Geologia glin lodowcowych i ich interpretacja genetyczna- wskaźnikowe cechy osadów determinowane miejscem sedymentacji w lądolodzie; glacidynamiczne deformacje osadów(stanowisko Wysoka) Magdalena Ratajczak Instytut Paleogeografii i Geoekologii Uniwersytet A. Mickiewicza, Poznań Stanowisko Wysoka Mała położone jest na południe od Gór Wysokich i stanowiska Wysoka Wielka, na wysoczyźnie polodowocowej, na wysokości 105,0 m n.p.m, w niewielkim wzniesieniu o wysokości względnej 5-6 metrów (ryc. 1, 2 z art. Położenie i charakterystyka geomorfologiczna obszaru...). Oś dłuższa tego wyniesienia ma orientację NE-SW. W stanowisku Wysoka Mała dominują dwa typy osadów (ryc. 1): glina lodowcowa i piaski fluwioglacjalne oraz w mniejszych ilościach, aczkolwiek wyraźnie zaznaczający swoją obecność, szaro-oliwkowy ił plioceński. Wszystkie wymienione osady zapadają ku SE pod kątem 38. Ryc. 1. Osady lodowcowe i wodnolodowcowe w stanowisku Wysoka Mała Legenda: 1-glina lodowcowa; 2-ił plioceński (mioceński); 3-piasek drobnoziarnisty, warstwowany poziomo; 4-piasek średnioziarnisty, warstwowany poziomo; 5-piasek różnoziarnisty, warstwowany poziomo; 6-piasek drobnoziarnisty, smugowany; 7-piasek średnioziarnisty, smugowany; 8-piasek masywny; 9-przewarstwienia mułkowe w piaski średnioi drobnoziarnistym; 10-uskoki
108 Magdalena Ratajczak Cechy teksturalno-strukturalne gliny lodowcowej W NE części odsłonięcia w stropie występuje rdzawa (ciemno brązowa) glina lodowcowa, która wyklinowuje się w kierunku SW. Dalej, w części stropowej odsłonięcia, występuje w postaci wyraźnych oddzielanych fragmentów (ryc. 1A, B). Cechy teksturalne: Glina lodowcowa jest osadem wybitnie homogenicznym i bezstrukturalnym. W składzie granularnym dominuje frakcja pylasta (40%), w mniejszych ilościach występuje drobnoziarnisty piasek (22%) oraz ił koloidalny (25%). Frakcje osadów grubszych, to jest piasku średnio- i gruboziarnistego oraz żwiru stanowią łącznie około 14-15%. Najmniejszy udział mają ziarna o średnicy większej od 1,0 mm, stanowiąc tylko 2-3%. Wysokie wartości wskaźnika d - 3,11, świadczą o słabym wysortowaniu osadu. Wartość wskaźnika ilastości wynosi 0,32. Efektem tak dużej zawartości frakcji ilastej jest obecność w glinie bardzo drobnych spękań, zwłaszcza o układzie poziomym, które nadają osadowi drobno-bloczkową łupliwość. Jest to osad zwarty i silnie skonsolidowany. Analizę stopnia obróbki ziarn kwarcu przeprowadzono na podstawie frakcji mniejszej, 0,8-1,0 mm. W populacji przeanalizowanych ziarn kwarcu bardzo małą przewagę posiadają b (47%), nad ziarnami a (45%). Ziarna g stanowią 8% populacji. Zawartość węglanu wapnia wynosi około 2%. Skład petrograficzny: Skład petrograficzny badanej gliny lodowcowej bardzo się różni od pozostałych, zaprezentowanych stanowisk. Pobrano cztery próbki i we wszystkich stwierdzono brak północnych skał wapiennych. W związku z tym północne skały krystaliczne są dominującą grupą petrograficzną, osiągając w spągu serii gliniastej maksymalną wartość 81%. Ich zawartość maleje od spągu ku stropowi badanej gliny lodowcowej. Wśród skał krystalicznych, a także i wśród piaskowców przewagę stanowią czerwone skały skandynawskie, podobnie jak to stwierdzono w stanowisku Wyrzysk. Północne piaskowce i kwarcyty paleozoiczne i starsze osiągają 10-19%. Kwarc pochodzący z dezintegracji skał krystalicznych stanowi do 12%. Skał lokalnych jest 1-6%. Wśród tej grupy stwierdzono występowanie jasnych, mało zwięzłych piaskowców. Skład petrograficzny badanej gliny lodowcowej jest bardzo ubogi. Brak skał wapiennych można wiązać z odwapnieniem wynikającym z procesów ścierania i szlifowania jakim podlegał osad w trakcie depozycji (Marks 1992; Olszewski 1974). Jednak najprawdopodobniej jest to efekt wietrzenia gliny lodowcowej. Orientacja głazików: Badany osad gliniasty charakteryzuje się znacznym uporządkowaniem rozkładu dłuższych osi głazików (ryc. 1B). Współczynnik L osiąga wartość prawie 40%, co jest typowe dla glin subglacjalnych (Klatkowa 1992). Wydłużone osie głazików układają się wzdłuż kierunku SE, który jest zgodny z kierunkiem zapadania osadów. Większość klastów (84%) zapada również ku SE, dając tzw. ułożenie pod prąd (ang. up-glacier). Wydłużone głaziki zapadają pod umiarkowanymi kątami; 34% klastów zapada pod kątem mieszczącym się w przedziale 10-20, 26% w przedziale 20-30 oraz po około 18% w przedziałach kątowych 30-40 i 0-10. Małe kąty nachylenia osi najdłuższej klastów uważane są za jedną z bardziej wskaźnikowych cech diagnostycznych glin bazalnych z nałożenia (Stankowski 1996; Liszkowski 1996). Cechy teksturalno-strukturalne osadów fluwioglacjalnych Piaszczyste osady fluwioglacjalne występują w południowej części odsłonięcia (ryc. 1A).
Geologia glin lodowcowych i ich interpretacja genetyczna... 109 Cechy teskturalne: Są to piaski średnio- i drobnoziarniste z przewarstwieniami mułkowo-ilastymi, umiarkowanie i dobrze wysortowane (d - 0,37-0,54), a wartości wskaźnika Mz wynoszą od 0,12 do 0,16 mm. W niektórych jednostkach litofacjalnych znaczny udział ma ił koloidalny. Wskaźnik ilastości w tych jednostkach wynosi 0,019. Analizy stopnia obróbki ziarna kwarcowego wykazały, że stan obróbki powierzchni ziarn kwarcu podobny jest jak w glinie lodowcowej. Ziarna typu b i a posiadają podobny udział, po 48-47%. Ziarna typu g stanowią bardzo mały odsetek, przeciętnie około 7%. Zawartość węglanów w osadach wynosi około 2%. Struktury deformacyjne: Kontakt gliny z podłożem (żwiry i piaski) jest typu erozyjno-egzaracyjnego, ścinającego osady podłoża. Nie zaobserwowano tzw. struktur penetracyjnych (Berthelsen 1978; Kozarski, Kasprzak 1992), w postaci żeber gliniastych, bądź strefy mylonityzacji. Obecne są jedynie mikrokliny. Dynamiczny charakter sposobu depozycji gliny podkreślony jest zaburzeniami piasków i żwirów fluwioglacjalnych podścielających serię gliniastą (ryc. 1B, ryc. 2). Na przestrzeni kilku metrów (2-3 m) inkorporowane zostały soczewki oraz bezkształtne fragmenty szaro-oliwkowego iłu plioceńskiego, tworząc obraz podobny do struktury wleczeniowej (ang. drag structure) (Drewry 1986; Kozarski, Kasprzak 1992). Początkowo występują one w postaci horyzontalnie włożonej soczewki o bardzo wyrównanych stropowych konturach, natomiast o urozmaiconej licznymi undulacjami i wybrzuszeniami strefy spągowej. Przebieg tej struktury ilastej jest równoległy do horyzontalnie biegnących warstw piaszczysto-żwirowych, leżących pomiędzy soczewką ilastą a gliną lodowcową (ryc. 1B, ryc. 2). Dalej w kierunku południowym nieregularne struktury ilaste wyklinowują się ku powierzchni terenu zgodnie z zaleganiem gliny lodowcowej (ryc. 1A, B, ryc. 2), tworząc pseudołuskową strukturę. Niektóre elementy ilaste ułożone prawie pionowo, posiadają bardzo zmienną miąższość i przebieg. Piaski i żwiry fluwioglacjalne stanowiące tło zatraciły swoją pierwotną strukturę; w wielu miejscach, zwłaszcza na kontakcie z osadami ilastymi występują piaski bezstrukturalne oraz soczewki i przewarstwienia żwirowe, których kontakt z piaskami jest bardzo słabo widoczny. Zaobserwowano również postawione prawie pionowo piaski pierwotnie warstwowane poziomo (ryc. 1A, C). Niewątpliwym jest tutaj fakt, że strefa deformacji glacjalnych nie tylko ogranicza się do strefy kontaktowej gliny lodowcowej i podścielających ją osadów piaszczysto-żwirowych fluwioglacjału, ale sięga daleko głębiej. Widoczne struktury deformacyjne posiadają ponad 2 m miąższość, jednak odsłonięcie nie osiągnęło spągu tej strefy. Występujący w odsłonięciu ił plioceński związany jest ze strefą występowania kier iłów plioceńskich w tym fragmencie wysoczyzny polodowcowej (Szupryczyński 1966). Omówione deformacje widoczne w tym stanowisku powstawały w osadach uplastycznionych, ponieważ obserwuje się plastyczne powyginanie piasków warstwowanych, przenikanie pakietów ilastych w osady piaszczyste. Najważniejszymi procesami glacitektonicznymi było ścinanie mas osadu, wyginanie, plastyczna depozycja i deformacja. Rozwijały się one poprzez formowanie stref lepkoplastycznych deformacji w strefie kontaktu gliny lodowcowej z otaczającymi osadami piaszczysto - żwirowymi. W procesie ścinania duże znaczenie, podobnie jak w pozostałych procesach odgrywało ciśnienie wody porowej, której odprowadzenie było utrudnione. Natomiast dzięki zróżnicowaniu litologicznemu, na kontaktach warstw o zdecydowanie różnej granulacji (piaski i żwiry/ił) dochodziło do odkształceń o charakterze ciągnienia i marszczenia. Procesy wyginania (ciągnienie i marszczenie) towarzyszą
110 Magdalena Ratajczak Ryc. 2. Wysoka Mała. U góry fotografii: Glina lodowcowa, subglacjalna, bezstrukturalna, ilasta. Kontakt gliny z podlożem (żwiry i piaski) - typu erozyjno-egzaracyjnego. Pod gliną: W piaskach i żwirach - zaburzenia w postaci rozsmarowanych soczewek i fragmentów szarego iłu plioceńskiego - struktura wleczeniowa Ryc. 3. Wysoka Mała. Zdeformowane piaski z mułkami, pierwotnie warstwowane poziomo. Część fałdu (fałdowanie ze zginania)
Geologia glin lodowcowych i ich interpretacja genetyczna... 111 często deformacjom w sąsiedztwie stref ścięciowych (Brodzikowski 1984). Procesy płynięcia odegrały tutaj najmniejszą rolę. Osady fluwioglacjalne, podobnie jak glina lodowcowa, zapadają ku SE, pod kątem 27. Poszczególne pakiety osadów piaszczystych poprzedzielane są laminami osadów ilastych (ryc. 1A, C, ryc. 3). Miąższość poszczególnych pakietów wynosi około 1-1,5 czasem 2 m. W strefach, wzdłuż których nastąpiło przesunięcie, podkreślonych warstewkami ilasto-mułkowymi, występują wygięcia warstw w postaci fałdów, pociętych siecią drobnych uskoków, układających się koncentrycznie, dające wrażenie spękań kliważowych (ryc. 1C). Główną przyczyną deformacji było fałdowanie ze zginania, wynikające z poziomego ściskania (Dadlez, Jaroszewski 1994). Polega ono na odkształceniu sprężysto-lepkim. Podczas fałdowania tego typu niemożliwe jest przemieszczanie poszczególnych warstw osadów w obrębie fałdowanych ławic i w związku z tym zachowują one mniej więcej stałą miąższość. Występują jedynie lekkie ich zafałdowania i powyginania w pobliżu środka struktury oraz zmiany miąższości na przegubach warstw. Rozwojowi koncentrycznemu sprzyja zróżnicowana litologia (warstwy osadów piaszczystych oraz mułkowo-ilastych) oraz tzw. kompleksy litologiczne monotonne i gęsto uławicone (ryc. 1C) (Dadlez, Jaroszewski 1994). Występujące struktury imbrykacyjne w stanowisku Wysoka Mała wynikają prawdopodobnie z działania nacisków poziomych, częściowo poddanych kompresji, przy spadku naprężeń z odległością. Croot (1987) opisywał ciągi moren pchniętych utworzone w podobny sposób. Wyróżnione przez niego strefy deformacyjne różnią się kątem nachylenia nasunięć i uskoków oraz sekwencji osadów. W każdej ze stref (subglacjalnej, przejściowej i proglacjalnej) poszczególne pakiety zapadają w kierunku przeciwnym do ruchu, czyli ku lądolodowi (ang. up-glacier). Struktury imbrykacyjne wiązane są z modelem piggy-back (Croot 1987). Interpretacja Powstałe w strefie przejściowej (ang. transition zone) deformacje występują w postaci wybrzuszeń na powierzchni terenu. Widoczne w okolicy Wysokiej Małej niewielkie wzniesienie w obrębie wysoczyzny polodowcowej jest wynikiem glaciodynamicznego nasunięcia, które według interpretacji Croota (1987) można zaklasyfikować do pozostałości po grzbiecie moreny pchniętej. Literatura BERTHELSEN A., 1978. The methodology of kineto - stratygraphy as applied to glacial geology. Biul. Geol. Soc. Denmark, 27, SI, s. 25-38. BRODZIKOWSKI K., 1984. Deformacje metasedymentacyjne w osadach czwartorzędowych okolic Jaroszowa. Acta Uniw. Wratisl., 655, s. 17-55. CROOT D. G., 1987. Glacio-tectonic struktures: a mesoscale model of thin-skinned thrust sheets? Journ. Struct. Geol., 9, 7, s. 797-808. DADLEZ R., JAROSZEWSKI W., 1994. Tektonika. Wydawnictwa Naukowe PAN, Warszawa, s. 743. DREWRY D. J., 1986. Glacial geologic processes. Edward Arnold, London, s. 276. KLATKOWA H., 1992. Niektóre wskaźniki kierunków transportu lodowego w Środkowej Polsce i ich przydatność do wyróżnień facjalnych i stratygraficznych oraz rekonstrukcji paleogeograficznych. Acta Geogr. Lodz., 63, s. 39-79. KOZARSKI S., KASPRZAK L., 1992. Glacidynamometamorfoza osadów nieskonsolidowanych w makro i mezoglacitektonitach Niziny Wielkopolskiej. Przegl. Geogr. 64, 1-2 s. 95-119. LISZKOWSKI J., 1996. Cechy diagnostyczne oraz typowe sekwencje subfacji glin morenowych vistulianu środkowej Wielkopolski. Geologos, 1, s. 159-174. Marks L., 1992. Osady i formy rzeźby lodowcowej i wodnolodowcowej, (w:) Lindner (red.), Czwartorzęd. Osady, metody badań. Stratygrafia, Wyd. PAE, Warszawa, s. 92-153.
112 Magdalena Ratajczak OLSZEWSKI A., 1974. Jednostki litofacjalne glin subglacjalnych nad dolną Wisłą w świetle analizy ich makrostruktur i makrotekstur. Studia Soc., 8, 2, Toruń. STANKOWSKI W., 1996. Podstawowe facje glin morenowych oraz kryteria ich wyróżniania. Geologos, 1, s. 149-157. SZUPRYCZYŃSKI J., 1966. Objaśnienie do mapy geomorfologicznej 1:50 000, Arkusz Szamocin. Dokumentacja Geograficzna, I, Instyt, Geogr. PAN, Warszawa, s. 44.