JAROS£AW JASIEWICZ
MECHANIZM KSZTA£TOWANIA SIÊ SK£ADU
PETROGRAFICZNEGO GLIN MORENOWYCH OSTATNIEGO
ZLODOWACENIA NA OBSZARZE PERYBA£TYCKIM
– AKTUALNE PROBLEMY INTERPRETACYJNE
ZARYS TREŒCIProblematyka kszta³towania sk³adu g³azowego glin morenowych obszaru peryba³tyckiego obecna jest w literaturze od ponad 100 lat. Obecnie jako g³ówny czynnik kszta³tuj¹cy sk³ad g³azowych glin morenowych przyjmuje siê zmiany kierunków nasuwania siê l¹dolodu lub indywidualnych strumieni lodowych, w niewielkim stopniu uwzglêdniaj¹c rolê mechanizmu selektywnego w³¹czania materia³u eratycznego w obrêb l¹dolodu, oraz czynniki zwi¹zane z czasem transportu i niszczeniem materia³u. Podstawow¹ tez¹ pracy jest stwierdzenie, ¿e ka¿da cecha litologiczna osadu, tu sk³ad g³azowy glin morenowych, jest kszta³towana w wyniku dzia³ania glacjalnego systemu erozji, transportu i aku-mulacji, a ka¿da ze sk³adowych systemu ma wp³yw na ostateczny obraz danej cechy. Problematykê tê przedstawiono na tle literatury glacjologicznej i paleoglacjologicznej.
Kszta³towanie sk³adu g³azowego glin rozpoczyna siê ju¿ na etapie tworzenia zwietrzelin ska³y macierzystej na obszarze alimentacyjnym, która nastêpnie jest inkorporowana w obrêb l¹dolodu. Czynnikami decyduj¹cymi o poborze tego materia³u s¹: dostêpnoœæ naturalnej zwietrzeliny in situ, cechy litologiczne zwietrzeliny lub ska³y macierzystej, warunki hydrologiczno-termiczne w stopie l¹dolodu, charakter pod³o¿a. Sk³adowa systemu zwi¹zana z transportem materia³u eratycznego obejmuje: kierunki przemieszczania siê mas lodowych do miejsca depozycji, czas i tempo transportu materia³u oraz niszczenie i rozpraszanie materia³u w czasie transportu. Istotn¹ rolê odgrywaj¹ równie¿ warunki efektywnej depozycji materia³u oraz redepozycji materia³u od³o¿onego we wczeœ-niejszych fazach i cyklach glacjalnych.
Obecnie korelacje litostratygraficzne oraz interpretacje paleoglacjologiczne oparte wy³¹cznie na sk³adzie g³azowym glin jawi¹ siê jako metody pozbawione podstaw teoretycznych. Stosowanie tej metody zarówno do interpretacji stratygraficznych, jak i paleogeograficznych wymaga uogólnienia – opracowania teoretycznego modelu kszta³towania sk³adu g³azowego – co pozwoli równie¿ przy-bli¿yæ rzeczywisty b³¹d metody petrograficznej.
WSTÊP
Badania cech litologicznych osadów gla-cjalnych plejstoceñskich zlodowaceñ w strefie peryba³tyckiej od dawna s¹ wykorzystywane w badaniach stratygra-ficznych i paleogeograstratygra-ficznych. Dok³ad-ne omówienie literatury przedmiotu za-wieraj¹ m.in prace: GÓRSKA 1992, 2000;
KENIG1998; CZUBLA2001; GA£¥ZKA 2004).
Litostratygraficzne zastosowanie
meto-dy opiera siê na za³o¿eniu, ¿e dana cecha litologiczna – tu sk³ad mineraologiczno--petrograficzny okreœlonej frakcji osadu – mo¿e byæ podstaw¹ do korelacji lito-stratygraficznej poziomów osadów gla-cjalnych, a podobieñstwa wskaŸników, wyliczonych na tej podstawie, stanowi¹ o zgodnoœci stratygraficznej jednostek litologicznych; natomiast ró¿nice s¹ pod-staw¹ do stwierdzenia odrêbnoœci stra-tygraficznej czy te¿ tworzenia nowych
oparte wy³¹cznie na podobieñstwach i ró¿nicach wartoœci poszczególnych wskaŸników g³azowych – mimo ¿e tech-nicznie wydaj¹ siê byæ skuteczne (CZER -WONKA, KRZYSZKOWSKI 1997; CZERWONKA
i in. 1997), oparte s¹ jedynie na pod-stawach statystycznych (ZABIELSKI 2004).
Wspomniana w¹tpliwoœæ jest dobrze znana badaczom osadów glacjalnych, a interpretacje stratygraficzne oparte wy³¹cznie na wartoœciach wskaŸników (CZERWONKA, KRZYSZKOWSKI 1997; CZER -WONKA i in. 1997) spotykaj¹ siê obecnie
z krytyk¹ (ZAWICKA 1998a, 1998b; ZA -BIELSKIi in. 1998), zw³aszcza je¿eli nie s¹
poparte innymi, niezale¿nymi metoda-mi. Autor podziela opiniê (GA£¥ZKAi in.
1999), ¿e wskaŸniki g³azowe mog¹ byæ dobrym narzêdziem wspomagaj¹cym analizê stratygraficzn¹, ale nie mog¹ byæ kryterium decyduj¹cym.
Odmienny problem stanowi sto-sowanie wyników oznaczeñ eratyków do interpretacji paleogeograficznych. Ten nurt badawczy, przy wsparciu in-nych metod, obejmuje przede wszyst-kim rekonstrukcje szlaków transportu glacjalnego, interpretowanych jako stru-mienie lodowe. Takie podejœcie badaw-cze zosta³o ugruntowane przez SMEDA
(1993) i stanowi modyfikacjê metody LÜTIGA(1958), stosowanej wczeœniej
g³ów-nie do badañ stratygraficznych (LÜTIG
1958, 1999).
1967, RZECHOWSKI1971, 1974, 1976; EHLERS
1979; HOUMARK-NIELSEN 1993; RUTKOWSKI
1995.)
· Metodzie uwzglêdniaj¹cej wy³¹cz-nie eratyki o jednoznaczwy³¹cz-nie rozpozna-nych wychodniach materia³u Ÿród³owego, zwane eratykami przewodnimi (LÜTIG
1958, MEYER 1983; SMED 1993). Grupy
eratyków wydzielane w tej metodzie przypisywane s¹ do obszarów wystêpo-wania, okreœlonych wspó³rzêdnymi geo-graficznymi. Metoda ta uwzglêdnia je-dynie od 5 do 10% ca³ej populacji badanej próbki (MEYER1983), a pozosta³e eratyki
zaliczane s¹ do podstawowych grup okreœlonych jako statystyczne (LÜTIG1958;
MEYER 1983, SMED1993).
Sk³ad mineraologiczno-petrograficzny glin zwa³owych – podobnie jak wszyst-kich klastycznych ska³ osadowych, jest kszta³towany w wyniku dzia³ania syste-mu erozja–transport–akusyste-mulacja (ZAWICKA
1998a). W przypadku glin zwa³owych oraz innych osadów glacjalnych s¹ to nastêpuj¹ce czynniki:
– zró¿nicowanie procesu poboru materia³u eratycznego na obszarach Ÿród³owych, w warunkach subglacjal-nych (ALLEY i in. 1997),
– zró¿nicowanie strefy transportu w obrêbie l¹dolodu,
– rozk³ad kierunków i natê¿enie transportu materia³u eratycznego z
ob-szarów Ÿród³owych do miejsca depo-zycji,
– procesy depozycji osadu w stre-fach marginalnych,
– procesy redepozycji osadu
– procesy podepozycyjne (wczesno-diagenetyczne).
Szerokie zastosowanie metody petro-graficznej, oraz naros³e dooko³a niej kontrowersje (m.in. ZAWICKA1998),
zmu-sza do postawienia pytañ – zarówno o sam mechanizm kszta³towania siê sk³adu g³azowego glin zwa³owych, jak i mo¿liwoœæ uogólnienia tego mecha-nizmu w formie jednolitego modelu. Ba-dania nad modelem kszta³towania sk³adu g³azowego osadów glacjalnych nale¿y rozpocz¹æ od zadania pytañ o rzeczy-wist¹ rolê poszczególnych czynników (procesów) w kszta³towaniu siê sk³adu g³azowego glin, a mianowicie:
· Czy materia³ morenowy by³ inkor-porowany w obrêb l¹dolodu w sposób równomierny na ca³ym obszarze alimen-tacyjnym, czy te¿ na niektórych obsza-rach zachodzi³ intensywniej, a na innych w stopniu ograniczonym lub wcale. Je-¿eli istnia³y ró¿nice, to jakiego rzêdu, czy by³y istotne, co by³o ich przyczyn¹ i jak obraz zmienia³ siê w czasie. Kon-sekwencj¹ odpowiedzi twierdz¹cych jest pytanie: jakie czynniki decydowa³y o cza-sowo-przestrzennej zmiennoœci stopnia alimentacji materia³u g³azowego na ob-szarze Skandynawii i niecki Ba³tyku oraz czy mo¿liwa jest ich rekonstrukcja?
· Czy uk³ad arterii transportowych (okreœlanych jako strumienie lodowe) by³ niezmienny w czasie poszczególnych cy-kli glacjalnych, czy ulega³ istotnym zmia-nom. Je¿eli tak, to jakie by³y tego przyczyny? Czy obserwowane zmiany w przestrzennym rozmieszczeniu mate-ria³u eratycznego s¹ konsekwencj¹ wy-³¹cznie zmian uk³adu sieci transporto-wej, czy decyduj¹ce by³y te¿ inne
czyn-niki, na przyk³ad zwi¹zane ze zró¿nico-waniem tempa poboru materia³u pod-³o¿a w czasie?
· Czy proces depozycji i redepozycji materia³u morenowego oraz dynamika strefy marginalnej l¹dolodu by³y czyn-nikiem wp³ywaj¹cym na ró¿nicowanie sk³adu g³azowego glin morenowych w miejscu depozycji?
· Wa¿ne jest tak¿e pytanie o czas przebiegu zjawiska. Bazuj¹c na danych z obszarów wspó³czeœnie zlodowaconych (YOUNG 1979; BENTLEY 1987; PATTERSON
1994) nale¿y zadaæ podstawowe pytanie: ile czasu mija miêdzy momentem po-brania materia³u eratycznego in situ a momentem jego ostatecznej depozycji? Czy czas, jaki up³ywa miêdzy tymi pro-cesami, upowa¿nia do t³umaczenia ró¿-nic w sk³adzie petrograficznym glin – w strefach marginalnych poszczególnych oscylacji – odmienn¹ struktur¹ alimenta-cyjno-transportow¹ ca³ej czaszy lodowej? W literaturze przedmiotu brak do tej pory kompleksowej i krytycznej analizy czynników kszta³tuj¹cych sk³ad g³azowy osadów glacjalnych. Wspomniana pro-blematyka pojawia siê w literaturze g³ównie w kontekœcie metodycznym – doboru w³aœciwej frakcji do oznaczeñ, oraz tworzonych wydzieleñ petrogra-ficznych (DUDZIAK1974a, 1974b; NUNBERG
1971, 1979; TREMBACZOWSKI1967; RZECHOW -SKI 1971, 1974, 1976; RUTKOWSKI 1995).
Jedynym czynnikiem, który mia³by byæ odpowiedzialny za zmiennoœæ sk³adu g³azowego glin zwa³owych uznaje siê zmianê uk³adu sieci transportowej, ro-zumianej jako: 1) przemieszczanie siê teoretyczne centrum zlodowacenia (LÜTIG 1958, EISMANN 1967; MEYER 1983);
2) kierunek nasuwania l¹dolodu (KRY -GOWSKI 1964; DUDZIAK 1970; BÖSE 1990,
1995; GÓRSKA2000, 2002, 2004); 3)
zmia-nê uk³adu strumieni lodowych (EHLERS
towania siê sk³adu g³azowego osadów glacjalnych ostatniego zlodowacenia, a jedynie zasygnalizowanie z³o¿onoœci problemu prawid³owych interpretacji, przede wszystkim w kontekœcie dorob-ku glacjologii.
WARUNKI SUBGLACJALNE
A PROCES POBIERANIA MATERIA£U ERATYCZNEGO NA OBSZARACH RÓD£OWYCH
Studia nad literatur¹ dotycz¹c¹ mecha-nizmów poboru materia³u w pod³o¿u l¹dolodów (WERTMANN 1967; BOULTON
1972, 1978; SUDGEN1977, 1978; PATTERSON
1994; ANDREWS 1971, 1973; ALLEY i in.
1997; ANDERSON i in. 2002; MENZIES2002)
wskazuj¹, ¿e za iloœæ materia³u pobie-ranego do l¹dolodu odpowiedzialne s¹ nastêpuj¹ce czynniki:
– dostêpnoœæ pod³o¿a skalnego in situ, – mikro- i mezorzeŸba pod³o¿a, – warunki hydrologiczne w pod³o¿u i termika stopy l¹dolodu.
D o s t ê p n o œ æ o r y g i n a l n e g o p o d-³ o ¿ a s k a l n e g o . Prowadz¹c rozwa¿a-nia na temat mechanizmów kszta³towa-nia sk³adu g³azowego glin, w kontekœcie poboru materia³u pod³o¿a nale¿y zazna-czyæ, ¿e chodzi tu o oryginalny dla dane-go miejsca materia³ skalny – wystêpuj¹cy in situ albo w postaci ska³y macierzystej,
dy przedwistuliañskich zlodowaceñ za-chowane s¹ g³ównie w dolinach rzecz-nych i na obszarach nizinrzecz-nych (RINBERG
1983; DONNER1995), natomiast w obrêbie
niecki Ba³tyku dominuj¹ osady ostatnie-go zlodowacenia i póŸnoglacjalne oraz holoceñskie osady morskie le¿¹ce bez-poœrednio na ska³ach przedplejstoceñ-skich (WINTERHALTER 1981; USAITYTE 2000;
GELUMBAUSKAITE i in. 1999; NOORTMENTS,
FLODÉN 2002; SCHULZ 2003). Ze wzglêdu
na obni¿ony poziom morza w czasie interplenivistulianu obszar Ba³tyku sta-nowi³ strefê wystêpowania jeziora lo-dowego (LAGERLUND 1987), do którego
znoszone by³y osady z intensywnie de-nudowanych obszarów Ni¿u (ROTNICKI
2001); natomiast na wyniesionych ob-szarach l¹dowych rozwija³a siê tundra na pokrywie osadów glacjalnych poprzed-nich stadia³ów i zlodowaceñ.
Przyk³adem metody – gdzie dostêp-noœæ ska³y macierzystej wystêpuj¹cej albo w postaci litej, albo autochtonicznej zwietrzeliny jest szczególnie istotna – mo¿e byæ najpopularniejsza na obszarze Polski i Niemiec metoda badania frakcji œrednio¿wirowej (m.in. TREMBACZOWSKI
1967; RZECHOWSKI1971; EHLERS1979; Böse
1990; GÓRSKA2000), gdzie wnioskowanie
opiera siê na proporcji miêdzy liczb¹ ska³ krystalicznych pochodz¹cych z ob-szaru Skandynawii a wêglanów pocho-dz¹cych g³ównie z dna Ba³tyku,
wyra-¿onej wskaŸnikami: K/W (krystaliczne do paleozoicznych wêglanów) lub O/K (stosunek paleozoicznych ska³ osado-wych do krystalicznych). Ska³y osadowe, reprezentowane w glinach morenowych g³ównie przez: ordowickie i sylurskie wapienie i margle, dewoñskie dolomity oraz paleozoiczne piaskowce i ³upki do-stêpne s¹ g³ównie w dnie Ba³tyku (rys. 1). Wapienie ordowickie ods³aniaj¹ siê w przede wszystkim najg³êbszych miejs-cach niecki Ba³tyku, natomiast sylurskie wapienie i margle wystêpuj¹ zarówno w obni¿eniu Niecki Ba³tyku, jak i na wzniesieniach, m.in. wyspie Gotlandii. Wspó³czeœnie te obszary s¹ przykryte pokryw¹ osadów póŸnoglacjalnych i ho-loceñskich o mi¹¿szoœci od kilku do kilku-dziesiêciu metrów (WINTERHALTER 1981;
USAITYTE 2000; GELUMBAUSKAITEi in. 1999;
NOORTMENTS, FLODÉN 2002; ScHULZ 2003).
Bior¹c pod uwagê ukszta³towanie rzeŸ-by dna Ba³tyku oraz powtarzalnoœæ cykli glacjalnych i interglacjalnych oraz cha-rakterystycznych dla nich procesów, mo¿na przyj¹æ, ¿e taki stan mia³ miejsce równie¿ w przesz³oœci. Nale¿y zadaæ py-tanie, czy podnoszone przez badaczy (m.in. RZECHOWSKI 1971; CZERWONKA,
KRZYSZKOWSKI1997; CZERWONKA i in. 1997
KENIG 1998, GÓRSKA 2000), ró¿nice
war-toœci wskaŸnika K/W i O/K, obserwo-wane miêdzy glinami najstarszych faz stadia³u g³ównego vistulianu a glinami m³odszymi wynikaj¹ wy³¹cznie ze zmia-ny dynamiki l¹dolodu – interpretowa-nymi za EISSMANNEM (1967) jako
prze-mieszczanie siê œrodka ciê¿koœci zlodo-wacenia na wschód – czy te¿ mog¹ byæ spowodowane mniejsz¹ dostêpnoœci¹ wychodni ska³ wêglanowych w pocz¹t-kowej fazie zlodowacenia ze wzglêdu na obecnoœæ allochtonicznych pokryw? Pewnym potwierdzeniem tezy o roli do-stêpnoœci wychodni dla kszta³towania siê sk³adu g³azowego glin mog¹ mieæ wyniki badañ LAMPARSKIEGO (1969) z
ob-szarów Gór Œwiêtokrzyskich, gdzie wy-soki udzia³ lokalnych ska³ dochodz¹cy do 60% próby t³umaczony jest inten-sywn¹ egzaracj¹ w warunkach perygla-cjalnych i du¿¹ dostêpnoœci¹ natural-nych wychodni.
Kolejnym problemem, czêsto podno-szonym w dyskusjach nad wiarygod-noœci¹ metody petrograficznej, jest zmiennoœæ zasiêgu wychodni ska³ skan-dynawskich w czasie kolejnych zlodo-waceñ. W przypadku metody eratyków przewodnich przekonuj¹ce argumenty przedstawia³a GÓRSKA (2000),
zauwa¿a-j¹c, ¿e ska³y uznane za przewodnie re-prezentowane s¹ g³ównie przez ska³y wulkaniczne i plutoniczne, g³êboko za-korzenione, których zasiêg w czasie ko-lejnych zlodowaceñ nie zmienia siê. Prob-lem pojawia siê w przypadku badañ prowadzonych we frakcjach drobno-i œredndrobno-io¿wdrobno-irowych. Paleozodrobno-iczne ska³y osadowe buduj¹ce dno Ba³tyku nachy-lone s¹ pod niewielkim k¹tem w kie-runku pó³nocnym i tym samym usuniêcie kilkudziesiêciu metrów osadu powoduje zmianê zasiêgu wychodni o kilkadzie-si¹t kilometrów. Dobrym przyk³adem mog¹ ponownie byæ wapienie ordowic-kie, wystêpuj¹ce w¹skim pasmem w naj-g³êbszej czêœci Ba³tyku, których udzia³ w glinach morenowych g³ównego sta-dia³u vistulianu (patrz: CZERWONKA,
KRZYSZKOWSKI1997) jest znacznie wiêkszy
ni¿ wynika³oby to ze stosunkowo nie-wielkiej powierzchni wychodni tych ska³ (rys. 1).
R z e Ÿ b a p o d ³ o ¿ a. Problem wp³ywu nierównoœci pod³o¿a na intensywnoœæ alimentacji nie jest jednoznacznie roz-strzygniêta. Oczywiœcie traktowanie nie-równoœci pod³o¿a jako Ÿród³a materia³u na zasadzie prostej „teorii spychacza” nie wytrzymuje krytyki, ze wzglêdu na drastyczne ró¿nice miêdzy odpornoœci¹ na œcinanie lodu lodowcowego (0,003–
–0,05 MPa) a odpornoœci¹ najpowszech-niejszych ska³ klastycznych czy litych (i³y – 0–1 MPa, glina zwa³owa 2–3 MPa, kreda pisz¹ca 12–17 MPa, piaskowce
zwiê-z³e 42–66 MPa, granitoidy 70–290 MPa – ró¿ne Ÿród³a). Nierównoœci pod³o¿a od-grywaj¹ istotn¹ rolê w kontekœcie pro-cesu regalacji, wynikaj¹cego z ró¿nicy
Rys. 1. Wspó³czesne rozmieszczenie wychodni materia³u Ÿród³owego (pod pokryw¹ osadów czwartorzêdowych), grupy petrograficzne zgodne z propozycj¹ TREMBACZOWSKIEGO(1967)
A – Wychodnie ska³ krystalicznych i metamorficznych (K) oraz ska³ paleozoicznych ska³ wêglanowych (W): ordowickich i sylurskich weglanów (Wp) oraz dewoñskich dolomitów (Dp); B – Wychodnie ska³ krystalicznych i metamorficznych (K) oraz paleozoicznych ska³ osadowych (O), zawieraj¹cych ska³y wêglanowe oraz ska³y klastyczne; C – Wychodnie ska³ górnomezozoicznych i trzeciorzêdowych, traktowanych jako lokalne: (Ch) – kreda
i wapienie górnomezozoiczne, (Klast) – trzeciorzedowe i górnomezozoiczne ska³y klastyczne
Fig. 1. Present-day locations of source material’s outcrops (beneath the cover of quaternary deposits). Petrographic groups according TRÊBACZOWSKI(1967)
A – Outcrops of crystalline and metamorphic rocks (K) vs. Paleozoic carbonates (W) including: Ordovician and Silurian limestones (Wp) and Devonian dolomites (Dp), B – Outcrops of crystalline and metamorphic rocks (K) vs. Paleozoic sedimentary rocks (O) including carbonates and clastic rocks, C – Outcrops of upper Mesozoic and Tertiary rocks treated as local material: (Ch) – chalk and upper Mesozoic limestones, (Klast) upper – Mesozoic and
ciœnieñ wzd³u¿ kierunku przep³ywu l¹dolodu (rys. 2). Jednak¿e warunkiem wyst¹pienia zjawiska regalacji jest znaj-dowanie siê l¹dolodu w punkcie topnie-nia (PATTERSON 1994), a wiêc nie bêdzie
wystêpowa³o powszechnie. Dodatkowo, ze wzglêdu na transfer ciep³a miêdzy stronami przeszkody, zjawisko wytapia-nia i wtapiawytapia-nia materia³u eratycznego bêdzie zachodzi³o w warstewce o nie-wielkiej mi¹¿szoœci – centymetrach (ALLEY
i in. 1997). Tym samym proces ten bê-dzie dotyczy³ niewielkich przeszkód. Na wiêkszych przeszkodach raczej zachodzi zjawisko pe³zania l¹dolodu (WEERTMAN
1964; ALLLEYi in. 1997). Tym samym sam
fakt nierównoœci pod³o¿a rzêdu metra i mniejszej nie powinien mieæ wiêkszego znaczenia dla natê¿enia alimentacji ma-teria³u eratycznego do l¹dolodu (BOUL -TON 1970). Natomiast w przypadku
nie-równoœci wielkoœci kilkudziesiêciu metrów i wiêkszych w grê bêd¹ wchodzi³y ró¿-nice warunków termicznych stopy l¹do-lodu, wynikaj¹ce z ró¿nic mi¹¿szoœci l¹dolodu (PATTERSON1994; BENNET 2003).
Pewn¹ rolê odgrywa podnoszona przez niektórych autorów obecnoœæ nie-ci¹g³oœci (uskoków, spêkañ, szczelin)
w pod³o¿u skalnym (LAITAKARI1989; SMED
1994; RUTKOWSKI1995). Znaczenie tej
ce-chy zostanie rozpatrzone w kontekœcie warunków hydrogeologicznych w pod-³o¿u l¹dolodu. Natomiast nie nale¿y du-¿ego znaczenia przypisywaæ procesom œcierania materia³u pod³o¿a skalnego przez narzutniaki wleczone w pod³o¿u. Proces ten ma niew¹tpliwie znaczenie dla tempa egzaracji lodowcowej (PURA -NEN1990), ale w jego wyniku nale¿y siê
jednak spodziewaæ frakcji piaszczystej i drobniejszej, a nie kilkucentymetro-wych eratyków. Obecnoœæ najwiêkszych g³azów narzutowych mo¿na najprawdo-podobniej wi¹zaæ z egzaracj¹ mi¹¿szych zwietrzelin czwartorzêdowych, gdzie obecne g³azy narzutowe stanowi³y trzo-ny bry³owe trzeciorzêdowych zwietrze-lin (DONNER 1995).
W a r u n k i h y d r o l o g i c z n o - t e r m i c z-n e w p o d ³ o ¿ u l ¹ d o l o d u . L¹dolód nie jest cia³em o jednakowej temperatu-rze pod³o¿a (BOULTON1972; SUDGEN1977;
ANDREWS 1971). Czynnikiem
kszta³tu-j¹cym warunki hydrologiczno-termiczne w stopie l¹dolodu s¹: a) w strefie in-glacjalnej: mi¹¿szoœæ i ciœnienie l¹dolodu, prêdkoœæ przemieszczania siê l¹dolodu; b) w strefie marginalnej i jej bezpoœred-niego zaplecza: szybkoœæ przemieszcza-nia siê l¹dolodu oraz warunki klima-tyczne (ALLEYi in. 1997). Ze wzglêdu na
zró¿nicowanie tych cech, wyró¿nia siê trzy g³ówne typy hydrologiczno-ter-miczne l¹dolodu (BOULTON 1972; SUDGEN
1977; ANDREWS 1971):
– lodowce o zimnym pod³o¿u, suche (dry-based, cold-based)
– lodowce politermalne (polyther-mal)
– lodowce o „ciep³ym” pod³o¿u, mo-kre (wet-based, temperate)
Mechanizm w³¹czania materia³u era-tycznego w ka¿dym z tych typów l¹do-lodów przebiega odmiennie i z ró¿n¹
Rys. 2. Mechanizm regalacji (PATTERSON 1994)
R – sta³a, wyra¿aj¹ca wielkoœæ przeszkody;t – prze-ciêtne naprê¿enie œcinaj¹ce; T – temperatura
Fig. 2. Mechanism of relegation (PATTERSON1994)
R – constant, representing the size of the obstacle, t – average shear stress, T – temperature
1 2 2 tR -1 2 2 tR +1 2DT -1 2DT
intensywnoœci¹ (rys. 3). BOULTON (1972),
przypisuj¹c szczególn¹ rolê przede wszystkim warunkom termicznym pod-³o¿a wskazuje, ¿e niezale¿nie od rzeŸby pod³o¿a intensywna alimentacja zacho-dzi w przypadku lodowców politermal-nych, a wiêc takich, gdzie zachodzi czêste przejœcie przez punkt topnienia wody. W przypadku lodowców o sta³ej obecnoœci wody w pod³o¿u sugeruje, za WEERTMANEM (1964), ¿e alimentacja
ma-teria³u eratycznego jest wstrzymana ze wzglêdu obecnoœæ filmu wodnego i brak interakcji z pod³o¿em skalnym. Nato-miast w przypadku lodowców o zim-nym pod³o¿u zarówno transport, jak i ali-mentacja s¹ szcz¹tkowe, ze wzglêdu bardzo wolne przemieszczanie l¹dolo-du, wynikaj¹ce g³ównie ze œcinania we-wnêtrznego i tym samym na nik³¹ aktywnoœæ egzaracyjn¹ l¹dolodu.
Przypisuj¹c warunkom termicznym w stopie l¹dolodu du¿e znaczenie dla procesu alimentacji materia³u g³azowego nale¿y rozpatrzyæ czynniki wp³ywaj¹ce na rozk³ad temperatur w obrêbie l¹do-lodu. SUDGEN (1977) przedstawi³
rekon-strukcjê dla l¹dolodu laurentyjskiego,
gdzie wyró¿ni³ dwie strefy „mokre” – w centrum l¹dolodu oraz na jego obrze-¿ach. Temperatura w pod³o¿u strefy centralnej mia³aby wynikaæ z du¿ej mi¹¿-szoœci l¹dolodu i wynikaj¹cego st¹d ciœ-nienia, natomiast strefy marginalnej wynika z szybkoœci przemieszczenia siê l¹dolodu. Strefy l¹dolodu „suchego” znajduj¹ siê miêdzy stref¹ centraln¹ o najwiêkszej mi¹¿szoœci a obrze¿em l¹-dolodu. Miêdzy tymi strefami wystêpuj¹ w¹skie strefy politermalne – a wiêc o naj-wiêkszym potencjale alimentacyjnym (BOULTON 1970). Model ten nie
uwzglêd-nia stref intensywnego transportu tzw. strumieni lodowych. Charakter warun-ków termicznych w strefach pod stru-mieniami l¹dowymi zosta³ szeroko omó-wiony m.in. przez BENTLEYA(1987); ALLEYA
(1989) oraz BENNETA (2003). Czynnikiem
wp³ywaj¹cym na wzrost temperatury i tym samym wilgotnoœci w strefach strumieniowych s¹ procesy wynikaj¹ce z intensywnego przemieszczania siê mas lodowych. W przypadku ciep³ych stref intensywnego transportu, znajduj¹cych siê w obrêbie wolno przemieszczaj¹cych siê mas zimnego l¹dolodu, musi istnieæ
Rys. 3. Intensywnoœæ procesu alimentacji w zale¿noœci od warunków termicznych w pod³o¿u l¹dolodu i zró¿nicowania rzeŸby pod³o¿a (MENZIES2002)
Fig. 3. The intensity of the alimentation process in relation to thermal condition in the ice-sheet bedrock and differentiation of the relief of the bedrock
w¹ska strefa politermalna miêdzy stru-mieniem a jego otoczeniem (rys. 4). W tej w¹skiej strefie mo¿na spodziewaæ siê intensywnej alimentacji, pomimo ca³kowitego braku alimentacji w
pod-³o¿u strumienia w³aœciwego. Mo¿e to t³umaczyæ g³êbokie wciêcia egzaracyjne w niecce Ba³tyku i jednoczeœnie wspom-niany wczeœniej du¿y udzia³ wapieni or-dowickich w glinach ostatniego zlodo-wacenia.
Sposób obecnoœci wody w pod³o¿u l¹dolodu jest jednym z najwa¿niejszych czynników wp³ywaj¹cych na proces ali-mentacji materia³u eratycznego oraz je-go transport. Wa¿nymi cechami s¹ tutaj w³aœciwoœci hydrogeologiczne pod³o¿a, takie jak przepuszczalnoœæ, nasi¹kliwoœæ zdolnoœæ do odprowadzania wód sub-glacjalnych. W przypadku obecnoœci wody w stopie l¹dolodu mo¿na za³o¿yæ nastêpuj¹ce, przeciwstawne sytuacje (WEERTMAN 1964. 1969; BOULTON 1979;
BOULTON, JONES 1979; BOULTON i in. 1996,
CHRISTOFFERSON, TULARCZYK 2003):
· Dop³yw wód subglacjalnych jest mniejszy ni¿ mo¿liwoœci ich odprowa-dzania i tym samym ciœnienie wyni-kaj¹ce z obci¹¿enia pod³o¿a l¹dolodem nie jest równowa¿one przez ciœnienie wód subglacjalnych. W efekcie l¹dolód penetruje w pod³o¿e (freeze-on), na przy-k³ad w istniej¹ce powierzchnie nie-ci¹g³oœci (LAITAKIRI1989; ALLEYi in. 1997;
CHRISTOFFERSON, TULARCZYK 2003). Spadki
ciœnienia zwi¹zane z odp³ywem wód sub-glacjalnych bêd¹ powodowa³y wzrost temperatury zamarzania, zaœ wzrost ciœ-nienia bêdzie powodowa³ obni¿enie punktu zamarzania. Czêste przejœcia przez punkt zamarzania lodu, charakte-rystyczne dla l¹dolodów politermalnych jest zjawiskiem sprzyjaj¹cym deformacji pod³o¿a (BENNET 2003) i intensywnej
eg-zaracji (BOULTON 1972).
· Dop³yw wód subglacjanych jest wiêkszy ni¿ mo¿liwoœci ich odprowa-dzania i tym samym nacisk l¹dolodu jest równowa¿ony przez ciœnienie wód subglacjalnych. Tym samym oddzia³y-wanie miêdzy pod³o¿em a stop¹ l¹do-lodu nie bêdzie zachodziæ (KJAER 2003;
Rys. 4. Model rozmieszczenia stref termicznych l¹dlolodu (wg SUDGEN1977; BOULTON1970, 1979)
z uwzglêdnieniem aktywnego strumienia lo-dowego
Wnêtrze l¹dolodu: 1 – strefa zimnego pod³o¿a (brak alimentacji); 2 – strefa ciep³ego pod³o¿a: topnienie w wyniku obci¹¿enia lodem (s³aba alimentacja lub brak); 3 – strefa politermalna ciep³a-zamarzaj¹ca (in-tensywna alimentacja materia³u d³ugiego transportu); strumieñ lodowy 4 – strefa ciep³ego pod³o¿a w wyniku intensywnego œlizgu (s³aba alimentacja lub brak); 5 – w¹ska strefa intensywnej alimentacji wzd³u¿ stru-mienia lodowego; strefa marginalna 6 – ciep³a-za-marzaj¹ca strefa: intensywna alimentacja lokalnego ma-teria³u; 7 – strefa ciep³ego pod³o¿a przy krawedzi
l¹dolodu – depozycja
Fig. 4. The model of the layout of thermal zones (according SUDGEN 1977; BOULTON 1970, 1979),
including active ice-stream
The inland ice: 1 – The zone of the cold-base ice (no alimentation); 2 – The zone of the warm-base ice: melting due to ice loading (weak or no alimentation); 3 – The polithermal warming –freezing zone (intensive alimentation of long-transport material); The ice stream 4 – The zone of the warm-base ice: melting due to enhanced sliding (weak or no alimentation); 5 – The narrow zone of intensive alimentation along the ice--stram; The marginal zone; 6 – The polithermal war-ming – freezing zone o intensive alimentation of local material; 7 – The zone of the warm-base ice near
BENNET 2003). Jest to sytuacja
cha-rakterystyczna dla l¹dolodów o stopie mokrej.
W przypadku l¹dolodów politermal-nych wa¿nym czynnikiem jest g³êbokoœæ penetracji wód subglacjalnych oraz g³ê-bokoœæ zamrozu podlodowcowego. Me-chanizm niszczenia pod³o¿a i potencjal-nego dostarczania materia³u eratyczne-go do l¹dolodu zosta³ zaobserwowany przez THOMBA (1978) i oparty jest na
penetracji wód do zwietrzeliny, zama-zywaniu i poborze materia³u w obrêb l¹dolodu (rys. 5, 6) W przypadku bar-dzo p³ytkiej strefy aktywnoœci tempo alimentacji bêdzie bardzo ma³e. Inten-sywnoœæ alimentacji bêdzie ros³a w przy-padku g³êbokiej penetracji wód i g³ê-bokiego zamrozu. Ta cecha jednak jest trudna do oszacowania, ze wzglêdu na brak informacji o mi¹¿szoœci zwie-trzelin w warunkach subglacjalnych. Wspomniane powy¿ej rozwa¿ania wska-zuj¹, ¿e wyznaczenia stref o ró¿nym
re¿imie hydrologiczno-termicznym mu-sz¹ uwzglêdniaæ równie¿ przepuszczal-noœæ pod³o¿a.
PROBLEM STABILNOŒCI LUB ZMIENNOŒCI UK£ADU STRUMIENI LODOWYCH
W dotychczasowych interpretacjach kszta³towania siê sk³adu g³azowego glin szczególn¹ rolê przypisywano kie-runkom nasuwania siê l¹dolodu (LÜTIG
1958; EHLERS 1992; SMED1993; BÖSE1990,
1995; GÓRSKA 2000, 2004; CZUBLA 2001),
przenosz¹c tym samym punkt ciê¿koœci problemu na mechanizm dystrybucji. Ten sposób interpretowania procesu kszta³towania sk³adu g³azowego osadów glacjalnych wywodzi siê z wczesnych prac nad tym zagadnieniem (KORN1895,
1927; MILTHERS 1909, 1934; HESEMANN
1930, 1931, 1934), koncentruj¹cych siê na wyznaczaniu obszarów alimentacyjnych dla osadów glacjalnych. LÜTIG (1958)
Rys. 5. Kruszenie pod³o¿a w wyniku tworzenia siê soczewek lodu (Antarktyda, THOM 1978).
Potencjalny sposób intensywnej alimentacji materia³u skalnego w politermalnych strefach l¹dolodu Fig. 5. Crushing of the baserock due to ice-lenses (Antarctica, THOM 1978), a potential way of
zaproponowa³ liczbowy wskaŸnik tzw. teoretyczne centrum g³azowe, powsta³e z przeliczenia wspó³rzêdnych geogra-ficznych wybranych eratyków przewod-nich przez ich liczebnoœæ w próbce. Me-todê LÜTIGA (1958) zmodyfikowa³ SMED
(1993), który zaproponowa³ interpreto-wanie sk³adu g³azowego gliny morenowej w badanym miejscu jako efekt oddzia-³ywania strumienia lodowego, przecho-dz¹cego przez rozpoznane wychodnie eratyków przewodnich. Odmiennoœci w sk³adzie petrograficznym w ró¿nych stanowiskach t³umaczy³ kszta³towaniem osadu przez ró¿ne strumienie lodowe. W Polsce metodê i styl interpretacji SMEDA
(1993) stosowali m.in. GÓRSKA (2000,
2004) i CZUBLA (2001). Koncepcja roli
strumieni lodowych w kszta³towaniu sk³adu g³azowego glin obszaru peryba³-tyckiego zyska³a ostatnio wsparcie dziêki wynikom badañ struktur kierunkowych na podstawie zdjêæ satelitarnych (PUNKARI
1993; BOULTONi in. 2001). Jednak¿e,
zda-niem KJEARA i in. (2003), s³aboœci¹
po-wy¿szych badañ jest brak kontroli stra-tygraficznej poszczególnych kierunków lineamentów oraz nadinterpretowanie niektórych form jako wskaŸników stru-mieni lodowych, a przede wszystkim to, ¿e wspomniane metody mog¹ byæ wy-korzystane wy³¹cznie do badañ najm³od-szych form powierzchniowych. W tym kontekœcie problem dystrybucji materia-³u eratycznego w sieci transportowej l¹-dolodu z obszaru Skandynawii i pó³-nocnego Ba³tyku wydaje siê zagadnie-niem bardzo z³o¿onym (KJAER i in.
2003), ale poniewa¿ szczegó³owe omó-wienie tego zagadnienia wykracza poza zakres tego artyku³u, w tym miejscu zostan¹ przedstawione jedynie najwa¿-niejsze postulaty.
SWITHINBANK (1954 vide: BENNET 2003)
definiuje strumieñ lodowy jako part of the inland sheet in which the ice flows more rapidly than, and not necessarily in the
Rys. 6. Prawdopodobny mechanizm wmarzy-wania (freeze-on) zwietrzeliny do l¹dolodu
w przypadku l¹dolodów politermalnych
A – etap „zimny” – przymarzanie lodu do pod³o¿a, powolny ruch; B – etap „ciep³y” – penetracja wód roztopowych do zwietrzeliny, szybki ruch; C – etap „zimny” – wmarzywanie zwietrzeliny do l¹dolodu,
wolny ruch
Fig. 6. The plausible mechanism of the debris freezing on to the ice-sheet in the polithermal
ice-sheet
A – The cold stage – freezing to the ice base, slow movement; B – The warm stage – penetration of melting water to the debris, fast movement; C – The cold stage – freezing on the debris to the ice-sheet,
slow movement t<0 t>0 t<0 A C B
zmu ich funkcjonowania zawieraj¹ m.in. prace: KLEMANA i in. 1996; STOKESA, CLAR -KA (1999, 2001) oraz BENNETA (2003).
Strumienie topograficzne w tym rozu-mieniu s¹ raczej zjawiskiem teoretycz-nym wyznaczateoretycz-nym na podstawie kryte-riów rzeŸby, stosowanym do l¹dolodów plejstoceñskich (STOKES, CLARK 1999).
W tym sensie, w¹tpliwym pozostaje czy struktury lineamentowe s¹ zapisem strumieni lodowych sensu stricto (KJAER
i in. 2003), czy raczej wy³¹cznie kierun-ków przemieszczania siê mas lodowych i wód subglacjalnych, niekoniecznie zwi¹zanych z przyspieszonym ruchem l¹dolodu. W tym kontekœcie nale¿y za-stanowiæ siê, czy „strumienie lodowe” definiowane dla centralnej czêœci l¹do-lodu skandynawskiego s¹ rzeczywiœcie strumieniami zgodnymi z definicj¹ SWIT -HINBANKA(1954) czy BENTLEYA(1987), czy
te¿ raczej nale¿y traktowaæ je jako g³ów-ne arterie transportowe lodu?
Centralny obszar zlodowaceñ skandy-nawskich zajmuje egzaracyjne obni¿enie – niecka Ba³tyku. Stanowi ona g³ówny szlak dystrybucyjny z pó³nocy i zacho-du (Gór Skandynawskich) w kierunku obszarów depozycyjnych oraz wa¿ny obszar pochodzenia materia³u eratycz-nego. Po³udniowy obszar depozycji ma-teria³u morenowego – Ni¿ Œrodkowo-europejski charakteryzuje siê odmien-nym stylem rzeŸby i budowy
geologicz-strybucyjnej (strumieni lodowych) na Ni¿u Œrodkowoeuropejskim powinna byæ procesem w du¿ej mierze niezale¿nym od zmian dynamiki l¹dolodu w strefie skandynawskiej i ba³tyckiej. Trudno wiêc znaleŸæ podstawy do interpretowania zró¿nicowania sk³adu g³azowego glin mo-renowych w stanowiskach oddalonych od siebie o kilkadziesi¹t kilometrów jako efektu oddzia³ywania odrêbnych stru-mieni lodowych, wyznaczanych a¿ do strefy lododzia³u (GÓRSKA2004).
Powy¿-sze rozumowanie potwierdzaj¹ prace STEPHANA (2002) i KJAERA i in. (2003),
gdzie na obszarze Danii zaobserwowa-no zwiêkszanie stopnia zró¿nicowania kierunków dystrybucji materia³u eratycz-nego w czasie, co mo¿na zinterpretowaæ jako efekt wzrostu wp³ywu rzeŸby i zró¿-nicowania w³aœciwoœci pod³o¿a wraz z malej¹c¹ mi¹¿szoœci¹ l¹dolodu w cza-sie kolejnych faz g³ównego stadia³u wis-tulianu (STEPHAN 2002). Na wzmo¿on¹
dywersyfikacjê sieci transportowej w stre-fie marginalnej wskazuj¹ równie¿ wyso-kie udzia³y materia³u lokalnego w gli-nach wybrze¿a Ba³tyku, notowane w licz-nych pracach (LAGERLUND i in. 1995;
LAGERLUND 1987; STEPHAN 2002; GÓRSKA
2004; JASIEWICZ 2001) oraz wyniki badañ
z obszarów wspó³czeœnie zlodowaconych (ALLEY i in. 1997; BENTLEY 1987).
Interesuj¹c¹ koncepcjê mechanizmu zmian uk³adu systemu transportowego
l¹dolodu skandynawskiego w wistulai-nie przedstawi³ EHLERS(1992), sugeruj¹c,
¿e w pocz¹tkowej fazie zlodowacenia panowa³ kierunek pó³nocny zachód–po-³udniowy wschód, a nastêpnie, po uak-tywnieniu siê Ba³tyckiego Strumienia Lodowego l¹dolód nasuwa³ siê z kie-runku pó³nocnego i pó³nocno-wschod-niego. Funkcjonowanie tej potê¿nej ar-terii transportowej w czasie wistulianu zosta³o udowodnione zarówno w wy-niku badañ teoretycznych (HOLMUND,
FASTOOK1993, 1995; ARNOLD, SHARP2002),
jak i na podstawie badañ sk³adu g³azo-wego glin (JASIEWICZ 2001; STEPHAN2002)
i zdaje siê nie podlegaæ w¹tpliwoœci. Istotny jest czas funkcjonowania tego strumienia. Datowania radiowêglowe po-chodz¹ce z dna zachodniego Ba³tyku (22780±660, 21480±440, KRAMARSKA1998)
i jego po³udniowego wybrze¿a (22300 ±700 – ROTNICKI, BORÓWKA 1995; 21600 ±1060 –
KRZYSZKOWSKI i in. 1999) wskazuj¹, ¿e
wkroczenie l¹dolodu na obszar Ni¿u Œrodkowoeuropejskiego mia³o miejsce oko³o 22000 BP (ROTNICKI 2001). BERG -LUND i LAGERLUND (1981) sugeruj¹, ¿e
Skania mog³a wolna od lodu a¿ do 21000 BP, a miejscami a¿ do 20000 BP. Opiniê tê nale¿y jednak przyjmowaæ z ostro¿noœci¹. Wskazuje to, ¿e wkra-czanie l¹dolodu na obszar Ni¿u od-bywa³oby siê przez nieckê Ba³tyku, z uwzglêdnieniem topografii, zgodnie z prawami przep³ywu lodu (PATTERSON
1994). Tym samym arteria transporto-wa Ba³tyckiego Strumienia Lodowego funkcjonowa³aby ju¿ od pocz¹tku wy-pe³niania niecki œrodkowego i po³ud-niowego Ba³tyku, co oznacza³oby, ¿e uk³ad g³ównych arterii transportowych by³by stabilny przez ca³y stadia³ g³ów-ny wistulianu, natomiast zmianom podlega³yby arterie dalszych rzêdów, zwi¹zane ze zmian¹ lokalnych wa-runków w pod³o¿u i mi¹¿szoœci l¹do-lodu (STEPHAN 2002; KJAERi in. 2003).
CZAS TRWANIA ZJAWISK GLACJALNYCH I JEGO ROLA W KSZTA£TOWANIU SK£ADU G£AZOWEGO GLIN MORENOWYCH Jest to jeden z najwa¿niejszych proble-mów, jaki nale¿y uwzglêdniæ przy wy-jaœnianiu mechanizmów kszta³towania siê sk³adu g³azowego glin zwa³owych. We wczeœniejszej czêœci pracy uzasad-niono pogl¹d, ¿e sk³ad petrograficzny glin zwa³owych kszta³tuje siê w wyniku z³o¿onego procesu, którego natê¿enie i przebieg zmienia siê w czasie. Czas transportu materia³u niesionego przez l¹dolód od obszarów alimentacyjnych do miejsc depozycji wynosi, w zale¿noœci od przyjêtych prêdkoœci ruchu l¹dolo-du, od kilku do kilkudziesiêciu tysiêcy lat. Tym samym staje siê zrozumia³e, ¿e sk³ad petrograficzny glin w osadach marginalnych danej fazy/oscylacji nie jest efektem dynamiki l¹dolodu w cza-sie danej fazy/oscylacji, ale efektem zmian dynamiki w znacznie d³u¿szym okresie. Podstawowym za³o¿eniem tej czêœci rozwa¿añ jest stwierdzenie, ¿e szybkoœæ przemieszczania materia³u era-tycznego jest najwy¿ej tak du¿a jak szybkoœæ przemieszczania siê l¹dolodu. W tej sytuacji nale¿y oszacowaæ tempo przemieszczania siê mas l¹dolodu skan-dynawskiego w ró¿nych strefach. Oczy-wiœcie w przypadku l¹dolodów kopal-nych nie mo¿na wykonaæ bezpoœrednich pomiarów tej cechy. Mo¿na tu posi³ko-waæ siê jedynie metodami poœrednimi i opracowaniami teoretycznymi.
Wyniki wspó³czesnych pomiarów wykonywanych na obszarze Antarktydy wskazuj¹, ¿e tempo przemieszczania siê mas lodowych jest zró¿nicowane. W ob-szarach niestrumieniowych to tempo wynosi od 7,3 m/rok na obszarach o du-¿ej mi¹¿szoœci do 123 m/rok na obsza-rach, gdzie mi¹¿szoœæ l¹dolodu wynosi poni¿ej 900 m (YOUNG 1979). Notowano
gdzie: u# – œrednia prêdkoœæ w kolumnie lodu, c – tempo akumulacji firnu, l – od-leg³oœæ od lododzia³u, h – mi¹¿szoœæ l¹dolodu w kolumnie.
Wyniki obliczeñ teoretycznych zna-laz³y potwierdzenie w pomiarach wy-konanych na obszarze Antarktydy, poza obszarami strumieniowymi na obrze-¿ach l¹dolodu (PATTERSON 1994).
Dla l¹dolodu skandynawskiego prze-prowadzono symulacjê czasu potrzeb-nego do przemieszczenia siê cz¹steczki lodu od lododzia³u do strefy marginal-nej dla ró¿nych wartoœci tempa akumu-lacji (rys. 7). ROTNICKI i BORÓWKA (2001),
na podstawie datowañ radiowêglowych szacuj¹ prêdkoœæ przemieszczania siê czo³a l¹dolodu w czasie awansu ostat-niego zlodowacenia na 150-160 m/rok. Wyniki obliczeñ teoretycznych prêdkoœ-ci czo³a l¹dolodu, przy za³o¿eniu rocz-nego tempa akumulacji firnu miêdzy 0,3 a 0,5 m/rok, koreluj¹ z datowaniami radiowêglowymi (rys. 7A).
Ostatnio, dla l¹dolodu skandynaw-skiego przeprowadzono liczne rekon-strukcje dynamiki przemieszczania siê mas lodowych (m.in.: HOLMUND, FASTOOK
1995; SIEGERT i in. 2001; ARNOLD, SHARP
2002; KLEMAN i in. 2002; NÄSLUND i in.
2003; PAYNE, BALDWIN 2003). Wiêkszoœæ
rekonstrukcji zosta³a wykonana na bazie ugruntowanych praw glacjologicznych, gdzie jako dane wejœciowe zastosowano
modele rzeŸby terenu oraz dane na te-mat zmian klite-matycznych. Potwierdzi³y one zwiêkszon¹ szybkoœæ przemieszcza-nia siê mas lodowych w obrêbie Ba³tyc-kiego Strumienia Lodowego, przy za³o-¿eniu warunków wzmo¿onego œlizgu w pod³o¿u w niecce Ba³tyku (HOLMUND,
FASTOOK 1993, 1995).
Rys. 7. Potencjalne prêdkoœci przemieszczania l¹dolodu (w warunkach modelowych)
A – potencjalna prêdkoœæ przemieszczania cz¹steczki l¹dolodu w zale¿noœci od odleg³oœci od lododzia³u, przy ro¿nym wspó³czynniku akumulacji; B – czas nie-zbêdny na osi¹gniêcie przez cz¹steczkê l¹dolodu okreœlonej odleg³oœci od lododzia³u przy ró¿nym
wspó³czynniku akumulacji
Fig. 7. Potential velocities of the movement of the ice-sheet (in idealized conditions)
A – potential velocity of the movement of the ice-sheet particle depending on the distance from ice divide; B – the time required to reach the particular distance from ice divide by ice particle depending on the
Przyjêcie powy¿szych za³o¿eñ co do prêdkoœci przemieszczania siê materia³u lodowego, stawia pod znakiem zapyta-nia „rekonstrukcje” uk³adów strumieni lodowych wykonywanych na podstawie sk³adu petrograficznego glin. Przyjmu-j¹c, ¿e tempo przemieszczania lodu nie przekracza 150 m/rok nale¿y przyj¹æ, ¿e czas transportu materia³u od obszaru alimentacyjnego do miejsca depozycji, na odcinku 650 km, wynosi minimum oko³o 4500 lat. Oznacza to na przyk³ad, ¿e sk³ad g³azowy glin stref marginal-nych fazy pomorskiej by³by rezultatem zmian dynamiki l¹dolodu, od co naj-mniej transgresji fazy leszczyñskiej.
W kontekœcie czasu trwania trans-portu materia³u eratycznego nale¿y pod-nieœæ równie¿ kwestiê odpornoœci mate-ria³u eratycznego na niszczenie. Procesy niszczenia materia³u eratycznego zacho-dz¹ zarówno w czasie wietrzenia przed poborem materia³u, w czasie transportu w wyniku przede wszystkim kruszenia i obtaczania, jak i wtórnego rozdrab-niania w wyniku procesów zamarzania i rozmarzania (LARSON, MOORES2004).
Roz-k³ad materia³u Ÿród³owego pod wzglê-dem odpornoœci mo¿na przedstawiæ wg nastêpuj¹cego schematu: w przypad-ku obszaru Polski najd³u¿sz¹ drogê trans-portu odbywaj¹ najbardziej odporne ska³y krystaliczne i metamorficzne od-s³aniaj¹ce siê na obszarze Pó³wyspu Skan-dynawskiego; w obszarze niecki Ba³tyku wystêpuj¹ ska³y osadowe o mniejszej odpornoœci na niszczenie mechaniczne, w tym równie¿ ska³y wêglanowe – do-datkowo o niskiej odpornoœci na proce-sy wietrzenia chemicznego. W po³ud-niowej czêœci Ba³tyku pod pokryw¹ osa-dów plejstoceñskich rozpoznano g³ów-nie górnomezozoiczne i trzeciorzedowe ska³y wêglanowe o bardzo niskiej od-pornoœci na niszczenie oraz ska³y kla-styczne – g³ównie piaskowce i ³upki. Osobny problem stanowi proces
pode-pozycyjnego ³ugowania ska³ wêglano-wych (WONIAK 2004). Skala tego
zja-wiska nie zawsze mo¿e byæ oszacowana, zw³aszcza w osadach pochodz¹cych ze starszych cyklów glacjalnych.
REDEPOZYCJA MATERIA£U ERATYCZNEGO
Wa¿nym elementem, który równie¿ mo-¿e wp³ywaæ na kszta³towanie siê sk³adu g³azowego glin jest wielokrotnoœæ trans-portu zwietrzeliny – nie tylko przez l¹-dolód – w wyniku innych czynników – takich jak ruchy masowe czy przede wszystkim transport rzeczny z obszaru Pó³wyspu Skandynawskiego do niecki Ba³tyku. Dodatkowo nale¿y rozwa¿yæ problem transportu materia³u w czasie kilku cykli glacjalnych, czyli poboru ma-teria³u eratycznego nie tylko z bezpo-œrednich ods³oniêæ, ale te¿ z osadów poprzednich cyklów glacjalnych. Wobec szcz¹tkowego wystêpowania osadów starszych cykli depozycyjnych w niecce Ba³tyku nale¿y zadaæ sobie pytanie, jak du¿y udzia³ materia³u redeponowanego z osadów starszych zlodowaceñ znaj-duje siê w vistuliañskich glinach na po-³udnie od niecki Ba³tyku? Problem ten by³ wielokrotnie podnoszony (GILBERG
1977; MEYER1983; DILABIO 1990; PURANEN
1990; RAUKAS 1995; MÄKINEN 2003) –
i dotychczas nie doczeka³ siê rozstrzyg-niêcia. Dodatkowo nale¿y rozpatrzyæ mo¿liwoœæ dostarczania materia³u po-chodz¹cego z po³udniowo-wschodnich stoków Gór Skandynawskich do obrze-¿a niecki Ba³tyku w wyniku transportu rzecznego w okresach interglacjalnych (BIJLSMA 1981, vide CZUBLA 2001) lub
w czasie stadia³ów, kiedy l¹dolód Skan-dynawski funkcjonowa³ jedynie na ob-szarze Gór Skandynawskich (rys. 8). Tak dostarczany materia³ koncentrowa³ siê w formach glacjalnych tworz¹cych siê na przedpolu l¹dolodu w tym czasie.
Rozstrzyga to problem, na który zwró-cili uwagê DONNER (1989) oraz CZUBLA
(2001), ¿e zgodnie z prawami glacjo-logicznymi materia³ z tych rejonów w pobli¿u lododzia³u nie powinien wy-stêpowaæ w osadach glacjalnych ni¿u, gdy¿ czas jego transportu, zgodnie z rys. 7, powinien wynosiæ od kilkudzie-siêciu do kilkuset tysiêcy lat. Niemo¿li-woœci¹ jest wiêc, aby zosta³ on dostar-czony do miejsca depozycji w czasie jednego cyklu glacjalnego.
PODSUMOWANIE – W STRONÊ MODELU TEORETYCZNEGO
Przedstawione rozwa¿ania maj¹ na celu zasygnalizowanie z³o¿onoœci procesu kszta³towania siê sk³adu g³azowego glin
morenowych. Stosowanie metody petro-graficznej w badaniach paleogeograficz-nych (GÓRSKA 2000, 2004), wymaga
po-wa¿nej analizy roli. Skupienie siê tylko na jednym czynniku, czyli przebiegu hi-potetycznych strumieni lodowych (SMED
1993; CZUBLA2001), kszta³tuj¹cych sk³ad
g³azowy glin w badanym punkcie, lub kierunkach nasuwania siê l¹dolodu (BÖSE
1990, 1995; GÓRSKA2000, 2002, 2004) jest
zdaniem autora niewystarczaj¹ce. Rów-nie¿ w tym kontekœcie, wykorzystanie metody petrograficznej do korelacji lito-stratygraficznej osadów glacjalnych jawi siê jako metoda pozbawiona teoretycz-nych podstaw (gdy¿ nie jest znany me-chanizm kszta³towania siê tej cechy), a schematy stratygraficzne tworzone na jej podstawie mog¹ byæ ³atwo zanego-wane, zw³aszcza w przypadku korelacji
Rys. 8. Redystrybucja materia³u g³azowego zgromadzonego w strefie marginalnej wczeœniejszego stadia³u (fazy) zlodowacenia. Czarna linia – zasiêg l¹dolodu
A – ok. 28000 BP (BOULTONi in. 2001, B – faza leszczyñska, zasiêg maksymalny (BOULTONi in. 2001)
Fig. 8. Redistribution of the debris material assembled in the marginal zone of the earlier phase (stadial) of the glaciation. Black line – the extend of the ice sheet
osadów pochodz¹cych z odwiertów, gdy model stratygraficzny nie znajduje potwierdzenia w innych danych geo-logicznych (GA£¥ZKAi in. 1999). Dlatego,
zdaniem autora, dalszy rozwój tej po-wszechnie stosowanej metody wymaga szerokiej dyskusji nad jej podstawami teoretycznymi. Bogata literatura z zakre-su funkcjonowania systemu glacjalnego oraz rozwój nowych metod analitycz-nych w geografii i geologii, zwi¹zaanalitycz-nych z przestrzennym modelowaniem pro-cesów, pozwala na podjêcie próby wy-konania czasowo-przestrzenngo modelu kszta³towania siê sk³adu g³azowego osa-dów glacjalnych – przynajmniej dla ostatniego zlodowacenia. Postulat takich prac zg³osi³ ju¿ BOULTON(1984), a
pierw-sz¹ pracê dla strefy laurentyjskiej, opar-t¹ na symulacjach komputerowych wy-konali ostatnio HILDES i in. (2004) Prace
nad takim modelem pozwol¹ sformu³o-waæ teoretyczne podstawy metody, bê-d¹ce podstaw¹ dyskusji o wiarygodnoœci i stosowalnoœci wyników badañ tereno-wych do interpretacji litostratygraficz-nych i paleogeograficzlitostratygraficz-nych, a tak¿e po-zwoli oszacowaæ b³¹d metody, który dziœ nie jest znany.
LITERATURA
ALLEY R.B., CUFFEYK.M., EVENSON E.B., STRESSER
J.C., LWSON D.E., LARSON G. J., 1997: How
glaciers entrain and transport basal sedi-ment: physical constrains, Quatern. Sci. Rev., 16, s. 1017–1038.
ALLEYR., 1989: Water pressure coupling of
sli-ding and bed deformation. I. Water system, J. Glaciol., 35, s. 108-118.
ANDERSON J.B., SHIPP S.S., LOWE A.L., S
MITH--WELLNERJ., MOSOLAA., 2002: The Antarctic
Ice Sheet during the Last Glacial Maximum and its subsequent retreat history: a review, Quatern. Sci. Rev., 21, s. 49–70.
ANDREWSJ.T., 1971: Englacial debris in glaciers,
J. Glaciol., 11, s. 155.
ANDREWS J.T., 1973: The Wisconsin Laurentide
ice sheet: disperal centers, problems of rates of retreat and climatic implications, Arctic and Alpine Research, 5, s. 185–199. ARNOLDJ., SHARPM., 2002: Flow variability in the
Scandinavian ice sheet: modeling the coup-ling between ice heat flow and hydrology, Quatern. Sci. Rev., 21, s. 485–502.
BENNETM., 2003: Ice streams as the arteries of an
ice sheet: their mechanics, stability and sig-nificance, Earth Sci. Rev., 61, s. 309–339. BENTLEY C.R., 1987: Antarctic ice streams: a
re-view. J.Geophys. Res.: 92; s. 8843–8858. BERGLUNDB.E., LAGERLUNDE., 1981: Eemian and
Weichselian stratigraphy in South Sweden, Boreas, 10 (4), s. 323–362.
BÖSEM., 1990: Reconstruction of ice flow
direc-tions south of the Baltic Sea during the Saalian and the Weichselian glaciation, Bo-reas, 19, s. 217– –226.
BÖSEM., 1995: Saalian and Weichselian tills in
the western part of Berlin. [W:] W.J. EHLERS,
S. KOZARSKI, P.L. GIBBARD, (red.), Glacial
de-posits in North-East Europe, Balkema. Rotterdam/Brookfield, s. 485–491.
BOULTONG.S., 1972: The role of thermal régime
in glacial sedimentation. [W:] D.R. PRICE,
D.E. SUDGEN, (red.), Polar Geomorphology,
Special Publ, 4; s. 1–19.
BOULTON G.S., 1978: Boulder shape and grain
size distributions of debris as indicators of transport path trough a glacier and till ge-nesis, Sedimentology, 25, s. 773–799. BOULTON G.S., 1979: Proccess of glacier erosion
on different substrata, J. Glaciol., 23, s. 15–38. BOULTONG.S., 1984: Development of a theoretical model of sediment dispersal by ice sheets, Prospecting in Areas of Glaciated Terrain, s. 213–22.
BOULTONG.S., CABANP.E.,VAN GIJSSELK., LEJNSE
A., PUNKARIM.,VANWEERTF.H.A., 1996: The impact of glaciation on the groundwater regime of Northwest Europe. Glob. Planet. Change, 12, s. 397–413.
BOULTONG.S., DONGELMANSP., PUNKARIM., BROAD -GATE M., 2001: Paleoglaciology of an ice sheet trough a glacial cycle: the European ice sheet trough the Weichselian, Quatern. Sci. Rev., 20, s. 591–625.
BOULTON G.S., JONES A.S., 1979: s. Stability of
temperate ice caps and ice sheets resting on beds of deformable sediment, J. Glaciol., 24, s. 29–43.
CHRISTOFERSENP. TULARCZYK, S., 2003: Signature of
consolida-rach czwartorzêdowych Polski Œrodkowej i ich znaczenie stratygraficzne, Acta Geo-graphica Lodziensia, 80, s. 174.
DILABIO R.N.W., 1990: Glacial disperal trains.
[W:] R. KUJANSUU, M. SAARNISTO(red.): Glacial indicator tracing. Balkema Rotterdam/Brook-field, s. 109–122.
DONNERJ., 1989: Transport distances of Finnish
crystalline erratics during Weichselian gla-ciation. [W:] M. PERTUNNEN(red.), Transport
of glacial drift in Finnland, Geol. Surv. Finn-land, Spec. Paper, 7, s. 7–13.
DONNER J., 1995: The Quaternary History of Scandinavia, Cambridge Univ. Press, Cam-bridge, 208 s.
DOWDESWELLJ.A., SIEGERTM.J., 1999: Ice-sheet
nu-merical modeling and marine geophysical measurements of glacier-derived sedimenta-tion on the Eurasian Arctic continental mar-gins, Geol. Soc. Amer. Bul.: 111(7), s. 1080– –1097.
DUDZIAKJ., 1970: Studia nad kierunkami trans-gresji l¹dolodu plejstoceñskiego, Prace Geol. Kom. Nauk Geol. PAN w Krakowie, 66, s. 7–92.
DUDZIAK J., 1974: Zale¿noœæ sk³adu g³azowego
od frakcji w osadach glacjalnych zlodowa-cenia po³udniowopolskiego, Roczniki Pol. Tow. Geol., 44(4), s. 577–591.
DUDZIAK J., 1974: W sprawie metodyki badañ sk³adu g³azowego moren, Prz. Geol., 1, s. 29–32.
EHLERS J., 1979: Fine gravel analysis after the
Dutch method as tested out on Ristinge Klint, Denmarkk, Bull. Geol. Soc. Denmark, 27, s. 157–165.
EHLERS J., 1992: Origin and distribution of red
tills in North Germany, Sver. Geol. Unders.: 81, s. 97–105.
wskaŸników g³azowych w badaniach plej-stoceñskich osadów morenowych, Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., 44, s. 43–56. GÓRSKA M., 2000: Wybrane w³aœciwoœci
petro-graficzne vistuliañskich moren dennych œrodkowej i zachodniej Wielkopolski oraz ich znaczenie dla dynamiki ostatniego l¹do-lodu, Prace Kom. Geogr.-Geol. PTPN, 28, s. 145.
GÓRSKAM., 2002: Petrografia osadów akumulacji
lodowcowej i wodnolodowcowej Pojezierza Drawskiego. Bad. Fizjogr. nad. Pol. Zach., A, 53, s. 29–42.
GÓRSKA M., 2004: Narzutniaki porfiru
rombo-wego z Oslo na Wolinie, Wyd. Nauk UAM, Geografia, 68, s. 103-115.
HESEMANNJ.F., 1930: Statistische
Geschieuntersu-chungen. Z. Geschiebef., 6, s. 158–162. HESEMANNJ.F., 1931: Quantitative
Geschiebebe-stimmungen im norddeutschen Diluvium, Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt N. F., 51, s. 714–758.
HESEMANNJ.F., 1932: Zur Geschiebeführung und
Geologie des Odergletschers. I. Aussere Ro-senthalter und Vergesteler Randlage, Jb. Preuss. Geol., 53, s. 70–84.
HESEMANNJ.F., 1934: Ergebnisse und Aussichten
einiger Methoden zur Festsellung der Ver-teilung kristalliner Leitgeschiebe, Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt N. F., 55, s. 1–27. HILDES D., CLARKE G., FLOWERS G., MARSHAL S.,
2004: Subglacial erosion and englacial sedi-ment transport modelled for North Ameri-can ice sheets. Quatern. Sci. Rev., 23, s. 409–430.
HOLMUND P. FASTOOKJ., 1993: Numerical
mode-ling provides evidence of Baltic Ice Stream during the Younger Dryas, Boreas, 22, s. 77–86.
HOLMUNDR. FASTOOKJ., 1995: A time-dependent
glaciological model of the Weichselian ice sheet, Quatern. Int., 27, s. 53–58.
HOUMARK-NIELSEN M., 1993: The compositional
features of Danish glacial deposits. [W:] J. EHLRES (red.), Glacial Deposits in
North--West Europe, A. A. Balkema, s. 199–202. JASIEWICZ J., 2001: Vistuliañskie gliny czerwone
i ich znaczenie stratygraficzne dla wydziele-nia fazy gardnieñskiej. [W:] K. ROTNICKI
(red.), Przemiany œrodowiska geograficzne-go nizin nadmorskich po³udniowegeograficzne-go Ba³ty-ku w vistulianie i holocenie, Bogucki Wyd. Nauk., s. 87–93.
JOHANSSONM., 1999: Analysis of digital elevation
data for paleosurfaces in south-western Sweden, Geomorphology, 26, s. 279–295. KASPRZAKL., 2003: Model sedymentacji l¹dolodu
vistuliañskiego na Nizinie Wielkopolskiej. Wyd. Nauk UAM, s. 218.
KENIGK., 1998: Petrograficzne podstawy
straty-grafii glin morenowych Polski Pó³nocno--Wschodniej, Biul. Pañstw. Inst. Geol., 380, s. 99.
KJAER K.H., HOUMARK-NIELSEN M., RICHARDT N.,
2003: Ice flow patterns a disperal of erratics at the southwestern margin of the last Scan-dinavian Ice Sheet: signature of paleo-ice streams, Boreas: 32, s. 130–148.
KLEMANJ., BORGSTROMI., 1996: Reconstruction of
paleo-ice-sheets: the use of geomorphologi-cal data. Earth Surf, Proc. Land., 21, s. 893– –909.
KLEMANJ., FASTOOKJ., STROEVENA.P., 2002:
Geolo-gically and geomorpholoGeolo-gically constrained numerical model of Laurentide Ice Sheet inception and build up, Quatern. Int., 95–96, s. 87–98.
KORN J., 1895: Über diluviale Geschiebe der
Königsberger Tiefbohrungen. D. Sc. Diss., L. Schade, Berlin, s. 66.
KORNJ., 1927: Die wichtigsten Leitgeschiebe der
nordischen kristallinen Gesteine im nord-deutschen Flachlande. Preuss. Geol. Lande-sanstalt, Berlin, s. 64.
KRAMARSKAR., 1998: Origin and development of the Odra bank in the light of the geologic structure and radiocarbon dating, Geol. Quater., 42(3), s. 277–288.
KRYGOWSKI B., 1967: ZmiennoϾ glin
moreno-wych w zakresie uproszczonego sk³adu pe-trograficznego Zesz. Nauk. UAM Geografia, 7, s. 59–65.
KRZYSZKOWSKID., DOBRACKAD., DOBRACKIR., CZER -WONKA J., KUSZELL T., 1999: Stratigraphy of
Weichselian deposits in the cliff sections between £ukêcin and Niechorze Baltic coast, North-western Poland, Quatern. Stud. Pol., 16, s. 27–45.
LAGERLUND E., 1987: An alternative Weichselian
glaciation model, with special reference to the glacial history of Skåne, south Sweden, Boreas, 16, s. 433–459.
LAGERLUND E., PERSSON K.M., KRZYSZKOWSKI D.,
JOHANSSONP., DOBRACKAE., DOBRACKIR., PAN
-ZIG W.A., 1995: Unexpected ice flow
di-rection during the Late Weichselian degla-ciation of South Baltic area indicated by a new litostratigraphy in NW Poland, and NE Germany, Quatern. Int., 28, s. 127–144. LAITAKIRII., 1989: How the glacial erratics were
broken loose from the bedrock? [w:] M. PER -TUNNEN (red.), Transport of glacial drift in
Finnland. Geol. Surv. Finnland, Spec. Paper, 7, s. 15–18.
LAMPARSKIZ., 1969: Role of local material in the
investigations of course of the Middle Po-lish glacial transgretion in Middle PoPo-lish Uplands, ZN. Geogr, 8, s. 95–102.
LARSONP.L., MOORESH.D., 2004: Glacial indicator disperal processes: a conceptual model, Bo-reas, 33, s. 238–249.
LÜTIGG., 1958: Metodische Fragen der
Geschie-beforschung. Geol. Jb, 75, s. 361–418. LÜTIGG., 1999: Geschiebestatistische
Anmerkun-gen zur Quartärstratigraphie des nordi-schen Vereisungsgebietes, Eis. Gegenwart, 49, s. 144–163.
MÄKINEN J., 2003: A mathematical model to
ex-plain the effect of comminution, resedimen-tation and outwashing on the finest frac-tions of till in four test areas in central Finland, Special Paper of the Geological Survey of Finland, 34, s. 43–69.
MENZIESJ., 2002: Modern and Past Glacial
Envi-ronments, Revised Student Edition, Butter-worth-Heinemann, s. 352.
MEYER K.D., 1983: Indicator pebbles and stone
counting methods. [W:] J. EHLRES(red.),
Gla-cial Deposits in North-West Europe, A. A. Balkema, s. 275–288.
MILTHERSV., 1909: Scandinavian Indicator Boul-ders in the Quaternary deposits. Danm. Geol. Unders.: 23; s. 153.
MILTHERS V., 1934: Die Verteilung
skandinavi-scher Leitgeschiebe im Quartär von West-deutschland, Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt N. F., 156, s. 74.
MINETER M., HULTON N., 2001: Parallel
31, s. 362–377.
NUNBERGJ., 1971: Próba zastosowania metod
sta-tystycznych do badañ zespo³u g³azów fen-noskandzkich, wystêpuj¹cych w utworach glacjalnych pó³nocno-wschodniej Polski, Stud. Geol. Pol., 37, s. 103.
NUNBERGJ., 1979: Erratics selection index as a
va-lue determining the origin of marginal forms and glacial sediments, Quatern. Stud. Pol., 1, s. 65–69.
PANZIG W.A., 1995: The tills of NE Rügen –
litostratigraphy, gravel composition and re-lative deposition directions in the south-western Baltic region. [W:] W.J. EHLERS,
S. KOZARSKI,P.L. GIBBARD(red.), Glacial
depo-sits in North-East Europe. Balkema. Rotter-dam/ Brookfield.
PATERSON W.S.B., 1994 The physics of glaciers.
Pergamon, s. 480.
PAYNE A.J., BALDWIN D.J., 1999:
Thermomecha-nical modeling of the Scandinavian Ice Sheet: implication for ice stream formation, Ann. Glaciol., 28, s. 83–89.
PUNKARIM., 1993: Modeling the dynamics of the
Scandinavian Ice Sheet using remote sen-sing and GIS methods. [W:] J. ABER (red.), Glaciotectonics and Maping Glacial Depo-sits. Processing of the INQUA Commision on the Formation nad Properities of Glacial Deposits, Canadian Plains Research Center. University of Regina, s. 232–250.
PURANENR., 1990: Modeling of glacial transport
of tills. [W:] R. KUJANSUU, M. SAARNISTO(red),
Glacial indicator tracing. Bealkema Rotter-dam/Brookfield, s. 15–34.
RAUKAS A., 1995: Properties, origin and strati-graphy of Estonia tills. [W:] J. EHLERS, S. KO -ZARSKI, P.L. GIBBARD(red.), Glacial deposits in
North-East Europe. Balkema. Rotterdam/ Brookfield, s. 93–101.
geograficznego nizin nadmorskich po³ud-niowego Ba³tyku w vistulianie i holocenie, Bogucki Wyd. Nauk., s. 19–29.
ROTNICKI K., BORÓWKA R.K., 1995: The last cold period in the Gardno – £eba Coastal Plain. [W:] K. ROTNICKI(red.), Polish Coast – Past
Present and Future, Journal of Coastal Re-search: Spec. Issue 22, s. 225–229.
RUTKOWSKI J., 1995: Badania petrograficzne ¿wi-rów. [W:] E. MYCIELSKA-DOWGIA££O, J. R UTKOW-SKI (red.), Badania osadów
czwartorzê-dowych. Wybrane metody i interpretacja wyników. Wydzia³ Geografii i Studiów Re-gionalnych. Warszawa, s. 133–150. RZECHOWSKI J., 1971:
Granulometryczno-petro-graficzna charakterystyka glin zwa³owych w dorzeczu œrodkowej Widawki. Biul. IG, 254, s. 111–155.
RZECHOWSKI J., 1974: O litotypach glin
zwa³o-wych dolnego i œrodkowego plejstocenu na Ni¿u Polskim. Zesz. Nauk. UAM Geografia, 10, s. 87–99.
RZECHOWSKI J., 1976: Lithological pecularities of
Polish lowland tills. [W:] Tills its Genesis and Diagenesis, Zesz. Nauk. UAM, Geo-grafia, 12, s. 213–217.
SCHULZ W., 2003: Geologischer Führer für den
norddeutschen Geschiebesammler. cw Ver-lagsgruppe, Schwerin, s. 510.
SIEGERT M.J., DOWDESWELL J.A., HALD M., SVEND -SEN J-I., 2001: Modeling the Eurasian ice Sheet trought a full Weichselian glacial cycle. Quatern. Res., 31, s. 367–385. SMEDP., 1993: Indicator studies – a critical revew
and a new data-presentation method. Bull. Geol. Soc. Denmark, 40, s. 332–344. SMED P., 1994: Steine aus dem Norden:
Ge-schiebe als Zeugen der Eiszeit in Nord-deutschland. Gebrüder Borntraeger. Berlin--Stutgart, s. 194.
STEPHANH-J., 2001: The Young Baltic advance in
the western Baltic depression. Geol. Quater., 45, s. 359–363.
STOKES Ch.R., CLARK Ch.D., 2001: Paleo-ice
streams. Quatern. Sci. Rev., 20, s. 1437–1457. STOKES Ch.R., CLARK Ch.D., 1999:
Geomorpho-logical criteria for identifying Pleistocene ice streams. Ann. Glaciol., 28, s. 67–75. SUDGEN D.E., 1977: Reconstruction of the
mor-phology, dynamics and thermal characte-ristics of the Laurentide Ice Sheet at its maximum. Arctic and Alpine Research: 9, s. 21–47.
SUDGEN D.E., 1978: Glacial erosion by the
Lau-rentide Ice Sheet. J. Glaciol., 20, s. 367–392. THOM G., 1978: Disruption of bedrock by the
growth and collapse of ice lenses. J. Glaciol., 20, s. 571–576.
TREMBACZOWSKIJ., 1967:
Granulometryczno-petro-graficzna charakterystyka glin zwa³owych Wysoczyzny Pó³nocno-Koniñskiej. Pr. Inst. Geol, 48, s. 147–162.
USAITYTE D., 2000: The geology of the
south-eastern Baltic Sea: a review. Earth Sci. Rev., 50, s. 137–225.
WEERTMAN J., 1964: Theory of glacier sliding.
J. Glaciol., 5, s. 287–303.
WEERTMANJ., 1972: General theory of water flaw at the base of glacier or ice sheet. Rev. Geophys. Space Phys.: 10, s. 287–333.
WINTERHALTER B., IGNATIUS H., AXBERGS., NIEMIS -TÖ L., 1981: Geology of the Baltic Sea
El-sevier, s. 121.
WONIAK P.P., 2004: PrzydatnoϾ analizy
litolo-gicznej glin morenowych w badaniach geo-morfologicznych stref marginalnych ostat-niego zlodowacenia. Prz. Geol., 52 (9), s. 336– –339.
YOUNG N.W., 1979: Measured velocities of in-terior East Antarctica and the state of mass balance within the I.A.G.P. area. J. Glaciol., 24, s. 77–87.
ZABIELSKIR., 2004: Jakie cechy sk³adu
petrogra-ficznego ¿wirów glin lodowcowych mog¹ byæ przydatne w litostratygrafii? Prz. Geol., 52(4), s. 340–346.
ZABIELSKI R., LISICKI S., KENIG K., G
RONKOWSKA--KRYSTEKB., 1998: Istota badañ
petrograficz-no-litologicznych i ich rola w litostratygrafii – dyskusja. Prz. Geol. 46 (12), s. 1282–1284. ZAWIDZKA K., 1998a: O przydatnoœci badañ
pe-trograficzno-litologicznych osadów czwar-torzêdowych dla Szczegó³owej mapy geo-logicznej Polski w skali 1:50 000, Prz. Geol. 46 (3), s. 245–248.
ZAWIDZKAK., 1998b, O przydatnoœci badañ
pe-trograficzno-litologicznych osadów czwar-torzêdowych dla Szczegó³owej mapy geo-logicznej Polski w skali 1:50 000 – replika. Prz. Geol. 46 (12), s. 1285-1287.
Recenzent: prof. dr hab. Boles³aw Nowaczyk Jaros³aw Jasiewicz Zak³ad Paleogeografii i Geologii Czwartorzêdu Instytut Paleogeografii i Geoekologii Uniwersytet im. Adama Mickiewicza w Poznaniu
THE MECHANISM OF FORMING THE PETROGRAPHIC COMPOSITION OF LAST GLACIAL’S MORANIC TILL ON PERIBALTIC AREA
– A CURRENT INTERPRETATIVE PROBLEMS S u m m a r y
The problem of formation of pebble com-position of moranic tills on Peribaltic area is present in papers for over 100 years. Till now, the changes in patterns of ice flow directions are taken to account as the main factor of formation of pebble composition. The role of selective alimentation of erratic materials and other sub-glacial factors are treated with minor impor-tance. The base assumtion of this paper is that all litological factor of deposits – here – the pebble composition of till; is formed by glacial
system of erosion, transport, and accumulation. All components of that system have an in-fluence on the final properties of that feature. That problem is presented on glaciological and paleoglaciological theoretical background.
The formation of pebble composition of till starts during preglacial wethering processes. During glaciation, the weathered material is incorporated into ice. The main determinants for incorporation of the materials are: the pre-sence of waste in situ; litological pecularities of
