Zagadnienie dwudzielności moren w Sudetach

B O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C l E T E G B O L O G I Q U E D E P O L O G N E

“T o m ( V o lu m e ) X X X I — 1961 Z e s z y t ( F a s c i c u le ) ‘2— 1 K r a k ó w 1961

BOLESŁAW DUMANOWSKI

ZAGADNIENIE DWUDZIELNOSCI MOREN W SUDETACH

(4 fig.)

The problem oj bipartition of tills in the Sudeten Mts

(4 fig.)

S t r e s z c z e n i e . Autor opisuje m orenę w cegielni jeleniogórskiej w Sudetach Zachodnich. Omawia on szczegółowo skład granulom etryczny, stru k tu rę i teksturę gliny morenowej. W glinie zaznaczają się w yraźnie dwie części: górna — super- glacjalna i dolna — suhglaojalna. Różnią się one między sobą przede wszystkim ułożeniem m ateriału skalnego. Morena superglacjalna posiada m ateriał skalny uło­

żony w większości płasko lub pod kątem małym. Morena suibglacjalna odznacza się strom ym ułożeniem głazików. Powyższe ułożenie jest związane z sedym entacją wód s-uperglacjalnych w części górnej i swobodnym opadaniem głazów w części dolnej.

Dwudzielność moreny jest więc wynikiem różnych środowisk sedym entacyjnych, a nie różnicy wiekowej.

WSTĘP

O bserw ując gliny m orenowe na Śląslkiu, szczególnie zaś w Sudetach, stwierdziłem , że podaw ane bardzo często w literatu rze określenie tego m ateriału jako gliny zaw ierającej chaotycznie rozmieszczony m ateriał skalny nie jest ścisłe. Ukazało się ju ż stosunkow o 'diużo prac w skazujących na pew ne uporządkow anie m ateriału skalnego w m orenie gliniastej, nie­

m niej jed n ak stare określenie nadal 'jest często używane. Celem dokład­

niejszego zorientow ania się w stru k tu rze m oreny zająłem się sizczegółow- szym zbadaniem odkryw ki w cegielni Jeleniej G óry na Śląsku,

MORFOLOGIA I BUDOWA GEOLOGICZNA

Cegielnia jeleniogórska jest położona w północno-zachodniej części ko­

tlin y jeleniogórskiej. K otlina w całości znajduje się na obszarze granito­

wego m asyw u karkonoskiego. Je st ona ograniczona od północnego-wscho­

d u G óram i Kaczawskimi, od wschodu Ruda w am i Janow ickim i, od połud­

niowego zachodu Przedgórzem K arkonoskim , a od północnego zachodu Przedgórzem Izerskim . W edług dotychczasowych poglądów lądolód skan­

dynaw ski w kroczył do kotliny od północnego zachodu przez obniżenie znajdujące się m iędzy Przedgórzem Izerskim a G óram i Kaczawskimi. Na dnie kotliny znajdują się liczne ostańce granitow e. Większe powierzchnie płaskie rozciągają się w zdłuż dolnego biegu K am iennej i Łomnicy. Jest to obszar, na którym izostały złożone1 osady północnego lądolodu oraz osady rzek górskich. Omawiana poniżej cegielnia jest położona w dorzeczu K a­

m iennej na praw ie płaskiej pow ierzchni zasypania glacjalnego.

Rodzaj i w iek osadów glacjalnyoh na ty m obszarze były już niejedno­

krotnie omawiane ( B e r g 1921, D u m a n o w s k i B. 1950 — 51, J a h n A. 1960). Na obszarze cegielni odsłaniają się następujące utw ory.

W wyeksploatow anej części na dnie znajduje się m ateriał miejscowy (granit) w postaci gruzu i bloków. Rodzaj i ułożenie m ateriału w skazuje na to, że jest to osad typu proluw ialnego. Bezpośrednio nad nim leżą iły warwowe, których m aksym alna miąższość wynosi 8 m. Iły p rzy k ry ­ te są gliną m orenową (Fig. 1).

Fig. 1. Przekrój geologiczny osadów czwartorzędowych w cegielni jeleniogórskiej, a — glina morenowa piaszczysta barw y brązowej; to — glina morenowa ilasta, barwy ciemnoszarej; e — ił warwowy; d — osad typu proluwialnego

Fig. 1. Profile of the Q uaternary in the clay-pit at Jelenia Góra. a — sandy till, brown; to — clayey till, dark-grey; c — varved olays; d — local coarse-grained rubble

OPIS GLINY MORENOWEJ

P atrząc na ścianę dołu cegielni bez tru d u możemy zauw ażyć obecność dwu odrębnych glin. Różnią się cn e stru k tu rą , barw ą, a przy bliższym zbadaniu również składem granullometrycznym. M iejscami między gliną górną i dolną wy-stępują w kładki piaszczyste. Na 'podstawie ty c h cech glinę górną uważano iza m orenę pochodzącą ze 'zlodowacenia młodszego to jest środkowopolskiego, (dolną izaś za m orenę odpowiadającą zlodowace­

niu starszem u, a więc krakow skiem u. Między glinam i nie znaleziono jednak nigdzie osadów interglacjalnych, które by potw ierdzały powyższą koncepcję. Jedynie znajdujące się m iejscam i na granlicy obu m oren w kładki piaszczyste m iały być świadectwem glacjalnej przerw y sedym en­

tacyjnej. W żadnym w ypadku nie mógł to być jednak dowód intergla­

cjalnego charakteru tej przerw y. Tak więc dotychczas dw ukrotność zlo­

dowacenia tego obszaru nie jest udowodniona. Obok powyższej koncepcji istnieje również pogląd o jednorazow ym zlodowaceniu tego terenu. Je d ­ nak i ten pogląd nie jest należycie udokum entow any.

Badanie makroskopowe gliny m orenow ej pozwala w yróżnić następu­

jące w arstw y. W górnej części profilu znajduje się glina piaszczysta za­

w ierająca dużą ilość żwirów. Średnica m niej lub więcej obtoczonego m a­

teriału skalnego dochodzi do 30 cm. Miąższość te j gliny jest bardzo zm ienna. Wynosi ona od około 0,5 do praw ie 2 m. M iejscam i m ateriał te n przechodzi w piasek. Zwłaszcza część stropow a jest bardzo piaszczysta.

— 321 —

Spąg jest m niej piaszczysty, aczkolwiek m iejscam i znajdują się tu so­

czewki piasku o w yraźnym w arstw owaniu. Pod względem składu granu- lom etrycznego m ateriał te n zmienia się od grubego piasku do gliny ilastej. G lina dolna jest ilasta. Ilość w ystępującego w n iej m ateriału skalnego jest kilkakrotnie m niejsza od tej, jaka znajduje się w glinie górnej. Przeciętna średnica m ateriału skalnego jest tu większa, a poza ty m jest on słabiej obtoczony.

Również w stru k tu rze istnieją bardzo w yraźne różnice. Glina górna, szczególnie w tych miejscach, gdzie przechodzi ona w piaisek, ma w yraźne ślady w arstwowania. Miejsca bardziej ilaste śladów tych nie posiadają.

G ranica m iędzy gliną i piaskiem jest zazwyczaj nieostra. G lina przechodzi w piasek stopniowo. Je st ona ostra jedynie w tych miejscach, gdzie pia­

sek m a charakter w yraźnych soczewek. W glinie dolnej ślady w arstw o­

w ania zaznaczają się o wiele rzadziej. Jedynie jej część stropow a zawiera m iejscam i soczewki albo też w kładki drobnego piasku lub pyłu. Zarówno w glinie górnej, jak i dolnej zaznaczają się pionowe spękania, ich rozmieszczenie w skazuje na w yraźny związek ze składem mechanicznym . Mianowicie w ystępują one niem al w yłącznie w obrębie gliny bardziej ilastej. Spękania pionowe i warstw ow anie reprezen tu ją m ak ro stru k tu rę m oreny. Zjawiskiem m ikrostrukturalnym jest złuskowanie gliny. Zazna­

cza się ono szczególnie w glinie górnej.

G lina górna posiada barw ę brązową. Blisko powierzchni pod wpływem działania procesów w ietrzeniow ych kolor jest nieco jaśniejszy. Szczególnie piaski przybierają tu barw ę jasnoszarą. G lina dolna jest ciemnoszara.

M iejscam i barw a ta ma odcień ciem nobrunatny.

Celem dokładniejszego określenia składu granulom etrycznego pobrane próbki poddano analizie areom etrycznej. Oznaczony na tej podstawie skład gliny przedstaw ia się następująco (tabela 1):

T a b e l a (Table 1) Tabela uziarńienia

Granulom etric composition

W ymiary ziarna w m ilim etrach D iam eter of grains in m ilim etres

A B Wskaźnik

uziarnienia Grain index

B

Materiał żwir

gra­

vels

piasek sand

pył silt

ił clay

> 1 mm i -

- 0 ,7 5 0 ,7 5 -

- 0 , 5 0 , 5 - -0 ,2 5

0 ,2 5 -

-o.i

0 , 1 - - 0 ,0 5

0 ,0 5 - -0 ,0 2

0 ,002- - 0 / 0 6

0 ,0 0 6 - -0 ,0 0 2 < 0 ,002

G lina górna

Upper till 30,94 4,31 10,37 17,30 9,11 2,42 4,50 19,33 1,72 ^{0 , 0 0} 0,839 G lina dolna „a”

Lower till „a” 1,60 0,75 2,08 3,64 5,33 2,95 6,90 27,55 28,50 20,70 0,046 Glina dolna „b”

Lower till „b” 3,68 0,50 1,15 2,87 8,28 2,91 9,21 25,50 27,30 18,70 0,056 Ił warwowy

Varved clay ^{0 , 0 2 0 , 0 2} 0,37 0,32 0,29 0,50 ^{2 , 0 0} 17,00 30,99 48,49 0,004

Z kolei zająłem się analizą m ateriału skalnego znajdującego się w mo­

renie. P łaską ścianę glinianki podzielono liniam i na kw adraty o boku 1 m.

Na pow stałej w ten sposób siatce m etrow ej przeprowadzono pom iary po­

łożenia znajdujących się tu głazów, Brano pod uw agę głaziki, których oś dłuższa przewyższała 2 cm. Z drugiej strony pom ijano w ięk sze. ele­

m enty skalne o bardzo dobrym obtoczeniu, przy których trudno było oznaczyć oś dłuższą. P rzy każdym głaziku mierzono więc jego osie, głę­

bokość od powierzchni gruntu, stopień obtoczenia i ułożenie. Poza tym określano rodzaj m ateriału skalnego i stopień jego zw ietrzenia. P rzy uło­

żeniu podawano w artość upadu i jego kierunek. W te n sposób zmierzono 219 głazików w dwu odsłonięciach.

Z całości m ateriału skalnego na m orenę górną przypadało około 80%, na dolną zaś około 20%. W m orenie górnej jest on o wiele lepiej obtoczo­

ny aniżeli w dolnej. C harakterystyczna jest tu również obecność w yłącz­

nie m ateriału bardziej odpornego na niszczenie. Ilość kw arców w m ore­

nie górnej wynosi od 60 do 76%. Poza tym są tu kw arcyty, granity oraz wT m niejszej ilości lidyty, porfiry i łupki m etam orficzne. W m orenie dolnej ilość kwarców spada do około 25%. N atom iast w yraźnie w zrasta procent skał m etam orficznych, wśród których zdecydowanie przew ażają zieleńce. Oprócz zieleńców znajdują się tu również piaskowce, bazalty

0,5 -

l io% zo% 3o%

Fig. 2 a, b. Wielkość nachylenia osi dłuższej głazików na poszczególnych głębokoś­

ciach. Cegielnia w Jeleniej Górze; Fig. 2 a — odsłonięcie I; Fig. 2 b — odsłonięcie II Fig. 2. Inclination of the long axes of pebbles from the till at various depth. Clay- -p it at Jelenia Góra, Fig. 2 a — outcrop I; Fig. 2 b — outcrop II

i inne skały pochodzące z Gór Kaczawskich. Dosyć często zieleńce są mocno zw ietrzałe. M orena dolna zawiera stosunkowo dużo lignitu. Jego okruchy są jednak przew ażnie niewielkie. W spągu m oreny górnej tylko w jednym przypadku znaleziono lignit.

N ajbardziej interesującym zjawiskiem jest ułożenie głazików, a m ia­

nowicie nachylenie ich osi dłuższych i kierunek tego nachylenia (Fig. 2, 3).

Do głębokości 0,5 m od pow ierzchni 79 — 88% głazików m a nachylenie _ 323 —

a

Fig. 3 a, b. K ierunki nachylenia osi dłuższej głazików na poszczególnych głębokoś­

ciach. Cegielnia w Jeleniej Górze; Fig. 3 a — odsłonięcie I; Fig. 3 b — odsłonięcie II Fig. 3. Directions of dip of the long axes of pebbles from the till at various depth.

Clay-plt at Jelenia Góra; Fig. 3 a — outcrop I; Fig. 3 b — outcrop II

m niejsze od 40°, a 49 — 69% m niejsze od 10°. N achylenie większe od 40°

posiada więc tylko 12 — 21%. M ateriał skalny na tej głębokości jest uło­

żony więc przew ażnie płasko. Na głębokości 0,5 — 1,20 m, a więc jeszcze w obrębie górnej m oreny nachylenie zm ienia się już w yraźnie, bowiem 25 — 52% głazików jest nachylonych pod kątem m niejszym od 40°. Na głębokości większej od 1,20 m, a więc w obrębie m oreny dolnej, nachyle­

nia większe od 40° osiągają już od 60 — 75%, z w yraźną przew agą na­

chyleń w przedziale od 70 — 90°. H oryzontalne ułożenie m ateriału skalne­

go jest związane z w yraźnym w arstwowaniem . W obrębie gliny ilastej, pozbawionej w arstwow ania, dom inują upady duże (powyżej 45°). W k ie­

runkach upadów w glinie górnej przeważa w yraźnie składowa S (54 —

— 58%), w dolnej zaś składowa N (52 — 60%). Jeżeli chodzi o k ierunek osi dłuższej, to w glinie górnej 46 — 70% głazików ułożonych jest m niej

21 Roczniik PTG

więcej równoleżnikowo. W yraźnie określona przewaga jakiegoś jednego kierunku nie zaznacza się tu jednak. N atom iast w dolnej glinie obser­

w uje się już zdecydowanie kierunek południkowy (70 — 80%). Część głazików (2,5 — 15%) ustaw iona jest pionowo.

ANALIZA ZEBRANEGO MATERIAŁU

Na podstawie analizy składu petrograficznego i ułożenia m ateriału skalnego w m orenie jeleniogórskiej jeszcze w yraźniej zaznacza się róż­

nica między gliną górną a dolną. Ilość zm ierzonych głazików w opisywa­

nej odkrywce jest stosunkowo bardzo niewielka. Z tego względu celem rozszerzenia i uzupełnienia m ateriału przeprow adziłem również obser­

wacje w innych odkryw kach na obszarze Sudetów, gdzie odsłania się glina morenowa. D okładniejsze obserwacje przeprow adzone zostały przede w szystkim w cegielniach w Marciszowie i w Poniatowie. K onfiguracja teren u na tych obszarach pod wieloma względam i przypom ina okolice J e ­ leniej Góry. Z najdująca się tu brązowa i ciem noszara glina m orenowa tak jak w Jeleniej Górze spoczywa na iłach warwowych. S tru k tu ra gliny m orenowej i ułożenie znajdującego się w niej m ateriału skalnego jest m niej więcej takie jak w cegielni jeleniogórskiej. Glina morenowa ob­

serwowana w innych odsłonięciach na obszarze Sudetów posiada również wiele cech podobnych do opisywanych powyżej. Podobieństw a te pozwa­

lają przypuszczać, że ułożenie m ateriału skalnego w m orenie jelenio­

górskiej i jej stru k tu ra nie są zjaw iskiem w yjątkow ym .

Jeżeli chodzi o różnicę składu m echanicznego obu glin to najlepiej w y­

daje się ją tłum aczyć koncepcja R. F. F l i n t a (1948). Badacz te n w yjaś­

nia, że w czasie w ytapiania się m ateriału z lądolodu inaczej przebiega sedym entacja na jego powierzchni, inaczej zaś u podstawy. Za T. C. C h a m b e r l i n e m w yróżnia on trzy podstawowe procesy akum u­

lacji glacjalnej. Pierw szy polega na wolnym zsuwaniu się i opadaniu m ateriału. Proces te n zachodzi na kraw ędziach lub na górnej powierzchni lodowca. D rugi rodzaj akum ulacji jest w ynikiem posuwania m ateriału znajdującego się przed lodowcem. Trzeci wreszcie rodzaj akum ulacji to zrastanie lub przylepianie się m ateriału skalnego do podłoża. Tego typu zjaw iska w ystępują u podstawy lodowca. Większość m ateriału akum uluje się subglacjalnie pod w pływ em działania ostatniego procesu. Już O. T o- r e l l (1877) w yróżnił dwie części w m orenie dennej. Część górną uważał on za superglacjalną m orenę ablacyjną, część dolną zaś za osad złożony pod lodem przez zrastanie i zlepianie się m ateriału. M orena dolna jest więc bogata w ił, ponieważ w czasie jej osadzania całość m ateriału zaw ar­

tego w lodzie zarówno drobnego, jak i grubego pozostawała na m iejscu.

Z drugiej strony w ody spływ ające z powierzchni topniejącego lodu uno­

siły ze sobą drobne cząsteczki, co powodowało względne wzbogacenie m oreny superglacjalnej w m ateriał grubszy.

To w yjaśnienie bardzo dobrze tłum aczy różnicę m iędzy składem m e­

chanicznym gliny górnej i dolnej. Rozwijając przedstaw ioną powyżej kon­

cepcję dwóch odm iennych środowisk sedym entacyjnych, możemy również łatw o w ytłum aczyć obserwowane przez nas różnice w stru k tu rze w obrę­

bie gliny górnej. Chodzi tu o w yjaśnienie, dlaczego w pew nych m iejscach m orena ta jest w arstwowana, w innych zaś nie. Otóż szybkość topienia się lodu z pewnością nie była jednakow a na całej jego powierzchni. Zależała

— 325 —

ona od ilości i wielkości znajdującego się w nim m ateriału skalnego czego przykładem może być rozwój grzybów i stołów lodowcowych. Być może pew ną rolę odgrywał również cień rzucany przez otaczające wzgó­

rza. Szybsze topienie lodu zachodziło na granicy z prędzej nagrzew ający­

m i się skałam i. W związku z tym w czasie deglacjacji na pow ierzchni lodu rozw ijała się superglacjalna sieć wód roztopowych. W tych m iejs­

cach, gdzie znajdowały się koryta tych wód, wynoszenie drobnego ziarna było najbardziej intensyw ne, z drugiej zaś strony m ateriał pozostający na m iejscu, to jest na pow ierzchni lodu otrzym yw ał stru k tu rę warstwową.

Na działach wodnych topnienie było wolniejsze, a zarazem m niejsze od­

prowadzenie drobnych cząsteczek. S uperglacjalna sieć wodna była praw ­ dopodobnie bardzo efem eryczna, stąd duża zmienność i przejścia m iędzy m ateriałem w arstw ow anym i nie warstw ow anym , jak również między m ateriałem grubszym i drobniejszym . S tru k tu ra m oreny górnej w skazuje na to, że poza procesem zsuwania się i opadania m ateriału bardzo dużą rolę odgrywała tu sedym entacja wodna. Je j rola w akum ulacji m ateriału była rów nie ważna jak obu poprzednich procesów. W pewnych miejscach akum ulacja wodna była jedynym zachodzącym tu procesem sedym entacji.

Jeżeli chodzi o stru k tu rę gliny dolnej, to w w ypadku glin jeleniogór­

skich sytuacja jest skom plikowana ze względu na glacitektoniczne zabu­

rzenie niżej leżących iłów warwowych. Pofałdow ana powierzchnia iłów została ścięta przez naisuwający się lodowiec prawdopodobnie tylko czę­

ściowo. W związku z tym powierzchnia iłów, będąca podstawą sedym en­

ta c ji glacjalnej, była mocno urozmaicona. Inne więc w arunki sedym entacji panowały na grzbietach fałdów, inne zaś w obniżeniach. Sytuacja ta spowodowała z jednej strony duże zróżnicowanie w miąższości gliny dol­

nej, i to na bardzo m ałych odległościach, z drugiej zaś przyczyniła się do zatarcia granicy między iłem warwowym a gliną. N iestety osuwająca się ciągle ściana odkryw ki u tru d n ia prześledzene tej granicy.

B. K r y g o w s k i (1956) uważa, że w skaźnik uziarnienia może być pomocny przy określaniu w ieku glin morenowych. W związku ze sposo­

bem akum ulacji lodowcowej, różnice w uziarnieniu glin pochodzących z tego samego zlodowacenia są bardzo duże. W Jeleniej Górze w skaźnik uziarnienia dla gliny superglacjalnej jest 15 — 18 razy większy od w skaź­

nika dla gliny subglacjalnej (patrz tabela uziarnienia). W yliczone przez B. K r y g o w s k i e g o (1956) w skaźniki uziarnienia dla glin zlodowacenia krakow skiego i środkowopolskiego różnią się między sobą w granicach 25%. Obawiam się, że ogrom ne zróżnicowanie pod względem składu m e­

chanicznego między gliną superglacjalną i subglacjalną uniem ożliw ia określenie różnic wiekowych za pomocą w skaźnika uziarnienia. Bardzo istotna staje się bowiem kw estia poziomu, z którego pobiera się próbkę.

Porów nanie m oren jest możliwe pod w arunkiem , że próbki pobrano z tego samego poziomu, na przykład z glin superglacjalnych. Praw dopodobnie jednak i w ty m w ypadku wskaźnik uziarnienia można będzie stosować z dużym i ograniczeniam i.

A utorzy opisujący stru k tu rę m ateriału skalnego w m orenie zgodnie podkreślają, że oddaje ona w pewnym stopniu stru k tu rę tego m ateriału w lodzie lodowcowym. Osie dłuższe fragm entów skalnych są ułożone na ogół zgodnie z kierunkiem ruchu lodu. Na tej podstawie widzą oni moż­

liwość rekonstrukcji kierunku ruchu lodu (A. D y l i k ó w a 1952, C h . D. H o l m e s , 1941). Jak już zaznaczyłem, w glinie górnej osie dłuższe fragm entów skalnych m ają raczej kierunek równoleżnikowy.,

21*

w dolnej zaś w yraźnie południkowy. W związku z konfiguracją teren u ruch lądolodu na om awianym obszarze przebiegał m niej więcej południ- kowo. Zgodnie z powyższą koncepcją osie dłuższe pow inny być ułożone w kieru n k u południkowym . W całości m ateriału skalnego znajdującego się w glinie zjaw iska tego nie obserw ujem y. Ch. D. H o l m e s (1941) sądzi, że ułożenie równoległe lub prostopadłe do k ieru n k u ruchu lodu w ykazyw ane przez dłuższe osie głazików było w wysokim stopniu uw arunkow ane fo r­

m ą tych głazów. Pogląd te n nie w ydaje się słuszny. O bserwacje z opisy­

w anej cegielni i z innych obszarów w skazują na to, że k ieru n ek osi dłuż­

szej jest zależny przede w szystkim od środowiska, w k tó ry m m ateriał był osadzany. Mianowicie kierunek równoleżnikowy w ykazują nieom al w y­

łącznie te głazy, k tó re znajdują się w obrębie m ateriału w arstwowanego.

Duża zm ienność kierunków osi dłuższych w m orenie górnej jest więc w y­

nikiem częściowej zm iany pierw otnego kierunku południkowego pod w pły­

wem tran sp o rtu wodnego na kierunek poprzeczny do niego. Być może form a głazów odgrywa tu ta j również pew ną rolę. N iem niej jednak w pływ te n w ydaje się mocno ograniczony.

Dotychczas om awialiśm y kw estię k ieru n k u osi dłuższej głazów w płaszczyźnie poziomej. M ateriał skalny jest jednak ułożony przeważnie pod dość dużym k ątem do płaszczyzny poziomej. Ja k w ynika z załączo­

nych rycin (Fig. 1) głazy leżące blisko pow ierzchni w m orenie jelenio­

górskiej leżą praw ie płasko, natom iast głębiej ich nachylenie w zrasta.

W m orenie dolnej 60 — 70% fragm entów skalnych ma nachylenie większe od 45°. Poza tym obserw uje się, że w wielu m iejscach spąg m oreny dol­

nej jest wzbogacony w m ateriał skalny, k tó ry z reguły ustaw iony jest praw ie pionowo. Zjawisko to obserwowałem również w cegielni w M ar­

ciszowie i Poniatowie. Pionowo ustaw ione głazy charakteryzują m oreny znajdujące się w kotlinach górskich. Obecność iłów w arwowych pod m ore­

ną w kotlinie jeleniogórskiej świadczy o tym , że lądolód nasunął się tu na duże jezioro zastoiskowe. Trudno jest określić głębokość tego jeziora.

W ydaje się, że nie przekraczała ona 100 m, gdyż przy wyższym poziomie wody m usiałyby spłynąć przez przełęcze poza kotlinę. Na podstawie za­

sięgu osadów lodowcowych w kotlinie jeleniogórskiej m ożemy w niosko­

wać, że miąższość lądolodu na om aw ianym terenie wynosiła nie m niej niż 100 m. W każdym razie lód po w targnięciu do kotliny, w k tó rej znaj­

dowało się zastoisko, nie pływał, lecz przesuw ał się po dnie zastoiska, na co w skazuje zaburzenie glacitektoniczne iłów warwowych. Topnienie spągu lądolodu m usiało być jednak również nieregularne tak jak topnie­

nie jego powierzchni. Pod w pływ em nierów nom iernej szybkości topienia się spągu lądolodu jego dno nie wszędzie przylegało dokładnie do dna kotliny (Fig. 4).

W ytapiający się z lodu m ateriał w w ielu w ypadkach nie przylegał do podłoża. Po oderw aniu się od m asy lodowej spadał on do wody znajdu­

jącej się pod lodem. Głaz ta k i ustaw iał się w ruchu z poziomego położenia w lodzie na m niej więcej pionowe w czasie opadania w wodzie. Osiadając na m ulistym dnie w zależności od stopnia plastyczności m ateriału zacho­

wywał położenie pionowe lub też ulegał częściowemu przechyleniu. W te n sposób w yjaśnić więc możemy w ysoki procent pionowo ułożonych głazów w glinie dolnej. Tego rodzaju przebieg sedym entacji tłum aczy też wzboga­

cenie w m ateriał skalny spągu osadów akum ulow anych subglacjalnie. Ma­

teriał skalny jako cięższy opadał niżej, wzbogacając w te n sposób strefę kontaktow ą.

— 327 —

Je st również pew na zależność ułożenia głazów od ich form y, zwłaszcza tam , gdzie oś dłuższa jest kilkakrotnie większa od średniej osi. Oś średnia m a wówczas duże nachylenie, a oś dłuższa ułożona jest m niej więcej po­

ziomo. Trudno w yobrazić sobie, aby elem ent skalny o takiej form ie mógł zachować pozycję pionową po opadnięciu na dno. Opadanie głazu o tak im kształcie mogło się odbywać również przy m niej więcej poziomym ułoże­

niu osi dłuższej. W glinie subglacjalnej z reguły nie spotyka się jednak m ateriału skalnego ułożonego płasko. Takie ułożenie w ystępuje jedynie we w kładkach piaszczystych, a więc tam , gdzie przy osadzeniu współdzia­

łała woda płynąca. Dla sedym entacji subglacjalnej na badanym obszarze charakterystyczny jest więc proces swobodnego opadania m ateriału, a nie jego zrastania czy też zlepiania się, jak przedstaw ia to F l i n t (1948)*.

ł + + + - t +

+ 4 - + + + + + °

Fig. 4. Sposób subglacjalnej sedym entacji m ateriału skalnego, a — lód; b — woda;

c — ił warwo wy

Fig. 4. Scheme of tha sediimentatiom of the pebbles in th e stubgłacial 'tili. a — ice;

b — w ater; c — varved' clay

Interesująco przedstaw iają się k ieru n k i upadów osi dłuższych. W obrę­

bie m oreny górnej przew ażają na ogół k ieru n k i o składowej S, w m orenie dolnej natom ast k ieru n k i o składow ej N. W ody spływ ające z topniejącej pow ierzchni lodu m iały kierunek południowy, dlatego też osie dłuższe głazów w glinie górnej często nachylone są w ty m kierunku. Trudno jest natom iast znaleźć w ytłum aczenie dla nachylenia w kieru n k u północnym głazów znajdujących się w glinie dolnej.

A. J a h n (1952 — 53) pierw szy zwrócił uw agę na to, że górna glina m orenowa w Sudetach posiada wiele cech m oreny ablacyjnej. Podkreślił on również znaczenie rozpoznania poszczególnych typów m oren abla- cyjnych dla odtworzenia w arunków klim atycznych w plejstocenie. Na podstaw ie takich cech jak skład m echaniczny, stru k tu ra i te k stu ra m ore­

ny górnej skłonny jestem uważać ją raczej za superglacjalną m orenę abla- cy jn ą w sensie in terp retacji F l i n t a (1948). N atom iast w związku z po­

wyższym i cechami nie w ydaje m i się możliwe interpretow anie tego m a­

te ria łu jako m arginalnej m oreny ablacyjnej stw ierdzonej przez W a r d a (1952) na W yspie Baffina. Lodowiec B arnesa (T. B a i r d 1952, W. W a r d 1952) należy do lodowców; „zim nych’’.T em peratury lodu oraz ich rozkład różnią się tu od tem p eratu r charakteryzujących na przykład lodowce alpejskie. Bardzo m ała ilość wód subglacjalnych w lodowcu B arnesa na­

suw a przypuszczenie, że spąg lodowca praw ie się nie topi. Opisane po-

1 Obserwacje przeprowadzone na Niżu Śląskim wskazują, że proces ten zacho­

dzi również na obszarach nizinnych i odgrywał tu znaczną rolą.

wyżej cechy jeleniogórskiej gliny m orenow ej w skazują na poważny udział wody przy sedym entacji m oreny subglacjalnej. N ależy więc przy­

puszczać, że lądolód w strefie Sudetów należał do typu „ciepłego”, w k tó ­ rym lód topniał zarówno od góry, jak i od dołu.

W związku z pracam i F l i n t a (1948) i W a r d a (1952) chciałbym tu zwrócić uw agę na jedną spraw ę. Otóż podany przez F l i n t a sposób sedy­

m entacji m oreny superglacjalnej polegającej na odpadaniu i ślizganiu się m ateriału skalnego odpowiada tw orzeniu się m arginalnej m oreny ablacyj- nej, tak jak przedstaw ił to W a r d (1952). M arginalna m orena ablacyjna różni się jednak od m oreny superglacjalnej. Ta pierw sza składana jest bezpośrednio przed czołem lodowca. W ty m w ypadku w czasie akum ulacji głównymi procesam i są ślizganie się i odpadanie m ateriału. N atom iast m orena superglacjalna jest osadzana na powierzchni topniejącego lodu.

W tej sytuacji akum ulacja odbywa się przede w szystkim przez osiadanie m ateriału i sedym entację wód superglacjalnych.

Często używ any jest u nas term in „m orena uboga” . Rozumie się przez to osad glacjalny zaw ierający stosunkowo mało m ateriału skalnego. B rak grubszego m ateriału ma być w ynikiem zw ietrzenia m oreny i rozłożenia okruchów skalnych. Na tej podstawie nieraz w nioskuje się, że jest to osad pochodzący ze starszego glacjału. W tym w ypadku należy być bardzo ostrożnym . Znane są bowiem młode osady glacjalne bardzo ubogie w m a­

teriał skalny (P. W o 1 d s t e d t, 1954). Dotychczas jednym z kryteriów podziału osadów lodowcowych w Jeleniej Górze na starsze i młodsze była różnica w ilości m ateriału skalnego w m orenie dolnej i górnej. Różnicę tę tłum aczy opisany powyżej sposób sedym entacji. Z drugiej strony analiza składu petrograficznego i stopnia zw ietrzenia okruchów skalnych w skazuje raczej na bardzo nieznaczne zw ietrzenie gliny dolnej. Otóż w glinie tej m ateriał skalny jest bardziej zróżnicowany pod względem petrograficz­

nym aniżeli w górnej. Poza tym w ystępuje tu stosunkowo wysoki procent m ateriału słabo odpornego na w ietrzenie. Są tu na przykład piaskowce i duża ilość okruchów lignitu. M ateriał ten praw ie w ogóle nie w ystępuje w m orenie górnej. G dyby więc duża ilość cząstek ilastych w m orenie dol­

nej była w ynikiem w ietrzenia, to przede w szystkim nastąpiłaby selekcja m ateriału pod w zględem odporności na w ietrzenie. Zachowałby się tu głównie m ateriał bardziej odporny. W m orenie dolnej znajduje się jednak również m ateriał zw ietrzały. Są to w pierw szym rzędzie zieleńce. Okazuje się, że obok mocno zw ietrzałych okruchów obecne są tu ta j także zieleńce o bardzo m ałym stopniu zw ietrzenia. Zróżnicowanie to m usi więc być pierw otne; to znaczy, że przez lądolód był zabierany m ateriał zieleńcowy o różnym stopniu zw ietrzenia. Stosunkowo duża selekcja fragm entów skalnych pod względem odporności w m orenie górnej jest z jednej strony efektem m echaniki ruchu masy lodowej, z drugiej zaś strony sposobu se­

dym entacji. Z najduje się tu bowiem głównie m ateriał pochodzący z k ry ­ stalicznych skał Skandynaw ii, osadzony często przy dużym współudziale wody. Jest to więc m ateriał odporny, który poza tym przeszedł selekcję w czasie długiego tran sp o rtu glacjalnego i miejscowego tran sp o rtu wod­

nego. Jeżeli chodzi o stopień zw ietrzenia m ateriału, to w ydaje się on nie­

wielki. Bowiem w w ypadku większego w ietrzenia wielkość ziaren powin­

na maleć ku stropowi. Tymczasem w łaśnie w stropie jest więcej m ate­

riału grubszego aniżeli w środku m oreny górnej. Poza ty m w ietrzenie zatarłoby stru k tu rę warstwową, czego się nie obserw uje. Sprowadza się óno więc przede w szystkim do w ytw orzenia w stropie poziomu o charak-

— 329 —

terze bielic owym oraz do wzbogacenia w tlen k i żelaza części położonych niżej.

Interesujący jest brak stru k tu r mrozowych w opisywanym m ateriale.

Jeżeli chodzi o kolor m oren, to jest on związany przede w szystkim z m ateriałem budującym te n osad (A. J a.h n 1952 — 53, 196f)). M orena' górna ma barw ę odpowiadającą skałom,i z których pochodzi jej m ateriał.

Została ona nieco zmieniona po osadzeniu przez w ietrzenie. Ciemny ko­

lor m oreny dolnej jest natom iast w ynikięm zabarw ienia jej przez do­

mieszkę węgla brunatnego, czego dowodem są liczne okruchy lignitu w ystępujące w m orenie subglacjalnej.

Opisywane powyżej cechy m oreny jeleniogórskiej świadczą więc o tym , że została ona osadzona w czasie jednego zlodowacenia. N ależy ona jed­

nak nie tylko do jednego glacjału, ale również pow stała w czasie jednego nasunięcia.

Celem sprawdzenia tych wniosków pobrano z gliny m orenow ej i le -”

żącego poniżej iłu warwowego próbki do analizy na zawartość m inerałów ciężkich.

A. F i e d l e r (1939, 1940) badając m orenę zlodowacenia Wisły (zlod.

bałtyckie) stw ierdził, że zawiera ona stosunkowo dużo granatu i cyrkonu.

M orena E lstery (zlod. krakowskie) stosunkowo dużo epidotu i klinozoizy- tu, gdy natom iast m oreny Solawy i W arty (zlod. środkowopolskie) m ają w artości pośrednie. Badania H. S t e i n e r t a (1948) wykazały, że starsze m oreny zaw ierają więcej epidotu i m inerałów m etam orficznych, m łod­

sze zaś więcej hornblendy i augitu. Można więc wyróżnić dwie prowincje epidotową (starszą) i hornblendow ą (młodszą).

Ja k w ykazały liczne badania nad odpornością m inerałów ciężkich, (1954), najbardziej odpornym i z nich na tran sp o rt i w ietrzenie są: cyrkon,, turm alin, ru ty l, dysten i staurolit. Małą odporność natom iast w ykazują:

apatyt, epidot, zoizyt, am fibole, pirokseny i oliwin.

W związku z dużą odpornością cyrkonu i być może granatu, którego odporność nie jest jeszcze ustalona, nie w ydaje m i się, aby ch arak tery ­ zowanie m oren przy pomocy tych m inerałów jak robi to A. F i e d l e r (1939, 1940) było słuszne. O wiele bardziej odpowiednia w ydaje się być droga któ rą obrał H. S t e i n e r t (1948). Zarówno epidot jak i hornblen- da są m inerałam i o m ałej odporności. Ich ilość w poszczególnych m ore­

nach szybciej ulegała zm ianom w stosunkowo krótkim okresie, który u p ły ­ nął od osadzenia m oren. Przeglądając tabelę przedstaw ioną przez A. J a h- n a iM . T u r n a u- M o r a w s k ą (1952) widzimy, że w osadach starszych (alb, oligocen, sarm at) przew ażają w yraźnie m inerały bardzo odporne.

W utw orach plejstoceńskich w zrasta ilość różnych m inerałów ciężkich i pojawia się stosunkowo dużo m inerałów m niej odpornych.

Dotychczas nie są jednak dostatecznie znane właściwości m inerałów ciężkich, aby za ich pomocą można było bezbłędnie określić w iek osadów.

N iem niej m ateriał uzyskany na te j drodze pozwala na uzupełnienie i ściślejsze udokum entow anie wniosków.

Poniższa tabelka przedstaw ia w yniki analiz z gliny m orenow ej znaj­

dującej się w cegielni jeleniogórskiej (Tabela 2).

W glinie górnej określono osobno skład m inerałów ciężkich dla frakcji 0,12 — 0,075 mm („a”), osobno zaś dla ziarna poniżej 0,075 m m („b”).

Z gliny dolnej pobrano jedną próbkę z części stropow ej, jedną zaś z części spągowej. W próbkach tych określono zawartość m inerałów ciężkich dla

ziarna poniżej 0,12 mm.

Zawartość m inerałów ciężkich w glinie morenowej Heavy m inerals content of the till

T a b e l a (Table) 2

M ateriał

cyrkon(Zircon) tuirmalin(Tourmaline) rułyl (Rutile) dysten(Kyanite). topaz (Topaz) tytanit(Titanite) monacyt (Monacite) leukoksen(Leucoxene) ilmenit (Ilmenite) kasyteryt (Cassiterite) spolumem(Spolumene) chlorytoid(Chloritoide) granat(Gamet) magnetyt (magnetite) hemaityt (Hematite) hornblenda (hornblende) epidot (Epidot e) Glina górna „a”

(Upper till) 30 ¹ 5 ^{1 1} 4 ¹ 0,5 7 ¹ 28 ² 3 14

Glina górna „b”

(Upper till) 36 ⁸ 3 ⁶ 3 3 27 5 3 5

Glina dolna 1

(Lower till) 13 ¹ 7 ^{1 1 6} 5 ² 15 42 ¹ 5

Glina dolna 2

(Lower till) 18 5 ^{2 1 1} 4 ^{1 2} 9 31 ⁶ 3 5

P atrząc na tabelkę widzimy, że ilość cyrkonu w glinie dolnej jest m niejsza aniżeli w górnej. W tym sam ym kieru n k u w zrasta natom iast ilość m agnetytu. W glinie górnej i dolnej stw ierdzam y m niej więcej jed­

nakową ilość ru ty lu , ilm enitu i hornblendy. Również ilość epidotu w gli­

nie górnej i dolnej jest zbliżona. W iększe bowiem w ahania w ystępują w obrębie ziarn o różnej średnicy te j sam ej gliny aniżeli w obrębie róż­

nych glin. Jeżeli chodzi o pozostałe m inerały, to trudno tu mówić o jakiejś prawidłowości.

Ze względu na w ahania w składzie m ineralnym nie tylko w różnych częściach te j sam ej gliny, ale również w tym sam ym m iejscu jedynie w zależności od wielkości ziarna, dla uzyskania bardziej ścisłych danych potrzebna jest większa ilość próbek. Zwróćm y tu ta j uw agę jedynie na m inerały mało odporne takie jak epidot i hornblenda. N ajbardziej cennym dla nas w ynikiem jest to, że zarówno epidot, jak i hornblenda w ystępują praw ie w tej sam ej ilości w glinie górnej i dolnej. Potw ierdza to więc wniosek w yciągnięty na podstawie stru k tu ry obu glin o ich jednakowym wieku.

Analizie poddano również próbkę iłów warwowych. N iestety oznaczenie m inerałów ciężkich było tu bardzo utrudnione ze względu na bardzo małe cząsteczki. Przeszło 96% m ateriału posiada tu średnice m niejsze od 0,02 mm, a praw ie 50% m niejszą od 0,002 mm. W ile w arwow ym zdołano jedynie zaobserwować obecność cyrkonu i granatu zarówno w obrębie w arstw y ciem nej, jak i jasnej. C harakterystyczna jest obecność dużej ilości tlenków żelaza w ty m m ateriale, przy czym jest ich więcej w ob­

rębie w arstew ki jasnej. P róbkę iłu warwowego pobrano m iędzy innym i w tym celu, aby sprawdzić przypuszczenie, że w arstew ka jasna odpowia­

da sw ym składem m ineralnym glinie superglacjalnej, w arstew ka ciemna zaś subglacjalnej. W czasie deglacjacji lód nie topił się bowiem z jedna­

— 331 —

kową szybkością na pow ierzchni i od spągu. Topnienie części spągowej prawdopodobnie nie ulegało zbyt dużym w ahaniom w okresie zimowym i letnim . S trop lodu topniał natom iast tylko w lecie. W zimie do zasto- iska dostarczany więc był m ateriał lodowcowy tylko przez wody subglac- jalne. N atom iast w lecie główną rolę odgryw ała akum ulacja wód super- glacjalnych. W te n sposób w arstew ka jasna powinna swym składem od­

powiadać glinie superglacjalnej, ciem na zaś subglacjalnej.

Oczywiście w osadzie ty m znajduje się również m ateriał lokalny. Ja k już powiedziałem za pomocą analiz na zawartość m inerałów ciężkich zależności powyższej nie dało się stw ierdzić. Istnieje tu jednak pewien ślad, który zdawałby się potw ierdzać powyższe przypuszczenie, m ianow i­

cie różnica w zaw artości tlenków żelaza w poszczególnych próbkach. Otóż m niejsza ilość m agnetytu i hem atytu w glinie superglacjalnej może być w ynikiem większego odprowadzenia tlenków żelaza w czasie topnienia lodu w okresie letnim . Z tego względu w arstew ka jasna w ile warwow ym jest bogatsza w żelazo od w arstew ki ciem niejszej. Należy przy ty m zazna­

czyć, że próbka z gliny superglacjalnej była pobrana poniżej poziomu bielicowego.

WNIOSKI

1) Jedną z charakterystycznych cech różniących m orenę superglacjalną od subglacjalnej jest odm ienne ułożenie w nich m ateriału skalnego. Mia­

nowicie w obrębie m oreny superglacjalnej zdecydowana większość głazów m a upad m niejszy od 40°, natom iast w obrębie m oreny subglacjalnej głazy są ułożone przew ażnie bardziej strom o.

2) Sedym entacja m ateriału pod lodem odbywała się głównie przez opadanie m ateriału skalnego, a nie jego zrastanie się czy też zlepianie z podłożem. N atom iast na pow ierzchni lodu m ateriał osiadał lub był osa­

dzany przez wodę.

3) Na podstawie stru k tu ry i te k stu ry m oreny jeleniogórskiej oraz jej składu m ineralnego należy ją uważać za utw ór osadzony w czasie jednego glacjału.

WYKAZ LITERATURY REFERENCES

B a i r d P. D. (1950), The Baffin Expedition. Geogr. J.

B a i r d P. D. (1952), Method of nourishm ent of the Barnes Ice Cap. J. Glaciol. V. 2.

B e r g G. (1921), Erlaiuterungen zur geologischen K arte-B latt W arm brunn.

D u m a n o w s k i B. (1950 — 51), Morfologia doliny Bobru w okolicy Jeleniej Góry.

Czas. geogr. T 21 — 22.

D y l i k ó w a A. (1952), O metodzie badań strukturalnych w morfologii glacjalnej.

Acta geogr. TJniv. Lodzensis Ł T N n r 11. Łódź.

F i e d l e r A. (1939), Ergebnisse der Schw erm ineralanalyse von Geschiebemergeln im m ittleren und westlichen Norddeutsohland. Z. angew. Miner.

F i e d l e r A. (1940), Ergebnisse d e r Schw erm ineralanalyse von Geschiebemergeln aus Holand, Danemark, Oberscblesien unid Norddeutsohland. Z. angew. Miner. 2.

F l i n t N. F. (1948), Glacial geology and the Pleistocene epoch. New York-London.

H o l m e s C h. D. (1941), Till fabric. Bull. Soc. Geol. Am. Vol. 52.

J a h n A.. T u r n a u - M o r a w s i k a M. (1952), Preglacjał d najstarsze utw ory plej- stoceńskie Wyżyny Lubelskiej. Biul. Inst. Geol. 65, Warszawa.

J a h n A. (1952 — 53), Lodowce „typu Baffina” i problem moren ablacyjnych. Czas.

geogr. T. 23/24.

J a h n A. (I960), Czwartorzęd Sudetów. Regionalna Geologia Polski. T. III, z. 2, Kraków.

K r y g o w s k i B. (1956), Z badań granulometrycznych nad utw oram i plejstoceńskim i w Polsce zachodniej. Biul. Inst. Geol. 100, Warszawa.

S t e i n e r t H. (1948), Schwerm ineralen und Stratigraphie der di'luvialen Geschie- bemergel Schleswig-Holsteins. Diss. Kiel.

T o r e 11 O. (1877), On the glacial phenomena of North America. Am. J. Sc, Vol. 13.

T u r n a u-M o r a w s k a M. (1954), Petrografia skał osadowych. W arszawa.

W a r d W. H. (1952), The physics deglaciation of central Baffin Island. J. Glaciol.

Vol. ².

W o l d s t e d t P. (1954), Das Eiszeitalter. IB. Stuttgart.

SUMMARY

A b s t r a c t . The author describes the till cropping out in the clay-pat at Jele­

nia Góra (Sudeten Mts). The granulom etric composition, texture and structure of the till is discussed. The till is composed of two layers: the upper one is referred to as suiperglacial, .and the lower 'one as subglacial. These two p arts of the till are differing strongly in the orientation of the detrital m aterial. The sup&rglacial p art of the till is characterised by a flat or slightly inclined arrangem ent of pebbles, while in the subglacial p a rt of the till the pebbles are steeply inclined. The b ip ar­

tition of the till is caused by differences of conditions of sedimentation, and not by difference of age, as it was previously -admitted.

The author presents in this paper an attem p t of reconstruction of the conditions of sedim entation, and of estim ation of age of glacial deposits in the Jelenia Góra depression, based on studies of the till cropping out in the clay-pit at Jelenia Góra in the W estern S udeten Mts. The clay-pit is situated in th e n orth-w estern p art of th e Jelenia Góra depression.

The profile of the glacial sedim ents cropping out in the clay-pit is presented on Fig. 1. The upper p art of th e profile is composed of a till w ith thickness varying from 1,5 m to about 7 m. V arved clays up to 8 m thick are lying under th e till. They are underlain in tu rn by rubble of local origin displaying the character of fanglom erates. Two layers diffe­

ring in te x tu re, colour and granulom etric composition are distinguished w ithin the till. The low er layer was thought to represent the deposit of the Cracovien (Elster) glaciation, while th e upper one was a ttrib u te d to the C entral Poland (Saale) glaciation.

The upper layer of the till is sandy and contains m uch pebbles. Its thickness is varying from 0,5 m to 2,0 m. The content of th e sandy m ate­

rial increases tow ards the top and locally the sand may predom inate in the whole layer. The size of the d etrital m aterial ranges from coarse sand to clay.

The lower layer of the till is clayey, and contains less pebbles, which are, however, larger and less rounded th an in the upper layer of the till.

The sandy portions of the upper p a rt of th e till are layered. Instead, the lower p art of the till is not layered, b u t it contains intercalations and lenses of fine sand and silt near its top.

The upper p art of th e till is brown, b u t the sands present here are light-grey. The lower p art of the till is dark-grey.

— 333 —

The orientation of th e coarse m aterial is m arkedly differing in the u p p e r and lower p art of th e till (Fig. 2 and Fig. 3). The orientation of th e pebbles was determ ined by m easurem ents of the dip of th e ir long axis.

The pebbles are lying nearly horizontally or are slightly inclined in the u p p er layer of the till: the inclination of the long axes of 49 — 69% in th e upperm ost p a rt of th e upper layer does not exceed 10°, and in the basal p art of the upper layer 25 — 52% of pebbles have th e inclination of the long axes inferior to 40°.

In the low er p art of the till 60 — 75% of pebbles have th e ir long axes inclined more th an 40°, and the prevailing inclination ranges from 70°

to 90°.

The size distribution of the m aterial is different in the lower and up p er p art of th e till. The author, following th e ideas of F l i n t (1948) considers the upper p art of the till as a superglacial ablation moraine, w hile the lower one as a subglacial m oraine.

The difference in orientation of coarse m aterial in the superglacial and subglacial parts of th e till are explained in the following way: the slight inclination of pebbles in th e superglacial m oraine is a norm al featu re of sedim ents deposited by running w ater. F or the steep inclination of peb­

bles in the subglacial till the following explanation is proposed: during the deglaciation the basal p art of the ice-cap was m elting at unequal ra ­ tes, and large cavities filled w ith w ater were form ed under the ice.

Pebbles present in the m elting ice were falling down on the m uddy bottom of these cavities attaining thus a vertical position of th eir long axes (Fig. 4). A brief inspection of o th er outcrops of the till, w here a sim ilar difference of orientation of pebbles in th e superglacial and subglacial p arts of the till was stated, inoicate th a t the process described above was of w idespread occurrence in the Jelenia Góra depression.

The analysis of petrographic composition and of the degree of w eath er­

ing of the both layers of th e till confirm s also the supposition th a t the both parts of the till are related to the same glacial period.

The analysis of heavy m inerals in the upper and lower parts of the till proved th a t they have a sim ilar content of hornblende and epidote.

According to H. S t e i n e r t (1948) this is indicating the sam e age of the b o th layers of the till.

translated by R. Unrug