Subglacjalne pochodzenie prze³omowych dolin
zachodniej czêœci progu œrodkowotriasowego i ci¹gu pagórów okolic Gogolina
Tomasz Salamon
1Subglacial origin of gorge valleys in western part of the Middle Triassic Ridge and the row of the hills near the Gogolin. Prz. Geol., 57: 243–251.
A b s t r a c t. The western part of the Middle Triassic Ridge is cut by two narrow gorges. At present the Odra River is running through the western gorge in the vicinity of Krapkowice and a small stream, right-bank tributary of this river, through the eastern one, passing 1–2 km to the east of the former. These erosive forms were hitherto inter-preted as epigenetic gorges of the Odra. A row of elongated hills built of gravel and sands is found at southeasterly prologation of the eastern erosive gorge. The field study carried out at a site located at one of these hills indicates direct connections and subglacial origin of these erosive forms and hills. Most probably the eastern gorge repre-sents a fragment of a subglacial tunnel valley, which continues northwards into the zone of the present-day Odra channel. The hills located at prolongation of the gorges are interpreted as eskers. Because of the high similarity, the western gorge val-ley is most probably also of subglacial origin. The studied part of the subglacial drainage system most probably originated in result of an outburst flood of subglacial water temporarily stored at the bottom of the ice-sheet. The tunnel valley and eskars were formed dur-ing Odranian glaciation.
Keywords: tunnel channel, eskers, subglacial drainage, gorge valley of the Odra River, Middle Triassic Ridge
Zachodni¹ czêœæ progu œrodkowotriasowego, stano-wi¹cego pó³nocno-zachodni fragment Wy¿yny Œl¹skiej, rozcinaj¹ dwie w¹skie doliny prze³omowe (ryc. 1A). Pierwsz¹ z nich w okolicach Krapkowic p³ynie Odra. Wed³ug Walczakówny i Baranowskiej (1964) jest to prze³om epigenetyczny utworzony przez rzekê w czasie interstadia³u odra-warta. Drug¹, znajduj¹c¹ siê ok. 1–2 km dalej na wschód, p³ynie niewielki ciek wodny, prawo- brze-¿ny dop³yw Odry. Ta dzisiaj prawie sucha erozyjna forma jest interpretowana przez wymienione autorki równie¿ jako dawna dolina Odry. Czas jej powstania przyjmuj¹ one na schy³ek zlodowacenia sanu (Walczakówna & Baranow-ska, 1964). Na przed³u¿eniu wschodniego prze³omu w kie-runku po³udniowo-wschodnim wystêpuje ci¹g pagórów zbudowanych z osadów ¿wirowo-piaszczystych. Wyniki badañ terenowych prowadzonych w obrêbie jednego z pa-górów oraz analiz numerycznego modelu terenu wskazuj¹ na bezpoœredni zwi¹zek obu typów form (doliny prze³omo-wej i pagórów).
Pagóry by³y opisywane ju¿ na pocz¹tku ubieg³ego wie-ku. Assmann (1914) interpretowa³ je pocz¹tkowo jako ozy, a póŸniej uzna³ za wzgórza kemowe (Assmann, 1933). Pogl¹d o kemowej genezie pagórów by³ równie¿ przyjmo-wany przez innych autorów (Szaflarski, 1955; Gilewska & Klimek, 1967). Na mapach geologicznych Polski wzgórza tak¿e s¹ oznaczone jako kemy (Kotlicka & Kotlicki, 1979; Trzepla, 1994). Opisywane formy s¹ ³¹czone z l¹dolodem zlodowacenia odry (Assmann, 1933; Szaflarski, 1955; Kotlicka & Kotlicki, 1979).
Rekonstrukcja œrodowiska sedymentacji osadów, z któ-rych s¹ zbudowane pagóry, oraz charakter relacji pomiêdzy dolin¹ prze³omow¹ i pagórami wskazuj¹ na subglacjalne pochodzenie tych form. Celem artyku³u jest przedstawie-nie dowodów na poparcie tej tezy oraz wstêpna dyskusja na temat mo¿liwych przyczyn i okolicznoœci utworzenia opi-sywanego fragmentu subglacjalnego systemu drena¿u.
Sytuacja geomorfologiczno-geologiczna
Próg œrodkowotriasowy stanowi pod³u¿ne pasmo wzgórz o orientacji WNW-ESE wznosz¹cych siê tekto-niczn¹ krawêdzi¹ nad s¹siaduj¹c¹ od po³udnia Kotlin¹ Raciborsk¹ (ryc. 1A). Ku pó³nocy przechodzi on w obni¿e-nie Równiny Opolskiej. Zachodni¹ czêœæ progu tworz¹ g³ównie wapienie i wapienie margliste warstw gogoliñ-skich (ryc. 1). Ku pó³nocy przechodz¹ one w kredowe mar-gle i wapienie margliste, ods³aniaj¹ce siê na powierzchni terenu w rejonie Opola (Biernat, 1958; Wroñski & Koœciów-ko, 1988). S¹siaduj¹c¹ z progiem od zachodu i po³udnia Równinê Niemodliñsk¹ i Kotlinê Raciborsk¹ wype³niaj¹ g³ównie ilaste utwory neogenu przykryte warstw¹ osadów czwartorzêdowych (Kotlicka & Kotlicki, 1979; Wroñski & Koœciówko, 1988).
Prze³omowe doliny s¹ usytuowane w zachodniej czêœci progu. Jest to jego najni¿szy fragment o wysokoœci dochodz¹cej do 180–185 m n.p.m. Wschodnia dolina, któ-ra jest g³ównym przedmiotem rozwa¿añ, to pod³u¿na for-ma erozyjna o d³ugoœci ok. 4 km. Szerokoœæ doliny wynosi ok. 500–700 m (ryc. 1A), natomiast g³êbokoœæ dochodzi do kilkunastu metrów. Dolina biegnie ³ukiem, z kierunku pó³nocnego ku po³udniowemu wschodowi. W tamt¹ stronê nieznacznie siê rozszerza. Jej dno wyœcielaj¹ niewielkiej mi¹¿szoœci osady wodnolodowcowe wykszta³cone w posta-ci piasków i ¿wirów (Biernat, 1958; Wroñski & Koœposta-ciów- Koœciów-ko, 1988).
Ci¹g wzniesieñ rozpoœcieraj¹cych siê na przed³u¿eniu doliny prze³omowej w kierunku po³udniowo-wschodnim to uszeregowane w linii pod³u¿ne pagóry o wysokoœci wzglêdnej dochodz¹cej do 20–30 m, d³ugoœci ponad 2 km i szerokoœci u podstawy 400–500 m (ryc. 1A). Kulminacje pagórów osi¹gaj¹ wysokoœæ 190–220 m n.p.m. Formy te s¹ zbudowane z osadów ¿wirowo-piaszczystych. Obszar bez-poœrednio s¹siaduj¹cy z pagórami jest przykryty utworami wodnolodowcowymi z zachowanymi lokalnie p³atami gli-ny zwa³owej zlodowacenia odry (Trzepla, 1994). 1–3 km dalej w kierunku po³udniowo-wschodnim zaczynaj¹ siê aluwia Odry.
1
Wydzia³ Nauk o Ziemi, Uniwersytet Œl¹ski, ul. Bêdziñska 60, 41-200 Sosnowiec; tomasz.salamon@us.edu.pl
Analiza osadów w stanowisku Gogolin i geneza pagórów
Stanowisko znajduje siê w wyrobisku dawnej ¿wirow-ni zlokalizowanej w obrêbie pagóra po³o¿onego najbli¿ej prze³omowej doliny, na po³udniowo-zachodnich obrze-¿ach Gogolina (ryc. 1A). W wysokiej na 10–20 m i d³ugiej na ponad 350 m frontowej œcianie wyrobiska ods³ania³y siê osady centralnej czêœci formy.
Charakterystyka litofacjalna. Pagór charakteryzuje siê z³o¿on¹ budow¹. W pó³nocno-zachodniej i œrodkowej czêœci ods³oniêcia jest zbudowany z wystêpuj¹cych na-przemianlegle ³awic ¿wirowych du¿ej mi¹¿szoœci i mniej mi¹¿szych ³awic piaszczystych (ryc. 2). Wszystkie ³awice s¹ nachylone w kierunku pó³nocno-zachodnim pod k¹tem kilku stopni.
£awice ¿wirowe tworz¹ przewa¿nie litofacje masyw-nych ¿wirów Gm o mi¹¿szoœæ 1–4 m (ryc. 2; 3A, B). Uziar-nienie ¿wirów zmienia siê w bardzo du¿ym przedziale. Dominuj¹ klasty o wielkoœci 5–30 cm. Nierzadko wystê-puj¹ te¿ g³azy o œrednicy powy¿ej 50 cm, a sporadycznie nawet do 1,3 m (ryc. 3A). ¯wiry maj¹ na ogó³ zwarty szkie-let ziarnowy wype³niony matriksem drobno¿wirowym lub drobno¿wirowo-piaszczystym. Sporadycznie pojedyncze wyd³u¿one klasty wystêpuj¹ w u³o¿eniu imbrykacyjnym. Zazwyczaj jednak nie wykazuj¹ one ¿adnego uporz¹dko-wania (ryc. 3C, D). Znacznie rzadziej ¿wiry maj¹ rozpro-szony szkielet ziarnowy. S¹ one wówczas nieco bardziej drobnoziarniste. Klasty o rozmiarach od kilku do kilkunastu
centymetrów, sporadycznie imbrykowane, tkwi¹ w bardzo s³abo wysortowanym matriksie piaszczysto-drobno¿wiro-wym (ryc. 3E). Wielkie ³awice masywnych ¿wirów maj¹ bardzo du¿¹ rozci¹g³oœæ horyzontaln¹. Widoczne s¹ one na ca³ej d³ugoœci œciany.
Oprócz jednostek masywnych obserwowano równie¿ innego typu litofacje ¿wirowe, by³y one jednak rzadko spo-tykane. Zalicza siê do nich górna ³awica ¿wirowa w pó³-nocno-zachodniej czêœci ods³oniêcia. ¯wiry wystêpuj¹ tam w wielkoskalowych warstwowaniach przek¹tnych Gp o mi¹¿szoœæ do 3,5 m (ryc. 2). Jednostka ta, jak wszystkie pozosta³e w tej czêœci ods³oniêcia, jest pochylona w kie-runku pó³nocno-zachodnim. Przek¹tne warstwy ¿wirów zapadaj¹ w litofacji w przeciwnym kierunku, tj. na po-³udniowy wschód. Ich k¹t upadu stopniowo maleje, od 20–30° w pó³nocno-zachodniej czêœci ods³oniêcia, po warstwowanie poziome w strefie kulminacji wzniesienia. Lokalnie, w zewnêtrznej czêœci pagóra obserwowano ponadto wielkoskalowe litofacje ¿wirów i ¿wirów piaszczy-stych o przek¹tnym warstwowaniu rynnowym Gt (ryc. 3F). Wystêpuj¹ one w wielozestawach o mi¹¿szoœci 1,5–2 m. Mi¹¿szoœæ pojedynczego zestawu wynosi 60–80 cm, a sze-rokoœæ 2–4 m.
£awice piaszczyste maj¹ z regu³y mniejsz¹ mi¹¿szoœæ w porównaniu do ³awic ¿wirowych, przewa¿nie 0,5–2 m (ryc. 2, 3B). Tworz¹ je zazwyczaj litofacje piasków lub pia-sków ¿wirowych o warstwowaniu poziomym Sh, rzadziej warstwowanych przek¹tnie Sp, SGp lub przek¹tnie ma³ok¹towo SGl. Zespo³y litofacji piaszczystych, tak samo Krapkowice
Opole
Gogolin Odra KOTLINA RACIBORSKA RACIBÓRZ BASIN RÓWNINA NIEMODLIÑSKA NIEMODLIN PLAIN RÓWNINA OPOLSKA OPOLE PLAIN A ?prze³omowe odcinki dolin
(1 – prze³om wschodni, 2 – prze³om zachodni) gorge valleys
(1 – east gorge, 2 – west gorge) analizowane pagóry studied hills N 0 5km 1 2 3 4 5 6 7 8 Opole Krapkowice Gogolin
B
0 5km ci¹g pagórów row of the hills formy erozyjne erossive forms NEOGEN NEOGENE KREDA CRETACEOUS TRIAS GÓRNY UPPER TRIASSIC TRIAS ŒRODKOWY MIDDLE TRIASSIC TRIAS DOLNY LOWER TRIASSIC KARBON CARBINIFEROUSi³y, mu³ki, piaski clays, silts, sands
margle, wapienie margliste, piaskowce marlstones, marly limestones,sandstones i³owce, margle
siltstones, marlstones
piaskowce, mu³owce sandstones, siltstones dolomity, margle, wapienie, piaskowce dolomites, marlstones, limestones, sandstones wapienie, margle
limestones, marlstones wapienie, margle, dolomity limestones, marlstones, dolomites dolomity, dolomity margliste dolomites, marly dolomites
1 2 3 4 5 6 7 8
Ryc. 1. A — Ukszta³towanie terenu oraz lokalizacja obszaru badañ. Widoczne odcinki dolin prze³omowych rozcinaj¹cych zachodni¹
czêœæ progu œrodkowotriasowego oraz ci¹g pagórów wystêpuj¹cych na przed³u¿eniu prze³omu wschodniego. Zaznaczono równie¿ frag-ment dzisiejszej doliny Odry jako przypuszczaln¹ kontynuacjê rynny subglacjalnej w kierunku pó³nocnym. B — Po³o¿enie ci¹gu pagó-rów i struktur erozyjnych na tle budowy geologicznej starszego pod³o¿a (wykonano na podstawie odkrytej mapy geologicznej Polski w skali 1 : 200 000 — Kotlicki, 1979; Koœciówko, 1988)
Fig. 1. A — Relief of the studied area and location of the Gogolin site. Gorges cutting through the Middle Triassic Ridge and the row
of elongated hills located on the prolongation of the eastern gorge are visible. The fragment of the present-day Odra River valley as a potential northerly continuation of the subglacial gorge is marked. B — Location of the row of hills and erosive forms at the background of geological structure of the basement (after geological map of Poland without Cenozoic deposits, in the scale 1 : 200 000 — Kotlicki, 1979; Koœciówko, 1988)
NW
SE
2m Gp Sp Gm Gm Sh Sh Sp Sh Gm Gm Gm Sh Sp Fh Sp Sh Gm Gp 0 20m 100m œciany ods³oniêcia wall of the exposureprezentowany fragment œciany
studied section
Symbole kodu litofacjalnego
Lithofacies symboles code
4-8 8-16 16-32 20% 20% 40% 40% 60% 60% 80% 80% 100% 100% 4-8 8-16 16-32 kwarc quartz
ska³y krystaliczne skandynawskie Scandinavian crystalline rocks kwarcyty, piaskowce skandynawskie Scandinavian quartzites and sandstones margle, wapienie margliste kredowe Cretaceous marlstones, marly limestones wapienie triasowe
Triassic limestones piaskowce ró¿nego pochodzenia sandstones different origin ska³y krzemionkowe siliceous rocks inne others rocks P1 P2 P1 P2
P1 miejsca poboru próbek do analizy sk³adu petrograficzego location of samples to petrographic analysis kierunki upadu warstwowañ przek¹tnych directions of cross-strata dip
Sk³ad petrograficzny Petrographic composition [mm] [mm] i m pd pœ pg ¿d ¿g G S F ¿wir gravel piasek sand mu³ silt m h masywna massive warstwowanie poziome horizontal stratification p³askie warstwowanie przek¹tne planar cross-stratification Tekstura Texture Struktura Structure p i m pd pœ pg ¿d ¿g i m pd pœ pg ¿d ¿g i m pd pœ pg ¿d ¿g i m pd pœ pg ¿d ¿g i m pd pœ pg ¿d ¿g
¿g–¿wir gruboziarnistycoarse-grained gravel i –i³clay
m –mu³silt
pd–piasek drobnoziarnistyfine-grained sand
pœ–piasek œrednioziarnisty medium-grained sand
pg–piasek gruboziarnistycoarse-grained sand
¿d–¿wir drobnoziarnistyfine-grained gravel
GS ¿wir piaszczysty sandy gravel
SG piasek ¿wirowy gravelly sand
przek¹tne warstwowanie rynnowe trough cross-stratification
t
p³askie warstwowanie przek¹tne ma³ok¹towe low-angle planar cross-stratification
l
—symbole u¿yte w tekœcie symbols used in the text
Ryc. 2. Pó³nocno-zachodni fragment œciany ods³oniêcia i profile litologiczne osadów oraz wyniki wskaŸnikowej analizy sk³adu
petrograficznego ¿wirów w stanowisku Gogolin
Fig. 2. North-western fragment of main wall of the gravel-pit and sedimentary profiles and petrographic composition of gravel
B A G D C E F H 2m 1m 0,5 m 0,5 m 0,5 m 0,5 m 0,5 m
Ryc. 3. Osady w stanowisku Gogolin: A, B — ogólny widok œciany w œrodkowej czêœci ods³oniêcia; widoczne wielkiej skali
lito-facje ¿wirów masywnych tworz¹ce tabularne ³awice zalegaj¹ce przemiennie z ³awicami piasków; na ryc. A zaznaczono g³az o œrednicy 1,3 m; C, D — litofacje masywnych ¿wirów o zwartym szkielecie ziarnowym dominuj¹ce w obrêbie ³awic ¿wirowych; dostrzegalne bez³adne u³o¿enie klastów; sporadycznie najwiêksze klasty wystêpuj¹ w u³o¿eniu imbrykacyjnym; E — znacznie rzadsze litofacje ¿wirów o rozproszonym szkielecie ziarnowym; F — wielozestaw ¿wirów o przek¹tnym warstwowaniu rynno-wym obserwowany w zewnêtrznej czêœci pagóra; G — warstwa mu³ów (wskazana strza³k¹) w stropie ³awicy piaszczystej; H — po³udniowo-wschodni fragment ods³oniêcia; naprzemianleg³e tabularne litofacje ¿wirów masywnych i piasków warstwowanych poziomo, które tworz¹ zespó³ wyraŸnie nachylony w kierunku po³udniowo-wschodnim
Fig. 3. Sediments exposed at the Gogolin site: A, B — general view of the wall in central part of the exposure; note large-scale
massive gravel lithofacies which form tabular layers alternating with sandy ones; on fig. A see also the boulder with 1.3 m diameter; C, D — massive, clast-supported gravels predominating in gravel beds; note chaotic orientation of clasts and sporadic imbrications of the largest ones; E — markedly less common e lithofacies of matrix-supported gravel; F — gravel with trough-cross stratification traceable close to the slope of the hill; G — silt layer (marked arrow) occurring above sands; H — south-eastern part of the gravel-pit; alternation of tabular lithofacies of massive gravels and horizontally laminated sands. These layers form an assemblage distinctly inclined towards the south-east
jak ¿wiry, charakteryzuj¹ siê du¿¹ rozci¹g³oœci¹ horyzon-taln¹. Czasami jednak siê wyklinowuj¹.
Lokalnie obserwowano osady bardziej drobnoziarni-ste. Powy¿ej jednej z ³awic piaszczystych stwierdzono lito-facjê mu³ów piaszczystych o mi¹¿szoœci 40 cm, ze s³abo zaznaczaj¹c¹ siê laminacj¹ poziom¹ (ryc. 3G). Mu³y s¹ lek-ko zdeformowane i wyklinowuj¹ siê erozyjnie.
W po³udniowo-wschodniej czêœci wyrobiska osady charakteryzuj¹ siê innym wykszta³ceniem litofacjalnym. Tworz¹ one tabularny zespó³ litofacji Sh, GSh, Gm, GSl, pochylony w kierunku po³udniowo-wschodnim (ryc. 3H). K¹t upadu ³awic wynosi 10–15°. Zespó³ jest zbudowany z tabularnych litofacji piasków lub piasków ¿wirowych o warstwowaniu poziomym Sh, SGh, a tak¿e ¿wirów ma-sywnych Gm lub warstwowanych poziomo ¿wirów piasz-czystych GSh. Obserwowano równie¿ litofacje ¿wirowo--piaszczyste i piaszczysto-¿wirowe o p³askim warstwowaniu przek¹tnym ma³ok¹towym GSl, SGl. Litofacje s¹ przewa-¿nie wielkoskalowe.W szczytowej czêœci pagóra litofacje ¿wirowe i piaszczyste odznaczaj¹ siê podobn¹ frekwencj¹, natomiast w kierunku po³udniowo-wschodnim przewa¿aj¹ litofacje piaszczyste.
Ze wzglêdu na rzadkie wystêpowanie litofacji o war-stwowaniu przek¹tnym oraz brak wyraŸnej imbrykacji ¿wirów w stanowisku wykonano niedu¿¹ liczbê pomiarów kierunkowych. Uzyskane wartoœci w przybli¿eniu pokry-waj¹ siê z przebiegiem osi pagóra. Odp³yw odbywa³ siê w kierunku po³udniowo-wschodnim.
Sk³ad petrograficzny. Wykonano wskaŸnikowe anali-zy próbek ¿wirów o frakcji 4–8, 8–16, 16–32 mm ze œrod-kowej i górnej czêœci profilu (ryc. 2). Najwiêksz¹ grupê w obydwu próbkach stanowi¹ ska³y lokalne. Szczególnie liczne s¹ wapienie margliste i margle kredy górnej. Ich udzia³ wyraŸnie wzrasta wraz z wielkoœci¹ klastów, od ok. 30% (we frakcji 4–8 mm,) do ponad 60% (we frakcji 16–32 mm). Wapieni triasowych jest znacznie mniej (6–15%). W próbkach o najdrobniejszej frakcji licznie wy-stêpuje kwarc (30%). W grubszych frakcjach jego udzia³ jednak gwa³townie maleje (3–4% we frakcji 16–32 mm). Materia³ skandynawski jest obecny w iloœci 8–13%. Wzglêdnie liczn¹ grupê stanowi¹ te¿ ró¿nego pochodzenia piaskowce (6–13%). Ska³y krzemionkowe wystêpuj¹ w licz-bie ok. 3–5%. W badanych próbkach stwierdzono tak¿e pojedyncze skalcytyzowane okruchy ma³¿y mioceñskich oraz klasty trawertynów.
We frakcjach bardziej gruboziarnistych, które nie by³y szczegó³owo analizowane, ska³y lokalne przewa¿aj¹ zde-cydowanie. Wydaje siê, ¿e wœród najgrubszych klastów udzia³ ska³ triasowych jest wiêkszy ni¿ poprzednio. Odzna-czaj¹ siê one na ogó³ s³abym obtoczeniem. £¹czna iloœæ wapieni, wapieni marglistych i margli kredowych i triaso-wych mo¿e dochodziæ w przybli¿eniu do 80–90%.
Interpretacja. Litofacje masywnych ¿wirów Gm powstawa³y w wyniku depozycji osadów z przep³ywów nadkrytycznych o bardzo du¿ej energii. Masywna struk-tura osadów oraz bardzo s³abe wysortowanie wskazuj¹ na gwa³towny przebieg depozycji, bêd¹cej efektem nag³ego przeci¹¿enia strumienia osadem w wyniku spadku noœno-œci przep³ywu. O du¿ym tempie agradacji œwiadczy znacz-na mi¹¿szoœæ ¿wirów oraz brak wyraŸnej imbrykacji.
Tabularny pokrój litofacji i du¿y oboczny zasiêg ³awic odzwierciedlaj¹ depozycjê ¿wirów w postaci rozleg³ych pokryw dennych. ¯wiry by³y transportowane w turbu-lentnych przep³ywach w przes³onie trakcyjnej. Zarówno pod³u¿ne, jak i poprzeczne u³o¿enie klastów w stosunku do kierunku przep³ywu wskazuje na transport klastów przez trakcyjne toczenie (du¿e klasty o osi a u³o¿onej prostopadle), jak równie¿ w suspensji (g³ównie mniej-sze klasty o osi a u³o¿onej równolegle). Wielka skala litofacji, odzwierciedlaj¹ca du¿¹ koncentracjê osadów w przep³ywie, wraz z masywn¹ struktur¹ i bardzo s³abym wysortowaniem to cechy charakterystyczne dla silnie prze-ci¹¿onych przep³ywów powodziowych — hyperconcen-trated flood flow (Smith, 1986; Russell & Knudsen, 1999a).
Serie ¿wirowe by³y efektem gwa³townych przep³ywów o charakterze katastrofalnym. O skali wezbrañ i wy-nikaj¹cej z niej bardzo du¿ej wydolnoœci przep³ywów œwiadcz¹ rozmiary najwiêkszych klastów. Œrednia prêd-koœæ przep³ywu umo¿liwiaj¹cego transport klastów o œred-nicy 1 m wed³ug Costy (1983) mo¿e przekraczaæ 5 m/s. Williams (1983) oszacowa³ prêdkoœæ dla takiej wielkoœci klastów na 2,1–14,5 m/s.
Bardzo s³abo wysortowane, masywne, gruboziarniste ¿wiry du¿ej mi¹¿szoœci, czêsto zawieraj¹ce klasty o frakcji g³azowej, s¹ wi¹zane z ró¿nymi glacigenicznymi œrodowi-skami depozycyjnymi. Identyfikowano je zarówno w stre-fach proglacjalnych, jak i w utworach depozycji pod-lodowej. Wielkoskalowe ³awice ¿wirowo-g³azowe depo-nowane na przedpolu l¹dolodu u wylotu subglacjalnych rynien opisywali m.in. Cutler i in. (2002). Powszechnie uto¿samia siê je z glacimarginalnymi, katastrofalnymi powodziami typu jökulhlaup (Maizels, 1991, 1993, 1997; Russell & Knudsen, 1999a, b). W przypadku strefy subgla-cjalnej tego typu osady najczêœciej s¹ spotykane w syste-mach ozowych (Brennand, 1994; Brennand & Shaw, 1996). Mi¹¿sze ³awice ¿wirowe o tabularnym pokroju i du¿ej roz-ci¹g³oœci horyzontalnej Fisher i Taylor (2002) ³¹cz¹ tak¿e z subglacjalnymi przep³ywami powodziowymi o charakte-rze zalewów warstwowych, które zachodzi³y na pcharakte-rzestcharakte-rze- przestrze-ni wielu kilometrów.
Wielkoskalowe litofacje przek¹tnie warstwowanych ¿wirów Gp równie¿ reprezentuj¹ skrajnie wysokoenerge-tyczne œrodowisko depozycyjne. W tym przypadku depo-zycja odbywa³a siê nie poprzez agradacjê, ale w wyniku progradacji wielkich form. Formy te mia³y strome krawê-dzie depozycyjne, za którymi dochodzi³o do dystalnego przyrostu osadów wskutek intensywnego osypywania siê materia³u. Wielkoskalowe litofacje przek¹tnie warstwowa-nych ¿wirów Gp s¹ znane z proksymalwarstwowa-nych œrodowisk san-drowych (por. Dawson & Bryant, 1987; Zieliñski, 1993; Zieliñski & Van Loon, 2003). Reprezentuj¹ one przestrzennie ograniczone, g³êbokie koryta zwi¹zane zazwyczaj z kata-strofalnymi wyp³ywami wód ablacyjnych. By³y tak¿e obserwowane w ozach, szczególnie w ich grzbietowych czêœciach (por. Brennand, 1994, 2000; Brennand & Shaw, 1996). W tych przypadkach s¹ uto¿samiane na ogó³ z du¿y-mi formadu¿y-mi progradacyjnydu¿y-mi (macroforms) du¿y-migruj¹cydu¿y-mi wewn¹trz tuneli lodowych (Brennand & Shaw, 1996).
Rzadkie wielozestawy przek¹tnie rynnowo warstwo-wanych ¿wirów i ¿wirów piaszczystych Gt s¹ efektem migracji megaripplemarków. W sukcesjach z litofacjami
¿wirów masywnych nale¿y je uto¿samiaæ z fazami poprze-dzaj¹cymi (lub wystêpuj¹cymi zaraz po) maksimum bardzo wysokoenergetycznego przep³ywu wezbraniowego. Tego typu litofacje obserwowano w ró¿nych œrodowiskach glaci-genicznych, zarówno proglacjalnych, jak i subglacjalnych (por. Maizels, 1991; Zieliñski, 1993; Brennand, 1994; Zie-liñski & Van Loon, 2003; Fard & Gruszka, 2007).
Zespo³y litofacji piaszczystych powstawa³y z prze-p³ywów o zdecydowanie ni¿szej energii i wydolnoœci. Litofacje Sh by³y deponowane w warunkach górnego p³askiego dna z przep³ywów nadkrytycznych lub przej-œciowych, natomiast litofacje pozosta³e, w tym g³ównie litofacje Sp, z przep³ywów podkrytycznych. Wystêpo-wanie piasków ponad ³awicami ¿wirów wskazuje na ich zwi¹zek ze schy³kowymi fazami wezbrañ. £awice ¿wiro-we wraz z piaskami tworz¹ sukcesje reprezentuj¹ce poje-dyncze, katastrofalne przep³ywy wód.
Obserwowane lokalnie w stropie piasków osady mu³o-wo-piaszczyste by³y deponowane w niemal stoj¹cej wodzie. Œwiadczy to o ca³kowitym ustaniu przep³ywu i spokojnej depozycji zawiesinowej, która nastêpowa³a po wysoko-energetycznych wezbraniach.
Silnie wyd³u¿ony kszta³t pagóra wskazuje, ¿e przep³ywy by³y skoncentrowane w linijnej, ograniczonej przestrzen-nie strefie. Potwierdzaj¹ to rówprzestrzen-nie¿ kierunki paleoprze-p³ywów zgodne z osi¹ pagórów. Miejscem depozycji osa-dów mog³a byæ zatem rozleg³a, pod³u¿na szczelina lodowa albo wyciêty w lodzie tunel subglacjalny. Wielkoskalowe litofacje ¿wirowe w œrodowisku otwartych szczelin wystê-puj¹ stosunkowo rzadko. Obserwowano je g³ównie w roz-leg³ych strefach miêdzylobowych (por. Warren & Ashley, 1994). Znacznie powszechniej powstawa³y one w tunelach ozowych (Brennand, 1994, 2000; Brennand & Shaw, 1996). Takie œrodowisko sedymentacji przyjêto równie¿ dla analizowanych form. Na subglacjaln¹ genezê osadów z Gogolina wskazuje nachylenie ³awic ¿wirowych prze-ciwne do kierunku przep³ywu. Przep³ywy „pod górê” (ang. up flow) s¹ efektem podwy¿szonego ciœnienia wody. Opi-sywane warunki nie mog¹ zaistnieæ w kana³ach otwartych ze swobodnym zwierciad³em wody, a jedynie w tunelach ca³kowicie wype³nionych wod¹.
Cyklicznoœæ, przejawiaj¹ca siê naprzemianleg³ym wystêpowaniem osadów ¿wirowych i piaszczystych, jest powszechna w wielu ozach (por. Banerjee & McDonald, 1975; Gorrell & Shaw, 1991; Brennand, 1994; Brennand & Shaw, 1996). £¹czona jest ona z sezonowymi zmianami warunków w systemie hydrologicznym lodowców (Baner-jee & McDonald, 1975; Brennand, 1994). Mo¿e równie¿ reprezentowaæ powtarzaj¹ce siê epizodycznie zdarzenia powodziowe zwi¹zane z drena¿em subglacjalnych lub supraglacjalnych zbiorników (Walder, 1986; Shulmeister, 1989; Brennand, 1994).
Osady w po³udniowo-wschodniej czêœci ods³oniêcia reprezentuj¹ inne warunki depozycji. Charakteryzuj¹ siê one znacznie mniejsz¹ mi¹¿szoœci¹ litofacji oraz pochyle-niem ³awic zgodnie z kierunkiem przep³ywu. Ten fakt, jak równie¿ tabularny pokrój litofacji, dominacja litofacji ¿wirów masywnych Gm oraz piasków o warstwowaniu poziomym Sh sugeruj¹ depozycjê osadów w œrodowisku sto¿kowym. Depozycja osadów zachodzi³a z przep³ywów nadkrytycznych o rytmicznie zmiennym natê¿eniu, jednak
na ni¿szym poziomie energii w stosunku do osadów anali-zowanych poprzednio.
Nak³adanie siê osadów sto¿kowych na facje ozowe jest zjawiskiem znanym (por. Henderson, 1988; Gorrell & Shaw, 1991; Warren & Ashley, 1994; Brennand, 2000). Najczêœciej tego typu sukcesje powstawa³y u wylotu sub-glacjalnych tuneli koñcz¹cych siê w subakwalnym œro-dowisku (Warren & Ashley, 1994; Brennand, 2000). Sto-pniowe zwê¿anie siê badanych pagórów w kierunku po³udniowo-wschodnim oraz brak na ich przed³u¿eniu for-my sto¿kowej zaznaczonej w rzeŸbie œwiadcz¹ o tym, ¿e osady nie by³y jednak deponowane w strefie wylotu tunelu, ale najprawdopodobniej tak¿e powstawa³y pod lodem. Tworzy³y one przypuszczalnie rozleg³e okrywy po bokach rdzenia ozu. Bardzo prawdopodobne, ¿e by³y deponowa-ne dopiero w koñcowych fazach funkcjonowania tudeponowa-nelu. Podobne formy wystêpuj¹ce w bocznych strefach tuneli ozowych opisywali Gorrell i Shaw (1991), ³¹cz¹c ich powstawanie ze zmianami w geometrii tunelu. RzeŸba ci¹gu pagórów równie¿ stanowi przes³ankê zmiennej geo-metrii tunelu lodowego. Du¿e pagóry ozowe o podobnej budowie s¹ znane z prac Brennand i Shawa (1996) oraz Brennand (1994).
Ostatni etap formowania pagórów móg³ siê odbywaæ w warunkach otwartych szczelin. Prawdopodobnie wów-czas formy te zosta³y okryte osadami piaszczystymi domi-nuj¹cymi w zewnêtrznych czêœciach pagórów.
Geneza dolin prze³omowych
Zdecydowana przewaga lokalnego materia³u osado-wego, z którego s¹ zbudowane pagóry, wskazuje na erozjê pod³o¿a poprzedzaj¹c¹ proces depozycji. ród³em ¿wi-rów by³y wychodnie wapieni zachodniej czêœci progu œrodkowotriasowego oraz (przewa¿aj¹co) wystêpuj¹ce na pó³noc od niego wychodnie ska³ kredowych (ryc. 1B). Sk³ad petrograficzny ¿wirów oraz ich pozycja u wylotu erozyjnego rozciêcia pozwalaj¹ na przyjêcie genetycznego zwi¹zku pagórów z prze³omow¹ dolin¹. Najprawdopodob-niej ¿wiry s¹ akumulacyjnym ekwiwalentem ska³ wyero-dowanych na pó³nocnym zapleczu, a tak¿e z samego progu. Przestrzenna relacja opisywanych form wskazuje zatem, ¿e do rozciêcia progu musia³o dojœæ nie w skutek dzia³alnoœci erozyjnej Odry, jak przyjmowa³y Walczaków-na i Baranowska (1964), ale w warunkach subglacjalnego przep³ywu odbywaj¹cego siê w kierunku po³udniowo--wschodnim. Dowodem na subglacjaln¹ genezê opisywa-nych form jest tak¿e ni¿sze po³o¿enie dna prze³omowej doliny w stosunku do pagórów. Podobnie jak nachylenie ³awic ¿wirowych w kierunku przeciwnym do kierunku przep³ywu element ten wskazuje, i¿ przep³yw musia³ siê odbywaæ w warunkach podwy¿szonego ciœnienia wody. Oczywiœcie, nie mo¿na ca³kowicie wykluczyæ starszego za³o¿enia prze³omu i dopiero jego póŸniejszego wykorzy-stania przez wody subglacjalne. Niewielka szerokoœæ doli-ny prze³omowej oraz skala erozji pod³o¿a, towarzysz¹cej powstawaniu pagórów ozowych, sk³aniaj¹ jednak do odrzu-cenia tej koncepcji.
Du¿y udzia³ ska³ kredowych w sk³adzie petrograficz-nym ¿wirów z Gogolina sugeruje, ¿e rynna mia³a znaczny zasiêg ku pó³nocy. Kontynuacj¹ systemu w tym kierunku mog³a byæ dzisiejsza dolina Odry wyciêta w utworach
kre-dy (ryc. 1A, B). W omawianym odcinku dolina jest w¹ska, a¿ do Opola jej szerokoœæ nie przekracza 2 km. Skalne dno doliny jest p³ytkie. Mi¹¿szoœæ wype³niaj¹cych j¹ aluwiów wynosi 8–15 m (Poprawski, 1987). Stwierdzono tam jedy-nie osady rzeczne ostatjedy-niego zlodowacenia i m³odsze serie holoceñskie. Na skalnym dnie doliny, jak pisze Poprawski (1987), wystêpuje: monotonna seria grubych ¿wirów i ¿wi-rów piaszczystych z otoczakami, zawieraj¹ca znaczn¹ iloœæ materia³u skandynawskiego. Lokalnie obserwowano tak¿e szcz¹tki osadów kamienistych i otoczaków o mi¹¿szoœci 0,5–2 m (Poprawski, 1987).
Z powodu niewielkiej odleg³oœci od badanego prze-³omu samoistnie nasuwa siê równie¿ pytanie o genezê zachodniej doliny prze³omowej, przez któr¹ p³ynie dzisiej-sza Odra. Ze wzglêdu na du¿e morfologiczne podobieñ-stwo do prze³omu wschodniego mo¿na przypuszczaæ, ¿e powsta³a ona w ten sam sposób. Na jej przed³u¿eniu nie ma, co prawda, depozycyjnych form jednoznacznie wska-zuj¹cych na subglacjalne pochodzenie rozciêcia, jednak obszar ich ewentualnego wystêpowania przykrywaj¹ dzisiaj m³odsze osady rzeczne Odry, które prawdopodob-nie ca³kowicie zatar³y starsz¹ rzeŸbê dna doliny. Sub-glacjaln¹ genezê doliny prze³omowej mo¿e potwierdzaæ pogl¹d o m³odym wieku doliny na odcinku od Krapkowic po Opole (Walczakówna & Baranowska, 1964; Poprawski, 1987).
Na obszarze Kotliny Raciborskiej i pó³nocno-wschod-niej czêœci Niziny Œl¹skiej znajduje siê jeszcze kilka innych erozyjnych form, wczeœniej interpretowanych jako kopalne doliny rzeczne, dla których jest przyjmowane sub-glacjalne za³o¿enie (Lewandowski, 1993; Badura i in., 1998). Wed³ug Badury i in. (1998) powstawa³y one jednak podczas wczeœniejszych zlodowaceñ.
Dyskusja — uwarunkowania rozwoju rynnowego systemu drena¿u
Rynny subglacjalne licznie wystêpuj¹ce w krawêdzio-wych czêœciach l¹dolodu skandynawskiego (m.in. Galon, 1965, 1982; Kozarski, 1966/1967; Grube, 1983; Niewia-rowski, 1988, 1993, 1995; Ehlers & Linke, 1989; Piotrow-ski, 1994; MolewPiotrow-ski, 1999) z regu³y s¹ wyciête w osadach nieskonsolidowanych. Przyk³ady rynien subglacjalnych wyerodowanych w twardym pod³o¿u s¹ znane, zw³aszcza z obszaru Ameryki Pó³nocnej (zob. Shaw & Gilbert, 1990; Plair, 1997; Beaney & Shaw, 2000; Beaney, 2002; Rains i in., 2002; Sjogren i in., 2002). Pod wzglêdem cech morfo-logicznych nie odró¿niaj¹ siê one znacz¹co od rynien wypreparowanych w osadach nieskonsolidowanych. Maj¹ szerokoœæ przewa¿nie kilkuset metrów, g³êbokoœæ od kilku do kilkudziesiêciu metrów i d³ugoœæ zazwyczaj od kilku do kilkunastu kilometrów. Opisywana rynna charakteryzuje siê podobnymi parametrami geometrycznymi, przynajm-niej w strefie samego prze³omu. Jest ona jedn¹ z nielicz-nych tego typu form na obszarze ca³ego po³udniowego sektora l¹dolodu skandynawskiego, którego skalne pod-³o¿e w wiêkszoœci przykrywaj¹ znacznej mi¹¿szoœci osady czwartorzêdowe.
Rytmika zapisu osadowego w obrêbie pagórów ozo-wych sugeruje zwi¹zek opisywanych form z wystêpuj¹cymi okresowo katastrofalnymi wyp³ywami wód subglacjal-nych. W strefie prze³omu zachodzi³y one prawdopodobnie
w ca³ej szerokoœci rynny. Pozwala³oby to zaliczyæ rynnê do form okreœlanych terminem tunnel channel (Clayton i in., 1999), wi¹zanych z przep³ywami pe³nokorytowymi (ang. bankfull discharge). Tego typu rynny rozpoznano licznie w krawêdziowej strefie l¹dolodu laurentyñskiego (m.in.: Clayton i in., 1999; Johnson, 1999; Rains i in., 2002; Fisher i in., 2005).
Specyfik¹ badanego przypadku jest obecnoœæ w jed-nym systemie równowiekowych (jak siê wydaje) zarówno erozyjnych, jak i depozycyjnych form subglacjalnych. Wystêpowanie ozów w obrêbie rynien jest czêstym zjawi-skiem (por. Niewiarowski, 1988; Booth & Hallet, 1993; Brennand & Shaw, 1994; Rains i in., 2002; Kozlowski i in., 2005). Przewa¿nie jednak ozy to formy wielokrotnie mniejszych rozmiarów ni¿ rynny, w obrêbie których siê znajduj¹. Dlatego ³¹czy siê je zazwyczaj z innymi, zachodz¹cymi w ró¿nym czasie etapami funkcjonowania systemu drena¿owego l¹dolodów (Clayton i in., 1999; Sjo-gren i in., 2002, Fisher i in., 2005). Badane pagóry nie wystêpuj¹ w rynnowym rozciêciu, ale na jego przed³u¿e-niu. Co wiêcej, s¹ to formy bardzo du¿ych rozmiarów. Jeœli weŸmiemy pod uwagê ich szerokoœæ u podstawy, to cha-rakteryzuje je w³aœciwie ten sam rz¹d wielkoœci. Cecha ta wskazuje na bli¿szy czasowy zwi¹zek obu rodzajów form. Sk³ad petrograficzny ¿wirów pozwala przypuszczaæ, ¿e pagóry by³y zwi¹zane z koñcowym etapem funkcjonowa-nia subglacjalnego systemu drena¿u. Dominacja w ¿wirach materia³u kredowego (pochodz¹cych z pó³nocnej czêœci rynny) nad ska³ami triasowymi wskazuje, ¿e w czasie ich depozycji erozja w prze³omowym odcinku przez próg œrodkowotriasowy by³a ju¿ niewielka. Innymi s³owy, sam prze³om powsta³ prawdopodobnie nieco wczeœniej ni¿ ozy, a materia³ pochodz¹cy z g³ównej fazy jego erozji zosta³ wyniesiony poza opisywany fragment systemu.
Rynny subglacjalne powszechnie koñcz¹ siê w strefach moren czo³owych, gdzie przechodz¹ dystalnie w rozleg³e sto¿ki sandrowe (por. Mooers, 1989; Patterson, 1994; Clayton i in., 1999; Johnson, 1999; Cutler i in., 2002). W badanym przypadku dok³adne okreœlenie etapu zlodo-wacenia, z którym by³ zwi¹zany opisywany fragment sub-glacjalnego systemu drena¿u, jest znacznie bardziej z³o¿one. Trudnoœæ wynika z braku danych na temat zasiêgu syste-mu, tj. ewentualnej jego kontynuacji w kierunku po³udnio-wo-wschodnim i relacji z formami glacimarginalnymi. Ci¹g pagórów koñczy siê w strefie podnó¿a garbu Che³mu (najwy¿szej czêœci progu œrodkowotriasowego). Obszar ten odznacza siê wybitnie erozyjn¹ rzeŸb¹. Utwory lodow-cowe zosta³y tam w wiêkszoœci usuniête, co na obecnym etapie badañ bardzo utrudnia jakiekolwiek rekonstrukcje. Na uwagê zas³uguje jednak fakt, ¿e pagóry s¹ po³o¿one na wychodniach twardych ska³ triasowych i karboñskich (ryc. 1B), natomiast ewentualny dalszy odcinek systemu znajdowa³by siê na obszarze, gdzie w pod³o¿u wystêpuj¹ utwory miocenu. Nie wykluczone wiêc, ¿e zwi¹zany z ozami tunelowy system drena¿u móg³ przyjmowaæ tam zupe³nie inny charakter. Jednak¿e to zagadnienie, a zw³aszcza kwe-stia zasiêgu oraz geologicznych uwarunkowañ rozwoju systemu subglacjalnego drena¿u, wymaga dalszych poszu-kiwañ.
Odrêbny problem stanowi przyczyna zak³adanych powtarzaj¹cych siê, gwa³townych powodzi podlodowych. Ich Ÿród³a upatruje siê najczêœciej w zjawisku drena¿u
zbiorników subglacjalnych lub supraglacjalnych (Wright, 1973; Shaw, 1996; Shoemaker, 1999; Cutler i in., 2002; Fisher & Taylor, 2002; Fisher i in., 2005; Das i in., 2008). Istnienie zbiorników wodnych pod l¹dolodem skandy-nawskim w czasie ostatniego zlodowacenia przyjmuj¹ m.in. Piotrowski (1994) oraz Piotrowski i Tulaczyk (1999). Zarówno plejstoceñskie, jak i wspó³czesne podlodowe jeziora opisywali m.in.: Shoemaker (1991, 1999), Dowde-swell i Siegert (1999) oraz Munro-Stasiuk (1999) W rozpa-trywanym przypadku nie mo¿na jednoznacznie okreœliæ g³ównego Ÿród³a du¿ych iloœci wód subglacjalnych. Ich podlodowe gromadzenie wydaje siê jednak bardzo prawdo-podobn¹ przyczyn¹ okresowych gwa³townych wyp³ywów. Potencjalna strefa magazynowania wód (rejon doliny Odry w œrodkowej czêœci Niziny Œl¹skiej) pokrywa siê bowiem z obszarem, przez który przep³ywa³ lód zasilaj¹cy lob gór-nej Odry. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e tempo ruchu lodu by³o tam znaczne, co sprzyja³o intensywnemu topnieniu na kon-takcie z pod³o¿em (por. Brown i in., 1987; Boulton i in., 1995; Piotrowski, 1997). Du¿¹ rolê w procesie subglacjal-nego gromadzenia wód musia³y te¿ odgrywaæ wystêpuj¹ce w pod³o¿u s³abo przepuszczalne utwory neogenu nadbu-dowane osadami czwartorzêdowymi, g³ównie glinami zwa³owymi wczeœniejszych zlodowaceñ (Badura & Przy-bylski, 1996; Badura i in., 1998). Byæ mo¿e, jak przyjmuje wielu badaczy, tak¿e i tutaj znacz¹c¹ rolê odgrywa³a wielo-letnia zmarzlina wystêpuj¹ca w marginalnej czêœci l¹dolo-du, uniemo¿liwiaj¹ca swobodny wyp³yw wód do strefy proglacjalnej (por. Wright, 1973; Attig i in., 1989; Pio-trowski, 1994; Cutler i in., 2002).
Wnioski
Przestrzenna relacja wschodniej doliny prze³omowej rozcinaj¹cej próg œrodkowotriasowy i wystêpuj¹cego na jej przed³u¿eniu ci¹gu pagórów wskazuje na genetyczny zwi¹zek obu typów form oraz na ich subglacjalne pocho-dzenie. Dolina prze³omowa to prawdopodobnie fragment rynny subglacjalnej (tunnel channel) kontynuuj¹cej siê ku pó³nocy w obrêbie dzisiejszej doliny Odry. Pagóry wystê-puj¹ce na jej przed³u¿enie s¹ natomiast z³o¿onymi formami ozowymi zbudowanymi g³ównie z materia³u wyerodowa-nego w rynnie. Ze wzglêdu na du¿e podobieñstwo zachod-niej doliny prze³omowej mo¿na przypuszczaæ, ¿e ma ona równie¿ subglacjaln¹ genezê.
Opisywany system subglacjalnego drena¿u przypusz-czalnie by³ zwi¹zany z wystêpuj¹cymi okresowo katastro-falnymi wyp³ywami wód roztopowych magazynowanych pod l¹dolodem. Wydaje siê, ¿e istotn¹ rolê w procesie sub-glacjalnego gromadzenia wód odgrywa³y ma³o przepuszczal-ne ilaste osady przepuszczal-neogenu, wystêpuj¹ce w pod³o¿u l¹dolodu pod warstw¹ osadów czwartorzêdowych.
Kszta³t omawianego systemu subglacjalnego drena¿u by³ prawdopodobnie o wiele bardziej z³o¿ony od prezento-wanego, co na obecnym etapie badañ ogranicza mo¿liwoœæ jego pe³nej rekonstrukcji. Kluczow¹ kwesti¹, pozwalaj¹c¹ na dalsze rozwa¿ania na temat natury systemu, bêdzie przede wszystkim ustalenie pozycji czo³a l¹dolodu w cza-sie jego funkcjonowania oraz próba korelacji ze stanem dynamiki l¹dolodu.
Autor pragnie podziêkowaæ prof. T. Zieliñskiemu za dys-kusjê w czasie opracowywania stanowiska Gogolin oraz mgr. W. Bardziñskiemu za pomoc w analizach sk³adu petrograficz-nego. Wyra¿a równie¿ wdziêcznoœæ dr. hab. A. Wójcikowi i dr. J. Lewandowskiemu za przegl¹d tekstu i cenne wskazówki.
Literatura
ASSMANN P. 1914 — Erläuterungen zur geologischen Karte von Pre-ussen. Blatt Broslawitz. Berlin.
ASSMANN P. 1933 — Kamesbildungen in Oberschlesien. Jb. Preuss. Geol. Landesanst 54: 139–150.
ATTIG J.W., MICKELSON D.M. & CLAYTON L. 1989 — Late Wisconsin landform distribution and glacier-bed conditions in Wiscon-sin. Sed. Geol., 62: 399–405.
BADURA J., CZERWONKA J.A., KRZYSZKOWSKI D. &
PRZYBYLSKI B. 1998 — Geneza i wiek g³êbokich rynien erozyjnych na Równinie Grodkowskiej, Nizina Œl¹ska, Polska po³udniowo-zachod-nia. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 385: 49–72.
BADURA J. & PRZYBYLSKI B. 1996 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000. Ark. Wroc³aw A. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
BANERJEE I. & McDONALD B.C. 1975 — Nature of esker sedimen-tation. [In:] Jopling A.V. & McDonald B.C. (eds.) Glaciofluvial and glaciolacustrine sedimentation. Soc. Econ. Paleontol. Mineral., Spec. Publ. 23: 304–320.
BEANEY C.L. 2002 — Tunnel channels in southern Alberta, Canada: evidence for catastrophic channeliezed drainage. Quat. Inter., 90: 67–74.
BEANEY C.L. & SHAW J. 2000 — The subglacial geomorphology of southeast Alberta: evidence for subglacial meltwater erosion. Can. J. Earth Sci., 37: 51–61.
BIERNAT S. 1958 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, 1 : 50 000. Ark. Opole Po³udnie. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
BOOTH D.B. & HALLET B. 1993 — Channel networks carved by subglacial water: observations and reconstruction in the eastern Puget Lowland of Washington. Geol. Soc. Amer. Bull., 105: 671–683. BOULTON G.S., CABAN P.E. & VAN GIJSSEL K. 1995 — Groun-dwater flow beneath ice sheets. Part I: Large scale patterns. Quat. Sci. Rev., 14: 545–562.
BRENNAND T.A. 1994 — Macroforms, large bedforms and rythmic sedimentary sequences in subglacial eskers, south-central Ontario: implication for esker genesis and meltwater regime. Sed. Geol., 91: 9–55.
BRENNAND T.A. 2000 — Deglacial meltwater drainage and glacio-dynamics: inferences from Laurentide eskers, Canada. Geomorphology, 32: 263–293.
BRENNAND T.A. & SHAW J. 1994 — Tunnel channels and associa-ted ladforms, south-central Ontario: their implications for ice-sheet hydrology. Can. J. Earth Sci., 31: 505–522.
BRENNAND T.A. & SHAW J. 1996 — The Harricana glaciofluvial complex, Abitibi region, Quebec: its genesis and implications for mel-twater regime and ice-sheet dynamics. Sed. Geol., 102: 221–262. BROWN N.E., HALLET B. & BOOTH D.B. 1987 — Rapid soft bed sliding of the Puget glacial lobe. J. Geophis. Res., 92, B9: 8985–8997. CLAYTON L., ATTING J.W. & MICKELSON D.M. 1999 — Tunnel Channel formed in Wissconsin during the last glaciation. [In:] Mickel-son D.M. & Atting J.W. (eds.) Glacial processes past and present. Geol. Soc. Amer. Spec. Pap., 337: 69–82.
COSTA J.E. 1983 — Paleohydraulic reconstruction of flash-flood peaks from boulder deposits in the Colorado Front Range. Geol. Soc. Amer. Bull., 94: 986–1004.
CUTLER P.M., COLGAN P.M. & MICKELSON D.M. 2002 — Sedi-mentologic evidence for outburst floods from the Laurentide Ice Sheet margin in Wisconsin, USA: implications for tunnel-channel formations. Quat. Inter., 90: 23–40.
DAS S.B., JOUGHIN I., BEHN M.D., HOWAT I.M., KING M.A., LIZARRALDE D. & BHATIA M.P. 2008 — Fracture propagation to the base of the Greenland ice sheet during supraglacial lake drainage. Science, 320: 778–781.
DAWSON M.R. & BYANT I.D. 1987 — Three-dimensional facies geometry in Pleistocene outwash sediments, Worcestershire, U.K. [In:] Ethridge F.G. (ed.) Recent development in fluvial sedimentology. Soc. Econ. Paleont. Miner., Spec. Publ., 39: 191–196.
DOWDESWELL J.A. & SIEGERT M.J. 1999 — The dimensions and topographic setting of Antarctic subglacial lakes and implications for large-scale water storage beneath continental ice sheets. Geol. Soc. Amer. Bull., 111: 254–263.
EHLERS J. & LINKE G. 1989 — The origin of deep buried channels of Elsterian age in Northwest Germany. J. Quat. Sci., 4: 255–265. FARD A.M. & GRUSZKA B. 2007 — Subglacial conditions in a bran-ching Saalian esker in north-central Poland. Sed. Geol., 193: 33–46. FISHER T.G., JOL H.M. & BOUDREAU A.M. 2005 — Saginaw Lobe tunel Chanel (Laurentide Ice Sheet) and their significance in south-cen-tral Michigan, USA. Quat. Sci. Rev., 25: 2375–2391.
FISHER T.G. & TAYLOR L.D. 2002 — Sedimentary and stratigraphic evidence for subglacial flooding, south-central Michigan, USA. Quat. Int., 90: 87–115.
GALON R. 1965 — Some new problems concerning subglacial chan-nels. Geogr. Pol., 6: 19–28.
GALON R. 1982 — Zagadnienie genezy rynien polodowcowych na Ni¿u Polskim na przyk³adzie rynny strzy¿yñskiej w Borach Tuchol-skich (w okolicy Zamrzenicy). Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 17: 1–9.
GILEWSKA S. & KLIMEK K. 1967 — Czwartorzêd Wy¿yny Œl¹skiej. [W:] Galon R. & Dylik J. (red.) Czwartorzêd Polski. PWN, Warszawa: 498–527.
GORRELL G. & SHAW J. 1991 — Deposition in an esker, bead and fan complex, Lanark, Ontario, Canada. Sed. Geol., 72: 285–314. GRUBE F. 1983 — Tunnel valleys. [In:] Ehlers J. (ed.) Glacial depo-sits in North-West Europe. A.A. Balkema, Rotterdam: 257–258. HENDERSON P.J. 1988 — Sedimentation in an esker system influen-ced by bedrock topography near Kingston, Ontario. Can. J. Earth Sci., 25: 987–999.
JOHNSON M.D. 1999 — Spoonar Hills, northwest Wisconsic: High-relief hills carver by subglacial meltwater of the Superior Lobe. Glacial Processes Past and Present. Geol. Soc. Amer. Spec. Pap., 337: 83–92.
KOŒCIÓWKO H. 1988 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000. Ark. Nysa B bez utworów czwartorzêdowych. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
KOTLICKI S. 1979 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000. Ark. Gliwice B bez utworów czwartorzêdowych. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
KOTLICKA G.N. & KOTLICKI S. 1979 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000. Ark. Gliwice A. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
KOZARSKI S. 1966/1967 — The origin of subglacial channel in the North Polish and North German plain. Bull. Soc. Amis Sci. Lettres, ser. B, 20: 21–36.
KOZLOWSKI A.L., KEHEW A.E. & BIRD B.C. 2005 — Outburst flood origin of the Central Kalamazoo River Valley, Michigan, USA. Quat. Sci. Rev., 24: 2354–2374.
LEWANDOWSKI J. 1993 — RzeŸba podczwartorzêdowa regionu œl¹sko-krakowskiego i jej ewolucja morfogenetyczna. Fol. Quat., 64: 101–121.
MAIZELS J.K. 1991 — Origin and evolution of Holocene sandurs in areas of drainage, south Iceland. [In:] Maizels J.K. & Caseldine C. (eds.) Environmental change in Iceland: past and present. Kluwer, Dor-techt: 267–300.
MAIZELS J.K. 1993 — Lithofacies variations within sandur deposits: the role of runoff regime, flow dynamics and sediment supply characte-ristic. Sed. Geol., 85: 299–325.
MAIZELS J.K. 1997 — Jökulhlaup deposits in proglacial area. Quat. Sci. Rev., 16: 793–819.
MOLEWSKI P. 1999 — Rynna Gop³o — problem jej genezy i roli w odp³ywie wód roztopowych podczas zlodowacenie vistuliañskiego. Stud. Soc. Sci. Torun., 10, 6: 1–196.
MOOERS H.D. 1989 — On the formation of the tunnel valley of the Superior Lobe, Central Minnesota. Quat. Res., 32: 24–35.
MUNRO-STASIUK M.J. 1999 — Evidence for water storage and dra-inage at the base of Laurentide Ice Sheet. Ann. Glaciol., 28: 175–180. NIEWIAROWSKI W. 1988 — Levels in subglacial channels and their significance in determining the channel orogin and evolution. Geogr. Pol., 55: 113–127.
NIEWIAROWSKI W. 1993 — Geneza i ewolucja rynny ¿niñskiej w okresie pe³nego i póŸnego Vistulianu. Acta Univ. Nicol. Copern. Geogr., 25: 3–30.
NIEWIAROWSKI W. 1995 — Diagnostic features of subglacial chan-nels of glacial and glaciofluvial origin, exampled by chanchan-nels of the
Che³mno-Dobrzyñ and the eastern Gniezno Lakelands. Quest. Geogr., Spec. Iss., 4: 225–231.
PATTERSON C.J. 1994 — Tunnel-valley fans of the St. Croix mora-ine, east-central Minnesota, U.S.A. Minnesota Geological Survey, St. Paul, Minnesota, U.S.A.: 69–87.
PIOTROWSKI J.A. 1994 — Tunnel-valley formation in northwest Germany — geology, mechanisms of formation and subglacial bed conditions for the Bornhöved tunnel valley. Sed. Geol., 89: 107–141. PIOTROWSKI J.A. 1997 — Subglacial hydrology in north-western Germany during the last glaciation: ground water flow, tunnel valley and hydrological cycles. Quat. Sci. Rev., 16: 169–185.
PIOTROWSKI J.A. & TULACZYK S. 1999 — Subglacial conditions under the last ice sheet in northwest Germany: ice bed separation and enhanced basal sliding. Quat. Sci. Rev., 18: 737–751.
PLAIR D.L. 1997 — Thin film, channelized drainage, or sheetfloods beneath a portion of the Laurentide Ice Sheet: an examination of glacial erosion forms, northern New York, USA. Sed. Geol., 111: 199–215. POPRAWSKI L. 1987 — Dolina Odry pomiêdzy Krapkowicami i ujœ-ciem Nysy K³odzkiej. [W:] Problem m³odszego neogenu i eoplejstoce-nu w Polsce. Ossolineum, Wroc³aw: 165–178.
RAINS R.B., SHAW J., SJOGREN D.B., MUNRO-STASIUK M.J., SKOYE K.R., YOUNG R.R. & THOMPSON R.T. 2002 — Subglacial tunnel channels, Porcupine Hills, southwest Alberta, Canada. Quat. Int. 90: 57–65.
RUSSELL A.J. & KNUDSEN O. 1999a — An Ice-contact rhytmite (turbidite) succession deposited during the November 1996 cata-strophic outburst flood (Jökulhlaups), Skeidarárjökull, Iceland. Sed. Geol., 127: 1–10.
RUSSELL A.J. & KNUDSEN O. 1999b — Controls of the sedimento-logy of the November 1996 jökulhlaup deposits. Skeidarársandur, Ice-land. Spec. Pub. Int. Assoc. Sed., 28: 315–329.
SHAW J. 1996 — A meltwater model for Laurentide subglacial landscape. [In:] McCann S.B. & Ford D.C. (eds.) Geomorphology sans frontiere. Wiley, Chichester: 182–226.
SHAW J. & GILBERT R. 1990 — Evidence for large-scale subglacial meltwater flood events in southern Ontario and northern New York State. Geology, 18: 1169–1172.
SHOEMAKER E.M. 1991 — On the formation of large subglacial lakes. Can. J. Earth Sci., 28: 1975–1981.
SHOEMAKER E.M. 1999 — Subglacial water-sheet floods, drumlins and ice-sheets lobes. J. Glaciol., 45: 201–213.
SHULMEISTER J. 1989 — Flood deposits in the Tweed Esker (southern Ontario, Canada). Sed. Geol., 65: 153–153. SJOGREN D.B., FISHER T.G., TAYLOR L.D., JOL H.M. & MUNRO-STASIUK M.J. 2002 — Incipient tunnel channels. Quat. Int., 90: 41–56.
SMITH D.A. 1986 — Coarse-grained and nonmarine volcaniclastic sediment: terminology and depositional processes. Geol. Soc. Amer. Bull., 97: 1–10.
SZAFLARSKI J. 1955 — Zarys rozwoju ukszta³towania Wy¿yny Œl¹skiej. [W:] Wrzosek A. (red.) Górny Œl¹sk. Prace i materia³y geo-graficzne. Wyd. Literackie, Kraków: 65–121.
TRZEPLA M. 1994 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski, 1 : 50 000. Ark. Kêdzierzyn-KoŸle. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
WALCZAKÓWNA M. & BARANOWSKA W. 1964 — Epigenetyczny prze³om Odry pod Krapkowicami. Czas. Geogr., 35: 201–210. WALDER J.S. 1986 — Hydraulics of subglacial cavities. J. Glaciol., 32: 439–445.
WARREN W.P. & ASHLEY G.M. 1994 — Origin of the ice-contact stratified ridges (eskers) of Irland. J. Sed. Res., A64: 433–449. WILLIAMS G.P. 1983 — Paleohydrological methods and some exem-ples from Swidish fluvial environments. Geogr. Ann., 65A: 243–277. WRIGHT H.E.J. 1973 — Tunel valleys, glacial surges, and subglacial hydrology of the Superior lobe, Minnesota. Geol. Soc. Amer. Mem., 136: 251–276.
WROÑSKI J. & KOŒCIÓWKO H. 1988 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000. Ark. Nysa A. Pañstwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
ZIELIÑSKI T. 1993 — Sandry Polski pó³nocno-wschodniej — osady i warunki sedymentacji. Pr. Nauk. UŒl., 1398.
ZIELIÑSKI T. & VAN LOON A.J. 2003 — Pleistocene sandur depo-sits represent braidplains, not alluvial fans. Boreas, 32: 590–611. Praca wp³ynê³a do redakcji 26.11.2008 r.
