Rekonstrukcja zasięgu lądolodu fazy pomorskiej

Transkrypt

1 VII Zjazd Geomorfologów Polskich kraków 2005 Rekonstrukcja zasięgu lądolodu fazy pomorskiej na podstawie badań geologicznych, geomorfologicznych i sedymentologicznych w rejonie jeziora narie 1. Wprowadzenie W oparciu o badania geomorfologiczne, geologiczne, sedymentologiczne w otoczeniu rynny jeziora Narie (Zachodnie Mazury) oceniono morfogenezę rzeźby glacjalnej, fluwio- i limnoglacjalnej, ustalono jej morfochronologiczną ewolucję uwzględniającą również ogólny zakres wytopieniowo-denudacyjnych przekształceń peryglacjalnych. Pozwoliło to nie tylko na możliwie pełną ocenę procesów sedymento- i morfogenezy rzeźby związanej z vistuliańską obecnością lądolodu z okresu anaglacjalnego rozwoju (lądolodu) glacjacji obszaru i kataglacjalnego zanikania (lądolodu) deglacjacji, ale również przedstawiono terytorialny model ewolucji paleogeomorfologicznej na przestrzeni czasu od prawdopodobnego, maksymalnego zasięgu lądolodu fazy pomorskiej zlodowacenia vistuliańskiego po recesyjne moreny markowskie oraz po końcową fazę wytapiania zagrzebanych lodów lodowcowych, gruntowych i zimowych. Stwierdzono, że współczesna rzeźba wykazuje pewne powiązanie z ukształtowaniem starszego podłoża. Są to związki z topografią ukształtowaną przez wcześniejsze zlodowacenia, co wykazała szczegółowa analiza budowy geologicznej, jak również wykonana nowa mapa ukształtowania podłoża osadów czwartorzędowych. Lądolód fazy pomorskiej wkraczał na obszar o ukształtowanych już głównych cechach rzeźby, np. obszar moren morąskich, moren książnickich czy krawędź terenowa Wilnowo-Tątławki, już przed wkroczeniem lądolodu vistuliańskiego w fazie pomorskiej był obszarem znacznie wyższym w stosunku do otoczenia.

2 184 Inna znacząca formą, która już w pewnym stopniu była ukształtowana przed fazą pomorską to ciąg rynien jezior Narie, Morąg i Isąg, a być może i rynna niebrzydowska. Architektura i następstwo osadów glacjalnych, glacjofuwialnych i glacjolimnicznych wskazują na wcześniejsze założenie ciągu rynnowego. Świadczą o tym kopalne, linijne obniżenia wypełnione osadami glacjofluwialnymi i limnoglacjalnymi. Układ przestrzenny i budowa form, rozkład osadów wskazują na lobalny układ krawędzi lądolodu na tym obszarze zarówno podczas maksymalnego zasięgu fazy pomorskiej, jak i w czasie jej postojów recesyjnych np. na morenach morąskich i książnickich. Przyczyną tego mógł być układ topomorfologiczny podłoża lądolodu, co mogło generować wykształcenie struktury strumieniowej w poruszającym się lądolodzie. Usytuowanie na zapleczu badanego obszaru rozległych Wzniesień Elbląskich mogło być początkiem rozwoju strefy interlobalnej, co sugerowali wcześniej Z. Kotański (1997) i A. Makowska (1999). Podobnie mógł oddziaływać w południowej części zasięgu lądolodu fazy pomorskiej wysoko położony półwysep Kretowiny, który od dna rynny jeziora Narie wznosi się na wysokość ponad 80 m. 2. Etapy deglacjacji obszaru w otoczeniu rynny jeziora Narie Zdarzenia glacjalne i postglacjalne, które odegrały zasadniczą rolę w rozwoju tego obszaru można ująć w kilku etapach: 1. Wkraczając na obszar o ukształtowanej topografii lądolód pokonywał pewne nierówności terenu, dopasowywał się do obniżeń i w różnym czasie pokonywał wzniesienia. To spowodowało, że paleowyniosłości zostały nadbudowane, a obniżenia żłobione. Lądolód dotarł do linii Tarda Słonecznik Bożęcin Bramka jezioro Piłąg Kretowiny Gubity Kozia Góra. Było to prawdopodobnie 16,5 ka BP lub 15,2 ka BP (Kozarski 1995, Mojski 1999, Wysota 2002), a więc w czasie maksymalnego zasięgu lądolodu fazy pomorskiej zlodowacenia vistuliańskiego. Wkraczający lądolód na linii dzisiejszej rynny jeziora Narie zastał obniżenie o wyrównanym dnie, wypełnione osadami mułkowymi. Zamknięte było ono od południa wyraźnym wyniesieniem półwyspu Kretowiny, który mógł przyczynić się do podziału czaszy lodowej na dwa loby. Litologia osadów podłoża wpływała w różny sposób na stosunki termodynamiczne i hydrologiczne na kontakcie lód/podłoże. Sposób drenażu podlodowego był inny w osadach mułkowych podścielających lądolód w miejscu dzisiejszej rynny jeziora Narie od drenażu w osadach bezpośredniego otoczenia, gdzie występują osady piaszczyste, żwirowe i gliniaste (Boulton, Hindmarsh 1987; Kamb 1987, Walder, A. Fowder 1994; Piotrowski i. in. 1999; Kasprzak i in. 2003). Przyczyniło się to intensywnego żłobienia podłoża przez wody subglacjalne. Miąższe osady mułkowe wypełniające nieckę jeziora Narie były osadami, które wpływały na rozwój intensywnego drenażu podlodowego. Prawdopodobnie rozwijał się zgodnie z modelem drenażu zaproponowanym przez G.S. Boultona i R.C.A. Hindmarsha (1987). Istnienie tego typu odpływu mogło się odbywać w kilku różnych tunelach (kanałach) wykształconych w ogólnym obniżeniu Narie, co wyraża się urozmaiconą rzeźbą w dnie jeziora. Tunele w dalszym etapie połączyły się ze sobą. Jednocześnie trwała działalność erozyjna wód roztopowych w miejscu istnienia dzisiejszych rynien bożęcińskiej, bramskiej, maliniackiej i mniejszych.

3 Rekonstrukcja zasięgu lądolodu fazy pomorskiej Podczas postoju lądolodu na omawianej linii, jeszcze w czasie najprawdopodobniej maksymalnego zasięgu fazy pomorskiej następował intensywny wypływ subglacjalnych wód roztopowych (ryc. 1). Podczas tego postoju został utworzony I poziom sandrowy o wysokościach m n.p.m. (Roszkówna 1955, Wiśniewski 1971). Częściowo mogło dojść do usypywania tego poziomu na powierzchni zamierającego, a nawet martwego lodu (E. Wiśniewski, A. Karczewski 1978). Na linii Słonecznik Bożęcin Bramka postój lądolodu nie zaznaczył się utworzeniem moren czołowych, ale doszło do powstania krawędzi sedymentacyjnej kontaktu lodowego (proksymalnego stoku kontaktu lodowego ice-contact procsimal slope). Natomiast we wschodniej części obrzeżnia jeziora Narie (na południowy wschód od jeziora) doszło do utworzenia wyraźnych moren czołowych dokumentujących zasięg postoju krawędzi lądolodu o zarysie wyraźnego łuku. W osi obszaru interlobalnego, w południowo-zachodnim krańcu jeziora Narie, jak się wydaje istniał zasadniczy odpływ wód roztopowych, co przyczyniło się do powstania rozległego stożka sandrowego w okolicy Żabiego Rogu ( m n.p.m.). Odpływ wód lodowcowych odbywał się również południowo -wschodnią odnogą niecki jeziora Narie, gdzie wody kierowały się na południe do jeziora Morąg. W tym czasie znajdujące się na południe od krawędzi lądolodu jezioro Morąg było konserwowane pogrzebanymi lodami. Częściowo na ich powierzchni zachodził odpływ wód z lądolodu znajdującego się na północy. Wskazywałyby na to wysokości tych dwóch jezior oraz prawie całkowity brak śladów dawnych odpływów ekstramarginalnych przy jeziorze Morąg. Wyjątek stanowi tu wąska listwa sandrowa przylegająca do wschodniego zbocza rynny Morąg na wysokości około m n.p.m. Wydaje się, że opisane w południowej części obszaru badań, formy marginalne rejestrują maksymalny zasięg fazy pomorskiej podczas zlodowacenia vistuliańskiego. Dyskutowana w literaturze możliwość przekroczenia przez lądolód tej linii jest dyskusyjna (Roszko 1968, Wiśniewski 1971) i na obecnym etapie badań nie znajduje potwierdzenia. Przedstawione badania podobnie jak powyższe nie są oparte na konkretnych datach bezwzględnych, ale zawierają pełen obraz form rejestrujących dłuższy postój lądolodu, które wskazują na interlobalny zarys jego krawędzi. 2. Deglacjacja obszaru od maksymalnego zasięgu fazy pomorskiej przebiegała w sposób zróżnicowany czasowo i przestrzennie. Zasadniczo po stronie zachodniej obszaru badań odbywała się w postaci deglacjacji arealnej i zachodziła poprzez zanik lądolodu w postaci płatów i brył przetrwałego oraz martwego lodu. Natomiast frontalny zanik dominował po stronie wschodniej rynny jeziora Narie. Cały czas w trakcie recesji lądolodu od maksymalnego zasięgu zachodziły intensywne wypływy wód roztopowych, które zaczynały tworzyć niższy, II poziom sandrowy o wysokościach m n.p.m. Rozwój tego poziomu powodował niszczenie i rozcinanie I poziomu sandrowego utworzonego już wcześniej. W początkowym okresie zaniku lądolodu w zachodniej części obszaru badań mogło dojść do rozpoczęcia wytapiania martwych lodów pogrzebanych na kontakcie z krawędzią sedymentacyjną, na co wskazują liczne, linijnie ułożone wzdłuż krawędzi wytopiska wyznaczające podsandrowy zasięg płatów lodu autochtonicznego. W dalszym etapie nastąpił rozpad odkrytej (naziemnej) części marginalnej lądolodu na płaty i bryły martwego lodu. Świadectwem tego jest pagórkowata morena denna nazwana wcześniej przez L. Roszkównę (1955)

4 186 i E. Wiśniewskiego (1971) strefą marginalną, która od północnego zachodu przylega do krawędzi sedymentacyjnej. W dalszym ciągu istniał intensywny odpływ wód roztopowych tworzących II poziom sandrowy zarówno w postaci odpływu submarginalnego i subarealnego. W środkowej części, w obszarze tzw. interlobalnym mogło dojść do cofnięcia lądolodu, pogłębiła się interlobalna zatoka lodowa, a w dalszym ciągu funkcjonował intensywny odpływ wód roztopowych skierowany na południe. Wody wypływające z bramy lodowcowej rynny jeziora Narie powodowały dalsze, intensywne niszczenie I poziomu sandrowego w okolicy Żabiego Rogu. Obecnie w zachowanej rzeźbie widoczne są ślady skoncentrowanego odpływu wcinającego się w postaci głębokich koryt (do kilku metrów) w poziom I sandrowy. Odpływ ten, jak i wcześniejszy, związany z recesją od maksymalnego zasięgu fazy pomorskiej utworzył potężną serię sandrową, w której oprócz typowych osadów (piasków i żwirów) znajdują się bloki skalne o kilkumetrowej średnicy. Śladem krótkiego postoju recesyjnego, po stronie zachodniej rynny jeziora Narie, jest ciąg wzgórz i pagórków martwego lodu na linii od Bramki do Obuchowa. Po stronie wschodniej rynny jeziora Narie, a więc w zachodnim skrzydle lobu Łyny zanik lądolodu musiał dobywać się stosunkowo szybko przy suchej deglacjacji, brak jest śladów odpływu wód roztopowych. Zachowała się, natomiast subglacjalna rzeźba powstała przy wcześniejszym awansie lądolodu, a więc aktywnych mas lodowych. Lądolód wycofał się na linię północnej części półwyspu Kretowiny Wilnowo Tątławki Brzydowo (ryc. 1). Podczas postoju na tej linii doszło do powstania znacznych rozmiarów moren czołowych oraz nadbudowania nimi prawdopodobnie istniejącej już wcześniej krawędzi terenowej. Krawędź ta jest szczególnie dobrze wyrażona pomiędzy miejscowościami Wilnowo i Tątławki. Postój na tej linii nie był długotrwały, czego dowodem są drumlinopodobne formy subglacjalne wkraczające na skłon proksymalny krawędzi z morenami czołowymi. Skoncentrowany odpływ wód w tej części obszaru odbywał się w dwóch miejscach: wzdłuż rynny Narie i rynny subglacjalnej w okolicy Brzydowa. 3. W kolejnym etapie doszło do cofnięcia czoła lądolodu na południową linię moren morąskich i książnickich (ryc. 1). L. Roszko (1968) zakładała, że na obszarze moren morąskich miał miejsce oscylacyjno-lobalny zanik lądolodu. Na podstawie wzajemnego układu form czołowomorenowych wnioskuję, że nadal zachował się lobalny układ czoła lądolodu, a interlobalna zatoka lodowa funkcjonowała mniej więcej na wysokości miejscowości Roje. Na przedpolu zatoki usypany został wysoki poziom sandrowy ( m n.p.m.) w postaci zwartego płata na półwyspie Hajda. W strefie morąskich moren czołowych znajduje się 9 równolegle ułożonych wałów, wzgórz i pagórków, świadczących, o występującej tu recesji frontalnej. Zaburzenia glacjotektoniczne obserwowane w niektórych formach moren morąskich, mogą wskazywać, że pochodzą one z okresu awansu lądolodu. Badania wskazują, że spiętrzeniu uległy osady sandrowe, na które wkraczał lądolód, a więc może dochodziło do drobnych oscylacji podczas deglacjacji (ryc. 1). W tym czasie odsłonięta już była spod lądolodu znaczna część rynny jeziora Narie, konserwowana była jednak nadal pogrzebanymi lodami. Na ich powierzchni odbywał się odpływ wód proglacjalnych. Na przedpolu moren morąskich i książnickich usypywane były niewielkie stożki sandrowe, które odprowadzały wody roztopowe w kierunku południowym i w dalszym ciągu rozwijały II poziom sandrowy

5 Rekonstrukcja zasięgu lądolodu fazy pomorskiej Ryc. 1. Maksymalny zasięg czoła lądolodu fazy pomorskiej i etapy jego recesji w otoczeniu jeziora Narie A maksymalny zasięg fazy pomorskiej, B pierwszy etap recesji, C drugi etap recesji (postój lądolodu na południowej granicy moren morskich i książnickich), D trzeci etap recesji (postój lądolodu na linii moren markowskich). oraz III, najniższy poziom sandrowy, o wysokościach m n.p.m. W wyniku submarginalnego drenażu podlodowego rozwijane były dalej rynna niebrzydowska i mniejsze rynny na zapleczu moren książnickich. Z zanikiem pokrywy lodowej na przedpolu moren morąskich i książnickich, a głównie na obszarze wysoczyznowym, związane było pozostawienie powierzchniowego pokładu gliny morenowej o zmiennej miąższości, uzależnionej od lokalnej morfologii podłoża.

6 Kolejny postój lądolodu miał miejsce w skrajnie północnej części obszaru badań na linii moren markowskich. Od tych moren odchodzą sandry w okolicach Strużyny ( m n.p.m.), które kierują się początkowo na wschód, a następnie na południe. Rynna niebrzydowska była konserwowana płatami i bryłami pogrzebanego lodu, a na ich powierzchni zachodził konsekwentny odpływ wód proglacjalnych w kierunku południowym. Wody roztopowe płynęły również z kierunku północno-wschodniego i łączyły się z wodami płynącymi rynną niebrzydowską w obszarze pomiędzy Warkałkami, Niebrzydowem, Rojami i Bolitami Starymi. Stąd wspólnie odpływały na południe rynną jeziora Narie. Przyjmując za S. Kozarskim (1995) wiek fazy pomorskiej na lat BP można szacunkowo wyliczyć wiek etapów postoju lądolodu podczas recesji. Na tej podstawie określono, że na południową granicę moren morąskich lądolód wycofał się ok lat BP. Przyjęto, że średnie tempo recesji wyniosło ok. 1 km na 30 lat. 5. Ostatnim etapem ściśle glacjalnej ewolucji rzeźby w obszarze młodoglacjalnym okolic jeziora Narie było wytapianie martwych i pogrzebanych, reliktowych lodów glacjalnych. Efektem tego są rozległe obszary kemowo-wytopiskowe w rynnach jezior Morąg, Narie i na północ od jeziora Narie (ryc. 1). Wytapiające się martwe lody spowodowały silne przekształcenie rzeźby sandrowej, która w północnej części obszaru badań zachowała się w postaci niewielkich fragmentów i płatów na różnych wysokościach głównie w dnach rynien. W wyniku wytapiania lodów i procesu redukcji zmarzliny powstały liczne jeziora, m.in. Narie, Morąg, Bartężek, Mildze, Wukśniki i inne. Trudne jest określenie dokładnego czasu, kiedy zaczęły wytapiać się martwe lody, ale było to zapewne jeszcze w böllingu i w allerödzie. Proces ten mógł trwać nawet do okresu preborealnego (Nowaczyk 1994, Niewiarowski 1995, Nowaczyk i in. 1998; Marks 1996, Błaszkiewicz 2000). W niewielkim zagłębieniu wytopiskowym znajdującym się na południe od Niebrzydowa akumulacja organiczna rozpoczęła się w okresie preborealnym (9990±70 BP). Zakończenie formowania się rzeźby glacjalnej w okolicach jeziora Narie miało miejsce z chwilą ostatecznego wytopienia martwych i pogrzebanych lodów. Literatura Błaszkiewicz M., 2000, Problem przetrwałości martwego lodu do początku holocenu na zapleczu fazy pomorskiej, [w:] Dawne i współczesne systemy morfogenetyczne środkowej części Polski Północnej, V Zjazd Geomorfologów Polskich, Toruń, Boulton G.S., Hindmarsh R.C.A., 1987, Sediment deformation beneath glaciers: rheology and geological consequences, Journal Geophys. Research., 92, B 9, Kamb B., 1987, Glacier surge mechanism based on linked cavity configuration of the basal water conduit system, Journal Geophys. Research, 92, B9, Kasprzak L., 2003, Model sedymentacji lądolodu vistuliańskiego na Nizinie Wielkopolskiej, Wyd. Nauk. UAM Poznań, Seria Geografia, 66, ss. 214.

7 Rekonstrukcja zasięgu lądolodu fazy pomorskiej Kotański Z., 1997, Atlas geologiczny Polski. Mapy geologiczne ścięcia poziomego w skali 1: , PIG Warszawa. Kozarski S., 1995, Deglacjacja północno-zachodniej Polski, warunki środowiska i transformacja geosystemu (~20 ka 10ka BP), Dokum. Geogr. IGiPZ PAN, 1, ss. 82. Mojski J. E., 1999, Drobne jednostki stratygraficzne piętra Wisły na obszarze perybałtyckim, Przegl. Geol., 47, 3., Makowska A., 1999, Czwartorzęd i jego podłoże na Wzniesieniu Elbląskim w aspekcie historii plejstoceńskiego Bałtyku, Biul. PIG, 386, Marks. L., 1996, Rola martwego lodu w kształtowaniu mis jeziornych obecnych pojezierzy, Acta Geogr. Lodz., 71, Niewiarowski W., 1995, Wahania poziomu wody w Jeziorze Biskupińskim i ich przyczyny, [w] W. Niewiarowski (red.), Zarys zmian środowiska geograficznego okolic Biskupina pod wpływem czynników naturalnych i antropogenicznych w późnym glacjale i holocenie, Ofic. Wyd. Turpress, Toruń, Nowaczyk B., 1994, Wiek jezior i problemy zaniku brył pogrzebanego lodu na przykładzie sandru Brdy w okolicy Charzykowy, AUNC, Geografia 27, 92, UMK Toruń, Nowaczyk B., Alexandrowicz S. W., Hałas S., Pazdur A., 1998, Chronologia zmian środowiska sedymentacji osadów jeziornych, [w:] A. Pazdur, A. Bluszcz, W. Stankowski, L. Starkel (red.), Geochronologia górnego czwartorzędu Polski w świetle datowania radiowęglowego i luminescencyjnego, Wrocław, Piotrowski J.A., Geletneky J., Vater R., 1999, Soft-bedded subglacial meltwater channel from the Welzow-Süd open-cast lignite mine, Lower Lusatia, eastern Germany, Boreas, 28, Oslo, Roszkówna L., 1955, Moreny czołowe zachodniego Pojezierza Mazurskiego, Stud. Soc. Scien. Tor., Sec. C, Toruń, 2, 2, Roszko L., 1968, Recesja ostatniego lądolodu z terenu Polski, [w:] R. Galon, Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce, Prace Geogr. IG PAN, 74, Walder J.S., Fowder A., 1994, Channelized subglacial drainage over a deformable bed, Journal of Glaciol., 40, Wiśniewski E., 1971, Struktura i tekstura sandru ostródzkiego oraz teras doliny górnej Drwęcy, Prace Geogr. IG PAN, 83, Wiśniewski E., Karczewski A., 1978, O rzeźbie sandrów utworzonych na lodzie, Przegl. Geogr., 50, 2, Instytut Geografii Uniwersytet Mikołaja Kopernika ul. Fredry 6/ Toruń

8