêgu lodowca skalnego.
Oczywiœcie tak du¿¹ rozbie¿noœæ dat mo¿na by t³uma-czyæ jedno- b¹dŸ wielokrotnym reaktywowaniem lodowca skalnego nieaktywnego (ang. inactive rock glacier) lub reliktowego. Jeœli przyj¹æ chronostratygrafiê plejstocenu Polski, opart¹ g³ównie na datach TL (np. Mojski, 1993), w tym datach z osadów Przedgórza Sudeckiego (Szponar, 1986), to bezkrytyczna interpretacja dat OSL, doprowa-dzi³aby do wniosku, ¿e piasek z próbki OSL2 po raz ostatni by³ eksponowany na œwiat³o u schy³ku zlodowacenia po³udniowopolskiego. Osady z próbki OSL1 i OSL3 zosta³y natomiast ostatecznie przykryte m³odszymi utwo-rami dopiero podczas zlodowacenia odry.
Przeciwko traktowaniu uzyskanych dat jako dowodu wielofazowoœci rozwoju form œwiadczy podobieñstwo cech osadów z próbek OSL1 i OSL2. Zastosowanie techni-ki odtworzeniowej pojedynczych porcji (SAR) pozwala jednoczeœnie na unikniêcie niebezpieczeñstwa niepowta-rzalnoœci datowania spowodowanej przypadkowym
dobo-rem ziaren piasku byæ mo¿e pochodz¹cych z osadów ró¿-nowiekowych i przemieszanych przez pe³zn¹cy lodowiec skalny.
Reasumuj¹c: du¿a rozbie¿noœæ dat uzyskanych dla jed-nej serii osadów sugeruje, ¿e co najmniej jedna z nich nie nadaje siê do interpretacji. Wzglêdne podobieñstwo wieku prób OSL1 i OSL3 oraz ma³e prawdopodobieñstwo zacho-wania siê na stokach Œlê¿y osadów ze zlodowaceñ star-szych ni¿ zlodowacenie odry pozwala przyj¹æ, ¿e bardziej wiarygodna jest data 189±19 tys. lat BP (OSL1). Ozna-cza³oby to, ¿e obie serie piasków: górna i dolna, reprezen-tuj¹ osady wodnolodowcowe zlodowacenia odry.
Takie rozstrzygniêcie, choæ i tak opatrzone licznymi znakami zapytania, nie rozwi¹zuje jednak problemu wieku reliktowych lodowców skalnych. Nie wyklucza ono w dal-szym ci¹gu wielofazowoœci ich rozwoju ani nie daje pod-staw do okreœlenia górnej granicy wiekowej.
Oto bowiem odrzañskiemu wiekowi form przecz¹ obserwacje geomorfologiczne. Jest nie do przyjêcia teza, ¿e strome stoki lodowców skalnych i zag³êbienia wytopi-skowe w ich obrêbie zachowa³y siê w obserwowanej dziœ œwie¿ej formie od zlodowacenia odry czy nawet warty. Tezie takiej przeczy absolutny brak równie ¿ywych form rzeŸby w ca³ej strefie staroglacjalnej. Zag³êbienia owe musia³yby zostaæ zape³nione osadami, szczególnie jeœli pod uwagê wzi¹æ ich niewielkie rozmiary i du¿¹ wydajnoœæ pro-cesów peryglacjalnych podczas ostatniego zlodowacenia.
Za vistuliañskim wiekiem reliktowych lodowców skal-nych w Masywie Œlê¿y œwiadczy ponadto wynik datowa-nia sp¹gu osadów zag³êbiedatowa-nia bezodp³ywowego. Wobec faktu, ¿e zag³êbienie jest zamkniête nawet wspó³czeœnie, wydaje siê nieprawdopodobne, ¿eby na jego dnie nie zachowa³y siê osady interglacja³u eemskiego, a ewentual-nie tak¿e schy³ku zlodowacenia warty, jeœliby nisza istnia³a ju¿ podczas tego zlodowacenia.
Z du¿ym prawdopodobieñstwem mo¿na zatem przyj¹æ, ¿e ostatnia faza rozwoju form aktywnych mia³a miejsce podczas ostatniego zlodowacenia. Z pewnoœci¹ wytopienie siê lodu spajaj¹cego osad lodowca skalnego nast¹pi³o nie
B1 B2 B3 100 80 60 40 20 0 0,00 0,01 0,10 1,00 10,00 100,00 d [mm] D (%)
Ryc. 4. Kumulowane krzywe uziarnienia próbek z serii piasków
dolnych (B na ryc. 2). Krzywe B2 i B3 s¹ reprezentatywne dla próbek datowanych metod¹ OSL (OSL1 i OSL2)
Fig. 4. Cumulative grain size distribution curves for the lower
sands (B in Fig. 2). Curves B2 and B3 represent samples that were dated by an OSL technique (OSL1 and OSL2)
D11 100 80 60 40 20 0 0,01 0,10 1,00 10,00 100,00 d [mm] D (%)
Ryc. 5. Kumulowana krzywa uziarnienia próbki z piasków
gór-nych (D na ryc. 2) datowagór-nych metod¹ OSL (OSL1)
Fig. 5. Cumulative grain size distribution curve for the upper
sand (D in Fig. 2), that was dated by an OSL technique (OSL3)
40 50 60 10 0 0 40 20 60 100 80 120 140 [cm] C (%) detrytus roœlinny undergrowth torf peat (warstwa przejœciowa) (transitional layer) br¹zowy mu³ek laminowany z wêgielkami drzewnymi
laminated mud with charcoal, brownish
czarny mu³ek laminowany laminated mud, black br¹zowy mu³ek laminowany z wêgielkami drzewnymi
laminated mud with charcoal, brownish torf peat osady pod³o¿a bottom diamictite 10270 +/-150 yrs C14 BP Gd-15152
Ryc. 6. Osady wype³nienia zag³êbienia bezodp³ywowego z
dato-wanym torfem w sp¹gu oraz zawartoœæ w nich wêgla organiczne-go
Fig. 6. Deposits from the filling of closed depression with peat
dated by a radiocarbon technique, and the content of organic car-bon within these deposits
póŸniej, ni¿ 10270±150 lat14C BP. Otrzymana data przypa-da na prze³om m³odszy dryas/okres preborealny, jedno-znacznie wskazuje wiêc tylko na to, ¿e lodowiec skalny nie by³ aktywny w holocenie, co z uwagi na niskie po³o¿enie form mo¿na uznaæ za oczywiste. Pewne datowanie lodow-ców skalnych na jej podstawie na m³odszy dryas nie by³oby uprawnione, nie przeczy jednak takiej interpretacji opartej o przes³anki stratygraficzne.
Prawdopodobna jest wiêc nastêpuj¹ca sekwencja wydarzeñ geologicznych: sedymentacja lessu z maksimum u schy³ku plenivistulianu (1), ostatnia faza aktywnoœci lodowców skalnych po maksimum sedymentacji lessu, byæ mo¿e nawet do m³odszego dryasu w³¹cznie lub podczas m³odszego dryasu (2), wytopienie siê lodu lodowców skal-nych i wkroczenie roœlinnoœci wraz z nastaniem okresu preborealnego (3).
W œwietle powy¿szych rozwa¿añ nale¿y uznaæ, ¿e nawet jeœli lodowce skalne rozwija³y siê na stokach Œlê¿y przed ostatnim zlodowaceniem, to wyniki datowania OSL trudno uznaæ za tego dowód. Uzyskane daty wyznaczaj¹ prawdo-podobnie moment depozycji piasków w œrodowisku wodno-lodowcowym, a nie ich w³¹czenia do pe³zn¹cej po stoku masy skalno-lodowej. Œwiadczy³oby to o inkorporowaniu do aktywnego lodowca skalnego ca³ymi pakietami osadów zalegaj¹cych na stoku lub o tym, ¿e datowane piaski sta³y siê osadem lodowca skalnego ju¿ w momencie jego mobiliza-cji. W konkretnym przypadku osadów w opisywanym profi-lu nale¿y przyj¹æ pierwsz¹ z wymienionych mo¿liwoœci. Na jej korzyœæ œwiadczy naprzemianleg³e zaleganie serii osa-dów o ró¿nej genezie, tj. piasków oraz glin, w g³ównej mie-rze budowanych pmie-rzez zwietmie-rzelinê gabra (ryc. 2, 3).
Wnioski
1. Datuj¹c metod¹ OSL piaski wodnolodowcowe, wspó³tworz¹ce osady reliktowego lodowca skalnego, prawdopodobnie oznaczono moment ich depozycji w œro-dowisku fluwioglacjalnym, a nie w³¹czenia do lodowca skalnego.
2. Lodowce skalne mog³y w Masywie Œlê¿y rozwijaæ siê podczas kilku ch³odnych okresów plejstocenu, pocz¹wszy od zlodowacenia odry. Uzyskane daty OSL nie potwierdzaj¹ jednak, ani nie przecz¹ takiej hipotezie. Jej przyjêcie uzasadnione jest o tyle, ¿e Ÿród³em buduj¹cego reliktowe lodowce skalne materia³u s¹ osady zlodowacenia odry, a zarówno podczas tego, jak i póŸniejszych gla-cja³ów, istnia³y warunki klimatyczne sprzyjaj¹ce rozwojo-wi rozwojo-wieloletniej zmarzliny.
3. Ostatnia faza aktywnoœci lodowców skalnych mia³a miejsce nie póŸniej, ni¿ 10270±150 radiowêglowych lat BP.
4. Przes³anki geomorfologiczne i stratygraficzne pozwalaj¹ stwierdziæ, ¿e lodowce skalne po raz ostatni by³y aktywne nie wczeœniej, ni¿ podczas ostatniego zlodo-wacenia. Sama pozycja stratygraficzna sugeruje, ¿e ostat-nia faza ich aktywnoœci nie jest starsza od górnego plenivistulianu i mo¿e obejmowaæ jeszcze m³odszy dryas. Prawdopodobna jest nastêpuj¹ca sekwencja wydarzeñ:
sedymentacja lessu z maksimum w górnym plenivistulia-nie (1), ostatnia faza aktywnoœci lodowców skalnych po maksimum akumulacji lessów, byæ mo¿e nawet do m³odszego dryasu w³¹cznie (2), wytopienie siê lodu lodowców skalnych i wkroczenie roœlinnoœci wraz z okre-sem preborealnym (3).
5. Uzyskane daty w po³¹czeniu z analiz¹ struktury osa-dów wskazuj¹, ¿e osady zalegaj¹ce na stoku by³y w³¹czane do aktywnego lodowca skalnego ca³ymi pakietami. Dowo-dzi to znacznej zdolnoœci egzaracyjnej lodowca skalnego.
Pani prof. Annie Pazdur oraz Panu dr hab. Andrzejowi Blusz-czowi z Instytut Fizyki Politechniki Œl¹skiej dziêkujê za datowa-nie osadów i zainteresowadatowa-nie geomorfologiczn¹ problematyk¹ Masywu Œlê¿y. Za krytyczne przejrzenie manuskryptu podziêko-wania sk³adam Panu prof. Adamowi Kotarbie i Panu dr hab. Andrzejowi Bluszczowi.
Badania zosta³y przeprowadzone w ramach projektu badawczego nr 6 PO4E 035 17, finansowanego przez Komitet Badañ Naukowych w latach 1999–2001.
Literatura
BARSCH D. 1996 — Rockglaciers. Indicators for the Present and For-mer Geoecology in High Mountain Environments. Springer Ser. in Physical Environment, 16.
BLUSZCZ A. 1999 — Datowanie luminescencyjne osadów czwarto-rzêdowych. [In:] Pazdur A., Bluszcz A., Stankowski W. & Starkel L., Geochronologia górnego czwartorzêdu Polski: 43–56.
FRÜHAUF M. 1990 — Neue Befunde zur Lithologie, Gliederung und Genese der periglazialen Lockermaterialdecken im Harz: Fremdmate-rialnachweis und Decksedimenterfassung. Petermanns Geograph. Mitt., 4: 249–256.
Geologische Karte von Preußen und benachbarten deutschen Ländern, 1 : 25 000. Preußische Geologische Landesanstalt. Blatt Zobten, 2. Auflage (1928).
Góra Œlê¿a, Sobótka, 1 : 15 000, 1991 — Wyd. SKS Burza, Wroc³aw. HAEBERLI W. 1983 — Permafrost-glacier relationships in the Swiss Alps — today and in the past, [In:] Permafrost. Fourth Intern. Conf. Nat. Acad. Sc., Washington: 415–420.
HAEBERLI W. 1985 — Creep of mountain permafrost: Internal struc-ture and flow of alpine rock glaciers. Mitt. Versuchs. Wasserb., Hydrol. Glaziol., 77: 1–142.
HUMLUM O. 1998 — The Climatic Significance of Rock Glaciers. Permafr. Perigl. Proc., 9: 375–395.
Instrukcja w sprawie opracowania i wydania Szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, 1977 — Wyd. Geol. JARY Z. 1996 — Chronostratygrafia oraz warunki sedymentacji lessów po³udniowo-zachodniej Polski na przyk³adzie P³askowy¿u G³ubczyckiego i Wzgórz Trzebnickich. Acta Univ. Wratisl., 1766. Studia Geograf., 63: 1–99.
MOJSKI J. E. 1993 — Europa w plejstocenie. Wyd. PAE, Warszawa. RUTKOWSKI J., KRÓL K. & LEMBERGER M. 1998 — The pingo remnant in the Suwa³ki Lake Region (NE Poland). Quater. Stud. Pol., 15: 55–60.
SZPONAR A. 1986 — Chronostratygrafia i etapy deglacjacji strefy przedgórskiej Sudetów w okresie zlodowacenia œrodkowopolskiego. Acta Univ. Wratisl., 963. Stud. Geograf., 45: 1–202.
¯URAWEK R. 1999 — Reliktowe lodowce skalne — nowa interpreta-cja form akumulacji na wschodnich i po³udniowych stokach Œlê¿y. Prz. Geograf., 71: 77–94.
¯URAWEK R. 2000 — Wybrane cechy litologiczne osadów relikto-wych lodowców skalnych Masywu Œlê¿y. Geneza, litologia i stratygra-fia utworów czwartorzêdowych, tom III.
¯URAWEK R. 2001 (w druku) — Internal structure of a relict rock glacier, Œlê¿a Massif, SW Poland. Permafr. Perigl. Proc., 12.
