Zagłębienia po górach lodowych jako wskaźnik klimatostratygraficzny rozwoju teras morskich południowego Spitsbergenu*

Transkrypt

1 Leszek Lindner, Leszek Marks Instytut Geologii Podstawowej Uniwersytet Warszawski Wyprawy Geograficzne UMCS w Lublinie na Spitsbergen Sesja Polarna 1989 Zagłębienia po górach lodowych jako wskaźnik klimatostratygraficzny rozwoju teras morskich południowego Spitsbergenu* Depressions from icebergs as a climatostratigraphic indicator of development of marine terraces in Southern Spitsbergen. WSTĘP Wykonane przez autorów badania terenowe oraz mapy fotogeologiczne rejonu Hornsundu w południowym Spitsbergenie (Ostaficzuk et al. 1980, 1982, 1986; Szczęsny et al. 1985, 1987) dostarczyły interesujących danych odnośnie rozprzestrzenienia i ukształtowania powierzchni wyniesionych teras morskich tego obszaru. Prace te pozwalają na wyróżnienie tu niewątpliwych teras morskich o wysokości 56-75, 42-56, 30-38, 25-30, 20-24, 15-18, 8-12, 3-8 i 2 m npm (Lindner et al. 1982,1984,1986,1988). Terasy te oddzielone są od siebie krawędziami a falistość ich powierzchni wynika z występowania w ich obrębie szeregu mniej lub bardziej równoległych do siebie systemów wałów brzegowych. Ważnym elementem rzeźby teras morskich południowego Spitsbergenu jest ponadto obecność licznych obniżeń, z których część ma charakter bezodpływowy, a nawet zawiera zbiorniki wodne. Część z nich ma orientację równoległą do wymienionych wałów brzegowych i stanowi pozostałość zagłębień oddzielających poszczególne wały. Niektóre odznaczają się natomiast bardziej owalnym kształtem, większymi rozmiarami i utworzone są w strefach towarzyszących płytkiemu występowaniu litych skał przedczwartorzędowych. Ten drugi typ zagłębień stanowi pozostałość po górach lodowych, osadzonych niegdyś przez prądy morskie w strefie brzegowej a następnie otoczonych osadami morskimi (Lindner i Marks 1989). INTERPRETACJA KLIMATOSTRATYGRAFICZNA Według autorów (Lindner, Marks 1989) wymienione zagłębienia po górach lodowych są typowym elementem rzeźby teras morskich o wysokości 8-12,15-18 i m npm (rye. 1). Największe z nich i w największej ilości zachowane są w powierzchni terasy m npm. Równie liczne, ale o nieco mniejszych 179

2 rozmiarach, zachowane są w obrębie powierzchni terasy m npm. W powierzchni terasy 8-12 m npm zagłębienia te są rzadsze i odznaczają się jeszcze mniejszymi rozmiarami. Jak wykazała analiza zdjęć lotniczych i badania terenowe, wały brzegowe okalają każde z tych zagłębień i tym samym układają się mniej lub bardziej prostopadle do generalnego przebiegu linii brzegowej. Poza bezpośrednim otoczeniem tych zagłębień osie wałów brzegowych są z reguły równoległe do współczesnej linii brzegowej. Prawidłowość ta dowodzi, że góry lodowe, zajmujące niegdyś miejsca obecnych zagłębień, musiały być dosyć trwałym elementem utrudniającym w miarę prostolinijny rozwój zachodniego wybrzeża południowego Spitsbergenu. Względna trwałość tych gór (być może rzędu kilkunastu a nawet kilkudziesięciu lat) mogła wynikać, z jednej strony z ich znacznych rozmiarów (do około 200 m średnicy), a z drugiej strony była warunkowana znacznie gorszymi warunkami klimatycznymi, umożliwiającymi dłuższe przebywanie tych gór w strefie wybrzeży Spitsbergenu. Zaobserwowana przez autorów znaczna koncentracja zagłębień po górach lodowych w obrębie wyniesionych teras morskich zachodniego wybrzeża Spitsbergenu (zwłaszcza zachodniego Sórkapp Landu), w porównaniu z analogicznymi terasami w głębi fiordów, może być podstawą do upatrywania pochodzenia tych gór z pokrywy lodowej Morza Barentsa. Mając na uwadze wyniki datowań radiowęglowych szczątków malakofauny, zachowanych w obrębie terasy 8-12 m npm (rye. 1), należy uznać, że jego akumulacja nastąpiła w starszym holocenie. Tym samym widoczne w jego powierzchni zagłębienia winny być dowodem gór lodowych, docierających tu w czasie końcowych faz ' zaniku pokrywy lodowej, tworzącej jeszcze około lat BP zwartą powierzchnię w północnozachodniej części Morza Barentsa (por. Matishov 1987, Vorren et al. 1987). Zagłębienia po górach lodowych zachowane w wyższych (15-18 i m npm), a tym samym starszych terasach morskich, muszą wobec powyższego dowodzić wcześniejszych faz zaniku pokrywy lodowej Morza Barentsa. Mając na uwadze najnowsze dane odnośnie wieku, zasięgu i zaniku tej pokrywy w czasie ostatniego zlodowacenia (por. Matishov 1987, Forsberg 1987, Vorren et al. 1987) należy sądzić, że góry lodowe docierające do południowozachodniego Spitsbergenu w okresie akumulacji terasy morskiej m npm mogą być dowodem bardziej gwałtownego cielenia się pokrywy lodowej Morza Barentsa w czasie Alleródu (?). Analogiczne góry docierające tu w czasie akumulacji terasy morskiej m npm mogą być dowodem początkowych faz zaniku vistuliańskiej pokrywy lodowej Morza Barentsa, który został zapoczątkowany już około lat BP i osiągnął maksimum w Bóllingu (?). Wszystkim trzem wyżej wymienionym okresom pojawiania się znacznych ilości gór lodowych musiały towarzyszyć trzy równoczesne momenty podniesienia poziomu wód oceanu światowego. W przypadku Spitsbergenu powo180

3 dowało to zapewne każdorazowo, w pierwszej fazie skokowe zwiększenie tempa cielenia lodowców wskutek większej powierzchni kontaktowej lodu i wody morskiej (por. Marsz 1983). Tym samym niektóre partie tutejszych lodowców mogły przybierać charakter lodowców szelfowych i sprzyjać formowaniu lokalnych, mniejszych gór lodowych. Późniejsze, środkowo i młodoholoceńskie ocieplenia doprowadziły już do całkowitego zaniku pokrywy lodowej Morzą, Barentsa, a glaciizostatyczne wypiętrzenie Spitsbergenu doprowadziło do zmniejszenia możliwości cielenia się lodowców i ograniczenia lokalnego źródła gór lodowych, czego dowodem jest brak śladów ich występowania w obrębie najniższych (3-8 i 2 m npm) teras morskich zachodniego wybrzeża Spitsbergenu. Zagłębienia po ówczesnych, lokalnych górach lodowych występują natomiast sporadycznie w najniższych terasach morskich jedynie w głębi niektórych fiordów południowego Spitsbergenu (Hornsund, van Keulen), gdzie są pozostałością lodowców cielących się tam do dziś. Tworzone tam góry lodowe mają jednak niewielkie rozmiary (do kilkunastu, rzadziej kilkudziesięciu metrów średnicy) a docierając do zachodnich wybrzeży Spitsbergenu tworzą już z reguły jedynie pak lodowy. UWAGI KOŃCOWE Z wyżej przytoczonych danych oraz próby ich interpretacji wynika, że zagłębienia po górach lodowych, zachowane w powierzchni wyniesionych teras morskich Spitsbergenu, mogą być, w przypadku braku datowań bezwzględnych, jednym z kryteriów określenia pozycji klimatostratygraficznej teras oraz ich korelacji wiekowej. Można sądzić, że akumulacja trzech wyższych teras morskich (20-24, 15-18, 8-12 m npm) wiązała się w rejonie Hornsundu z trzema fazami ociepleń klimatycznych na przełomie plejstocenu i holocenu. Powyższa interpretacja posiada ponadto uzasadnienie w przebiegu zaniku pokrywy lodowej Morza Barentsa (por. Matishov 1987; Vorren et al. 1987; Elverhoi i Solhein 1987) oraz zaniku północnozachodniej części lądolodu skandynawskiego (Vorren et al. 1988). O większym niż obecnie zasięgu mórz wokół południowego Spitsbergenu na przełomie plejstocenu i holocenu świadczy także fakt występowania na dnie jeziora Linneusza (Linnevatnet 12 m npm), pod holoceńskimi osadami jeziornymi, późnoplejstoceńskich osadów morskich datowanych metodą radiowęgla na ± 150 BP i ± 140 BP (Svendsen et al. 1987). LITERATURA Birkenmąjer K Olsson I. U., 1970 Radiocarbon dating of raised marine terraces at Hornsund, Spitsbergen, and the problem of land uplift. Norsk Polarinst. Arb., 1969, Oslo. Chmal H Pleistocene sea level changes and glacial history of the Hornsund area, Svalbard. Polar Res., 5 n.s. (3), Oslo. 181

4 Elverhoi A., Solheim A., 1987 Late Weichselian glaciation of the northern Barents Sea a discussion. Polar Res., 5 n.s. (3), Oslo. Forberg C. F., 1987 The Late Weichselian Holocene transition in the Barents Sea: sedimentological and early diagenetic studies. Polar Res., 5 n.s. (3), Oslo. Iindner L, Marks L, 1989 Impact of icebergs on development of relief of marine beaches in Spitsbergen. Quaestiones Geographiceae, Special Issue 2, Poznań. Lindner L, Marks L, Ostaficzuk S., 1982 Evolution of the marginal zone and the forefield of the Torell, Nann and Tone glaciers in Spitsbergen. Acta Geol. Polon., 32 (3-4), Warszawa. Lindner L, Marks L, Ostaficzuk S., 1984 Photogeological analysis of the forefield of the Bunge Glacier (Sórkapp Land, Spitsbergen). Quatern, Stud, in Poland, 5, Warszawa-Poznań. Lindner L, Marks L, Ostaficzuk S., Quaternary landforms and sediments and morphogenetic evolution of the Slaklidalen region (Sórkapp Land, Spitsbergen). Studia Geol. Polon., 89, Warszawa. Lindner h, Marks L, Szczęsny R., 1989 Quaternary landforms and sediments and morphogenetic evolution of the Hilmarfjellet Region (Sórkapp Land, Spitsbergen). Żesz. Nauk. U.J., Pr. Geogr., (w druku), Kraków. Marsz A., 1983 The ablation of glaciers flowing down to the sea, the formation of the ice cliff and ice front and the ensuing implications for the mass budget of the glaciers. Rozpr. UMK, Polskie Badania Polarne ", Toruń. Matishov G 1987 Problems of Quaternary geology and palaeoecology of North European seas. Polar Res., 5 n.s. (3), Oslo. Ostaficzuk S., Lindner L, Marks L, 1982 Photogeological map of the Bungebreen forefield (West Spitsbergen), scale 1 : , PPWK, Warszawa. Ostaficzuk S., Lindner L, Marks L, 1986 Photogeological map of the Slaklidalen Region (Sórkapp Land, Spitsbergen), scale 1 : , Wyd. Geol., Warszawa. Ostaficzuk S Marks L, Lindner L, 1980 Mapa fotogeologiczna przedpola lodowców Nann i Torella (Spitsbergen Zachodni) w skali 1 : , PPWK, Warszawa. Svendsen J. I., Landvik J. Y Mangerud J., Miller G. H., 1987 Postglacial marine and lacustrine sediments in Lake Linnevatnet, Svalbard. Polar Res., 5 n.s., (3), Oslo. Szczęsny R Lindner L, Marks L, 1987 Photogeological map of the Hilmarfjellet Region (Sórkapp Land, Spitsbergen), scale 1 : , Wyd. Geol., Warszawa. Szczęsny R., Lindner L, Marks L, Pękala К., 1985 Photogeological map of the interlobal zone of Torellbfeen (West Spitsbergen), scale 1 : , Wyd. Geol., Warszawa. Vorren T. O., Hald M., Lebesbye E., Vorren K. D., 1987 Late Cenozoic stratigraphy and environment in the Barents Sea. Polar Res. 5 n.s. (3), Oslo. Vorren T. 0., Vorren K. D Aim Т., Gulliksen S U>vlie R 1988 The last deglaciation (20,000 to 11,000 BP) on Andoya, Northern Norway, Boreas 17 (1), Oslo. SUMMARY Differentiate landforms on the marine.terraces on Spitsbergen were used as a climatostratigraphic indicator of terrace development (Fig. 1). It has been shown that depressions from icebergs distinguished by L. Lindner and L. Marks (1989) on the terrace surfaces at 8-12, and m a.s.l. could be useful for determination of terrace positions and for their age correlation, especially if there are no datings of deposits. In view of 1 4 C datings of malacofauna collected from the marine terrace 8-12 m a.s.l., depressions from icebergs preserved on the terrace surface represent moment when icebergs from the last (preboreal?) stage of disapperance of the Barents Sea Ice Sheet reached Spitsbergen coasts. Similar depressions on the surface of higher marine terraces (15-18,20-24 m a.s.l.) should represent the earlier stages of disapperance of this ice sheet. They seem to be connected with the late glacial climatic warmings (Alleród?, Boiling?), also generated raising of global ocean level. * Opracowanie wykonano w ramach CPBP B7 1 JO.

5 Rye. 1. Terasy morskie południowego Spitsbergenu (A i B) na tle schematu zaniku pokrywy lodowej Morza Barentsa (C) oraz epizodów glacjalnych południowego Spitsbergenu (D). A wiek radiowęglowy niskich teras morskich (według K. Birkenmajera i I. U. Olsson 1970 oraz H. Chmala 1987); В niskie i średnie terasy morskie z zachowanymi na ich powierzchni zagłębieniami po górach lodowych (według L. Lindnera i L. Marksa 1989); С pokrywa lodowa Morza Barentsa i tworzące się z niej góry lodowe; D epizody glacjalne południowego Spitsbergenu (według L. Lindnera et al. 1987); GS? stadial Gr^nfjorden (?), RS? stadiał Revdalen (?); LIA Mała Epoka Lodowa. Fig. 1. Marine terraces in Southern Spitsbergen (A and B) at the background of scheme of disapperance of Barents Sea Ice Sheet (C) and glacial episodes in Southern Spitsbergen. A radiocarbon age of low marine terraces (according to K. Birkenmajer and I. U. Olsson 1970 and H. Chmal 1987) В low and medium marine terraces with depressions from icebergs (according to L. Lindner and L. Marks 1989); С Barents Sea Ice Sheet and formed icebergs; D glacial episodes in Southern Spitsbergen (according to L. Lindner et al. 1987) GS? Gręinfjorden Stage (?), RS? Revdalen Stage (?); LIA Little Ice Age. I 183