Glacifluwialne facje strumieni przeci¹¿onych zawiesin¹ na przyk³adzie
plejstoceñskich osadów wschodniej Jutlandii i Pomorza Zachodniego
Ma³gorzata Pisarska-Jamro¿y*
Glaciofluvial facies of hyperconcentrated flow (the Pleistocene of Denmark and Western Pomerania). Prz. Geol., 55: 503–510.
S u m m a r y. Beverage & Culbertson (1964) defined hyperconcentrated flow as a flow of water-sediment mixture with a behaviour intermediate between that of a debris flow (mudflow) and that of a stream flow. However, the essence of this definition has largely been misunderstood and lost in the subsequent literature. It would appear that almost any deposit can possibly be attributed to a hyperconcentrated flow, because this genetic label has been attached to: non-stratified deposits with normal or inverse-to-normal grading, as well as deposits that were strati-fied; some of these deposits had polymodal and only other bimodal grain-size distribution, occasionally bearing outsized cobble gravels and boulders. Arguably, the Beverage and Culbertson original definition implies a turbu-lent, non-Newtonian fluidal flow with pseudoplastic rheological behaviour, intermediate between that of a mudflow (plastic) and a stream flow (Newtonian fluid), which may suggest sediment deposition by rapid dumping from suspension (Lowe, 1988; Vrolijk & Southard, 1997), rather than tractional emplacement.
The study areas in Western Pomerania and east Jutland are located in transition fan and glaciofluvial fans (Weichselian glaciation). Three assemblages of deposits derived from hyperconcentrated flow are exposed: massive cobble gravel (monofacial association GCm), massive sand (monofacial association Sm) and massive sand and planar-cross bedded sand (lithofacies association Sm, Sp). The reason for significant grain-size distribution diversity of sediments derived from the same depositional process was difference in competence flow which came out from discharge flow changes. Despite different grain framework grain-size distribution, grains within hyperconcentrated flows were mostly moved by turbulences and dispersive grain pressure.
Key words: hyperconcentrated flow, lithofacies analysis
Przep³yw zawiesiny o wysokiej gêstoœci zosta³ okreœlo-ny przez Beverage’a i Culbertsona (1964) jako poœredni miêdzy sp³ywem kohezyjnym i przep³ywem hydraulicz-nym. Definicja ta jest jednak czêsto nieprawid³owo i zbyt szeroko stosowana w literaturze, zarówno do osadów masywnych z normalnym lub odwrócono-normalnym uziarnieniem frakcjonalnym, jak i do osadów warstwowa-nych. Niektóre z tych osadów maj¹ polimodalne rozk³ady uziarnienia, inne jedynie bimodalne. Definicja przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci wed³ug Beverage’a i Cul-bertsona (1964) dotyczy przep³ywu turbulentnego, który lokalnie lub okresowo ma cechy przep³ywu cieczy nie-newtonowskiej o pseudoplastycznych w³aœciwoœciach reologicznych (Lowe, 1988; Vrolijk & Southard, 1997).
Osady deponowane z przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci mo¿e charakteryzowaæ ró¿na wydolnoœæ przep³ywu (ang. competence flow), od której zale¿y, czy zdeponowany osad bêdzie grubo- czy drobnoziarnisty. Depozycja osadu z przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêsto-œci nie nastêpuje z trakcji, lecz w wyniku szybkiej depozy-cji z suspensji (Lowe, 1988; Vrolijk & Southard, 1997). Deponowane s¹ wówczas: ¿wir œrednio- i gruboziarnisty (Maizels, 1989; Pisarska-Jamro¿y, 2006a) oraz megaklasty (Siegenthaler & Huggenberger, 1993; Maizels, 1997; Fay, 2002), ale mog¹ byæ tak¿e deponowane osady drobnoziar-niste (Pisarska-Jamro¿y, 2006a).
W sk³ad matriks typowego gruboklastycznego osadu pochodz¹cego z analizowanego przep³ywu wchodz¹ frak-cje: mu³owo-i³owa, piasku i ¿wiru drobnoziarnistego. Pod-czas sedymentacji mo¿e zostaæ zdeponowany osad
masywny albo osad sk³adaj¹cy siê z dwóch warstw: dolnej z odwróconym uziarnieniem frakcjonalnym oraz górnej z normalnym uziarnieniem frakcjonalnym (Miller, 1990; Russell & Knudsen, 1997).
Typowe ³awice powsta³e w wyniku przep³ywu zawiesi-ny o wysokiej gêstoœci maj¹ erozyjzawiesi-ny sp¹g, mi¹¿szoœæ — od kilku decymetrów do kilku metrów, a rozci¹g³oœæ — od setek (Fraser & Bleuer, 1988) do tysiêcy metrów, np. w prze-p³ywach typu jökulhlaup (Lliboutry i in., 1977; Lord & Kehew, 1987; Maizels, 1989).
Siegenthaler i Huggenberger (1993) oraz Fay (2002) uwa¿aj¹, ¿e wskaŸnikiem genezy osadów z przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci jest struktura masywna. Mo¿liwoœæ wyst¹pienia niewyraŸnego warstwowania poziomego podaj¹ Costa (1984) oraz Benn i Evans (1998). Za wskaŸnikowe uznaje siê równie¿ jednakowe u³o¿enie osi ziaren — zgodnie z kierunkiem paleoprzep³ywu (Sie-genthaler & Huggenberger, 1993; Fay, 2002; Todd, 1989).
Przep³ywy zawiesiny o wysokiej gêstoœci s¹ czêsto katastrofalne i trudno jest badaæ mechanizmy ich depozy-cji. Nale¿y wiêc opieraæ siê na interpretacjach kopalnych osadów tego typu. W celu uszczegó³owienia cech identyfi-kuj¹cych osady deponowane w efekcie tego typu przep³ywów przeœledzono zespo³y litofacjalne znajduj¹ce siê w sto¿ku glacifluwialnym oraz przejœciowym w strefie glacimarginalnej zlodowacenia wis³y na obszarze Pomorza Zachodniego i wschodniej Jutlandii (ryc. 1). Geneza anali-zowanych zespo³ów litofacjalnych zosta³a okreœlona na podstawie: pokroju, mi¹¿szoœci, rozci¹g³oœci ³awic, cech powierzchni sp¹gowej ³awic, uziarnienia szkieletu ziarno-wego i matriks, rodzaju szkieletu ziarnoziarno-wego, rodzaju uziarnienia frakcjonalnego, imbrykacji klastów, struktury oraz obecnoœci litofacji towarzysz¹cych. Zidentyfikowano *Instytut Geografii, Wydzia³ Nauk Przyrodniczych,
Uniwer-sytet Kazimierza Wielkiego, ul. Miñska 15, 85-428 Bydgoszcz; adres korespondencyjny: ul. Katowicka 35/28, 61-131 Poznañ; pisanka@ukw.edu.pl
trzy zespo³y litofacjalne deponowane z przep³ywów zawie-siny o wysokiej gêstoœci (tab. 1):
zespó³ monofacjalny gruboziarnistego ¿wiru masywnego GCm (stanowisko Glatved Strand),
zespó³ monofacjalny piasku masywnego Sm (stano-wisko Che³m Górny I),
zespó³ litofacjalny piasku masywnego Sm i piasku warstwowanego przek¹tnie p³asko Sp — stanowisko Che³m Górny II (Pisarska-Jamro¿y, 2006a, b).
Ogólna sytuacja geologiczna
Stanowiska Che³m Górny I i Che³m Górny II le¿¹ na Pomorzu Zachodnim w strefie przejœciowej pomiêdzy moren¹ czo³ow¹ a sandrem. Moreny czo³owe wystêpuj¹ce w Che³mie Górnym s¹ zbudowane z gliny glacjalnej, pia-sku, ¿wiru i g³azów fazy pomorskiej zlodowacenia wis³y. Na po³udniu moreny czo³owe granicz¹ z sandrem. Sandr jest zbudowany g³ównie z piasku i ¿wiru glacifluwialnego tego samego wieku co moreny. Powierzchnia sandru jest
nachylona pod k¹tem oko³o 0,5–2° w kierunku po³udniowym.
Stanowisko Glatved Strand znajduje siê w po-³udniowo-wschodniej czêœci Pó³wyspu Djursland we wschodniej Jutlandii (Dania). Analizowane stano-wisko jest zlokalizowane na obszarze sandru Tirstup. W ESE czêœci sandr jest zbudowany ze ¿wiru, a w WNW — g³ównie z piasku. Powierzchnia sandru jest nachy-lona przeciêtnie 0,2–0,5° w kierunku zachodnim. Na po³udnie i pó³noc od równiny sandrowej znajduj¹ siê moreny fazy wschodniojutlandzkiej odpowiadaj¹cej czasowo fazie pomorskiej zlodowacenia wis³y. More-ny te s¹ zbudowane g³ównie z diamiktonu oraz ¿wiru i piasku.
Charakterystyka osadów
Zespó³ monofacjalny GCm (ryc. 2a) sk³ada siê ze wskaŸnikowej litofacji masywnego ¿wiru gruboziar-nistego GCm (88%) oraz litofacji drugorzêdnych: pia-sku warstwowanego przek¹tnie p³asko Sp (7%) oraz masywnego ¿wiru œrednioziarnistego GPm (5%).
Litofacja wskaŸnikowa GCm ma pokrój taflowy, mi¹¿szoœæ 4,6–5 m i rozci¹g³oœæ co najmniej 120 m. Zarówno sp¹g, jak i strop s¹ ostre, erozyjne. Szkie-let ziarnowy litofacji GCm jest zbudowany z grubo-i œredngrubo-iozgrubo-iarngrubo-istego ¿wgrubo-iru. Najwgrubo-iêksze œredngrubo-ice kla-stów — MPS (ang. maximum particle size) szkieletu ziarnowego wynosz¹ 45 cm. W omawianej litofacji wystêpuje zwarty lub rozproszony szkielet ziarnowy. Odwrócone uziarnienie frakcjonalne jest obecne w dol-nej czêœci osadu, a normalne — w górdol-nej. Matriks litofacji GCm tworz¹ frakcje: piasku œrednio- i grubo-ziarnistego, ¿wiru drobnoziarnistego oraz frakcja mu³owo-i³owa, której udzia³ wynosi 6% obj. (tab. 2). W litofacji GCm wystêpuje imbrykacja klastów z p³asz-czyzn¹ ab ziaren nachylon¹ 30° na wschód.
Litofacja drugorzêdna Sp ma pokrój soczewkowy. Mi¹¿szoœæ soczew wynosi 0,6–0,7 m, a rozci¹g³oœæ co najmniej 8 m. Zarówno sp¹g, jak i strop litofacji Sp s¹ ostre, erozyjne. Litofacja jest zbudowana g³ównie z grubo- i œrednioziarnistego piasku, w sp¹gu wystêpuj¹ pojedyncze ziarna ¿wiru drobnoziarnistego. W lito-facji Sp laminy s¹ nachylone 20° na pó³nocny-zachód.
obszar badañ study area P O L S K A P O L A N D obszar badañ study area 0 0 5 2 10km 4km
Ryc. 1. Lokalizacja stanowisk badawczych (zespó³ monofacjalny Sm — Che³m Górny I; zespó³ litofacjalny Sm, Sp — Che³m Górny II; zespó³ monofacjalny GCm — Glatved Strand)
Fig. 1. Location of sites studied (Sm monofacial association — Che³m Górny I; Sm, Sp association — Che³m Górny II; GCm monofacial asso-ciation — Glatved Strand)
Tab. 1. Oznaczenia kodu litofacjalnego (Miall, 1977; Pisarska--Jamro¿y, 2006b)
Table 1. Lithofacies code symbols (Miall, 1977; Pisarska-Jamro¿y, 2006b)
Tekstura Texture F mu³/i³ fine-grained silt/mud
S piasek sand
GC ¿wir gruboziarnisty cobble gravel
GP ¿wir œrednioziarnisty pebble gravel
D diamikton diamicton
Struktura Structure m masywna massive
p warstwowanie przek¹tne p³askie planar-cross bedding
Drugorzêdna litofacja GPm wystêpuje w sp¹gu zespo³u GCm. Pokrój litofacji GPm jest soczewkowy, mi¹¿szoœæ wynosi 0,7 m, rozci¹g³oœæ — co najmniej 15 m. Sp¹g lito-facji jest ostry, erozyjny, a kontakt z wy¿ejleg³¹ litofacj¹ jest gradacyjny. Szkielet ziarnowy tworzy œrednioziarnisty ¿wir o zwartym szkielecie ziarnowym, tylko lokalnie ma on teksturê typu open-work charakteryzuj¹c¹ siê brakiem matriks (ryc. 3a; Smith, 1985).
Monofacjalny zespó³ piasku masywnego Sm (ryc. 2b) sk³ada siê ze wskaŸnikowej litofacji pia-sku masywnego Sm i drugorzêd-nej mu³u masywnego Fm.
Litofacja Sm ma pokrój taflowy, mi¹¿szoœæ 20–80 cm i rozci¹g³oœæ 20 m. Sp¹g i strop litofacji s¹ zde-formowane. W sk³ad litofacji wchodzi piasek grubo- i drobno-ziarnisty, udzia³ frakcji mu³owo--i³owej wynosi 6–7% obj. (tab. 2). Powszechnie wystêpuj¹ pojedyncze ziarna ¿wiru drobno- i œrednio-ziarnistego, przewa¿nie zwietrza³e. Litofacjê charakteryzuje struktura masywna. W litofacji Sm wystê-puj¹ liczne struktury deformacyjne w postaci p³atów deformacyj-nych, struktur s³upowych oraz struktur sedymentacyjnego budi-na¿u.
Drugorzêdna litofacja Fm ma mi¹¿szoœæ 5–10 cm, rozci¹g³oœæ co najmniej 10 m. Sp¹g i strop litofacji s¹ przewa¿nie zdefor-mowane. W sk³ad litofacji Fm wchodzi frakcja mu³owo-i³owa oraz piasku drobnoziarnistego. Struktura osadu jest masywna, ale podobnie jak w litofacji Sm wy-stêpuj¹ w niej liczne deformacje.
P³aty deformacyjne zawiniête (ryc. 3b i 3c) maj¹ szerokoœæ od 7 do 50 cm. Wiêkszoœæ p³atów jest
zbudowana z dwóch warstw
tworz¹cych jeden rytm piaszczysto--mu³owy, ale mo¿na tak¿e spot-kaæ p³aty zbudowane z kilkunastu warstw wchodz¹cych w sk³ad
ryt-mów. Analizowane p³aty deformacyjne s¹ symetryczne, asymetryczne lub soplowe. Kolejne struktury deformacyj-ne, czyli struktury s³upowe (ryc. 3d), maj¹ wysokoœæ œred-nio 50 cm i œrednicê do 8 cm. Sk³adaj¹ siê z frakcji mu³owo-i³owej oraz piasku drobnoziarnistego. Lokalnie wystêpuj¹ tak¿e ziarna drobnoziarnistego ¿wiru. Trzecim rodzajem struktur deformacyjnych s¹ struktury
sedymenta-GCm
Sp
GPm
Sm, Sp
Sm
Dm
Sh, GPm
→
Ryc. 2. Zespo³y litofacjalne depono-wane z przep³ywów zawiesiny o wyso-kiej gêstoœci: a — zespó³ monofacjalny gruboziarnistego ¿wiru masywnego GCm; b — zespó³ monofacjalny pia-sku masywnego Sm; c — zespó³ litofa-cjalny piasku masywnego i piasku warstwowanego przek¹tnie p³asko Sm, Sp
Fig. 2. Hyperconcentration flow sedi-ments: a — GCm monofacial associa-tion; b — Sm monofacial associaassocia-tion; c — Sm, Sp association
cyjnego budina¿u (ryc. 3e), wystêpuj¹ce w warstwie œred-nio 40 cm mi¹¿szoœci. Budiny s¹ zbudowane z piasku drobno- i œrednioziarnistego oraz frakcji mu³owo-i³owej i przyjmuj¹ kszta³t ca³kowicie lub czêœciowo izolowanych soczewek.
Zespó³ litofacjalny Sm, Sp (ryc. 2c) sk³ada siê z dwóch litofacji wskaŸnikowych — piasku masywnego Sm i pia-sku warstwowanego przek¹tnie p³asko Sp.
Litofacja Sm ma pokrój taflowy, mi¹¿szoœæ 1 m i roz-ci¹g³oœæ co najmniej 6 m. Sp¹g litofacji jest zdeformowa-ny. Litofacja jest zbudowana z piasku drobnoziarnistego oraz pojedynczych ziaren ¿wiru drobno- i œrednioziarniste-go. W sk³ad litofacji wchodzi 6–7% obj. frakcji mu³owo-i³owej (tab. 2). Struktura osadu jest masywna.
Litofacja Sp ma pokrój taflowy, mi¹¿szoœæ 60 cm i roz-ci¹g³oœæ co najmniej 6 m. Strop litofacji jest zdeformowa-ny. Litofacjê tworzy piasek drobno- i œrednioziarnisty warstwowany przek¹tnie p³asko w œredniej skali.
Interpretacja genetyczna osadów
Gruboziarniste osady przep³ywów zawiesiny o wy-sokiej gêstoœci. Gruboziarnisty, czêœciowo rozproszony szkielet ziarnowy, lokalnie wystêpuj¹ce zgrupowania ¿wi-ru i g³azów, a tak¿e obecnoœæ imbrykacji w litofacji g¿wi-rubo- grubo-ziarnistego ¿wiru masywnego GCm wskazuj¹ na zwi¹zek z wysokoenergetycznym przep³ywem turbulentnym. Jed-nokierunkowe nachylenie (na zachód) p³aszczyzn ab
zia-ren mo¿e wskazywaæ na depozycjê z przep³ywu
hydraulicznego, natomiast gruboziarnisty szkielet ziarno-wy litofacji GCm oraz drobnoziarnisty matriks pozwalaj¹ dok³adniej sklasyfikowaæ analizowany osad jako efekt przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci (por. Todd, 1989; Siegenthaler & Huggenberger, 1993; Fay, 2002). Genezê
z przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci sygnalizuje obecnoœæ odwrócono-normalnego uziarnienia frakcjonal-nego. W przep³ywach tego typu mo¿e byæ deponowany osad sk³adaj¹cy siê z dwóch warstw — dolnej z odwróco-nym uziarnieniem frakcjonalodwróco-nym oraz górnej z normalodwróco-nym uziarnieniem frakcjonalnym (Miller, 1990; Russell & Knudsen, 1997; Pisarska-Jamro¿y, 2006b). Dolna warstwa zawiera osad gruboziarnisty, a górna drobnoziarnisty. Osad gruboziarnisty jest transportowany w dwóch strefach reologicznych: w strefie ruchu laminarnego (strefie pla-stycznego p³yniêcia; ang. frictional region) oraz w strefie ruchu kolizyjnego, czyli sp³ywu ziarnowego (ang.
collisio-nal region) — Maizels, 1986; Todd, 1989; Sohn, 1997;
Benvenuti & Martini, 2002. Najwiêcej osadu (ok. 80% obj.) wystêpuje w strefie ruchu laminarnego charakteryzuj¹cego siê prawie zerowym ciœnieniem rozpraszaj¹cym, a naj-mniej (ok. 15–18% obj.) — w strefie ruchu kolizyjnego, w której dominuje ciœnienie rozpraszaj¹ce z kolizji miê-dzyziarnowych. Górna, drobnoziarnista warstwa jest depo-nowana w wyniku przep³ywu hydraulicznego ze s³abo skoncentrowanej zawiesiny, w efekcie czego powstaje nor-malne uziarnienie frakcjonalne (Maizels, 1986; Todd, 1989; Sohn, 1997; Benvenuti & Martini, 2002).
Obecnoœæ odwrócono-normalnego uziarnienia frakcjo-nalnego mo¿e tak¿e wskazywaæ na wzrastaj¹c¹ wydolnoœæ przep³ywu (analogiczne do wczesnej fazy powodzi typu
jökulhlaup, por. Todd, 1989; Russell, 1991; Sohn, 1997;
Russell i in., 2000; Russell & Knudsen, 2002) i tak¹ inter-pretacjê uznaje siê za najbardziej prawdopodobn¹. Nor-malne uziarnienie frakcjonalne, wystêpuj¹ce w górnej czêœci litofacji gruboziarnistego ¿wiru masywnego GCm, powsta³o w wyniku spadku wezbrania, gdy si³a noœna przep³ywu stopniowo mala³a. Depozycjê litofacji GCm z przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci potwierdza Tab. 2. Zestawienie cech uziarnienia oraz genezy zespo³ów litofacjalnych powsta³ych w wyniku przep³ywów zawiesiny o wyso-kiej gêstoœci
Table 2. Comparison of grain-size distribution and genesis of hyperconcentrated-flow lithofacies associations
Zespó³ litofacjalny Lithofacial association Uziarnienie szkieletu ziarnowego* Grain-size of framework* MPS [mm] Uziarnienie matriks* Grain-size of matrix* Udzia³ frakcji mu³.-i³. [% obj.] Volume of fine--grained silt/mud [% by vol.] Mz is matriks Mz &s of matrix [F] Iloœæ wody Water amount Tempo przemieszczania Movement velocity
Rodzaj si³ unosz¹cych
Sediment support mechanism
Sm pd – – 6–7 0,88<Mz<1,47 1,55<s<2,08 œrednia medium szybkie fast – turbulencja turbulence – ciœnienie rozpraszaj¹ce z kolizji miêdzyziarnowych dispersive pressure from grain collisions Sm, Sp pœ, pd – – 6–7 1,53<Mz<1,6 1,13<s<1,43 niewielka little szybkie fast – ciœnienie rozpraszaj¹ce z kolizji miêdzyziarnowych dispersive pressure from grain collisions – turbulencja turbulence GCm ¿g, g 45 pœ, pg, ¿d, m/i 6 0,08<Mz<0,72 2,29<s<2,35 znaczna significant bardzo szybkie very fast – turbulencja turbulence –ciœnienie rozpraszaj¹ce z kolizji miêdzyziarnowych dispersive pressure from grain collisions *m/i — frakcja mu³owo-i³owa, pd — piasek drobnoziarnisty, pœ — piasek œrednioziarnisty, pg – piasek gruboziarnisty, ¿d – ¿wir drobnoziarnisty, ¿œ – ¿wir œrednioziarnisty, ¿g – ¿wir gruboziarnisty, g – g³azy
*m/i —fine-grained silt/mud, pd — fine-grained sand, pœ — medium-grained sand, pg — coarse-grained sand, ¿d — granule gravel, ¿œ — peb-ble gravel, ¿g — cobpeb-ble gravel, g — boulders
tak¿e jej znaczna (6 m) mi¹¿szoœæ (por. Lliboutry i in., 1977; Lord & Kehew, 1987; Maizels, 1987; Fraser & Bleu-er, 1988; Cutler i in., 2002) oraz z³e wysortowanie (matriks litofacji GCm — 2,29<s<2,35j).
Gruboziarniste klasty, obecne w litofacji gruboziarni-stego ¿wiru masywnego GCm, by³y transportowane w wy-niku trakcji w dolnej, laminarnej czêœci przep³ywu (por. Todd, 1989). Wielkoœæ ziaren ¿wiru œrednioziarnistego oraz g³azów sugeruje, i¿ analizowany przep³yw charak-teryzowa³ siê wysok¹ wydolnoœci¹, a ponadto transport klastów by³ wspomagany przez ciœnienie rozpraszaj¹ce z ko-lizji miêdzyziarnowych (Smith, 1986). Ogólnie, gruboziar-niste, masywne i Ÿle wysortowane osady wystêpuj¹ce na Islandii i w Ameryce Pó³nocnej interpretuje siê jako efekt katastrofalnych powodzi (Maizels, 1989, 1997; Brennand, 1994; Russell & Marren, 1998, 1999; Baker, 2002).
Drugorzêdna litofacja piasku warstwowanego
przek¹tnie p³asko Sp (ryc. 2a) zosta³a zdeponowana w
wa-runkach dolnego re¿imu przep³ywu i reprezentuje akumulacjê piaszczystych odsypów poprzecznych w kory-cie roztokowym. Odpowiada ona ostatnim etapom opada-nia wezbraopada-nia. Obecnoœæ litofacji Sp jest równie¿ argumentem przemawiaj¹cym za hydrauliczn¹ genez¹ zespo³u litofacjalnego GCm. Normalne uziarnienie frak-cjonalne wystêpuj¹ce w litofacji Sp wskazuje na opadaj¹ce wezbranie. Ma³y zakres zmiennoœci kierunków nachylenia warstwowañ przek¹tnych (10%) dowodzi ma³ej krêtoœci paleokoryta. Pomiar kierunków paleoprzep³ywu wykaza³, i¿ osad by³ transportowany z po³udniowego wschodu i wscho-du, czyli podobnie jak imbrykowane klasty w litofacji GCm.
Sedymentacja kolejnej, drugorzêdnej litofacji GPm zachodzi³a w warunkach przep³ywów nadkrytycznych, krytycznych lub przejœciowych. W efekcie doprowadzi³o to do bardzo dobrego wysortowania osadu, w którym nie wystêpuje matriks (tekstura typu open-work). Podczas Ryc. 3. Osady deponowane z przep³ywów zawiesiny o wysokiej gêstoœci: a — tekstura typu open-work wystêpuj¹ca w zespole monofa-cjalnym GCm; b–e — struktury deformacyjne wystêpuj¹ce w zespole monofamonofa-cjalnym Sm (b — zawiniêty, niesymetryczny p³at defor-macyjny c — zawiniêty, symetryczny p³at defordefor-macyjny, d — struktura s³upowa powsta³a w wyniku niestatecznego warstwowania gêstoœciowego, e — budina¿ sedymentacyjny)
Fig. 3. Hyperconcentration flow sediments: a — open-work texture in the GCm monofacial association; b–e — deformed structures in the Sm monofacial association (b — deformed, revoluted asymmetrical flake, c — deformed, revoluted symmetrical flake, d — colum-nar structure, e — boudinage structure)
wysokich stanów wód osady drobno- i gruboziarniste s¹ deponowane razem. Sytuacja siê zmienia, gdy przep³yw s³abnie i osad drobnoziarnisty wype³nia wolne przestrzenie (pory) pomiêdzy wiêkszymi ziarnami. Tempo przenikania zale¿y od geometrii porów, prêdkoœci przep³ywu oraz œred-nicy ziaren transportowanych przez wodê (Beschta & Jack-son, 1979; Frostrick i in., 1984). W efekcie powstaje górna warstwa wype³niona matriks (ang. clogging), która unie-mo¿liwia dalsze przenikanie drobnych ziaren w dolne czê-œci osadu. Tekstury typu open-work (ryc. 3a) mog¹ siê rozwijaæ w wysokoenergetycznych pr¹dach prowadz¹cych do depozycji soczewek pozbawionych matriks (Maizels, 1977) i w miejscach, gdzie przep³yw jest bardziej turbu-lentny (Costa, 1988). Tekstura typu open-work wystêpuje w sandrach (McDonald & Banerjee, 1971; Smith, 1974; Fraser & Cobb, 1982; Hein, 1984), szczególnie deponowa-nych w wyniku powodzi typu jökulhlaup (Maizels, 1987, 1993, 1997; Russell & Marren, 1998).
Drobnoziarniste osady przep³ywów zawiesiny o wy-sokiej gêstoœci. Zespó³ monofacjalny piasku masywnego Sm powsta³ w efekcie przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci, na co wskazuje z³e wysortowanie osadu i chao-tyczne rozmieszczenie ¿wiru drobnoziarnistego w ma-sywnym piasku ró¿noziarnistym. Depozycja zespo³u Sm zachodzi³a z suspensji.
Licznie wystêpuj¹ce w sp¹gu zespo³u Sm struktury deformacyjne powsta³y w wyniku gwa³townego po-gr¹¿ania wzbogaconego w zawiesinê przep³ywu w miêk-kie, przesycone wod¹ pod³o¿e, co mog³o powodowaæ roz-rywanie warstw osadu, a tak¿e w wyniku gwa³townej depozycji osadu (ryc. 3b–e). Efektem dzia³ania przep³ywu turbulentnego s¹ wszechobecne zawiniête oraz soplowe p³aty deformacyjne. S¹ to zdeformowane plastycznie fragmenty ³awic. Zawiniête p³aty deformacyjne powstaj¹ w wyniku pogr¹¿ania siê masy osadu o wiêkszej gêstoœci, który w pewnym stopniu zachowa³ ruch postêpowy pr¹du. Spowodowa³o to, i¿ analizowane struktury upodobniaj¹ siê do struktur sp³ywowych i przyjmuj¹ okreœlon¹ orientacjê przestrzenn¹. P³aty deformacyjne w zespole Sm maj¹ postaæ fa³dów obalonych i le¿¹cych, zbudowanych z mate-ria³u bardziej spoistego, a zarazem bardziej plastycznego ani¿eli masa osadu otaczaj¹cego. W soplowym p³acie defor-macyjnym charakterystyczne zgrubienie powsta³o w wyni-ku przemieszczania up³ynnionego materia³u w obrêbie p³ata. Mu³owe struktury s³upowe, obecne w zespole Sm,
powsta³y w efekcie niestatecznego warstwowania gêsto-œciowego, w wyniku zmniejszenia tarcia wewnêtrznego piasku lub zmniejszenia lepkoœci mu³u. Zmniejszenie tar-cia w piasku mog³o nast¹piæ poprzez spontaniczne up³ynnienie, co z kolei mog³o byæ zainicjowane przez bodziec mechaniczny, np. sp³yniêcie na osady zespo³u Sm osadów wy¿ej le¿¹cego zespo³u diamiktonowego (ryc. 2b). Struktura s³upowa ma œrednicê wyraŸnie mniejsz¹ od mi¹¿szoœci warstwy nadleg³ego mu³u, co wskazuje, i¿ powsta³a ona w trakcie sedymentacji, zanim œrednica s³upa uzyska³a wartoœæ równ¹ mi¹¿szoœci warstwy. Struktury sedymentacyjnego budina¿u powsta³y natomiast w mo-mencie, gdy up³ynniony mu³ wdar³ siê w szczeliny i rozsa-dzi³ piasek znajduj¹cy siê na granicy plastycznoœci (por. Ceg³a & D¿u³yñski, 1970).
W zespole litofacjalnym piasku masywnego i piasku warstwowanego przek¹tnie p³asko Sm, Sp litofacja domi-nuj¹ca Sm zosta³a zdeponowana z suspensji, na co wskazu-je z³e wysortowanie osadu oraz chaotyczne rozmieszczenie ¿wiru drobnoziarnistego w masywnym piasku ró¿noziarni-stym. Nieznaczne rozmiary ziaren szkieletu ziarnowego wskazuj¹ na ma³¹ wydolnoœæ przep³ywu. Genezê z prze-p³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci potwierdza obecnoœæ w jednym zespole litofacjalnym: litofacji piasku masyw-nego Sm deponowamasyw-nego z suspensji oraz litofacji piasku warstwowanego przek¹tnie p³asko Sp, sedymentowanej z przep³ywu hydraulicznego. Nastêpstwo wystêpowania litofacji Sm i Sp mo¿e odpowiadaæ sezonowym epizodom ablacyjnym, w czasie których wzrost iloœci wód powodo-wa³ wzrost kanalizacji przep³ywu. Litofacja Sp, odpowia-daj¹ca fazie wzrostu kanalizacji, powsta³a w efekcie przyrastania piaszczystych odsypów poprzecznych,
tworz¹cych wielozestawy piasku warstwowanego
przek¹tnie p³asko w agraduj¹cych korytach roztoko-wych.
Porównanie cech litologicznych osadów przep³ywów zawiesiny o wysokiej gêstoœci W efekcie przep³ywów zawiesiny o wysokiej gêstoœci zosta³y zdeponowane trzy zespo³y litofacjalne: gruboziar-nistego ¿wiru masywnego GCm, piasku masywnego Sm
oraz piasku masywnego i piasku warstwowanego
przek¹tnie p³asko Sm, Sp (tab. 2). Zespo³y Sm oraz Sm, Sp maj¹ zbli¿one cechy teksturalne. Szkielet ziarnowy litofa-cji piasku masywnego Sm w zespole monofacjalnym Sm
% % 5 16 50 84 95 75 25 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 M 16 4 2 32 1 0,5 0,25 0,125 0,062 mm 0 10 20 30 40
Glatved Strand– zespó³ GCmGCm monofacial association Che³m Górny II– zespó³ Sm, SpSm, Sp lithofacial association Che³m Górny I– zespó³ SmSm monofacial association
-4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 M
16 4 2
32 1 0,5 0,25 0,125 0,062 mm
a b
Ryc. 4. £amane kumulacyjne (a) i ³amane czêstoœci uziarnienia matriksu (b) litofacji powsta³ych w wyniku przep³ywów zawiesiny o wysokiej gêstoœci
Fig. 4. Grain-size composition of matrix sediment deposited during hyperconcentration flow (a — cumulative curve, b — frequency curve)
tworzy piasek grubo- i drobnoziarni-sty, a w zespole Sm, Sp — piasek drobnoziarnisty. Jedynie szkielet ziar-nowy zespo³u gruboziarnistego ¿wiru masywnego GCm sk³ada siê z ziaren wiêkszych — ¿wiru gruboziarnistego oraz g³azów, a w sk³ad jego matriks wchodz¹ frakcje piasku od grubo- po drobnoziarnisty. We wszystkich anali-zowanych litofacjach powsta³ych w wyniku przep³ywu zawiesiny o
wyso-kiej gêstoœci udzia³ frakcji
mu³owo-i³owej waha siê w granicach 6–7% obj. W litofacji piasku masyw-nego Sm (pochodz¹cej zarówno z zespo³u Sm, jak i z Sm, Sp) ziarna ponadwymiarowe (megaklasty) nie wystêpuj¹, podczas gdy w litofacji GCm megaklasty s¹ obecne. W zes-po³ach Sm oraz Sm, Sp uziarnienie frakcjonalne nie wystêpuje, a w zespo-le GCm jest obecne odwrócono-nor-malne uziarnienie frakcjonalne.
Analizowane osady charaktery-zuj¹ siê monomodalnym rozk³adem uziarnienia. Najwiêkszy rozrzut ³ama-nych czêstoœci uziarnienia i ³ama³ama-nych kumulacyjnych oraz graficznych wskaŸników uziarnienia zaznacza siê w przypadku zespo³u Sm (ryc. 4). Nie-wielki rozrzut ³amanych i graficznych wskaŸników uziarnienia wystêpuje natomiast w zespo³ach Sm, Sp oraz GCm. Wspóln¹ cech¹ wszystkich analizowanych zespo³ów powsta³ych w wyniku przep³ywów zawiesiny o
wy-sokiej gêstoœci jest bardzo s³abe i s³abe wysortowanie oraz masywna struktura. Imbrykacja jest typow¹ cech¹ osadów deponowanych z przep³ywów zawiesiny o wysokiej gêsto-œci i jest obecna w zespole gruboziarnistego ¿wiru masyw-nego GCm.
Analizuj¹c mechanizmy depozycji drobnoziarnistych osadów pochodz¹cych z przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci, musimy pamiêtaæ, ¿e depozycja zespo³u piasku masywnego i piasku warstwowanego przek¹tnie p³asko (Sm, Sp) przebiega³a w œrodowisku o mniejszej dynamice ni¿ w œrodowisku, w którym osadza³ siê zespó³ piasku masywnego Sm. Zespó³ Sm, Sp by³ w bardziej dystalnym po³o¿eniu w stosunku do zespo³u Sm, który znajdowa³ siê w strefie kontaktu lodowego. Wielkoœæ ziaren szkieletu ziarnowego litofacji gruboziarnistego ¿wiru masywnego GCm sugeruje, i¿ analizowany przep³yw charakteryzowa³ siê w miarê sta³¹ wprawdzie, ale du¿¹ wydolnoœci¹ przep³ywu, co potwierdza m.in. mi¹¿szoœæ zespo³u GCm. Obecnoœæ odwróconego uziarnienia frakcjonalnego w dol-nej czêœci zespo³u GCm œwiadczy o wzroœcie wydolnoœci przep³ywu, a normalnego w górnej — stopniowym spadku wydolnoœci przep³ywu w koñcowej fazie depozycji. Nie-znaczna wielkoœæ ziarna litofacji piasku masywnego Sm i jej niewielka mi¹¿szoœæ wskazuj¹ na ma³¹ wydolnoœæ przep³ywu. Bez wzglêdu na ró¿nice uziarnienia szkieletu ziarnowego g³ównymi si³ami unosz¹cymi ziarna w prze-p³ywach zawiesiny o wysokiej gêstoœci by³y turbulencja oraz ciœnienie rozpraszaj¹ce z kolizji miêdzyziarnowych.
Powodem znacznego zró¿nicowania uziarnienia osadów powsta³ych w wyniku tego samego procesu depozycyjnego by³a ró¿na wydolnoœæ przep³ywów.
Deformacje, obecne jedynie w zespole piasku masyw-nego Sm, nie s¹ typowymi cechami osadów deponowa-nych z przep³ywów zawiesiny o wysokiej gêstoœci. W przy-padku zespo³u piasku masywnego Sm jednak ich genezê nale¿y ³¹czyæ z miêkkim, przesyconym wod¹ pod³o¿em, które by³o rozrywane przez wzbogacony w zawiesinê przep³yw turbulentny, oraz z ró¿nicami gêstoœci pomiêdzy kolejnymi warstwami gwa³townie deponowanych osadów.
Uwagi koñcowe
Wyniki p³yn¹ce z analizy sedymentologicznej dowodz¹, ¿e osad zdeponowany z przep³ywu zawiesiny o wysokiej gêstoœci charakteryzuje siê najczêœciej: taflo-wym pokrojem ³awic, mi¹¿szoœci¹ kilku metrów, roz-ci¹g³oœci¹ kilkudziesiêciu, kilkuset metrów, erozyjnym sp¹giem ³awic, zawartoœci¹ frakcji mu³owo-i³owej nie wiê-ksz¹ ni¿ 7% obj., zwartym szkieletem ziarnowym, brakiem uziarnienia frakcjonalnego lub odwróconym uziarnieniem frakcjonalnym w sp¹gu i normalnym w stropie oraz struk-tur¹ masywn¹ (tab. 3). Na tej podstawie mo¿na stwierdziæ, ¿e spoœród cech teksturalno-strukturalnych najbardziej przydatnymi w interpretacjach mechanizmów depozycji osadów stref glacimarginalnych s¹: pokrój ³awic, mi¹¿szoœæ ³awic, imbrykacja oraz rodzaj struktur.
Tab. 3. Zestawienie cech litologicznych osadów powsta³ych w wyniku przep³ywów zawiesiny o wysokiej gêstoœci
Table 3. Comparison of hyperconcentrated-flow lithofacies lithology
Cechy teksturalno-strukturalne Lithologic features pokrój geometry of beds taflowy sheet mi¹¿szoœæ bed thickness 1–6 m rozci¹g³oœæ extent 20–200 m powierzchnia sp¹gowa basal contact
zazwyczaj ostra, erozyjna/rzadko zdeformowana usually sharp and erosional/rarely deformed uziarnienie szkieletu ziarnowego*
grain size of framework* ¿œ, ¿g obecnoœæ megaklastów
megaclasts
brak/powszechna absent/common uziarnienie matriks*
grain size of matrix* pœ, pg, ¿d zawartoœæ frakcji mu³owo-i³owej
volume of fine-grained silt/mud
6–7% obj 6–7% by vol. rodzaj szkieletu ziarnowego
clast/matrix-supported texture
zwarty/lokalnie rozproszony
clast supported/locally matrix supported uziarnienie frakcjonalne
grading
brak lub odwrócone w sp¹gu, normalne w stropie absent or inverse grading in lower member, normal grading in upper member
imbrykacja imbrication obecna present struktura structure masywna massive deformacje deformations sporadyczne infrequent
*m/i — frakcja mu³owo-i³owa, pœ — piasek œrednioziarnisty, pg – piasek gruboziarnisty, ¿d – ¿wir drobnoziarnisty, ¿œ – ¿wir œrednioziarnisty, ¿g – ¿wir gruboziarnisty
*m/i — fine-grained silt/mud, pœ — medium-grained sand, pg — coarse-grained sand, ¿d — granule gravel, ¿œ — pebble gravel, ¿g — cobble gravel
Za cenne uwagi i dyskusje w trakcie przygotowywania niniejszego opracowania dziêkujê prof. dr. hab. Tomkowi Zieliñ-skiemu. Anonimowym recenzentom sk³adam podziêkowania za wartoœciowe spostrze¿enia, które wp³ynê³y na obecn¹ formê artyku³u.
Literatura
BAKER V.R. 2002 — High-energy megafloods: planetary settings and sedimentary dynamics. [In:] Martini I.P., Baker V.R. & Garzon G. (eds) Flood and Megaflood Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the International Association of Sedimentologists, 32: 3–15.
BENN D.I. & EVANS D.J.A. 1998 — Glaciers and glaciation. Arnold, London.
BENVENUTI M., MARTINI I.P. 2002 — Analysis of terrestrial hyper-concentrated flows and their deposits.[In:] Martini I.P., Baker V.R. & Garzon G. (eds) Flood and Megaflood Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the International Association of Sedi-mentologists, 32: 167–193.
BESCHTA R.L. & JACKSON W.L. 1979 — The intrusion of fine sediments into a stable gravel bed. J. Fish. Res. Board Can., 36: 204–210.
BEVERAGE J.P. & CULBERTSON J.K. 1964 — Hyperconcentrations of suspended sediment. J. Hydraul. Division, American Society of Civil Engineers, 90: 117–128.
BRENNAND T.A. 1994 — Macroforms, large bedforms and rhytmic sedimentary sequences in subglacial eskers, south-central Ontario – implications for eskers genesis and meltwater regime. Sediment. Geol., 91: 9–55.
CEG£A J. & D¯U£YÑSKI S. 1970 — Uk³ady niestatecznie warstwo-wane i ich wystêpowanie w œrodowisku peryglacjalnym. Acta Univ. Wratisl. 124, Stud. geogr., 13: 17–42.
COSTA J.E. 1984 — Physical Geomorphology of debris flow. [In:] Costa J.E. & Fleisher P.J. (eds) Developments and Applications of Geomorphology. Springer, Berlin, New-York: 268–317.
COSTA J.E. 1988 — Rheologic, geomorphic and sedimentologic diffe-rentiation of water floods, hyperconcentrated flows and debris flows. [In:] Baker V.R., Kochel R.C. & Patton P.C. (eds) Flood Geomorpho-logy. Wiley, New York: 113–122.
CUTLER P.M., COLGAN P.M. & MICKELSON D.M. 2002 — Sedi-mentologic evidence for outburst floods from the Laurentide ice sheet margin in Wisconsin, U.S.A: implications for tunnel-channel forma-tion. Quatern. Internat., 90: 23–40.
FAY H. 2002 — Formation of ice block obstacle marks during the November 1996 glacier-outburst flood (jökulhlaup), Skeiðarársandur, southern Iceland. [In:] Martini I.P., Baker V.R. & Garzon G. (eds) Flo-od and MegafloFlo-od Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the International Association of Sedimentologists, 32: 85–97.
FRASER G.S. & BLEUER N.K. 1988 — Sedimentological consequen-ces of two floods of extreme magnitude in the late Wisconsinan Wabash Valley. [In:] Clifton H.E. (ed.) Sedimentological consequences of extreme events. Geol. Soc. Am. Spec. Paper, 229: 111–125. FRASER G.S. & COBB J.C. 1982 — Late Wisconsian proglacial sedi-mentation along the west Chicago moraine in northeastern Illinois. J. Sediment. Petrol., 52: 473–491.
FROSTRICK L. E., LUCAS P.M. & REID I. 1984 — The infiltration of fine matrices into coarse-grained alluvial sediments and its implica-tions for stratigraphical interpretation. J. Geol. Soc., 141: 85–94. HEIN F.J. 1984 — Deep-sea and fluvial braided channel conglomera-tes: a comparison of two case studies. [In:] Koster E.H. & Steele R.J. (eds) Sedimentology of gravels and conglomerates. Can. Soc. Petrol. Geol., Mem., 10: 33–49.
LLIBOUTRY L., MORALES ARNAO B. & SCHNEIDER B. 1977 — Glaciological problems set by the control of dangerous lakes in Cordil-lera Blanca, Peru, I: Historical failures of morainic dams, their causes and prevention. J. Glaciology, 18: 239–254.
LORD M.L. & KEHEW A.E. 1987 — Sedimentology and paleohydro-logy of glacial-lake outburst deposits in southeastern Saskatchewan and northwestern North Dakota. Geo. Soc. Am. Bull., 99: 663–673. LOWE D.R. 1988 — Suspended-load fallout rate as an independent variable in the analysis of current structures. Sedimentology, 35: 765–776.
MCDONALD B.C. & BANERJEE I. 1971 — Sediments and bed forms on a braided outwash plain: Can. J. Earth Sci., 8: 1282–1301.
MAIZELS J.K. 1977 — Experiments on the origin of kettle holes. J. Glaciology, 18: 291–303.
MAIZELS J.K. 1986 — Modelling of paleohydrologic change during deglaciation, Géogr. Phys. Quatern., 40, 3: 263–277.
MAIZELS J.K. 1987 — Large-scale flood deposits associate with the formation of coarse-grained braided terrace sequences, Soc. Econ. Paleont. Mineral. Spec. Publ., 39: 135–148.
MAIZELS J.K. 1989 — Sedimentology, paleoflow dynamics and flood history of jökulhlaup deposits: paleohydrology of Holocene sediment sequences in southern Iceland sandur deposits. J. Sediment. Petrol., 59: 204–223.
MAIZELS J.K. 1993 — Lithofacies variations within sandur deposits: the role of runoff regime, flow dynamics and sediment supply characte-ristic. Sediment. Geol., 85: 299–325.
MAIZELS J.K. 1997 — Jökulhlaup deposits in proglacial areas. Quat. Sci. Rev., 16: 793–819.
MIALL A.D. 1977 — A review of the braided river depositional environment. Earth-Sci. Rev., 13: 1–62.
MILLER A.J. 1990 — Flood hydrology and geomorphic effectiveness in the central Appalachians. Earth Surface Processes and Landforms, 15: 119–134.
PISARSKA-JAMRO¯Y M. 2006a — Transitional deposits between the end moraine and outwash plain in the Pomeranian glaciomarginal zone of NW Poland: a missing component of ice-contact sedimentary models. Boreas, 35 (1): 126–141.
PISARSKA-JAMRO¯Y M. 2006b — Mechanizmy depozycji w strefie glacimarginalnej. Studium sedymentologiczne wybranych stanowisk Pomorza Zachodniego i wschodniej Jutlandii. Arch. Wydz. Nauk o Ziemi UŒ, Katowice.
RUSSELL A.J. 1991 — The Geomorphological and Sedimentological Effects of Jökulhlaup. University of Aberdeen, Archive.
RUSSELL A.J. & KNUDSEN, Ó. 1997 — Controls on the sedimento-logy of November 1996 jökulhlaup deposits, Skeiðarársandur, Iceland. [In:] Smith N.D. & Rogers J. (eds): Fluvial Sedimentology VI. Interna-tional Association of Sedimentologists Special Publication Memoir 28: 315–329.
RUSSELL A.J. & KNUDSEN Ó. 2002 — The effects of glacier out-burst flood flow dynamics on ice-contact deposits: November 1996 jökulhlaup, Skeiðarársandur, Iceland. [W:] Martini I.P. Baker V.R. & Garzon G. (eds): Flood and Megaflood Deposits: Recent and Ancient Examples. Special Publication of the International Association of Sedi-mentologists, 32:67–83.
RUSSELL A.J. & MARREN P.M. 1998 — A Younger Dryas (Loch Lomond Stadial) jökulhlaup deposits, Fort Augustus, Scotland. Boreas, 27: 231–242.
RUSSELL A.J. & MARREN P.M. 1999 — Proglacial fluvial sedimen-tary sequence in Greenland and Iceland: a case study from active pro-glacial environments subject to jökulhlaup. [In:] Jones A.P., Tucker M.E. & Hart J.K. (eds) The Description and Analysis of Quaternary Stratigraphic Field Sections Technical Guide 7. Quatern. Res. Associa-tion. London: 171–208.
RUSSELL A.J., TWEED F.S. & KNUDSEN Ó. 2000 — Flash flood at Sólheimajökull heralds the re-awakening of an Icelandic subglacial volcano. Geology Today, 16: 102–106.
SIEGENTHALER CH. & HUGGENBERGER P. 1993 — Pleistocene Rhine gravel: deposits of a braided river system with dominant pool preservation. [In:] Best J. & Bristow Ch. (eds): Braided Rivers. Geol. Soc. Spec. Publ., 75: 147–162.
SMITH N.D. 1974 — Sedimentology and bar formation in the upper Kicking Horse river, a braided outwash stream. J. Geol., 81: 205–223.
SMITH N.D. 1985 — Proglacial fluvial environment [In:] Ashley G.M., Shaw J. & Smith N.D. (eds) Glacial Sedimentary Environments. Soc. Econ. Paleont. Mineral., Short Course, 16: 85–136.
SMITH G.A. 1986 — Coarse-grained and nonmarine volcaniclastic sediment: terminology and depositional processes. Geol. Soc. Amer. Bull., 97: 1–10.
SOHN Y.K. 1997 — On traction-carpet sedimentation. J. Sediment. Petrol., 67: 502–509.
TODD S.P. 1989 — Stream-driven, high-density gravely traction car-pets: possible deposits in the Traberg Conglomerate Formation, SW Ireland and some theoretical considerations of their origin. Sedimento-logy, 36: 513–530.
VROLIJK P.J. & SOUTHARD J.B. 1997 — Experiments on rapid deposition of sand from high-velocity flows. Geoscience Canada, 24, 1: 45–54.
Praca wp³ynê³a do redakcji 15.11.2006 r. Akceptacja do druku 3.1.2007 r.
