MAGDALENA RATAJCZAK, CEZARY TOMCZYK
ANALIZA LITOFACJALNA OSADÓW BUDUJ¥CYCH
WZNIESIENIE MORENOWE NA ZACHÓD OD LUBSKA
ZARYS TREŒCI
Celem niniejszego artyku³u jest zaprezentowanie analizy litofacjalnej osadów buduj¹cych wzniesienie morenowe, uwa¿ane za morenê czo³ow¹ spiêtrzon¹. W badanym stanowisku wystêpuj¹ce osady s¹ zaburzone glacitektonicznie. Dominuj¹ zaburzenia w postaci ³usek glacitektonicznych, podkreœlonych wyraŸnymi powierzchniami œlizgowymi. Starano siê zrekonstruowaæ cechy diagnostyczne osadów, a na ich podstawie œrodowiska sedymentacyjne sprzed powstania zaburzeñ glacitektonicznych. Szczególny nacisk po³o¿ono na analizê cech strukturalno-teksturalnych glin morenowych, które s¹ noœnikiem wa¿nych informacji stratygraficznych, jak i stanowi¹ doskona³y sedymentacyjny zapis informacji o dynamice i kierunkach ruchu mas lodowych.
WSTÊP
Formy, szczególnie zwi¹zane z dzia³al-noœci¹ l¹dolodu na Ziemi Lubskiej by³y przedmiotem zainteresowania wielu ba-daczy nie tylko polskich, lecz tak¿e niemieckich. Na tym obszarze badania geomorfologiczne i geologiczne form gla-cjalnych i glacifluwialnych prowadzili m.in.: BADURA, PRZYBYLSKI (2002), BART
-KOWSKI (1961, 1963, 1965, 1967), CIUK
(1955), DYJOR(1974), KRAIÑSKI (2002), KRY
-GOWSKI (1962, 1973), LIEDTKE (1981), MAR
-CINEK (1961), URBAÑSKI (2002), WRÓBEL,
ZDUNEK (1973) oraz TIETZE (1911).
Przy identyfikacji glacigenicznych œrodowisk depozycyjnych stosowana jest coraz powszechniej analiza litofa-cjalna (TERPI£OWSKI 2003). Zakres jej
sto-sowania oraz formê prezentuj¹ ZIELIÑSKI
(1992, 2003) oraz TERPI£OWSKI (2003).
Dziêki tej metodzie mo¿na diagnozowaæ facjê glin morenowych i osadów flu-wioglacjalnych, historiê depozycji glin morenowych i dynamikê l¹dolodu. Do-k³adne przeanalizowanie osadów po-zwala w miarê dobrze odtworzyæ
wa-runki œrodowiska glacimarginalnego. Powsta³o do tej pory wiele prac po-zwalaj¹cych okreœliæ kryteria genetycz-nej klasyfikacji glin, litotypów glin oraz umo¿liwi³o ustalenie nowej terminologii
(BOULTON1980; DREIMANIS1980; KARCZEW
-SKI 1963; KOPCZYÑSKA-LAMPARSKA 1974;
KOZARSKI, KASPRZAK1992; KRYGOWSKI1950,
1956; LISZKOWSKI 1996; NALEWAJKO 1982;
OLSZEWSKI1974; RZECHOWSKI1969, 1974a, b;
RUSZCZYÑSKA-SZENAJCH 1998; STANKOWSKA,
STANKOWSKI 1984; TERPI£OWSKI 2001, 2003;
ZIELIÑSKI2003). W proponowanym przez
ZIELIÑSKIEGO (2003) ujêciu mo¿na
doko-nywaæ interpretacji œrodowiska glaci-marginalnego w œwietle nowoczesnej se-dymentologii.
CEL I METODY BADAÑ
Celem niniejszego artyku³u jest prze-prowadzenie analizy litofacjalnej osa-dów buduj¹cych wzniesienie morenowe, uwa¿ane przez BARTKOWSKIEGO (1961) za
morenê czo³ow¹ spiêtrzon¹. W bada-nym stanowisku wystêpuj¹ce osady s¹
BADANIA FIZJOGRAFICZNE NAD POLSK¥ ZACHODNI¥ Seria A – Geografia Fizyczna, Tom 57: 133–148
zaburzone glacitektonicznie. Dominuj¹ zaburzenia w postaci ³usek glacitekto-nicznych, podkreœlonych wyraŸnymi powierzchniami œlizgowymi. Szczególny nacisk po³o¿ono na dok³adn¹ analizê cech strukturalno-teksturalnych glin morenowych, które s¹ noœnikiem wa¿-nych informacji natury stratygraficznej, jak i sedymentologicznej zawieraj¹ zapis informacji o dynamice i kierunkach ru-chu mas lodowych. Starano siê zrekon-struowaæ cechy diagnostyczne osadów, a na ich podstawie œrodowiska sedy-mentacyjne sprzed tworzenia zaburzeñ glacitektonicznych. Do opisu litologicz-nego wykorzystano kod litofacjalny za-proponowany przez ZIELIÑSKIEGO (1992)
oraz kodowy zapis glacimarginalnych œrodowisk depozycyjnych przedstawiony przez TERPI£OWSKIEGO(2003). Umo¿liwiaj¹
one dok³adn¹ charakterystykê poszcze-gólnych œrodowisk sedymentacyjnych.
Analizy uziarnienia glin lodowco-wych i mu³ków wykonano metod¹ ³¹-czon¹: sitow¹ i areometryczn¹, i³ów – metod¹ areometryczn¹, osadów piasz-czystych – metod¹ sitow¹. Uzyskane wyniki pos³u¿y³y do wyliczenia war-toœci parametrów uziarnienia wed³ug FOLKA i WARDA (1957).
Obróbkê ziarna kwarcowego wykona-no metod¹ graniformametrii mecha-nicznej KRYGOWSKIEGO (1964). Wydzielono
typy ziarn – graniaste á, pó³okr¹g³e â i okr¹g³e ã oraz obliczono wspó³czynnik W0. Zawartoœæ wêglanu wapnia dla frakcji <0,1 mm wykonano metod¹ objêtoœciow¹ za pomoc¹ aparatu Scheiblera.
OBSZAR BADAÑ
Na modelowanie rzeŸby Ziemi Lubskiej z³o¿y³o siê wiele czynników, a spoœród nich najwa¿niejsz¹ rolê odegra³ l¹dolód. Strefa marginalna okolic Lubska stanowi ma³o poznany obszar.
Wybrane do badañ wzniesienie mo-renowe zosta³o uznane przez BARTKOW
-SKIEGO (1961) jako morena czo³owa
spiêtrzona i nazwane Wysp¹ Wysoczyz-now¹ Lubsk¹ (rys. 1 i 2).
Obszar, na którym znajduje siê owa wyspa wysoczyznowa graniczy od pó³
-nocy z Pagórkami Lubsko-Bobrowickimi, a od po³udnia z lubskim odcinkiem Pra-doliny G³ogowsko-Baruckiej, natomiast od zachodu z dolin¹ Nysy £u¿yckiej, a od wschodu z dolin¹ Bobru (rys. 2).
Sam pagórek, na którym prowadzone by³y prace terenowe znajduje siê w pó³nocnym fragmencie Wyspy Wyso-czyznowej Lubskiej (rys. 3). Stanowi on ni¿szy poziom tej wysoczyzny i jako ostaniec ci¹gnie siê w postaci wa³u o orientacji E-W wzd³u¿ pó³nocnego frag-mentu wy¿szego poziomu wysoczyz-nowego. Kulminacje w obrêbie pagórka osi¹gaj¹ wysokoœci oko³o 90 m n.p.m., co w porównaniu z obszarami przyleg³ymi daje wysokoœci wzglêdne do 20 m. Ba-dania terenowe zosta³y przeprowadzone na obszarze nieczynnej ju¿ odkrywki ce-gielni, w której eksploatowano z³o¿a i³u pstrego, poznañskiego. Odkrywka ta znaj-duje siê oko³o 2 km na zachód od Lubska i wcina siê w pó³nocny stok badanego wzniesienia. Analizy wykonano w czte-rech stanowiskach na ods³oniêtych w dro-dze eksploatacji œcianach. Trzy pierwsze zlokalizowane by³y na pó³nocnym zbo-czu wzniesienia, natomiast ostatnie od-s³oniêcie znajdowa³o siê w jego zachod-niej czêœci (rys. 4).
ANALIZA LITOFACJALNA
Z badañ przeprowadzonych przez B
ART-KOWSKIEGO (1961) wynika, i¿ Wyspa
Wysoczyznowa Lubska zbudowana jest w ca³oœci z pstrych i³ów poznañskich, na których zalega cienki pok³ad utworów plejstoceñskich, wykszta³conych w
po-Rys. 1. Szkic geomorfologiczny okolic Zielonej Góry i Lubska, zmienione (N OWACZYK 1996). Strza³k¹ zaznaczono obszar badañ. 1 – wysoczyzna morenowa, 2 – ci¹gi moren czo³owych spiêtrzonych, 3 – sandry, 4 – dna dolin, 5 – sto¿ki nap³ywowe, 6 – sieæ hydrograficzna Fig. 1. Geomorphological sketch of Zielona Góra and Lubsko vicinity, changed (N OWACZYK 1996). The arrow shows an investigated area. 1 – morainic plateau , 2 – thrusts end push moraines, 3 – sandu r–4– outwash fans , 4 – bottoms of valleys , 5 – alluvial fans , 6 – hydrography [135]
staci glin i piasków fluwioglacjalnych (rys. 2).
OLSZEWSKI(1974a) zauwa¿y³, ¿e
budo-wa geologiczna powierzchni przedplej-stoceñskiej oraz czynnik topograficzny wywieraj¹ zasadniczy wp³yw na charak-ter lokalnego pobierania, przenoszenia i akumulowania materia³u skalnego przez l¹dolód. Z tego wynika, ¿e pod-³o¿e ma ogromny wp³yw na ró¿norod-noœæ osadów lodowcowych, a w szcze-gólnoœci na ich sk³ad petrograficzny, strukturê i mi¹¿szoœæ.
Tak jest i w przypadku badanego wzniesienia morenowego, które cechuje siê swoistoœci¹ w wykszta³ceniu plejsto-ceñskich osadów morenowych, uwarun-kowanych g³ównie wp³ywem pod³o¿a
trzeciorzêdowego, a mianowicie pstrych i³ów poznañskich.
Formê ko³o Lubska buduj¹ osady zró¿nicowane teksturalnie i struktural-nie. Wœród nich wydzielono: i³y i mu³ki, piaski, ¿wiry i mu³ki, diamikton ilasto--piaszczysty, smugowany i diamikton ilasto-pylasty. Poni¿ej przedstawiono szczegó³ow¹ ich analizê.
I£Y I MU£KI
Najni¿sz¹ pozycjê w badanym stano-wisku zajmuje osad ilasto-mu³kowy, okreœlany przez BARTKOWSKIEGO (1961,
1963) jako pstry i³ poznañski. Miejscami wystêpuje on w kulminacji badanej for-my. Jest to niew¹tpliwie, oprócz
licz-Rys. 2. Strefa marginalna stadia³u leszczyñskiego w okolicy Lubska (BARTKOWSKI1963) 1 – pliocen (i³ poznañski), 2 – utwory zaburzone glacitektonicznie (miocen i starszy pliocen), 3 – starszy plejstocen (glina morenowa), 4 – plejstocen nierozdzielony (piaski i ¿wiry), 5 – p³askie podmok³e dna (³¹ki, torfowiska), 6 – jeziora i najwa¿niejsze rzeki, 7 – wydmy, 8 – sto¿ki nap³ywowe, 9 – krawêdzie, 10 – pagórki kemowe,
11 – pagórki ozowe; strza³k¹ oznaczono obszar badañ
Fig. 2. Marginal zone of Leszno stage in Lubsko vicinity (BARTKOWSKI1963)
1 – Pliocene (Poznañ clay), 2 – glacitectonicaly deformated deposits (Miocene and older Pliocene), 3 – older Pliocene (morainic till), 4 – Pliocene, not separated (sands and gravels), 5 – flat wet bottoms rivers, 7 – dunes,
nych, charakterystycznych cech diagno-stycznych, jak uskoki, struktury typu brekcji glacitektonicznej, dowód zdefor-mowania przez l¹dolód pod³o¿a podczwar-torzêdowego. Osady trzeciorzêdowe wy-stêpuj¹ce w obrêbie osadów plejstoceñ-skich powszechne s¹ w tym rejonie Wielkopolski. Udokumentowane s¹ licz-ne stanowiska zaburzeñ glacitektonicz-nych w dolinie Nysy £u¿yckiej w re-jonie Mu¿akowa (CIUK1974; DYJOR, C
HLE-BOWSKI 1973), czy Wa³u
Zielonogór-skiego, le¿¹cego na wschód od bada-nego obszaru (URBAÑSKI2002).
W osadach dominuj¹ frakcje ilaste (53%) i pylaste (28%). Resztê stanowi piasek drobnoziarnisty, z którego wy-brano ziarna kwarcowe do analizy stop-nia ich obróbki. Œredstop-nia œrednica ziarna Mz wynosi œrednio 0,01 mm. Wysorto-wanie osaduä jest s³abe, œrednio
wyno-Analiza litofacjalna osadów buduj¹cych wzniesienie morenowe... 137
75 80 90 1 2 3 4 85
Rys. 4. Lokalizacja stanowisk Badawczych w ods³oniêciu nieczynnej cegielni w zachodniej
czêœci Lubska
Fig. 4. Location of research sites in outcrop on closed brick-yard in the western part of
Lub-sko
N
70 90 80 70 70 80 80 120 100 80 70 110 120 120 90 80 Lubsza 0 0,5 1 km¬
Rys. 3. Lokalizacja ods³oniêcia na tle hipsometrii analizowanej formy, strza³k¹ oznaczono obszar badañ
Fig. 3. Location of outcrop on the hypsometry of researched features, the arrow shows the research area
si 2,55. Przewa¿aj¹ ziarna o s³abym stop-niu obróbki. Udzia³ ziarn graniastych á wynosi 77%, a pó³graniastych â 21%, a na ziarna okr¹g³e przypada 2%.
Wystêpuj¹cy w ods³oniêciu osad ila-sto-mu³kowy jest skonsolidowany, w któ-rym nie ma wyraŸnych struktur. Na-tomiast w obrêbie pozosta³ych osadów wystêpuj¹cych w badanych stanowis-kach (rys. 4, stanowiska 1 i 2) zaobser-wowano soczewki, porwaki i toczeñce ilasto-mu³kowe ró¿nej barwy (rys. 5). S¹ to i³y koloru jasnoszarego do czekola-dowego, a nawet czarnego. BARTKOWSKI
(1961, 1962) traktowa³ i³ wystêpuj¹cy w tym stanowisku, jak i³ poznañski. DYJOR (1970) zalicza je do osadów serii
poznañskiej. Do tej serii nale¿y poziom szarych i³ów górnomioceñskich le¿¹-cych na wêglowym pok³adzie „Henryk”, górnomioceñski i dolnoplioceñski po-ziom i³ów zielonych z glaukonitem oraz plioceñski poziom i³ów p³omienistych (DYJOR 1970). Osady wystêpuj¹ce w
ba-danym stanowisku pod wzglêdem ma-kroskopowym podobne s¹ do szarych i³ów serii poznañskiej wed³ug klasyfi-kacji DYJORA(1970). Wykazuj¹ te¿
podo-bieñstwo do opisywanych przez CIUKA
(1967, 1970), FRANKIEWICZA(1982), PIOTROW
-SKIEGO i PIOTROWSK¥ (2004) i PIWOCKIEGO
(1967) warstw paw³owickich czy warstw adamowskich. Warstwy paw³owickie buduj¹ przede wszystkim osady piasz-czyste i ¿wirowe, ale powszechna jest obecnoœæ w nich wêgli brunatnych. Jak podaj¹ PIOTROWSKI i PIOTROWSKA (2004),
oprócz piasków wystêpuj¹ równie¿ i³y i mu³ki. Warstwy adamowskie sk³adaj¹ siê z piasków i ¿wirów kwarcowych, a wœród nich wystêpuj¹ soczewki mu³-ków i i³ów oraz cienkie warstewki wêgli brunatnych (PIOTROWSKI, PIOTROWSKA
2004). Warstwy paw³owickie i adamow-skie s¹ starsze od warstw poznañskich. Oprócz soczewek, porwaków i to-czeñców ilasto-mu³kowych stwierdzono
obecnoœæ ¿wirów kwarcowych w i³ach mu³kowych. ¯wiry kwarcowe wystêpu-j¹ równie¿ w osadach piaszczysto-¿wi-rowych oraz w diamiktonach. Omówio-ne zostan¹ w czêœci dotycz¹cej sk³adu petrograficznego glin.
PIASKI, ¯WIRY I MU£KI
Mi¹¿szoœæ piasków, ¿wirów i mu³ków, które buduj¹ seriê fluwioglacjaln¹ w ba-danym stanowisku osi¹ga ³¹cznie 2,5 m (rys. 4, stanowiska 1 i 2, fot. 1, rys. 5, fot. 2). Sk³ada siê ona g³ównie z piasków œrednio- i gruboziarnistych, miejscami dominuje frakcja ¿wirowa lub frakcja piasku drobnoziarnistego i pylasta. Œred-nia œrednica ziarna mieœci siê w prze-dziale od 0,6 mm do 1,2 mm. S¹ to osady s³abo (ä 1,49–2,62) lub umiarko-wanie (ä 0,83–1,02) wysortowane. Wœród ziarn kwarcu dominuj¹ ziarna graniaste (79%), a udzia³ ziarn â wynosi 20%.
Wykszta³cenie g³ównych litofacji w dolnej czêœci omawianej serii wskazu-je na funkcjonowanie zbiornika z ogra-niczonym przep³ywem (Sh) oraz du¿¹ dostaw¹ zawiesiny do wód prawie sto-j¹cych (SFh) (rys. 5, fot. 1). Drobno-ziarniste i pylaste piaski akumulowane by³y w p³ytkich lub niskoenergetycz-nych przep³ywach typu zalewowego
(TERPI£OWSKI2001). S¹ one nadbudowane
przez litofacjê piasków ¿wirowych (SGh) oraz litofacjê ¿wirów piaszczys-tych (Gp) i reprezentuj¹ subœrodowisko g³êbokiego, wysokoenergetycznego kory-ta proksymalnego w ujêciu ZIELIÑSKIEGO
(1992). Akumulacja nastêpowa³a w po-staci ¿wirowych odsypów w bliskim s¹-siedztwie l¹dolodu. To wysokoenerge-tyczne œrodowisko potwierdzaj¹ porwa-ki ilaste oraz toczeñce zbrojone, licznie wystêpuj¹ce w tej serii.
Seriê fluwioglacjaln¹ zamyka zespó³ litofacjalny zdominowany przez piaski mu³kowe (SFh). Tego typu osady cha-rakterystyczne s¹ dla koryt o p³askim
0 1 2 3 4 0 1 23 4 5 6 7 m 1 2 3 4 5 6 7 8 10 m 9 Rys. 5. Osady piaszczyste, ¿wirowe i mu³kowe serii sandrowej 1 – glina bazalna (br¹zowa) (Dm) , 2 – glina sp³ywowa (szara) (Ds), 3 – i³ (Fm) , 4 – piasek pylasty (SFh) , 5 – ¿wir (Gsh/Gp) , 6 – piasek œrednioziarnisty (Sm), 7 – piasek drobnoziarnisty (Sh) , 8 – wytr¹cenia ¿elaziste , 9 – toczeñce zbrojone, 10 – porwaki ilaste Fig. 5. Sandy, gravely and mudy outwash deposits 1 – basal till (brawn) , 2 – flow till (grey) , 3 – clay , 4 – silty sand ,5–g ravel ,6–m edium-grained sand , 7 – fine-grained sand , 8 – iron concretions , 9 – crusted clay balls, 10 – clay floes [139]
dnie. Zmniejszaj¹ca siê wielkoœæ ziarn, a tak¿e mi¹¿szoœæ warstw informuje o wygasaniu energii œrodowiska sedy-mentacyjnego.
DIAMIKTON ILASTO-PIASZCZYSTY, SMUGOWANY
Osady te, w badanym stanowisku, wy-stêpuj¹ w ró¿nej pozycji: w postaci wielkoskalowej soczewki p³ata o mi¹¿-szoœci 1,5–2 m, miêdzy seri¹ fluwiogla-cjaln¹ a diamiktonem ilasto-pylastym (rys. 4, stanowisko 1, rys. 6), b¹dŸ w górnej czêœci odkrywki (rys. 4, stano-wisko 2, fot. 2).
W uziarnieniu dominuje frakcja pia-sku drobnoziarnistego (25%) oraz ilasta (20%). W tym drobnoziarnistym matrik-sie rozrzucone s¹ frakcje gruboziarniste. Domieszkê stanowi¹ ¿wiry i drobne g³a-zy. Œrednia œrednica ziarna Mz prze-ciêtnie wynosi 0,06 mm. Osad jest bar-dzo ró¿nie wysortowany. WskaŸnik od-chylenia standardowego ä osi¹ga war-toœci od 4,02 (bardzo s³abe wysortowanie) do 0,4 (dobre wysortowanie). Wœród ziarn kwarcu dominuj¹ ziarna o s³abym stopniu obróbki – graniaste á, które œrednio stanowi¹ 75%. Natomiast ziarna okr¹g³e ã stanowi¹ 4%.
W osadzie licznie wystêpuj¹ struk-tury w postaci piaszczystych soczewek, nieci¹g³ych ³awic ilastych i ¿wirowych, wielkoskalowych toczeñców piaszczys-tych o œrednicy paru metrów, przewa-lonych fa³dów (rys. 6).
Litofacja diamiktonu ilasto-piaszczy-stego (Ds), smugowanego, w której obecne s¹ ww. elementy strukturalne jest glin¹ sp³ywow¹. Glina sp³ywowa jest charakterystycznym, wskaŸniko-wym osadem dla œrodowiska glacimar-ginalnego. Jest to osad zdaniem ZIELIÑ
-SKIEGO (2003) redeponowany
grawitacyj-nie z powierzchni l¹dolodu na bezpo-œrednie przedpole jego czo³a. Podobne cechy wskaŸnikowe dla tego osadu
przytacza RUSZCZYÑSKA-SZENAJCH (1998).
Kontakt gliny sp³ywowej z podœciela-j¹cymi j¹ osadami fluwioglacjalnymi w analizowanym ods³oniêciu jest wyraŸ-ny i ma charakter akumulacyjwyraŸ-ny. Taki typ œwiadczy o ³agodnym sp³ywaniu lub spe³zywaniu osadów gliniastych po powierzchni zamar³ego ju¿ sandru (KAS
-PRZAK, KOZARSKI 1984). Miejscami mo¿na
jednak zaobserwowaæ zaburzenia w po-staci intruzji w glinê osadów fluwio-glacjalnych. Powstaj¹ one, gdy p³yn¹ca masa gliniasta inkorporowa³a stropow¹ czêœæ sandru.
Dominuj¹cymi elementami struktu-ralnymi w sp¹gowej czêœci poziomu gli-ny sp³ywowej s¹ mi¹¿sze przewarstwie-nia lub soczewki piaszczysto-ilaste, a tak-¿e warstwy ilaste. Powsta³y one na skutek dzia³ania wielu procesów, m.in. p³yniê-cia i spe³zywania (fot. 2).
Górna partia osadu gliniastego sk³a-da siê z materia³u wykazuj¹cego du¿e zró¿nicowanie frakcji. Wystêpuj¹ tutaj nieci¹g³e warstwy gliny bardzo spiasz-czonej, nieregularne warstwy piasku oraz warstwy ¿wiru (fot. 2). W œrod-kowej czêœci poziomu gliny sp³ywowej brak jest tak wyraŸnych struktur sp³y-wowych, jak w stropie i sp¹gu. W tym gliniastym matriksie wystêpuj¹ pojedyn-cze cia³a piaszczyste o pod³u¿nym b¹dŸ wrzecionowatym kszta³cie i rozmiarach oko³o 1 m (rys. 6). Zbudowane s¹ g³ów-nie z laminowanego piasku pylastego oraz z drobno i œrednioziarnistego przy niewielkim udziale ¿wiru. Laminy uk³a-daj¹ siê zazwyczaj równolegle do ze-wnêtrznych powierzchni tych struktur.
Rozpatrywane soczewy piaszczyste posiadaj¹ cechy charakterystyczne dla toczeñców piaszczystych opisywanych przez GRADZIÑSKIEGO i in. (1976).
Przyj-muj¹ one ró¿norodne kszta³ty: od form otwartych, czêsto o zagiêtych ku œrod-kowi krawêdziach, do form zwiniêtych ca³kowicie, maj¹cych kszta³t kulisty lub
6
5
4
3
2
1
0
W
m
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
7
6
5
4
3
2
1
Rys. 6. Glina ilasto-piaszczysta, przykryta glin¹ ilasto-pylast¹ 1 – glina bazalna (br¹zowa), 2 – glina sp³ywowa (szara) , 3 – piasek pylasty, 4 – piasek œrednioziarnisty, 5 – ¿wir , 6 – wytr¹cenia ¿elaziste , 7 – wytr¹cenia manganowe. Fig. 6. Sandy-clayey diamiction overlaid by clayey-silty diamikton 1 – basal till (brawn) , 2 – flow till (grey) , 3 – silty sand, 4 medium-grained sand , 5 – gravel , 6 – iron concretions , 7 – manganese concretions [141]owalny. Toczeñce piaszczyste maj¹ za-chowan¹ strukturê wewnêtrzn¹ ³awic, z których powsta³y. W partiach central-nych, które by³y poddane kompresji, la-miny s¹ czêsto intensywnie pofa³dowa-ne lub chaotycznie zwarte (GRADZIÑSKI
i in. 1976).
Soczewa piaszczysta w badanym sta-nowisku ma kszta³t przybli¿ony do owalnego, zachowana jest w niej lami-nacja, a centralna czêœæ jest pofa³dowa-na. Ca³a struktura otoczona jest osadem bardziej ilastym.
Oprócz struktur przedstawionych wy¿ej, zaobserwowano cia³a piaszczy-ste, które przypominaj¹ opisywany przez GRADZIÑSKIEGO i in. (1976) p³at
za-winiêty (rys. 6). Wed³ug nich struktury te s¹ wyd³u¿one, stosunkowo ma³o po-fa³dowane. Jedna ich krawêdŸ zosta³a zagiêta, tworz¹c rodzaj fa³du le¿¹cego. Zawiniêcie mo¿e powstaæ zarówno w przedniej, jak i na tylnej krawêdzi p³ata. W przypadku gdy p³at przesuwa siê szybciej ni¿ otaczaj¹cy lub podœcie-laj¹cy go osad, wtedy zawiniêcie powsta-je u powsta-jego czo³a. Wszystkie przytoczone powy¿ej cechy diagnostyczne zaobser-wowano w strukturach w badanym sta-nowisku.
Struktury te mog¹ powstawaæ b¹dŸ w wyniku ró¿nic prêdkoœci p³yniêcia miêdzy dwoma typami osadów, tj. ³awi-c¹ piaszczyst¹ i otaczaj¹cym j¹ bardziej ilastym materia³em morenowym, lub w wyniku ucieczki wody z dolnych par-tii osadu podczas depozycji gliny (RA
-TAJCZAK 1998). Przy pokryciu p³ynnego
osadu mas¹ materia³u ilastego, na sku-tek naprê¿enia normalnego zwiêkszone zostaje tak zwane porowe ciœnienie wy-siêkowe, powoduj¹ce ucieczkê p³ynu przez pory w osadzie.
W badanym stanowisku, za g³ówn¹ przyczynê powstania owych struktur uwa¿aæ nale¿y ró¿nice prêdkoœci p³y-niêcia poszczególnych warstw osadów.
Mog¹ œwiadczyæ o tym ich zaokr¹glone kszta³ty oraz inkorporowane wielkie ka-mienie.
Wytr¹cenia ¿elaziste, a przede wszyst-kim manganowe okalaj¹ce struktury in-formuj¹, i¿ osady deponowane by³y przy udziale ch³odnych wód.
Brak zatarcia, jak i œwie¿oœæ struktur wystêpuj¹cych w glinie sp³ywowej wska-zuj¹ na nag³e unieruchomienie sp³ywu. Sytuacja taka zdaniem ZIELIÑSKIEGO(2003)
mo¿e nast¹piæ w efekcie utraty wody oraz zmniejszenia nachylenia pod³o¿a lub mi¹¿szoœci sp³ywu.
DIAMIKTON ILASTO-PYLASTY
Najwy¿sz¹ obecnie pozycjê w sekwencji osadów w rozpatrywanym ods³oniêciu zajmuje diamikton ilasto-pylasty (Dm) z chaotycznie rozmieszczonymi kamie-niami (Dm), o mi¹¿szoœci od 4,5 do 0,5 m (rys. 4, stanowisko 2, fot. 3). Dominuje w nim frakcja piasku drobno-ziarnistego (34%) i pylasta (20%). Frak-cja ilasta stanowi 15%. Œrednia œrednica ziarna Mz wynosi 0,07 mm. Osad jest s³abo wysortowany. WskaŸnik odchy-lenia standardowego mieœci siê w prze-dziale od 3,12 do 3,98. WskaŸnik ila-stoœci I (KARCZEWSKI 1963) kszta³tuje siê
od 0,16 do 0,21. Du¿y, podobnie jak w pozosta³ych osadach w badanym sta-nowisku, jest udzia³ ziarna graniastego (od 62% do 82%). Ziarna okr¹g³e sta-nowi¹ od 2% do 6%. Drobny materia³ oraz wzrost wskaŸnika ilastoœci wraz z g³êbokoœci¹ œwiadcz¹ o intensywnoœci procesów kruszenia i œcierania podczas transportu i subglacjalnej depozycji
(KASPRZAK, KOZARSKI 1984; KACZMAREK
1992). Obecnoœæ w sp¹gu pionowych szczelin mo¿e byæ zwi¹zane z typem spêkañ kapilarnych (KRYGOWSKI 1950).
Natomiast kontakt gliny z ni¿ej le¿¹cym osadem jest typu gradacyjnego, co œwiadczy o transgresji czo³a l¹dolodu na
osady podœcielaj¹ce. Osad ten zosta³ zinterpretowany jako glina bazalna z od-³o¿enia (lodgement till) w ujêciu RYSZ
-CZYÑSKIEJ-SZENAJCH (1998).
SK£AD PETROGRAFICZNY FRAKCJI ¯WIROWEJ DIAMIKTONU ILASTO-PYLASTEGO
Sk³ad petrograficzny przeanalizowano w punktowo pobranych próbkach z dia-miktonu ilasto-pylastego (stanowiska 1 i 2, rys. 4), czyli z osadu zinterpre-towanego jako glina bazalna z od³o¿enia (lodgement till), we frakcji 5–10 mm, we-d³ug zaleceñ Pañstwowego Instytutu Geologicznego (Instrukcja…, 1996). Ana-liza makroskopowa glin lodowcowych w badanym stanowisku wykaza³a bar-dzo du¿y udzia³ ¿wiru kwarcowego. ¯wir ten jest obecny nie tylko w glinach, lecz tak¿e w osadach piaszczysto-¿wi-rowych facji fluwioglacjalnej.
Udzia³ kwarców w analizowanych próbkach wynosi³ od 42% do 52%. Udzia³ ska³ krystalicznych by³ znacz¹cy, choæ nieznacznie mniejszy, od 30% do 48%. Ska³ wêglanowych by³o niewiele, bo od 7% do 10%. Jeszcze mniejsze wartoœci odnotowano w przypadku ska³ osadowych. Piaskowce paleozoiczne sta-nowi³y œrednio 3%. Stosunek K/W, O/K i A/B w glinach podano na rys. 7 i w tabeli 1.
W ostatniej analizowanej próbce nie odnotowano obecnoœci wapieni ba³tyc-kich (tab. 1).
Wysokie wartoœci wskaŸnika K/W spowodowane s¹ du¿ym udzia³em ¿wi-rów kwarcowych w sk³adzie petrogra-ficznym. Z wczeœniejszych badañ CZER
-WONKI (1998); CZERWONKI, KRZYSZKOW
-SKIEGO(1992, 1994); BADURY, PRZYBYLSKIEGO
(2000) wiadomo, ¿e osady neogeñskie i czwartorzêdowe wystêpuj¹ce na Przed-górzu Sudeckim charakteryzuj¹ siê spe-cyficznym sk³adem petrograficznym. Specyfika ta zaznacza siê wyraŸnie w osadach plejstoceñskich przez udzia³ ¿wirów ska³ sudeckich (BADURA, PRZYBYL -SKI2000). S¹ one podobne makroskopowo
do ska³ skandynawskich oraz ska³ pochodz¹cych z dna Morza Ba³tyckiego i Ni¿u Polskiego. ¯wiry kwarcowe s¹ osadami rzek mioceñskich. Zalegaj¹ w obrêbie osadów mu³- kowo-ilastych serii poznañskiej i wystêpuj¹ powszech-nie na obszarze przedsudeckim w du-¿ych iloœciach. Powszechne s¹ równie¿ na Ziemi Lubskiej (WysoczyŸnie Lub-skiej). Wed³ug BADURYi PRZYBYLSKIEGO(2000)
udzia³ ska³ sudeckich w glinach lodow-cowych na Przedgórzu Sudeckim, we frakcji 5–10 mm mo¿e przekraczaæ 75%. W badanym stanowisku, z uwagi na jego lokalizacjê wzglêdem Przedgórza Sudeckiego, jest ich mniej, bo oko³o 50%. Obecnie brak jest prostej i taniej metody umo¿liwiaj¹cej odró¿nianie kwarcu skandynawskiego od sudeckiego.
Dlate-Analiza litofacjalna osadów buduj¹cych wzniesienie morenowe... 143
0,00 1,00 2,00 3,00 4,00 5,00 O/K K/W A/B LB 2/2 LB 2/3 LB 3/7
Rys. 7. WskaŸniki petrograficzne glin lodowco-wych w stanowisku Lubsko
Fig. 7. Petrographical indicators of glacial tills in Lubsko outcrop
T a b e l a 1. Wartoœci wskaŸników petrograficz-nych glin lodowcowych w stanowisku Lubsko T a b l e 1. Value of petrographical indicators of
glacial tills in Lubsko outcrop
Próbki O/K K/W A/B
LB 2/2 0,32 3,91 0,16
LB 2/3 0,42 4,39 0,16
go w analizie nie dokonano wydzieleñ, a kwarc stanowi³ w próbce odrêbn¹, jedn¹ grupê. Niemniej autorzy s¹ œwia-domi niedoskona³oœci takiego wydzie-lenia. Wyodrêbniono natomiast sk³ad-niki wskazuj¹ce na pó³nocne pochodze-nie materia³u. S¹ to czerwone gnejsy, ma³o zwietrza³e i krzemienie, które licz-nie wystêpuj¹ licz-nie tylko w glinach, lecz tak¿e w piaskach i ¿wirach facji fluwio-glacjalnej. Osady sudeckie rozpoznano przede wszystkim po bardzo znacznym stopniu zwietrzenia, oraz wydzielono w nich tzw. kwarc rumburski.
Uzyskane wyniki, graficzny rozk³ad wskaŸników petrograficznych (rys. 7) wykazuj¹ podobieñstwo do zaprezento-wanych przez BADURÊ i PRZYBYLSKIEGO
(2000) glin zlodowaceñ po³udniowo-polskich w Kotlinie Raciborskiej (Goœ-ciêcin) i na Nizinie Œl¹skiej (Lipki). Gli-ny stanowiska Lubsko odpowiadaj¹ równie¿ glinom typu Pietrzykowice czy Groñsk (CZERWONKA 2004). S¹ to gliny
lodowcowe zlodowacenia po³udniowo-polskiego (CZERWONKA 1998). Glina typu
Pietrzykowice, czy jej odmiana glina ty-pu Groñsk, zosta³y udokumentowane od okolic Szczecina do podnó¿a Sudetów
(CZERWONKA 1998; CZERWONKA, KRZYSZ
-KOWSKI1992, 1994). Jest ona datowana na
starszy stadia³ zlodowacenia po³udnio-wopolskiego Elster I (CZERWONKA 1998).
Nasuniêcie l¹dolodu, jego zachodniego lobu, nastêpowa³o z pó³nocnego zachodu, wzd³u¿ doliny Odry (CZERWONKA 1998;
CZERWONKA, KRZYSZKOWSKI 1992). Wed³ug
CZERWONKI i KRZYSZKOWSKIEGO (1994)
w prowincji wielkopolskiej glinie z Pie-trzykowa odpowiada glina z Groñska. Gliny te, jak podaje CZERWONKA (2004)
zalegaj¹ bezpoœrednio na osadach pod-³o¿a neogeñskiego, takich jak seria po-znañska lub na utworach preglacjal-nych, znanych jako seria Gozdnicy lub formacja ziembicka (CZERWONKA, KRZYSZ
-KOWSKI 2002). St¹d zapewne tak du¿a
iloœæ okruchów ska³ sudeckich w glinach badanego stanowiska w Lubsku.
ZABURZENIA GLACITEKTONICZNE
W badanym stanowisku Lubsko wszyst-kie osady s¹ zdeformowane glacitekto-nicznie. Mo¿na wystêpuj¹ce tu defor-macje podzieliæ na dwie grupy, tak jak to wczeœniej zaproponowa³ ROTNICKI
(1972). Zaobserwowano struktury ³us-kowe wyznaczone powierzchniami œliz-gowymi, które przecinaj¹ osady, a¿ do powierzchni obecnego ods³oniêcia (rys. 5). S¹ to deformacje pierwszego rzêdu wed³ug klasyfikacji ROTNICKIEGO (1972),
których struktura jest nadrzêdna w sto-sunku do struktury pozosta³ych za-burzeñ. Bieg powierzchni œlizgowych zorientowany jest z po³udnio-zachodu na pó³noco-wschód. Zapada ona ku pó³noco-zachodowi. Oprócz powierz-chni œlizgowych struktur ³uskowych za-obserwowano struktury wtórnego kon-taktu ³usek i struktury odprê¿eniowe w postaci uskoków normalnych. Bieg uskoków normalnych zorientowany jest prostopadle do struktur ³uskowych, z pó³noco-zachodu na po³udnio-wschód, a zapada ku po³udnio-wschodowi. W serii przypowierzchniowej struktury te maj¹ trochê inn¹ orientacjê. Biegn¹ z po³udnio-zachodu na pó³noco-wschód i zapadaj¹ ku pó³noco-wschodowi. Wskazuje to, ¿e si³a zaburzaj¹ca dzia³a³a z pó³noco-zachodu. Oprócz wy¿ej wy-mienionych, w badanym stanowisku wystêpuj¹ równie¿ pêkniêcia naprê¿e-niowe i koncentryczne powierzchnie œciêcia. G³ówn¹ przyczyn¹ zaburzeñ gla-citektonicznych mo¿e byæ obecnoœæ przeszkody terenowej, œcinanie pod³o¿a, przymarzanie kier pod³o¿a do stopy l¹dolodu, czy te¿ wyciskanie plastycz-nego pod³o¿a.
Wiek œcinania, a wiêc i spiêtrzania na Ziemi Lubuskiej, w tym i Lubskiej nie jest jednoznacznie okreœlony. BARTKOWSKI
(1961) pocz¹tkowo wysun¹³ pogl¹d, ¿e zaburzenia powsta³y podczas zlodowa-cenia ba³tyckiego. KRYGOWSKI (1962)
su-geruje, i¿ mechaniczne ³¹czenie struktur glacitektonicznych wystêpuj¹cych na ob-szarze zlodowacenia ba³tyckiego z l¹do-lodem ba³tyckim jest raczej b³êdne. Do-wodem na to jest twierdzenie, i¿ l¹dolód ba³tycki by³ zbyt cienki i s³aby by móg³ spowodowaæ takich rozmiarów zaburze-nia, jakie spotyka siê w morenach czo-³owych na Ziemi Lubuskiej. W 1965
ro-ku BARTKOWSKIzmienia zdanie i pisze, ¿e
elementy morfologiczno-strukturalne od-zwierciedlaj¹ przede wszystkim defor-macjê pod³o¿a podczwartorzêdowego, wywo³an¹ nasuniêciem siê pierwszego „krakowskiego” l¹dolodu oraz póŸniej-szym „odnawianiem” siê pierwszych struktur glacitektonicznych.
Natomiast URBAÑSKI(2002) uwa¿a, ¿e
g³ówne strefy glacitektoniczne formowa-ne by³y jeszcze w czasie transgresji zlo-dowacenia Odry. Prawdopodobnie by³ to etap modyfikacji stref zaburzeñ po-wsta³ych w czasie zlodowacenia po³ud-niowopolskiego. Swoje obserwacje opar³ nie na badaniach deformacji jakie spo-tyka siê w morenach, a na analizie lito-petrograficznej glin zwa³owych oraz da-nych stratygraficzda-nych.
WNIOSKI
Prezentowany artyku³ potwierdza bada-nia przeprowadzone przez BARTKOW
-SKIEGO (1961), i¿ wzniesienie morenowe
wystêpuj¹ce na zachód od Lubska to morena czo³owa spiêtrzona, a podsta-wowym czynnikiem sprawczym wywo-³uj¹cym procesy glacitektoniczne by³a litologia pod³o¿a, na któr¹ sk³ada³y siê podatne na plastyczne odkszta³cenia utwory trzeciorzêdu, przede wszystkim pstre i³y poznañskie.
Osady czwartorzêdowe reprezento-wane s¹ przez trzy typy litofacji:
pia-sków, ¿wirów i mu³ków; diamiktonu ilasto-piaszczystego, smugowanego; dia-miktonu ilasto-pylastego. Natomiast naj-starszymi rozpoznanymi osadami s¹ i³y i mu³ki górnomioceñskie, i plioceñskie. By³y one deponowane w ró¿nych wa-runkach i œrodowiskach.
Pocz¹tkowo funkcjonowa³ zbiornik z ograniczonym przep³ywem oraz du¿¹ dostaw¹ zawiesiny. Nastêpnie dosz³o do zmiany warunków sedymentacyjnych i na badanym obszarze funkcjonowa³o œrodowisko o charakterze od wysoko-energetycznego, g³êbokiego koryta pro-ksymalnego do zbiornika z ograniczo-nym przep³ywem. Wraz ze zmian¹ warunków termicznych oraz hydrody-namicznych funkcjonowa³o œrodowisko glacimarginalne. Zamar³y ju¿ sandr przykryty zosta³ glin¹ sp³ywow¹, a sam proces jej depozycji odbywa³ siê przy du¿ej zawartoœci wody. Wytr¹cenia ¿e-laziste, a przede wszystkim mangano-we, okalaj¹ce zaobserwowane struktury w diamiktonie ilasto-piaszczystym infor-muj¹, i¿ osady deponowane by³y przy udziale ch³odnych wód, najprawdopo-dobniej po wykszta³ceniu osadów i struk-tury. Œwie¿oœæ struktur wystêpuj¹cych w glinie sp³ywowej zwi¹zane jest z na-g³ym unieruchomieniem (tzw. zamro-¿eniem) sp³ywu. Na zgromadzone wczeœniej osady wkroczy³ l¹dolód, po-zostawiaj¹c po sobie glinê lodowcow¹ z od³o¿enia (lodgement till). Kontakt gli-ny z materia³em podœcielaj¹cym jest gra-dacyjny. Wiek gliny jest trudny do usta-lenia. W omawianym poziomie gliny za-obserwowano du¿y udzia³ ¿wiru kwar-cowego (o mlecznej barwie), co nale¿y wi¹zaæ z inkorporacj¹ przez l¹dolód ma-teria³u pochodz¹cego z Sudetów. Wiek serii bia³ych ¿wirów DYJOR(1966) okreœla
na górny pliocen (preglacja³). Preglacjal-ny charakter ¿wirów potwierdza rów-nie¿ BARTKOWSKI (1967). Wartoœci
wskaŸ-ników petrograficznych dla
wanej gliny s¹ podobne dla uzyskanych przez CZERWONKÊ (1998) oraz CZERWONKÊ
i KRZYSZKOWSKIEGO (1994) w glinach
lodowcowych zlodowacenia po³udnio-wopolskiego. Wystêpuj¹ce zaburzenia
glacitektoniczne wskazuj¹, ¿e l¹dolód nasun¹³ siê z pó³noco-zachodu. Wiek za-burzeñ nie by³ przedmiotem szczegó³o-wych badañ i jest trudny do okreœlenia. Bazuj¹c na analizie litopetrograficznej glin lodowcowych oraz danych straty-graficznych URBAÑSKI (2002) uwa¿a, ¿e
owe zaburzenia na Ziemi Lubuskiej po-wsta³y podczas zlodowacenia Odry.
LITERATURA
BADURAJ., PRZYBYLSKI B., 2000: Specyfika
petro-graficzna osadów rzecznych i glacjalnych Przedgórza Sudeckiego, Prz. Geol., 48, 4, s. 313–319.
BADURAJ., PRZYBYLSKIB., 2002: Wielofazowy roz-wój zaburzeñ glacitektonicznych na Dol-nym Œl¹sku, Zeszyty Nauk., 129, Uniw. Zie-lonogórski, 2, s. 15–26.
BARTKOWSKI T., 1961: O granicy zlodowacenia
ba³tyckiego w okolicy Lubska (pó³nocna krawêdŸ Wysoczyzny ¯arskiej), Pozn. Tow. Przyj. Nauk, Sprawozdania 63, 1, s. 102–107. BARTKOWSKI T., 1963: O formach rozciêcia
ginalnego i niektórych formach strefy mar-ginalnej na Nizinie Wielkopolskiej, Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., 11, s. 7–45. BARTKOWSKI T., 1965: O wieku zaburzeñ
glaci-tektonicznych na obszarze œrodkowej czêœci dorzecza Odry, Spraw. Poznan. Tow. Przyj. Nauk, za kwarta³ I i II 1965, 73, s. 128–139. BARTKOWSKI T., 1967: O formach strefy
margi-nalnej na Nizinie Wielkopolskiej, Prace Kom. Geogr.-Geol., PTPN, 7, 1, s. 1–260. BOULTONG. S., 1980: Genesis and classification of
glacial sediments. [W:] STANKOWSKI[ed.] Tills
and glacigene deposits, Geografia 20, Wyd. Nauk. UAM, Poznañ, s. 15–17.
CIUKE., 1955: O zjawiskach glacitektonicznych
w utworach plejstoceñskich i trzeciorzêdo-wych na obszarze zachodniej i pó³nocnej Polski, Biul. Inst. Geol., 70, Wyd. Geol., s. 107–131.
CIUKE., 1967: Litostratygrafia trzeciorzêdu w
re-jonie Leszna, Kwart. Geol., 11, 4.
CIUKE., 1970: Schematy litostratygraficzne
trze-ciorzêdu Ni¿u Polskiego, Kwart. Geol., 14, 1, s. 754–765.
CIUK E., 1974: Wybrane zagadnienia zaburzeñ
neotektonicznych w Polsce, Badania geolo-giczno-in¿ynierskie dla potrzeb budowni-ctwa na obszarach zaburzonych glacitekto-nicznie Ziemi Lubuskiej, Sympozjum Nau-kowe, Wy¿sza Szko³a In¿ynierska, Zielona Góra, s. 9–24.
CZERWONKA J.A., 1998: Litostratygrafia glin lo-dowcowych: uwagi metodyczne, Biul. PIG, 385, s. 113–126.
CZERWONKAJ.A., 2004: Œl¹ska i wielkopolska
pro-wincja litostratygraficzna glin zwa³owych, Przegl. Geol., 52, 5, s. 421–429.
CZERWONKAJ.A., KRZYSZKOWSKID., 1992:
Pleisto-cene stratigraphy of the Central Part of Silesian Lowland, Southwestern Poland, Biull. Pol. Ac. Sc. Earth Sc., 40, s. 203–233. CZERWONKA J.A., KRZYSZKOWSKI D., 1994:
Pleisto-cene stratigraphy and till petrography of the Central Great Poland Lowland, western Pol-and, Folia Quater., 65, s. 7–71.
CZERWONKAJ.A., KRZYSZKOWSKID., 2002: Preglacial
(Pliocen to Early Middle Pleistocene) de-posits in south wester Poland: litostratigra-phy and reconstruction of drainage pattern, Wyd. Wind, s. 146–195.
DREIMANIS A., 1980: Terminology and
develop-ment of genetic classifications of materials transported and deposited by glaciers. [W:] STANKOWSKI(red.) Tills and glacigene deposits,
UAM, Poznañ, Seria Geografia, 20, s. 1–10. DYJOR S., 1966: M³odotrzeciorzêdowa sieæ
rze-czna zachodniej czêœci Dolnego Œl¹ska. Z geologii Ziem Zachodnich, PWN, Wro-c³aw, s. 287–318.
DYJOR S., 1970: Seria poznañska w Polsce za-chodniej, Kwart. Geol., 14, 4, s. 819–835. DYJOR S., CHLEBOWSKI Z., 1973: Budowa
geolo-giczna polskiej czêœci ³uku Mu¿akowa, Acta Univ. Wratislaviensis, 126, Prace Geologicz-no-Mineralogiczne 3, s. 3–41.
DYJOR S., 1974: Zaburzenia glacitektoniczne na
obszarze Ziemi Lubuskiej, Badania geolo-giczno-in¿ynierskie dla potrzeb budowni-ctwa na obszarach zaburzonych glacitekto-nicznie Ziemi Lubuskiej, Sympozjum Nau-kowe, Wy¿sza Szko³a In¿ynierska, Zielona Góra, s. 71–90.
FRANKIEWICZ J.K., 1982: Utowry mioceñskie
miê-dzy Lubinem a Bytomiem Odrzañskim (bez warstw poznañskich), Geol. Sudetica, 17 (1–2), s. 7–56.
GRADZIÑSKIR., KOSTECKAA., RADOMSKIA., UNRUGR.,
1976: Sedymentologia, Wyd. Geol., Warsza-wa, s. 614.
Instrukcja opracowania i wydania Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1 : 50 000, 1996, PIG.
KACZMAREKL., 1992: Paleoœrodowiskowe impli-kacje wybranych sublitofacji osadów vistu-lianu okolic Œmigla, Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., Ser. A, Geogr. Fiz. 44, s. 57–92. KARCZEWSKIA., 1963: Morfologia, struktura i
teks-tura moreny dennej na obszarze Polski Za-chodniej, PTPN, Pr. Kom. Geogr.-Geolog., 4, 2, s. 111.
KASPRZAK L., KOZARSKI S., 1984: Analiza facjalna
osadów strefy marginalnej fazy poznañskiej ostatniego zlodowacenia w œrodkowej Wiel-kopolsce, Wyd. Nauk. UAM, Seria Geogra-fia, 29, s. 50.
KOPCZYÑSKA-LAMPARSKAK., 1974: Geneza i
straty-grafia glin zwa³owych klifu okolic Rewala, Wyd. Nauk. UAM, Poznañ, Seria Geografia, 10, s. 167–176.
KOZARSKI S., KASPRZAK L., 1992: Glacidynamo-metamorfoza osadów nieskonsolidowanych w makro i mezoglacitektonitach Niziny Wielkopolskiej, Przegl. Geogr. 64, 1–2, s. 95– –119.
KRAIÑSKI A., 2002: Wiek zaburzeñ
glacitekto-nicznych w Wale Zielonogórskim w œwietle badañ TL, Zeszyty Naukowe, 129, Uniwer-sytet Zielonogórski, s. 103–110.
KRYGOWSKIB., 1950: Kilka spostrze¿eñ nad
war-stwowaniem i spêkaniem glin morenowych na Ziemiach Zachodnich, PTPN, Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., Wydz. Mat.-Przyr., Kom. Fizjograf., 2, 1, s. 25–34.
KRYGOWSKIB., 1956: Z badañ granulometrycznych nad utworami plejstoceñskimi w Polsce Za-chodniej., Biul. Inst. Geol. 100, s. 503–608. KRYGOWSKIB., 1962: Uwagi o niektórych typach
zaburzeñ glacitektonicznych ni¿owej czêœci Polski Zachodniej, Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., 9, s. 61–85.
KRYGOWSKI B., 1964: Graniformametria
mecha-niczna. Teoria i zastosowanie, PTPN, Prace Kom. Geogr.-Geol. 2, 4, s. 112.
KRYGOWSKIB., 1973: Z wa¿niejszych badawczych
zagadnieñ geologiczno-geomorfologicznych Ziemi Lubuskiej, Z problematyki badañ geo-logiczno-geomorfologicznych województwa
zielonogórskiego, Lubuskie Tow. Naukowe, XIII, Wydz. Nauk Przyr., Z. 1 Komisji Geo-graficzno-Geologicznej, s. 5–25.
LIEDTKEH., 1981: Die nordischen Vereisungen in
Mitteleuropa, 2 erweiterte Auflage. Forschn. Dt. Landeskunde, 2004.
LISZKOWSKI J., 1996: Cechy diagnostyczne oraz typowe sekwencje subfacji glin moreno-wych vistulianu œrodkowej Wielkopolski, Geologos 1, UAM, s. 159–174.
MARCINEK J., 1961: Über die Entwicklung des
Baruther Urstromtales zwischen Neisse und Fiener Bruch, Wissenschaftliche Zeitschrift der Humboldt-Universität, Naturwissen-schaftliche Reihe, Jhrg. X, Berliner Geogra-phische Arbeitan (Beitrag 32). Berlin, s. 13–46. NALEWAJKO J., 1982: Zró¿nicowanie litofacjalne
warciañskich glin morenowych w rejonie ³ódzkim, Acta Geogr. Lodz., 44.
NOWACZYK B., 1996: Wydmy i eoliczne piaski
pokrywowe okolic Guzowa i Jasienic. [W:] PóŸnowistuliañskie i holoceñskie zjawiska eoliczne. Warsztaty terenowe, Boszkowo– –Rogi, 9–12 wrzeœnia 1996, s. 53–65. OLSZEWSKI A., 1974a: Jednostki litofacjalne glin
subglacjalnych nad doln¹ Wis³¹ w œwietle analizy ich makrostruktur i makrotekstur, Studia Soc., Toruñ, sec. C, 8, 2, s. 148. OLSZEWSKIA., 1974b: Typy, grupy i rodzaje
histo-gramów (monomodalnych) obróbki jako kryterium pomocnicze w wydzielaniu kom-pleksów litofacjalnych glin morenowych, Seria Geografia 10, Wyd. Nauk. UAM, Po-znañ.
PIOTROWSKIJ., PIOTROWSKA K., 2004: S³ownik jed-nostek litostratygraficznych Polski, t. 4: Jed-nostki nieformalne mezozoiku i kenozoiku, Mardal T. (red.), Centralna Baza Danych Geologicznych PIG, wersja podstawowa. PIWOCKIM., 1967: Litostratygrafia utworów
trze-ciorzêdowych w rejonie Chobieni, Kwart. Geol., 11, 4, s. 923–925.
RATAJCZAK M., 1998: Paleohydrologiczna
inter-pretacja warunków depozycji osadów gla-cjalnych w krawêdzi sedymentacyjnej strefy marginalnej fazy poznañskiej ostatniego zlo-dowacenia ko³o Gaju Wielkiego. [W:] A. K O-STRZEWSKI(red.), RzeŸba i osady czwartorzê-dowe obszarów wspó³czesnego i plejstoceñ-skiego zlodowacenia pó³kuli pó³nocnej, Wyd. Nauk. UAM, Seria Geografia 58, Po-znañ, s. 197–214.
ROTNICKI K., 1972: Struktura glacitektonicznego
uskoku o poœlizgu poziomym w Jarzêbni-Analiza litofacjalna osadów buduj¹cych wzniesienie morenowe... 147
kach ko³o Kalisza, Spraw. PTPN, Wydz. Mat.-Przyr., Prace Kom. Geogr.-Geol., 13, 1, s. 192–209.
RUSZCZYÑSKA-SZENAJCH H., 1998: Struktura glin lodowcowych jako istotny wskaŸnik ich ge-nezy. [W:] MYCIELSKA-DOWGIA££O[ed.],
Struk-tury sedymentacyjne i postsedymantacyjne w osadach czwartorzêdowych i ich wartoœæ interpretacyjna, Wydz. Geogr. i St. Regional. UW, Warszawa, s. 13–40.
RZECHOWSKIJ., 1969: Genetyczna klasyfikacja
osa-dów morenowych, Kwart. Geol., 13, 2, 33–41. RZECHOWSKIJ., 1974: O litotypach glin zwa³owych
dolnego i œrodkowego plejstocenu na Ni¿u Polskim. Zbiór artyku³ów Grupy Roboczej do Spraw Glin Morenowych Komisji Gene-zy i Litologii Osadów Czwartorzêdowych (INQUA)., Wyd. Nauk. UAM, Seria Geo-grafia 10, Poznañ, s. 87–99.
STANKOWSKa A., STANKOWSKI W., 1984: Definicja
i genetyczna klasyfikacja glin morenowych, Przegl. Geol., 1, XXXII, s. 16–19.
TERPI£OWSKIS., 2001: Strefa marginalna l¹dolodu
warciañskiego na WysoczyŸnie Siedleckiej w œwietle analiz litofacjalnych, UMCS, Lublin, s. 98.
TERPI£OWSKI S., 2003: Nowa propozycja zapisu
genezy osadów glacimarginalnych. [W:] M. HARASIMIUK, S. TERPI£OWSKI(red.), Analizy
sedymentologiczne osadów glacigenicz-nych. Kom. Bad. Czwartorzêdu PAN, UMCS, Lublin, s. 81–93.
TIETZEO., 1911: Die Endmornen zwischen Oder
und Neie und der Os von Kalke, Jahrbuch der Kniglich Preufsischen Geologischen Landesanstalt zu Berlin fr das Jahr 1911, 32, 11, 1, s. 160–181.
URBAÑSKI K., 2002: Deformacje glacitektoniczne na Ziemi Lubuskiej, Zeszyty Nauk., 129, Uniwersytet Zielonogórski, s. 158–173. WRÓBELI., ZDUNEKT., 1973: Pliocen
po³udniowo--zachodniej czêœci województwa zielonogór-skiego, Z problematyki badañ geologiczno--geomorfologicznych województwa zielono-górskiego, Lubuskie Tow. Naukowe., XIII, Wydz. Nauk Przyr., Z. 1 Komisji Geogra-ficzno-Geologicznej, s. 55–64.
ZIELIÑSKI T., 1992: Moreny czo³owe Polski
pó³-nocno-wschodniej – osady i warunki sedy-mentacji, Prace Nauk. Uniw. Œl¹sk., Kato-wice, 1325, s. 95.
ZIELIÑSKIT., 2003: Czy mo¿liwa jest identyfikacja
œrodowiska glacimarginalnego na podsta-wie kryterium litologicznego? [W:] M. HA
-RASIMIUK, S. TERPI£OWSKI(red.), Analizy
sedy-mentologiczne osadów glacigenicznych. Kom. Bad. Czwartorzêdu Pol. Akad., UMCS, Lublin, s. 95–104.
Recenzent: prof. dr hab. Boles³aw Nowaczyk Magdalena Ratajczak, Cezary Tomczyk Zak³ad Geomorfologii Instytut Paleogeografii i Geoekologii Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu
LITHOFACIAL ANALYSIS OF MORAINIC HILL DEPOSITS TO THE WEST OF LUBSKO S u m m a r y
Forms connected to an ice sheet action on the Lubsko area were the subject of interest of many not only Polish but aslo German scien-tists. This research was not done according to commonly and presently used lithofacjal ana-lysis of ZIELIÑSKI (1992, 2003) and TERPI£OWSKI
(2003). Thanks to this method facies of glacial tills and outwash deposits, the history of glacial tills deposition and ice sheet dynamic can be reconstructed. Analysis of deposits in details give the opportunity to reconstruction of
glacii-marginal conditions. The aim of this article is a lithofacial analysis of deposits that build the morainic hill, threated by BARTKOWSKI (1961) as
the end push morainic hill.
The analysis of structural ond tecstural cha-racteristics of glacial till has been particulary emphasized. These characteristics are important part of stratigraphic information and they are good sedimentological data about dynamic and movement direction of ice masses.
Fot. 1. Piaski, ¿wiry i mu³ki serii fluwioglacjalnej (stanowisko 1, rys. 4) Photo. 1. Sands, gravel and muds of outwash deposits (outcrop 1, Fig. 4)
Fot. 2. Diamikton ilasto-piaszczysty, smugowany (Ds) w stropie ods³oniêcia
(stanowisko 1, rys. 4)
Photo. 2. Sandy-clayey diamikton, layered (Ds) in the top of outcrop
Fot. 4. Zaburzenia glacitektoniczne w glinach lodowcowych w stanowisku Lubsko (stanowisko 2, rys. 4)
(glina morenowa), 4 – plejstocen nierozdzielony (piaski i ¿wiry), 5 – p³askie podmok³e dna (³¹ki, torfowiska), 6 – jeziora i najwa¿niejsze rzeki, 7 – wydmy, 8 – sto¿ki nap³ywowe, 9 – krawêdzie, 10 – pagórki kemowe,
11 – pagórki ozowe; strza³k¹ oznaczono obszar badañ
Fig. 2. Marginal zone of Leszno stage in Lubsko vicinity (BARTKOWSKI1963)
1 – Pliocene (Poznañ clay), 2 – glacitectonicaly deformated deposits (Miocene and older Pliocene), 3 – older Pliocene (morainic till), 4 – Pliocene, not separated (sands and gravels), 5 – flat wet bottoms rivers, 7 – dunes, 8 – alluvial fans, 9 – edges, 10. kames, 11 – eskers; the arrow shows the research
