Relief and Quaternary deposits of the Dyrstaddalen and Lognedalen (West Spitsbergen)*

Transkrypt

1 Kazimierz Pękala, Jan Reder Instytut Nauk o Ziemi Uniwersytet Marii Curie-Skłodowskiej w Lublinie Wyprawy Geograficzne U M C S w Lublinie na Spitsbergen Sesja Polarna 198V ЕЭ Rzeźba i osady czwartorzędowe Dyrstaddalen i Lognedalen (Zachodni Spitsbergen) Relief and Quaternary deposits of the Dyrstaddalen and Lognedalen (West Spitsbergen)* Podczas III Wyprawy Geograficznej UMCS na Spitsbergen w 1988 r. prowadzono badania geomorfologiczne w NW części Ziemi Wedela Jarlsberga. Wykonano kartowanie geomorfologiczne dwu sąsiednich dolin: Dyrstad i Logne oraz przylegających do tych dolin równin nadmorskich: Dyrstadflya i Lognedalsflya (rye. 1). Jest to strefa południowego obramowania fiordu Bellsund, stosunkowo słabo poznana pod względem geologicznym i geomorfologicznym. Podłoże geologiczne tworzą prekambryjskie (Vendian) skały metamorficzne formacji Hecla Hoek (Hjelle 1969, Flood et al. 1971, Craddock et al. 1985). Należą do nich konglomeraty, fyllity, kwarcyty z żyłami kwarcu i kalcyty. Są one zaburzone i sfałdowane (Hauser 1978, 1982), silnie spękane tektonicznie. Dość powszechnie występują strefy spękań tektonicznych, uskoków, mających wyraźne odzwierciedlenie w morfologii (Ozimkowski 1988). W zakresie problematyki geomorfologicznej badanego terenu wiele uwagi dotychczas poświęcono dynamice rozwoju strefy brzegowej (Harasimiuk, Jezierski 1988), lodowcom kamienistym i stożkom usypiskowo-niwalnym (Dzierżek i Nitychoruk, 1987 a, b). Z zagadnień paleogeografii czwartorzędu na czoło wysuwa się problem ruchów izostatycznych i zmian poziomu morza. W oparciu o pomiary wysokości podniesionych teras morskich i datowanie ich osadów stwierdzono nierównomierne ruchy podnoszące w okresie postglacjalnym (Stablein, 1978, Landvik et al. 1985, 1987), rosnące w kierunku wschodnim od Dunderdalen poprzez Lognedalen, Dyrstaddalen po Calypsostrandę. Nie zostały dotychczas rozwiązane problemy z zakresu stratygrafii czwartorzędu (Boulton 1979, Troitski et al. 1979, Szczęsny 1987), natomiast z opracowań kartograficznych dotyczących rzeźby i utworów pokrywowych istnieją tylko przeglądowe mapy 1: IM (Kristiansen, Sollid 1986, 1987). Celem niniejszego opracowania jest przedstawienie głównych elementów rzeźby oraz rozmieszczenia i zróżnicowania genetycznego osadów czwartorzędowych. 159

2 GŁÓWNE ELEMENTY RZEŹBY Doliny Dyrstad i Logne są ukierunkowane ku północo-zachodowi i ich układ jest zgodny z przebiegiem głównych struktur podłoża. W rzeźbie dominuje wpływ litologii i tektoniki. Grzbiety wododzielne nawiązują do wychodni skał odpornych lub mniej rozluźnionych tektonicznie. W obrębie stref zluźnień tektonicznych i występowania serii skał mniej odpornych wytworzyły się mniejsze doliny, obniżenia w obrębie grzbietów, zaś na stokach rozcięcia erozyjne, progi i półki strukturalne. Oprócz elementów strukturalnych w morfologii tych dolin występują formy ukształtowane przez lodowce, w wyniku działalności fal morskich oraz procesów erozji rzecznej. Z tych względów w dolinach Dyrstad i Logne wydzielić można trzy różne pod względem genetycznym odcinki. Górne ich części są zlodowacone, z elementami rzeźby glacjalnej i niwalnej. Odcinki środkowe wykazują ślady plejstoceńskięj morfogenezy glacjalnej w postaci zmutonowania poziomów i stopni strukturalnych oraz przegłębień powstałych poniżej ich progów. Formy te zostały przemodelowane przez procesy peryglacjalne (wietrzenie, soliflukcję, krioplanację), w wyniku działalności erozyjnej wód płynących oraz akumulacji sandrowej. W odcinkach dolnych tych dolin dominuje rzeźba morska w postaci systemu podniesionych teras morskich, związanych z ruchami izostatycznymi w młodszym plejstocenie i holocenie. Największe tempo tych ruchów zaznaczyło się w okresie schyłkowym plejstocenu i na początku holocenu (Landvik et al. 1985, 1987). Poziomy teras morskich są rozcięte erozyjnie przez Dyrstadelvę głębokim kanionem w obrębie stosunkowo wąskiej równiny nadmorskiej zwanej Dyrstadflya. Dolny odcinek Lognedalen rozszerza się lejkowato ku NW i przechodzi w rozległą równinę o bardzo skomplikowanym systemie teras morskich, wyskości do 40 m npm W głąb doliny, zarówno Dyrstad jak i Logne wchodzą wyższe terasy morskie, wysokości do 80 m npm (rye. 1). P o z i o m y d e n u d a c y j n o - s t r u k t u r a l n e s ą zachowane stosunkowo słabo ze względu na silne przemodelowanie ich przez procesy glacjalne. Powierzchnia szczytowa sięga wysokości m npm (Storgubben 831 m npm) w części centralnej. Jest to strefa wododzielna pomiędzy dolinami Logne, Dyrstad, Tjorn a przyległym od wschodu basenem lodowca Renarda. Powierzchnia szczytowa przechodząc w niższe poziomy obniża się w kierunku wschodnim, północnym i zachodnim. Wyraźnie zaznaczony w morfologii jest poziom o wysokości m npm. Tworzy on wyrównane grzbiety wododzielne (Bellsundhesten, Klokkefjellet, Kolven) i wchodzi w górne odcinki dolin w postaci spłaszczeń na których rozwinęły sę pola firnowe lodowców (Renardbreen, Glóttfonna, środkowy i południowy Ringarbreane). Niższy poziom denudacyjno-strukturalny znajduje się na wysokości m npm. Tworzą go progi, spłaszczenia i zmutonizowane ostańce. W Lognedalen na tym poziomie zalegają pola firnowe wschodniego Lognedalsbreen. W tym poziomie są zawieszone doliny boczne (zachodni lodowiec Ringar). 160

3 W środkowej cęści doliny Dyrstad u podstawy stoków Bellsundhesten i Ringaren oraz w dnie doliny Logne zachował się poziom m npm na który nałożyły się moreny czołowe współczesnych lodowców. W obrębie dolin poziom ten został przemodelowany (zmutonowany) przez lodowce plejstoceńskie (ryc. 2) zaś w partiach podstokowych nałożyły sę na niego formy akumulacji niwalnej (ryc. 4). Na poziomach denudacyjno-strukturalnych zalegają głazy narzutowe lub pokrywy zwietrzelinowe. Poniżej progów tych form powstały zagłębienia, które współcześnie tworzą jeziora lub wypełnione są osadami rzecznymi (sandry). Plejstoceńskie przegłębienie doliny Dyrstad osiągnęło poziom około 50 m npm. W y n i e s i o n e t e r a s y m o r s k i e są głównymi elementami rzeźby dolnych odcinków dolin i równin nadmorskich. Są to podniesione platformy abrazyjne z pokrywą piaszczysto-żwirową. Wysokości ich są lokalnie zróżnicowane i charakteryzują się skomplikowanym układem przestrzennym. Na badanym terenie wyróżnić można następujące terasy: 5-8 (10) m, m, m, m, (65) m, 80 m. Terasa 5-8 m zajmuje małe przestrzenie w strefie brzegowej. Jej wysokość czasem dochodzi do 10 m. Zbudowana jest z serii żwirów i bloków z materiału miejscowego, zalegających na 3-5 metrowym cokole skalnym. Poniżej tej formy spotyka się niższą współczesną (2,5-3 m) terasę z aktywnym wałem burzowym, którego wysokość jest zmienna w zależności od dostawy materiału i ekspozycji na działalność fal sztormowych. Terasy te występują na większych przestrzeniach na obszarze równiny Lognedalsflya w rejonie ujścia Logne, Tomtviki oraz na południowy zachód od Klokkeodden. Na tej terasie zachowały sę ślady osadnictwa. Terasa morska o wyskości m npm jest główną formą równin nadmorskich przylegających do Dyrstaddalen i Lognedalen. W Dyrstaddalen posiada znacznie nachyloną powierzchnię (ryc. 2) przykrytą cienką warstwą żwirów, blokami z materiału miejscowego i głazami obtoczonymi z rysami lodowcowymi. Istnieją ślady niskich wałów burzowych regresyjnych. Główny wał burzowy okalający terasę zbudowany jest z dobrze obtoczonych żwirów, których frakcja wzrasta w strefach klifów i skałek rezydualnych. Miąższość osadów burzowych jest większa w sąsiedztwie koryta Dyrstadelvy, świadcząc o wzmożonej dostawie materiału z górnej części doliny. Współczesne koryto Dyrstadelvy jest włożone w 12-metrowy kanion. Ogromne przestrzenie zajmuje terasa 25 m npm na terenie zachodniej równiny (Lognedalsflya). W związku z silnym uwilgoceniem terasy są przekształcone przez procesy segregacji mrozowej i soliflukcji. Terasy morskie o wysokości 35, 45, 50 m npm wchodzą w obręb dolin w postaci łukowatych spłaszczeń akumulacyjnych. W strefach podstokowych, gdzie wychodzą skały podłoża, terasy przybierają postać wąskich listw i stopni skalnych z cienką pokrywą akumulacyjną (ryc. 2). Większą przestrzeń zajmują 161

4 w dolinie Logne. Jedynie terasa 50 (55) m npm jest mało wyraźna w związku z silnym przemodelowaniem przez procesy erozji i akumulacji wodnej (sandrowej). Terasa morska 60 m npm tworzy dno doliny Dyrstad w jej odcinku środkowym, który ma charakter kotła wypełnionego osadami czwartorzędowymi. U wylotu doliny w jej zachodniej części terasa ta jest wykształcona w postaci skalnego poziomu z licznymi skałkami ostańcowymi. W części wschodniej i centralnej jest formą akumulacyjną.. Budowa geologiczna podniesionej terasy morskiej 60 (65) m jest złożona (ryc. 3). W podcięciach erozyjnych odsłaniają się różne serie osadów, zarówno genezy morskiej jak i glacjalnej oraz fluwioglacjalnej (stożki sandrowe). W osadach morskich piaszczysto-ilastych z okruchami muszli, spotyka się otoczaki i głazy. Podniesiona terasa morska 60 m npm zamyka wylot doliny Logne i jest ona zbudowana z serii osadów w których przeważają frakcje drobne na powierzchni. W związku z tym współcześnie modelują ją procesy soliflukcji. Terasa morska o wysokości 80 m npm zachowała się szczątkowo w obydwu dolinach. Większe jej fragmenty występują w strefie podstokowej grzbietu Bellsundhesten w Dyrstaddalen oraz u wylotu Lognedalen w odcinku podstokowym grzbietu Ringaren-Kolven. Cechą charakterystyczną tej formy jest duża miąższość osadów morskich drobnoziarnistych z licznymi okruchami skorup fauny morskiej. W Dyrstaddalen w iłach i piaskach morskich stwierdzono duży udział okruchów i otoczaków węgla. Najbliższe sąsiedztwo występowania węgla trzeciorzędowego jest u wylotu fiordu Recherche do Bellsundu w zatoce Skilvika, w odległości około 7 km. Węgiel został przytransportowany do Dyrstaddalen przez prądy przybrzeżne i zdeponowany w zatoce w cieniu rygla utworzonego przez północną część Bellsundhesten (ryc. 1). Osady morskie spoczywają na glinie zwałowej z głazami i przykryte są cienką warstwą grubych obtoczonych bloków. W Lognedalen terasa ta jest rozcięta erozyjnie i miejscami nadbudowana stożkami sandrowymi. Na podniesione terasy morskie i poziomy nałożyły się formy związane z działalnością lodowców i procesów niwalnych. Są to wały moren czołowych i bocznych, lodowce kamieniste oraz stożki usypiskowo-niwalne. Wały lodowo-morenowe współczesnych lodowców schodzą do wysokości około 100 m npm, zaś ich wysokości względna dochodzi do 45 m. Zbudowane są z grubookruchowych osadów wymieszanych z różnoziarnistym materiałem przetworzonym przez wody lodowcowe. Współczesne lodowce są w stadium aktywnej recesji, w związku z czym na ich przedpolu wytworzyły się strefy moren dennych i alblacyjnych w obrębie których są liczne jeziorka termokrasowe i zaporowe. Większe jeziorka występują na przedpolu lodowców w zagłębieniach utworzonych przez lodowce plejstoceńskie. W rzeźbie grzbietów wododzielnych zaznaczają się cechy strukturalno-litologiczne skał podłoża oraz formy związane z procesem wietrzenia fizycznego 162

5 i ruchów grawitacyjnych. Wśród tych form na szczególną uwagę zasługują stożki usypiskowe i moreny niwalne, a zwłaszcza ich położenie w stosunku do wyniesionych teras morskich i elementów rzeźby lodowcowej (ryc. 1). Zalegają u podstawy stoków w północnych częściach grzbietów: Bellsundhesten i Klokkefjellet po stoki Kolven. Mają one cechy lodowców kamienistych. W głębi dolin zachowały się tylko stożki usypiskowo-niwalne, przechodzące w stożki napływowe. Moreny niwalne są podcięte przez podniesione terasy morskie o wysokości 60 m npm, zaś nakładają się na terasy wyższe i poziomy zmutonowane. Moreny niwalne w Dyrstaddalen zalegające u podstawy wschodnich stoków Klokkefjellet stopniowo przechodzą w moreny czołowe lodowców (ryc. 1,4). Na podstawie ukształtowania tych form można wyróżnić trzy etapy rozwoju (ryc. 4). Brak moren niwalnych w środkowych i górnych odcinkach dolin może świadczyć 0 tym, że warunki do ich rozwoju panowały w strefie przybrzeżnej w obrębie stoków wschodnich, północnych i zachodnich. Na stokach o ekspozycji S i SW ukształtowały się stożki usypiskowe i napływowe, które nakładają się na terasy 1 poziomy denudacyjne oraz opierają się o wały moren bocznych. OSADY CZWARTORZĘDOWE Rozmieszczenie i geneza osadów czwartorzędowych ściśle wiąże się z formami rzeźby morskiej, lodowcowej, wodno-lodowcowej i stokowej. Osady morskie wykształcone są w postaci żwirów i piasków budujących podniesione terasy do wysokości 40 m. Charakteryzują się małą miąższością. Pokrywy budujące terasy wyższe (do 80 m npm) wykazują zróżnicowanie genetyczne. Osady morskie stanowią jedno z ogniw rozwoju formy. Przedzielają one fazy akumulacji pokryw lodowcowych lub wodnolodowcowych. W okresie młodszych faz rozwoju rzeźby w partiach podstokowych na osady morskie nakładają się pokrywy związane z działalnoścą procesów stokowych. W oparciu o dane dotyczące tempa ruchów podnoszących i zmian poziomu morza (Landvik et al. 1985, 1987) wydzielić można serie osadów morskich związane z okresem schyłkowym plejstocenu i holoceńskie. Zalegają one na podniesionych terasach morskich do wysokości 45 m w dolinie Logne i około 60 m w Dyrstaddalen. Morskie osady plejstoceńskie zalegają na wyższych poziomach terasowych. Osady budujące terasę 80 m npm w Dyrstaddalen spoczywają na pokrywach morenowych. W stropie są one ścięte i przykryte osadami morenowymi zaś w Lognedalen również serią osadów sandrowych. Pokrywy o genezie lodowcowej i wodno-lodowcowej występujące na badanym terenie są reprezentowane przez dwie gliny zwałowe plejstoceńskie oraz serię grubookruchowych pokryw związanych ze zlodowaceniami holoceńskimi. Na podstawie cech morfologicznych wyróżnić można dwie fazy holoceńskiej 163

6 akumulacji osadów glacjalnych i wodno-lodowcowych wyrażone obecnością moren czołowych i dwu poziomów sandrowych. W rozwoju pokryw stokowych, zwłaszcza moren niwalnych, zaznaczyły sę trzy etapy wzmożonej akumulacji w okresie postglacjalnym. Osady dużych form niwalnych przekształconych w lodowce kamieniste są związane ze schyłkiem plejstocenu. Na obecnym etapie badań nie jest możliwa bliższa charakterystyka utworów czwartorzędowych, natomiast do wyjaśnienia problematyki paleogeograficznej niezbędne są datowania bezwzględne pokryw. Badania w tym zakresie są w toku. LITERATURA Boulton G. S., 1979 Glacial history of the Spitsbergen archipelago and the problem of a Barents shelf ice sheet. Boreas, 8. Craddock C., Hauser E. C., Maher H. D Sun A. Y., Zhu Guo-Qiang, 1985 Tectonic evolution of the west Spitsbergen fold belt. Tectonophysics, 114. Dzierżek J., Nitychoruk J., 1987a Lodowce gruzowe okolic Bellsundu, Spitsbergen Zachodni: XIV Sympozjum Polarne, Lublin. Dzierżek J., Nitychoruk J., 1987b Stożki usypiskowe okolic Bellsundu, Spitsbergen Zachodni. XIV Sympozjum Polarne, Lublin. Flood В., Nagy J., Winsnes Т. S., 1971 Geological map of Svalbard, 1:500000, Sheet 1G, Spitsbergen southern part. Nor. Polarinst. Skr. 154A. Harasimiuk M., Jezierski W Typy wybrzeży południowego Bellsundu. Wyprawy Geograficzne UMCS na Spitsbergen, Lublin. Hauser E. C., 1978 The stratigraphy and strupture of northern Chamberlindalen, Wedel Jarlsberg Land, Svalbard. Unpubl. M. S. thesis, Univ. Wisconsin-Madison. Hauser E. С., 1982 Tectonic evolution of a segment of the west Spitsbergen foldbelt in northern Wedel Jarlsberg Land, Unpubli. Ph. D. thesis, Univ. Wisconsin-Madison. Hjelle A., 1969 Stratigraphic correlation of Hecla Hoek successions north and south of Bellsund. Norsk Polarinst. Arbok Kristiansen K. J., Sollid J. L, 1986 Svalbard. Glasialgeologisk OG, Geomorfologisk Kart 1: , Nasjonalatlas for Norge, Geografisk Institutt Universitet I Oslo. Kristiansen K. J., Sollid J. L, 1987 Svalbard Jordartskart 1: , Nasjonalatlas for Norge, Geografisk Institutt Universitet I Oslo. Landvik J. Y., Salvigsen O., 1985 Glaciation development and interstadial sea-level on central Spitsbergen, Svalbard. Polar Research 3 n.s. hindvik J. V., Mangerud J., Salvigsen 0., 1987 The Late Weichselian and Holocene shoreline displacement on the west-central coast of Svalbard. Polar Research 5 n.s. Lavrushin Ju. A., 1969 Czetverticznye otlozenija Szpicbergena. Izd. Nauka", Moskwa. Mangerud J., Bolstad M., Elgersma A., Helliksen D., landvik J. Y., Lycke А. К., Цппе I., Salvigsen 0., Sańdahl Т., Sejrup H. P., 1987 The Late Weichselian glacial maximum in western Svalbard. Polar Research 5 n.s. Ozimkowski W., 1988 Kierunki spękań ciosowych a neotektonika południowego wybrzeża Bellsundu. XV Sympozjum Polarne, Wrocław. Pękala K., Repelewska-Pękalowa J., 1988 Główne rysy rzeźby i osady czwartorzędowe doliny Chamberlin (Spitsbergen). Wyprawy Geograficzne UMCS w Lublinie na Spitsbergen. 164

7 Stóblein G., 1978 Extent and regional differentiation of glacio-isostatic shoreline variation in Spitsbergen. Polarforschung 1, 2. Szczęsny R., 1987 Rzeźba i osady czwartorzędowe doliny Tjórn (Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen). XIV Sympozjum Polarne, Lublin. Troitski L S., Punning Y. M. K Hitt G Rajamae F., 1979 Pleistocene glaciation chronology of Spitsbergen. Boreas, vol. 8. SUMMARY The paper includes the preliminary results of the studies on relief and Quaternary deposits in the NW part of Wedel Jarlsberg Land which were carried out in the summer of 1988 within the Dyrstad and Logne Valleys situated in the southern part of Bellsund Fiord and formed within the metamorphical rocks: The upper parts of the valleys are presently glaciated while the lower pass into the zone of maritime plains created by the marine processes. In the morphology of valleys the remains of structural and denudative levels of the height: and m a.s.l. can be distingnished. The levels are significantly transformed (mutated) by glaciers and tectonic phenomena. The main relief elements of the valley lower are uplifted marine terraces of 5 8, 17-25, 30-35, 40-47, 50-60, 80 m a.s.l. Low marine terraces are built of gravels and sands deposited on abrasive platforms. The terrace of m is formed by sands and marine silts of significant thickness covered by glacial or water-glacial deposits. Moraines of present glaciers cover marine forms and deposits. However, sandurs are found within valley bottoms often filling the glacial overdeepening. At the base of slopes nival moraines and talus cones have been formed. From the characteristics of deposits and interrelation of forms uneven lifting of the area in the postglacial period has been found. Higher amplitude of movements was noticed in Dyrstad Valley. Postglacial terraces in Lognedalen reach 45 m a.s.l. while those in Dyrstaddalen 60 m a.s.l. It confirms the generally accepted conception of differentiated isostatic movements of the western Spitsbergen coasts. The age of each form will be determined after dating of the Quaternary deposits. * Opracowanie wykonano w ramach CPBP ОЗ.ОЗ.В7 165

8 Rye. 1. Mapa geomorfologiczna Dyrstaddalen i Lognedalen: 1 moreny czołowe, 2 moreny denne i ablacyjne, 3 lodowce, 4 moreny niwalne i lodowce gruzowe, 5 stożki usypiskowe, 6 sandry, 7 terasy morskie i poziomy denudacyjne, 8 potoki i jeziora. Fig. 1. Geomorphological map of the Dyrstad and Logne Valleys: 1 terminal moraines, 2 ground and ablation moraines, 3 glaciers, 4 nival moraines and rock glaciers, 5 talus fans, 6 sandurs, 7 marine terraces and denudation levels, 8 streams and lakes. 166

9 mail. W Ryc. 2. Przekroje poprzeczne przez dolinę Dyrstad: 1 glina zwałowa, 2 moreny niwalne, 3 żwiry morskie, 4 glina zwałowa pod osadami morskimi, 5 - iły i piaski morskie, 6 moreny czołowe, 7 lodowiec, 8 mutony (poziomy m n.p.m.). Fig. 2. Crosswise profiles through the Dyrstad Valley: 1 till, 2 nival moraines, 3 marine gravels, 4 till upon the marine deposits, 5 marine sands and silts, 6 terminal moraines, 7 glacier, 8 roche moutonees (levels of m a.s.l.). 167

10 - ТГГТ 777 ГГ - Ryc. 3. Budowa terasy morskiej m npm: 1 iły, piasek, drobne żwiry, okruchy węgla kamiennego i muszli, 2 glina zwałowa z głazami, 3 drobne żwiry, 4 piaski i żwiry, 5 warstwowane piaski i żwiry, 6 piaski i grube żwiry, 7 bloki i grube żwiry, 8 drobne żwiry, piaski, 9 grunty strukturalne, 10 gleba arktyczna brunatna, 11 stopnie soliflukcyjne. Fig. 3. Geological feature of the marine terrace m a.s.l.: 1 silts sands, fine gravels, black coal and shell detritus, 2 till with stones, 3 fine gravels, 4 sands and gravels, 5 stratified sands and gravels, 6 sands and coarse gravels, sands, 9 patterned grounds, 10 brown arctic soils, 11 solifluctional steps. f 168

11 Ryc. 4. Moreny niwalne pod wschodnim stokiem Klokkljellet: 1-3 wały moren niwalnych, 4 stożki usypiskowe, 5 mutony (poziom m n.p.m.). Fig. 4. Nival moraines close to east Klokkljellet slope: 1-3 ridges of nival moraines, 4 talus fans, 5 roche moutonee (level of m a.s.l.). 169