Historia zlodowacenia doliny omnicy w Karkonoszach w zapisie mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcu

Historia zlodowacenia doliny omnicy w Karkonoszach w zapisie mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcu Andrzej Traczyk 1, Barbara Woronko 2 The history of glaciation of the omnica Valley in Karkonosze as shown by the quartz grain surface micromorphology records. Prz. Geol., 58: 1182 1191. A. Traczyk B. Woronko A b s t r a c t. The omnica Valley (Karkonosze Mountains, Sudety Mountains) was glaciated during the Pleistocene. The question if the valley was glaciated once or more times is still not answered despite many research methods were used in numerous investigations. To answer the question and reconstruct the conditions accompanying the process of sediment transport in the glacial environment, the analyse of micromorphology of sand quartz grain surfaces in SEM (Scanning Electron Microscope) was used. The survey was conducted on the youngest and the oldest known moraine deposits occurring along the whole valley floor. The glacial deposits were compared to the waste deposits. Obtained results confirmed that the valley had been glaciated at least twice in the Pleistocene and that the conditions of glacial transport had varied. Keywords: micromorphology of quartz grains, SEM, glacial deposits, omnica Valley, Karkonosze Mountains Badania geomorfologiczne prowadzone w Karkonoszach od ponad 100 lat koncentruj¹ siê na trzech g³ównych problemach. Nale ¹ do nich: rozwój rzeÿby granitowej (Jahn, 1962; Migoñ, 1993; Migoñ & Czerwiñski 1995), powstanie grubofrakcyjnych peryglacjalnych pokryw stokowych (pokryw blokowych) ( oziñski, 1910; Dumanowski, 1961) oraz wiek form zwi¹zanych z dzia³alnoœci¹ lodowców górskich (Partsch, 1894; Jahn, 1960; Lindner, 2009). W odniesieniu do ostatniego z wymienianych tematów nale y stwierdziæ, e dotychczasowe publikacje opiera³y siê na wynikach tradycyjnego podejœcia badawczego polegaj¹cego g³ównie na kartowaniu form polodowcowych, tj. na okreœlaniu sekwencji wa³ów moren czo³owych i bocznych. Na tej podstawie stworzono schemat rozwoju lodowców górskich w Karkonoszach zak³adaj¹cy, e w masywie tym w okresie plejstocenu dwu- lub trzyktornie dosz³o do rozwoju lokalnego zlodowacenia górskiego (Engel, 1997). Pod koniec ubieg³ego wieku w badaniach historii glacjalnej Karkonoszy zastosowano metody okreœlania wieku utworów morenowych na podstawie stopnia zwietrzenia materia³u skalnego oraz datowañ radiowêglowych i termoluminescencyjnych (Traczyk, 1989; Chmal & Traczyk, 1999). Dane, które uzyskano w ten sposób, potwierdzi³y wczeœniejsze hipotezy o wielokrotnoœci rozwoju lodowców górskich w Karkonoszach, ale nie rozstrzygnê³y jednoznacznie, w których okresach plejstocenu mog³o to nast¹piæ (Engel, 2007). Badania geomorfologiczne prowadzone w okresie ostatnich 3 lat obejmuj¹ce po³udniowe i pó³nocne stoki Karkonoszy (Engel i in., 2007) i wykorzystuj¹ce ró ne metody analityczne, w tym badania geochemiczne osadów, datowania C 14, OSL (Optically Stimulated Luminescence), Be 10, badania stopnia zwietrzenia g³azów buduj¹cych moreny przy wykorzystaniu m³otka Schmidta i itp. dostarczy³y materia³ów, które znacznie wzbogacaj¹ wiedzê na temat rozwoju lodowców górskich w Karkonoszach w schy³kowym okresie plejstocenu. Efektem tych prac jest m.in. potwierdzenie hipotezy przedstawionej przez Chmala i Traczyka (1998), wskazuj¹cej, e ca³kowity zanik lodowców w tych górach nast¹pi³ ostatecznie ok. 10 tys. lat p.n.e. (Engel i in., 2008). Trudnoœci w odtwarzaniu paleogeografii Karkonoszy w plejstocenie zwi¹zane s¹ przede wszystkim ze specyfik¹ œrodowiska górskiego. W œrodowisku tym, ze wzglêdu na warunki morfologiczne oraz dzia³anie procesów denudacyjnych i erozyjnych, tylko w wyj¹tkowych sytuacjach istniej¹ mo liwoœci zachowania sekwencji osadów pozwalaj¹cych na przeprowadzenie kompletnych analiz sedymentologicznych i chronostratygraficznych. Pewnym rozwi¹zaniem tego problemu jest stosowanie wielu komplementarnych metod badawczych, które pomagaj¹ w wype³nianiu luk informacyjnych i daj¹ mo liwoœæ tworzenia w miarê wiarygodnych schematów paleogeograficznych. Do metod, które do tej pory nie by³y stosowane w Karkonoszach, nale y zaliczyæ badania mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcu frakcji piaszczystej (0,5 1,0 mm). W artykule przedstawiono wyniki takich badañ, które zosta³y przeprowadzone w dolinie omnicy po³o onej we wschodniej czêœci Karkonoszy. Ich celem by³o wykazanie, czy ziarna kwarcu pobrane z moren po³o onych w ró nych czêœciach tej doliny maj¹ podobn¹ mikromorfologiê i czy posiadaj¹ wspólne elementy wietrzeniowe. Zamierzeniem autorów by³o stwierdzenie, czy postulowany we wczeœniejszych publikacjach schemat wielokrotnego zlodowacenia Karkonoszy znajduje swoje potwierdzanie w zapisie mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcowych. Zastosowana metoda umo liwia równie okreœlenie ogólnych warunków geodynamicznych, w jakich nastêpowa³a obróbka ziarn kwarcu, a to z kolei pozwala na podanie pewnych cech re imu lodowca, który modelowa³ dolinê omnicy. Analiza charakteru powierzchni ziarn kwarcu frakcji piaszczystej w SEM (Scanning Electron Microscope) jest powszechnie stosowana w badaniach geomorfologicznych œrodowiska glacjalnego. Na podstawie mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcowych mo na podj¹æ próbê odtworzenia warunków panuj¹cych w czasie transportu 1 Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc³awski, plac Uniwersytecki 1, 50-137 Wroc³aw; traczyk@uni.wroc.pl 2 Wydzia³ Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski, ul. Krakowskie Przedmieœcie 30, 00-927 Warszawa; bworonko@uw.edu.pl 1182

osadów w lodowcu lub l¹dolodzie. Badania te pozwalaj¹ tak e na okreœlenie Ÿróde³ materia³u kwarcowego oraz wszelkich procesów postsedymentacyjnych, jakim podlega³ osad (Krinsley & Doornkamp, 1973; Sharp & Gomez, 1986; Mahaney, 2002; Mahaney & Kalm 1995; Evans & Benn, 2004). Mahaney (1995, 2002) stwierdza nawet, e na podstawie obecnoœci i czêstotliwoœci wystêpowania okreœlonych mikrostruktur mo na odtworzyæ mi¹ szoœæ lodu. Takie podejœcie budzi jednak wiele kontrowersji (Clark, 1989; Evans & Benn, 2004). Na obszarze Polski omawiana metoda by³a wykorzystana przez Mycielsk¹-Dowgia³³o (1978) i Czekaj (2005) w badaniach œrodowiska glacjalnego glin morenowych akumulowanych przez l¹dolody plejstoceñskie na obszarze Ni u Polskiego oraz przez Woronko i Derkacz (2008) dla osadów morenowych lodowca Suchej Wody i lodowca Pañszczycy w Tatrach. W przypadku lodowców tatrzañskich przebadano jedynie osady z³o one w ujœciowych odcinkach dolin. Prezentowane w niniejszej pracy wyniki badañ mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcu w SEM po raz pierwszy obejmuj¹ osady z ca³ej doliny po³o onej na obszarze polskich gór, w której rozwija³y siê lodowce górskie w plejstocenie. Charakterystyka obszaru badañ Obszar badañ obejmowa³ dolinê omnicy wykszta³con¹ w granitach karkonoskich (ryc. 1). Wed³ug Szczegó³owej mapy geologicznej Sudetów w skali 1: 25 000 (arkusz Sosnówka) dolne partie doliny omnicy oraz dna karów polodowcowych Ma³ego i Wielkiego Stawu s¹ zbudowane z granitów gruboziarnistych porfirowatych, natomiast œciany skalne karów zbudowane s¹ z odmian równoziarnistych. Granica miêdzy typami granitu przebiega mniej wiêcej u podnó a œcian karów, w strefie wysokoœciowej 1100 1200 m n.p.m. (ryc. 1) (Sza³amacha, 1957). W plejstocenie w dolinie omnicy rozwin¹³ siê najwiêkszy po pó³nocnej stronie Karkonoszy lodowiec karowodolinny. W maksymalnej fazie jego rozwoju d³ugoœæ jêzora lodowcowego dochodzi³a do ok. 3,5 km, a jego czo³o koñczy³o siê na wysokoœci ok. 900 850 m n.p.m. Efektem obecnoœci lodowca w dolinie, oprócz karów polodowcowych, s¹ najlepiej zachowane w skali ca³ych Karkonoszy formy morenowe. Na podstawie szczegó³owego kartowania geomorfologicznego oraz badañ stopnia zwietrzenia g³azów i bloków buduj¹cych moreny formy te zosta³y przypisane do czterech stref akumulacji lodowcowej (Traczyk, 1989). Strefy IV i III odpowiada³yby zlodowaceniu najm³odszemu, korelowanemu ze zlodowaceniem wis³y, strefa II zlodowaceniu starszemu (zlodowacenie warty), a zdenudowana pokrywa strefy I zlodowaceniu najstarszemu (zlodowacenie odry?) (ryc. 1). Formy morenowe w dolinie omnicy zbudowane s¹ w przewa aj¹cej czêœci z grubofrakcyjnego materia³u skalnego i sk³adaj¹ siê g³ównie z g³azów, bloków i gruzu. Elementy skalne buduj¹ce moreny osi¹gaj¹ maksymalnie 4 6 m œrednicy, a materia³ piaszczysto-pylasty stanowi jedynie wype³nienie grubofrakacyjnego szkieletu. Z obserwacji terenowych wynika, e moreny po³o one przy zbiegu omnicy i Z³otego Potoku (ryc. 1) zawieraj¹ znacznie wiêksz¹ domieszkê materia³u drobnofrakcyjnego ni te znajduj¹ce siê w pobli u Ma³ego Stawu (Traczyk, 1989). W morenach po³o onych na dnie karów wype³nienie g³azowo-gruzowego szkieletu skalnego stanowi g³ównie materia³ piaszczysty. G³azy i bloki buduj¹ce te formy maj¹ ostre krawêdzie. W odró nieniu do materia³u skalnego, który buduje moreny le ¹ce w dolnej czêœci doliny, nie wykazuj¹ one cech silnego zwietrzenia chemicznego. Metodyka Analizie mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcu w skaningowym mikroskopie elektronowym poddano 6 próbek (L2 ) reprezentuj¹cych osady glacjalne doliny omnicy (tab. 1, ryc. 1). Buduj¹ one wa³y moren czo³owych (L2,, L4 i ) oraz pokrywy morenowe w brze nych partiach stref morenowych le ¹cych poni ej 1000 m n.p.m. (stanowiska L5, L6). W celach porównawczych przeanalizowano jedn¹ próbkê pochodz¹c¹ ze zwietrzelin ska³ granitowych (L1), pobran¹ ze stanowiska po³o onego na wierzchowinie Karkonoszy (Równia pod Œnie k¹), o stoku nachylonym pod k¹tem mniejszym ni 4º. Materia³ do badañ pochodzi³ z istniej¹cych ods³oniêæ, czêœciowo z poziomów bêd¹cych pod wp³ywem oddzia³ywania procesów glebowych. Ka dorazowo analizie w SEM poddano 20 25 losowo wybranych ziarn kwarcu o frakcji 0,5 1,0 mm. Przed przyst¹pieniem do badania ziarna wytrawiano w 10% roztworze HCl, nastêpnie kilkakrotnie przep³ukiwano w wodzie destylowanej, a w koñcowym etapie preparacji napylano ich powierzchniê z³otem. Do identyfikacji mikrostruktur na powierzchni ziarn kwarcowych wykorzystano klasyfikacjê zaproponowan¹ przez Mahaneya (2002), poszerzon¹ o mikroformy zawarte w pracy Hellanda i Holmesa (1997). Wyniki badañ Uzyskane wyniki pozwalaj¹ przeœledziæ zmiany charakteru mikrorzeÿby powierzchni ziarn kwarcu wzd³u biegu doliny omnicy od stanowiska po³o onego najwy ej (L2) do najni ej po³o onych moren (stanowisko ) a tym samym podj¹æ próbê odtworzenia warunków towarzysz¹cych transportowi osadów w œrodowisku glacjalnym. Porównanie materia³u morenowego z próbk¹ wzorcow¹ (zwietrzelina in situ L1) daje mo liwoœæ zapozanania siê z rodzajem procesów niszczenia ziarn kwarcu i odpowiedzi na pytanie o wielokrotnoœci cykli ich kruszenia. Ziarna reprezentuj¹ce osady zwietrzelinowe (L1) mia³y œrednio lub bardzo urozmaicon¹ mikrorzeÿbê (medium lub high relief). G³ównym procesem modeluj¹cym ich powierzchniê by³o wietrzenie chemiczne, zaznaczaj¹ce siê zarówno w formie intensywnego trawienia, jak i oskorupiania glinokrzemianami. Efektem trawienia jest zaokr¹glenie krawêdzi i naro y ziarn oraz powstanie mikrostruktur okreœlanych jako dissolution surface (ryc. 2A). Tego typu powierzchnie obserwowane by³y na wszystkich badanych ziarnach (tab. 2). Proces ten jest odpowiedzialny równie za powstanie mikroform typu solution pits, solution crevasses oraz oriented each pits. Mechaniczne niszczenie powierzchni ziarn pochodz¹cych ze zwietrzeliny in situ zaznaczy³o siê przede wszystkim w formie du ych (> 10 ìm), s³abo urzeÿbionych prze³amów muszlowych (conchoidal fractures) lub fracture faces (tab. 2). Powierzchnia wiêkszoœci z nich by³a oskorupiona. Nale y równie zwróciæ uwagê na obecnoœæ w próbce L1 mikrostruktur typu breakage blocks (zarówno >10ìm,jaki<10ìm)oraz ma³ych prze³amów muszlowych (conchoidal fractures <10ìm) (tab. 2, ryc. 2B). Na powierzchni ziarn reprezentuj¹cych osady glacjalne z doliny omnicy widoczne s¹ efekty dzia³ania dwóch 1183

51 00 D 15 30 CZ PL JELENIA GÓRA 900 LIBEREC KARKONOSZE KARPACZ 1300 Polana omnica L4 Pl¹sawa L6 omnica 900 800 1400 Wielki Staw L5 Z³otówka Z³oty Potok 1000 Bystrzyk Smogornia 1100 1200 Ma³y Staw L2 Bia³y Jar 1400 1300 Kopa omniczka 0 1km L1 Równia pod Œnie k¹ 1300 krawêdzie karów polodowcowych glacial cirques edges Zasiêgi stref morenowych I-IV wg Traczyka, 1989: The range of I-IV moraine zones after Traczyk, 1989: linia przekroju (ryc. 6) cross-section line (Fig. 6) I II III IV L1 granica miêdzy odmianami granitu karkonoskiego ( granit równoziarnisty, p granit gruboziarnisty porfirowaty) the border between particular Karkonosze granite types ( regularly textured granite, p porphyry coarse granite) stanowiska (miejsca poboru materia³u do badañ mikroskopowych) sites (sites where the material to microscope investigations was sampled) Ryc. 1. Po³o enie stanowisk badawczych w dolinie omnicy Fig. 1. Location of study sites in the omnica Valley procesów: wietrzenia chemicznego i niszczenia mechanicznego. Od ziarn pochodz¹cych z osadów zwietrzelinowych (L1) odró nia je przede wszystkim wiêksza czêstotliwoœæ wystêpowania mikrostruktur abrazyjnych. Ziarna z high frequency fractures stanowi³y od 61% (L5) do 100% (), podczas gdy ich udzia³ na stanowisku L1 wynosi³ maksymalnie 45% (tab. 2). Wœród mikrostruktur zwi¹zanych z mechanicznym niszczeniem ziarn dominowa³y du e prze³amy muszlowe (conchoidal fractures >10ìm) (ryc. 3A B). Na ich powierzchni odnotowano obecnoœæ mikroform typu linear steps (ryc. 3C) oraz subparallel linear fractures (ryc. 3D). Ten ostatni rodzaj mikroform uwa any jest za element diagnostyczny utworów œrodowisk glacjalnych (Tulaczyk i in., 1998; Mahaney, 2002; Evans & Benn, 2004; Rose & Hart, 2008). Podobne znaczenie ma równie mikrostruktura typu chattermarks (ryc. 3E), której pochodzenie wi¹zane jest z procesami formuj¹cymi gliny typu lodgement (Mahaney, 2002). W przypadku materia³u z doliny omnicy by³y one widoczne na powierzchni stosunkowo du ej liczby ziarn, 1184

L1 L1 Ryc. 2. Stanowisko L1 (osady zwietrzelinowe z Równi pod Œnie k¹): A fragment powierzchni ziarna kwarcu typu dissolution surface; B mikrostruktura typu breakage blocks widoczna na krawêdzi Fig. 2. The L1 site (weathered deposits from the Karkonosze Mountains): A the fragment of quartz grain with dissolution surface; B breakage blocks microstructure visible on the corner of quartz grain Tab. 1. Charakterystyka stanowisk w dolinie omnicy, z których pobierano próbki materia³u do badañ mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcu Table 1. The characteristics of sites where the material to the investigation of micromorphology of quartz grain surfaces was sampled Stanowisko Test site H [m n.p.m] Altitude [m a.s.l] Strefa morenowa Morainic zone L1 1416 L2 1188 IV 1135 IV L4 997 III L5 969 II L6 948 II 901 II Po³o enie morfologiczne Morphologic situation Wierzchowina Karkonoszy Summit plateau of the Karkonosze Mts. Morena czo³owa przy Ma³ym Stawie Terminal moraine near Ma³y Staw Lake Morena czo³owa przy Domku Myœliwskim Terminal moraine near Domek Myœliwski shelter Rozciêcie erozyjne moreny czo³owej Erosional cuting of the terminal moraine Rozciêcie pokrywy morenowej (strefa moreny bocznej) Gully in the moranic cover (zone of the lateral moriane) Rozciêcie pokrywy morenowej (strefa moreny bocznej) Gully in the moranic cover (zone of the lateral moriane) Rozciêcie erozyjne moreny czo³owej Erosional cuting of the terminal moraine tj. od 15% (L2) do 35% (L4, ), jednak wystêpowa³y tylko w postaci pojedynczych naciêæ. Na stanowiskach L5 i L6 wiêkszoœæ du ych prze³amów muszlowych by³a s³abo urzeÿbiona, w przeciwieñstwie do analogicznych mikroform na ziarnach z pozosta³ych stanowisk. Wa na z interpretacyjnego punktu widzenia jest równie obecnoœæ w badanym materiale ziarn, na powierzchni których wystêpuj¹ ma³e prze³amy muszlowe (conchoidal fractures < 10 ìm) widoczne przede wszystkim na krawêdziach i wypuk³ych fragmentach ziarn (ryc. 3F). Zazwyczaj z tymi mikrostrukturami zwi¹zane s¹ formy okreœlane jako arc-shaped steps. Ponadto obserwowano pojedyncze mikrostruktury bêd¹ce efektem rycia jednego ziarna drugim (straight i curved grooves oraz deep troughs) (tab. 2). Generalnie najwiêksz¹ czêstotliwoœæ wystêpowania mikrostruktur zwi¹zanych z mechanicznym niszczeniem zanotowano na ziarnach ze stanowisk L2 i. Na powierzchni analizowanych ziarn widoczne by³y równie powsta³e w wyniku wietrzenia chemicznego formy typu dissolution surface i oskorupienia (amorphous ppt.). Powszechnie wystêpowa³y tak e mikroformy okreœlane jako preweathered surface, które w literaturze opisywane s¹ jako elementy charakterystyczne dla osadów œrodowiska glacjalnego (Mahaney, 2002). W punkcie L4 trawienie powierzchni ziarn spowodowa³o powstanie ob³ych, bulwiastych mikrowypuk³oœci. Ten typ mikroform nie by³ obserwowany na pozosta³ych stanowiskach. Stopieñ oskorupienia powierzchni ziarn na poszczególnych stanowiskach nie by³ jednakowy. Najbardziej oskorupione by³y ziarna ze stanowisk L5 i L6, natomiast najmniej z moren na stanowiskach L2,, L4 oraz. Znamienne jest to, e czêœæ mikrostruktur bêd¹cych efektem mechanicznego niszczenia powierzchni ziarn by³a oskorupiona. Szczególnie dobrze by³o to widoczne na ziarnach ze stanowisk L2 i. Dyskusja rezultatów badañ Materia³ buduj¹cy osady glacjalne w dolinie omnicy pochodzi³ ze wczesnoplejstoceñskich b¹dÿ jeszcze starszych zwietrzelin granitu. St¹d w materiale morenowym obecnoœæ ziarn, których powierzchnie by³y modelowane g³ównie przez intensywne wietrzenie chemiczne (ryc. 4A). W œrodowisku glacjalnym ziarna te podlega³y intensywnemu niszczeniu mechanicznemu, dlatego te powierzchnie zwi¹zane z wietrzeniem chemicznym widoczne s¹ czêsto 1185

Tab. 2. Zbiorczy wykres czêstoœci pojawiania siê mikrostruktur na powierzchni ziarn kwarcowych pochodz¹cych ze zwietrzeliny in situ (L1) i z osadów glacjalnych z doliny omnicy (L2 ) Table 2. Summary graph of the frequency of the microstructures occurrence on the quartz grain surfaces from the in situ waste deposits (L1) and glacial deposits from the omnica Valley (L2 ) próbka / sample typ mikrostruktury / type of structure L1 L2 L4 L5 L6 s³abo urzeÿbiona mikrorzeÿba / low relief œrednio urzeÿbiona mikrorzeÿba / medium relief bardzo urzeÿbiona mikrorzeÿba / high relief wysoka czêstotliwoœæ mikrostruktur abrazyjnych / high frequency fractures niska czêstotliwoœæ mikrostruktur abrazyjnych / low frequency fractures obtoczone krawêdzie / edge rounding ostre krawêdzie / sharp features mikrostruktury abrazyjne bêd¹ce efektem wietrzenia in situ / abrasion fatigues mikrostruktury abrazyjne / abrasion features œwie e powierzchnie / fresh surface oskorupiona powierzchnia / amorphous ppt. powierzchnia bêd¹ca efektem trawienia / dissolution surface g³adka powierzchnia powsta³a na skutek trawienia / dulled surface kwarc regeneracyjny / quartz overgrowth zorientowane formy punktowe powsta³e w efekcie trawienia / oriented etch pits rowki bêd¹ce efektem trawienia / solution crevasses punktowe mikroformy bêd¹ce efektem trawienia / solution pits mikrostruktury zwi¹zane z defektami w sieci krystalograficznej kwarcu / lattice shattering ostrokrawêdziste ³ukowate mikrostopnie / arc-shaped steps blokowe mikrostruktury (<0,010mm) / breakage blocks (<0,010mm) blokowe mikrostruktury (>0,010mm) / breakage blocks (>0,010mm) karbowane naciêcia / chattermarks prze³amy muszlowe (<0,010mm) / conchoidal fractures (<0,010mm) prze³amy muszlowe (>0,010mm) / conchoidal fractures (>0,010mm) p³askie powierzchnie bêd¹ce efektem niszczenia mechanicznego / fracture faces linijne ostrokrawêdziste mikrostopnie / linear steps ostrokrawêdziste równoleg³e mikrostopnie / subparallel linear fractures pojedyncze mikrostopnie / micro steps równoleg³e mikrogrzbiety / parallel ridges promieniœci rozchodz¹ce siê mikrostopnie / radial fractures zêbate prze³amy / sawtooth fractures ma³e wybicia / craters U-kszta³tne naciêcia / crescentic gouges V-kszta³tne naciêcia / V-shaped percussion cracks nieregularne grzbiety powsta³e w wyniku abrazji eolicznej / mechanically upturned plates zaokr¹glone krawêdzie w wyniku abrazji eolicznej / bulbous edges krête mikro ³obki / curved grooves g³êboka mikrorynna / deep trough proste mikro ³obki / straight grooves nieregularne obni enie / irregular depressions wyd³u one obni enie / elongated depressions przekszta³cona przez abrazjê powierzchnia uprzednio podlegaj¹ca wietrzeniu / preweathered surface adhezyjne mikrocz¹steczki / adhering particles 1186 >96% 81-95% 66-80% 51-65% 36-50% 21-35% 6-20% 1-5%

(b) (a) 200 µm 200 µm L4 L2 Ryc. 3. Ziarna kwarcu reprezentuj¹ce osady glacjalne: A ziarno kwarcu o powierzchni typu dissolution surface (a) i œwie ych prze- ³amach muszlowych (b); B ogólny widok ziarna kwarcu z widocznym prze³amem muszlowym (conchoidal fractures >10 m) o s³abo urozmaiconej mikrorzeÿbie; C linear steps; D subparallel linear fracture; E mikrostruktura typu chattermark; F ma³y prze³am muszlowy widoczny na krawêdzi ziarna (conchoidal fractures >10 m) bêd¹cy efektem abrazji (prostok¹t) Fig. 3. Quartz grains from glacial deposits: A quartz grain with dissolution surface (a) and fresh conchoidal fractures (b); B general view of a quartz grain with low diversified microrelief conchoidals fractures (> 10 m); C linear steps; D subparallel linear fracture; E chattermark; F small conchoidal fractures (> 10 m) on the grain corner being the effect of abrasion (rectangle) jedynie na krawêdziach i stanowi¹ swego rodzaju ostañce (ryc. 4B), które powsta³y w wyniku od³upywania du ych fragmentów ziarna. W przypadku znacznej iloœci ziarn ze stanowisk L2 i obserwuje siê oskorupienie czêœci prze³amów muszlowych, podczas gdy inne s¹ ca³kowicie œwie e. Mo e to wskazywaæ na kilkakrotne w³¹czanie ziarn do transportu glacjalnego. Ka dy z etapów niszczenia w œrodowisku glacjalnym przedzielony by³ okresem, w którym dominowa³o wietrzenie chemiczne. Na powierzchni ziarn zapisana jest zatem nastêpuj¹ca sekwencja zdarzeñ: (1) kruszenie, (2) wietrzenie chemiczne, (3) kruszenie. Kanaori i in. (1985) stwierdzili, e powierzchnie œwie e, w œrodowisku o niskiej agresywnoœci chemicznej, mog¹ pozostawaæ nienaruszone nawet przez okres dziesi¹tek tysiêcy lat. Du y wp³yw wietrzenia chemicznego (przejawiaj¹cego siê najczêœciej w formie oskorupiania) na charakter powierzchni ziarn kwarcu pochodz¹cych ze stanowisk L5 i 1187

200 µm L5 200 µm L5 Ryc. 4. Ziarna kwarcu reprezentuj¹ce osady glacjalne: A ziarno kwarcu o powierzchni typu dissolution surface; B fragment powierzchni ziarna kwarcu podlegaj¹cego niszczeniu mechanicznemu z zachowan¹ mikrorzeÿb¹, bêd¹c¹ efektem wietrzenia chemicznego widoczn¹ jedynie na krawêdzi; C ostre krawêdzie ziarna bêd¹ce zapisem procesu kruszenia; D, E abrazja widoczna na krawêdzi ziarna w formie ma³ych prze³amów muszlowych (> 10 m); F mikrostruktura typu breakage blocks, bêd¹ca efektem wietrzenia mrozowego Fig. 4. Quartz grains from glacial deposits: A general view of quartz grain with dissolution surface; B fragment of crushed quartz grain with chemical weathered surface preserved on the edges; C sharpen edges as an effect of crushing processes; D, E small conchoidal fractures (> 10 m) as an effect of abrasion; F the breakage blocks microstructure as an effect of frost weathering L6 mo e byæ wi¹zany z d³ugoœci¹ oddzia³ywania tego procesu b¹dÿ te z du ¹ dostaw¹ materia³u zwietrzelinowego. Pierwsz¹ hipotezê potwierdza³by fakt, e wy ej wymienione stanowiska zlokalizowane s¹ w II strefie morenowej (ryc. 1), korelowanej z zlodowaceniem starszym (= odry?) (Traczyk, 1989). Hipotezê znacznej dostawy materia³u zwietrzelinowego w dolnej czêœci jêzora lodowcowego mo na by natomiast wi¹zaæ ze zjawiskiem transfluencji lodowca omnicy do doliny Z³otego Potoku. W okresie przed zlodowaceniem omnica i jej dop³ywy mia³y inny przebieg ni obecnie (Traczyk, 1987). omnica sp³ywa³a w kierunku NE, do dzisiejszej doliny Pl¹sawy (ryc. 5). Wskazuje na to obecnoœæ g³êbokich, suchych jarów skalnych w dolinie Pl¹sawy, które s¹ zabarykadowane od strony po³udniowej przez moreny boczne lodowca omnicy. Obecnoœæ tych kopalnych jarów oraz wspó³czesny przebieg koryta omnicy pozwalaj¹ s¹dziæ, e w okresie zlodowacenia 1188

900 Przegl¹d Geologiczny, vol. 58, nr 12, 2010 1000 0 400m 1050 Karpacz Górny 950 900 850 omnica 800 Pl¹sawa 850 Samotnia omnica 1100 1050 1000 950 Z³oty Potok Kopa 950 moreny m³odszego zlodowacenia (= würm) moraines of younger glaciation (= würm) moreny starszego zlodowacenia (= riss) moraines of older glaciation (= riss) wciosowy odcinek doliny Pl¹sawy a V-shaped fragment of the Pl¹sawa Valley p³askodenny odcinek doliny Pl¹sawy a flat-bottomed fragment of the Pl¹sawa Valley puste doliny (jary skalne) a wind gap fragment (box canyon) przypuszczlany przebieg lokalnych dzia³ów wodnych sprzed zlodowacenia presumed courses of local watersheds before glaciation przypuszczalne kierunki odwodnienia doliny omnicy sprzed okresu zlodowacenia presumed drainage directions of the omnica Valley before glaciation kierunek transfluencji lodowca omnicy do doliny Z³otego Potoku direction of the omnica glacial transfluence to the Z³oty Potok Valley Ryc. 5. Schemat plejstoceñskich zmian hydrograficznych w dolinie omnicy Fig. 5. Diagram of hydrographic changes in the omnica Valley starszego dosz³o do przelania siê (transfluencji) lodowca omnicy przez lokalny dzia³ wodny do doliny Z³otego Potoku. W trakcie tego procesu dochodziæ mog³o do egzaracji pod³o a podlodowcowego w strefie dawnego dzia³u wodnego, a w efekcie do dostawy œwie ego materia³u zwietrzelinowego. Materia³ ten, w³¹czony w obrêb moren, nie podlega³ d³ugiemu transportowi. Dlatego te wiêkszoœæ prze³amów muszlowych obecnych na ziarnach pobranych na stanowiskach L5 i L6 by³a, podobnie jak to jest w przypadku materia³u zwietrzelinowego (stanowisko L1), s³abo urzeÿbiona. Lodowiec w dolinie omnicy transportowa³ materia³ zarówno w strefie supra-, in-, jak i subglacjalnej. Wniosek ten wynika z obecnoœci na powierzchni ziarn mikrostruktur powsta³ych w czasie transportu w œrodowisku glacjalnym, œwiadcz¹cych o kruszeniu i abrazji oraz bêd¹cych efektem postêpuj¹cego wietrzenia in situ otaczaj¹cych ska³. Proces kruszenia zaznacza siê w formie du ych prze³amów muszlowych (Tulaczyk i in., 1998; Rose & Hart, 2008) oraz ostrych krawêdzi i naro y (ryc. 4C), natomiast efektem abrazji s¹ m.in. ma³e prze³amy muszlowe (< 10 ìm) widoczne na krawêdziach oraz obecnoœæ form arc-shaped steps (ryc. 4D E) (Krinsley & Takahashi, 1962). Te ostatnie mikrostruktury powstaj¹ w czasie rotacji lub œlizgania siê ziarn (Rose & Hart, 2008) oraz wskutek niszczenia mostków z³o onych z kilku ziarn ustawionych w jednej linii. Procesy te prowadz¹ do zaokr¹glania krawêdzi, przez co ziarna przybieraj¹ bardziej izometryczny kszta³t (Rose & Hart, 2008). Wed³ug Sharpa i Gomeza (1986) abrazyjnie zaokr¹glone krawêdzie s¹ jedyn¹ cech¹ odró - niaj¹c¹ transport w œrodowisku sub- i supraglacjalnym. Na podstawie przeprowadzonych badañ mo na sadziæ, e w lodowcu omnicy, który przesuwa³ siê w dó³ doliny, procesy kruszenia i abrazji nie by³y jednakowo intensywne. Podobnie by³o z egzaracj¹ osadów pod³o a. W punkcie L2, po³o onym najwy ej spoœród badanych stanowisk morenowych (1188 m n.p.m.), dominowa³o przede wszystkim kruszenie ziarn. Nie jest jednak wykluczone, e w strefie tej nastêpowa³a dostawa œwie ego materia³u zwietrzelinowego zniszczonych œcian skalnych karu lodowcowego. W ni ej po³o onych stanowiskach i L4 (odpowiednio 1135 i 997 m n.p.m.) ostre krawêdzie prze³amów by³y 1189

wysokoœæ (m n.p.m.) elevation (m a.s.l.) 1600 1400 1300 1200 1100 1000 900 L1 wietrzenie chemiczne i fizyczne chemical and physical weathering Ma³y Staw kruszenie crushing L2 SH 0: 40-44 Kw: 5 kruszenie abrazja crushing abrasion SH 0: 40-42 Kw: 15 kruszenie abrazja crushing abrasion L4 kruszenie crushing SH 0: 36-37 Kw: 30 L5 L6 800 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 odleg³oœæ wzd³u profilu (km) distance along profile (km) kruszenie crushing kruszenie abrazja crushing abrasion Ryc. 6. Zró nicowanie procesów modeluj¹cych materia³ kwarcowy w dolinie omnicy: 1 7 stanowiska poboru próbek (stanowiska 4 7 s¹ rzutowane na liniê przekroju); II IV strefy morenowe (por. ryc. 1); SH 0 wartoœæ maksymalna odboju m³otkiem Schmidta (pomiary wykonywane na powierzchniach zeszlifowanych mechanicznie); Kw gruboœæ kory wietrzeniowej mierzona w przekrojach g³azów i bloków morenowych Fig. 6. Differentiation of processes modelling the quartz material in the omnica Valley: 1 7 sampling points (points 1 7 are projected on cross-section line); II IV moraine zones (see Fig. 1); SH 0 maximum value of Schmidt hammer rebound (measures taken on the mechanically polished surface); Kw the thickness of weathered crust measured on the cross-sections of boulders and moraine blocks modelowane przez abrazjê. Ponadto wszelkie mikrostruktury zwi¹zane z niszczeniem mechanicznym wykazuj¹ wyj¹tkowo du ¹ œwie oœæ. W punktach L5 i L6 ponownie dominowa³o kruszenie, a abrazja, widoczna w formie pojedynczych ma³ych prze³amów muszlowych (< 10 ìm), spowodowa³a przeobra enie niewielkiej (kilkuprocentowej) populacji ziarn (ryc. 6). Na najni ej po³o onym stanowisku ponownie proces kruszenia by³ uzupe³niany abrazj¹. Znaczny udzia³ mikrostruktur powsta³ych w wyniku kruszenia oraz znikoma zawartoœæ frakcji ilastej w osadzie mog¹ wskazywaæ, e ciœnienie wody porowej w strefie subglacjalnej nie by³o du e, a co za tym idzie drena wody móg³ byæ efektywny. W tych warunkach dominowa³y procesy kruchego œcinania (brittle shear) (Mahaney, 1995). Nale y braæ równie pod uwagê fakt, e czêœæ du ych prze³amów muszlowych (< 10 m) mog³a byæ efektem wietrzenia w warunkach nieglacjalnych (Gomez i in., 1988), a transport materia³u odbywa³ siê w strefie supraglacjalnej. Za tak¹ interpretacj¹ przemawia obecnoœæ podobnych mikrostruktur w próbce pochodz¹cej ze zwietrzeliny in situ (stanowisko L1). Z drugiej jednak strony proces abrazji œwiadczy o tym, e dochodzi³o do znacz¹cego wzrostu ciœnienia wody porowej oraz deformacji plastycznych (ductile shear) (Mahaney, 1995). Wp³yw na to mia³ zapewne charakter transportowanych osadów. W warunkach transportu osadów gruboziarnistych, sk³adaj¹cych siê z du ych od³amków skalnych, dochodzi³o najprawdopodobniej g³ównie do kruszenia. Z badañ osadów transportowanych przez lodowce górskie przeprowadzonych przez Owena i in. (2003) wynika, e zawartoœæ frakcji pylastej jest w nich zmienna i zazwyczaj bardzo niska. W przypadku lodowca, który wype³nia³ dolinê omnicy, wzrost udzia³u frakcji drobnoziarnistych w osadzie móg³ byæ zwi¹zany z egzaracj¹ wychodni bardziej drobnoziarnistych odmian granitu lub jego zwietrzelin. Mo liwe jest, e za ten wzrost odpowiedzialne s¹ te same procesy obróbki zachodz¹cej w œrodowisku glacjalnym. W strefach, w których w transportowanych osadach obserwowany jest wzrost udzia³u frakcji najdrobniejszych, proces kruszenia móg³ byæ wspomagany przez abrazjê. W opinii wielu badaczy abrazja jest wa nym czynnikiem, odpowiedzialna jest m.in. za produkcjê frakcji pylastej w œrodowisku glacjalnym (Iverson, 1990; Owen i in., 2003). Niew¹tpliwie du e znaczenie mia³o wietrzenie mrozowe, którego œlady zaznaczy³y siê na powierzchni wielu ziarn. W jego wyniku na ziarnach powsta³y prawdopodobnie mikrostruktury typu fracture faces i breakage blocks (< 10 ìm) (ryc. 4F) (Hoch & Woronko, 2007). Obecnoœæ tych ostatnich mikrostruktur jest przez czêœæ badaczy wi¹zana jednak z procesami niszczenia w strefie œciêæ, które powstaj¹ w strefie bazalnej lodowców (Gomez & Small, 1983). Podsumowanie Wyniki badañ mikromorfologii powierzchni ziarn kwarcu wskazuj¹, e w III i IV strefie morenowej ziarna te podlega³y g³ównie procesom abrazji w œrodowisku glacjalnym. Jedynie w przypadku materia³u pobranego z moreny grodz¹cej misê Ma³ego Stawu wykazywa³y one oprócz cech abrazyjnych równie œlady kruszenia. W materiale pobranym z moren nale ¹cych do strefy II przewa a³y natomiast mikrostruktury powstaj¹ce w efekcie kruszenia, a elementy zwi¹zane z procesami abrazji by³y s³abo wykszta³cone. Charakterystyczn¹ cech¹ tego materia³u by³o tak e stosunkowo silne oskorupienie powierzchni ziarn oraz obecnoœæ du ych prze³amów wskazuj¹cych na dzia³anie postsedymentacyjnych procesów wietrzenia mrozowego. Analizy wyników omówionych badañ pozwala stwierdziæ, e miêdzy materia³em pochodz¹cym ze strefy II a materia³em ze stref III i IV istniej¹ pewne istotne ró nice mikrostrukturalne. Ziarna ze strefy II przesz³y kilka etapów niszczenie w œrodowisku glacjalnym, nastêpnie wietrzenie chemicznego i mrozowe. Znamienne jest równie to, e badania m³otkiem Schmidta (Engel i in., 2008) wykaza³y wyraÿne ró nice odboju (zwi¹zanego ze stopniem zwietrzenia) dla materia³u skalnego buduj¹cego moreny II i III strefy. 1190

Przedstawione fakty potwierdzaj¹ wczeœniejsz¹ hipotezê o co najmniej dwukrotnym rozwoju lodowca w dolinie omnicy (Traczyk, 1989). Zgodnie z ni¹ mo na przyj¹æ, e moreny strefy II powsta³y podczas starszego zlodowacenia (warty), natomiast wa³y morenowe wchodz¹ce w sk³ad stref III i IV zosta³y uformowane w starszej i m³odszej fazie najm³odszego zlodowacenia (wis³y). Pewne odstêpstwa, dotycz¹ce wykszta³cenia i stopnia zwietrzenia materia³u ziarnowego w transekcie wierzchowina dno karu polodowcowego dolna czêœæ doliny zlodowaconej, mo na wyt³umaczyæ po³o eniem stanowisk badawczych oraz miejscem poboru materia³u mineralnego. Nie wszystkie stanowiska po³o one by³y w obrêbie wa³ów moren czo³owych. Dwa spoœród nich (L5 i L6) obejmowa³y brze n¹ partiê strefy akumulacji lodowcowej (moreny boczne). W jej obrêbie, zapewne ze wzglêdu na s³absz¹ dynamikê lodu lodowcowego, procesy modelacji materia³u mineralnego przebiega³y z mniejszym nasileniem ni w partiach osiowych lodowca, w których transportowany by³ materia³ formuj¹cy obecnie wa³y moren czo³owych. Prace wykonano w ramach projektu Glaciální, periglaciální a paleoekologické doklady vývoje krajiny Krkonoš (Grantová agentura Èeské republiky 205/06/0587). Badania terenowe finansowane by³y z grantu 1015/W/IGRR/2008 Uniwersytetu Wroc³awskiego. Literatura CHMAL H. & TRACZYK A. 1998 Postglacjalny rozwój rzeÿby Karkonoszy i Gór Izerskich w œwietle analizy osadów rzecznych, jeziornych i stokowych. [W:] Sarosiek J. & Štursa J. (red.), Geoekologiczne Problemy Karkonoszy. Materia³y z sesji naukowej w Przesiece, 15 18.X.1997, tom I: 81-87. Wyd. Acarus, Poznañ. CHMAL H. & TRACZYK A. 1999 Die Vergletscherung des Riesengebirges. Zeitschrift für Geomorphologie N. F., Suppl. Bd., 113: 11 17. CLARK P.U. 1989 Relative differences between glacially crushed quartz transported by mountain and continental ice some examples from North America and East Africa: Discussion. American Journal of Science, 289: 1195 1205. CZEKAJ K. 2006 Procesy kruszenia ziarn kwarcu w œrodowisku glacjalnym i fluwioglacjalnym. WGiSR, UW (maszynopis pracy magisterskiej). DUMANOWSKI B. 1961 Cover deposits of the Karkonosze Mountains. Zesz. Nauk. Uniw. Wroc³., Nauka o Ziemi, 5: 31 55. ENGEL Z. 1997 Souèasný stav poznatkù o pleistocenním zalednìní èeské èásti Krkonoš. Geografie. Sborn. Èeské Geogr. Spol., 102: 288 300. ENGEL Z. 2007 Late Pleistocene glaciations in the Krkonoše Mountains. [W:] Goudie A.S. & Kalvoda J. (red.) Geomorphological Variatiations. P3K Publishers, Praha: 269 286. ENGEL Z., JANKOVSKÁ V., KØÍ EK M. & TREML V. 2007 Doklady vývoje Labského dolu v pozdním glaciálu a holocénu. Opera corcontica, 44: 223 227. ENGEL Z., KØÍ EK M., NÝVLT D., TRACZYK A. & TREML V. 2008 Nowe dane o zlodowaceniu Karkonoszy na podstawie badañ w dolinie aby, Upy i omnicy. Landform Analysis, 9: 111 114. EVANS D.J. & BENN D.I. 2004 A practical guide to the study of glacial sediments. Edward Arnold Publishers, London. GOMEZ B., DOWDESWELL J.A. & SHARP M. 1988 Microstructural control of quartz sand grain shape and texture: implication for discrimination of debris transport pathways through glaciers. Sediment. Geol., 57: 119 129. GOMEZ B. & SMALL R.J. 1983 Genesis of englacial debris within the Lower Glacier de Tsidjiore Nouve, Valais, Switzerland, as revealed scanning electron microscope. Geografiska Annaler, 65: 45 51. HELLAND P.E. & HOLMES M.A. 1997 Surface textural analysis of quartz sand grains from ODP Site 918 of the southeast coast of Greenland suggests glaciation of southern Greenland at 11 Ma. Paleogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 135: 109 121. HOCH M. & WORONKO B. 2007 Mikromorfologia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji piaszczystej podlegaj¹cych wietrzeniu mrozowemu wstêpne wyniki badañ. [W:] Smolska E. & Giriat D. (red.). Rekonstrukcja dynamiki procesów geomorfologicznych formy, rzeÿby i osady: 217-231. IVERSON N.R. 1990 Laboratory simulations of glacial abrasion: comparison with theory. Jour. Glaciol., 36: 304 314. JAHN A. 1960 Czwartorzêd Sudetów [W:] M. Ksi¹ kiewicz (red.). Regionalna geologia Polski, Tom III, Sudety, z. 2, Utwory trzeciorzêdowe i czwartorzêdowe oraz pogl¹d na rozwój budowy geologicznej Sudetów. Polskie Tow. Geol., Kraków. JAHN A. 1962 Geneza ska³ek granitowych. Czas. Geogr., 33: 19 44. KANAORI Y., TANAKA K. & MIYAKOSHI K. 1985 Futher studies on the use of quartz grains from fault gouges to stablish the age of faulting. Engineering Geology, 21: 175 194. KRINSLEY D.H. & DOORNKAMP J.C. 1973 Atlas of quartz sand surface textures. Cambrige Univ. Press. KRINSLEY D.H. & TAKAHASHI T. 1962 The surface textures of sand grains: an application of electron microscopy: glaciation. Science, 138: 1262 1264. LINDNER L. 2009 Problemy iloœci i wieku czwartorzêdowych zlodowaceñ górskich w Polsce [W:] Kostrzewski A. & Paluszkiewicz R. Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzêdowych. Seria Geografia, 88: 245 262. OZIÑSKI W. 1910 Karkonosze a Tatry. Pamiêtnik Towarzystwa Tatrzañskiego, 31: 84 93. MAHANEY W.C. 1995 Pleistocene and Holocene glacier thicknesses and/or transport histories inferred from microtextures and quartz particles. Boreas, 24: 293 304. MAHANEY W.C. 2002 Atlas of`sand grain surface textures and applications. Oxford Univ. Press. MAHANEY W.C. & KALM V. 1995 Scanning electron microscopy of Pleistocene tills in Estonia. Boreas, 24: 13 29. MIGOÑ P. 1993 Kopu³owe wzgórza granitowe w Kotlinie Jeleniogórskiej. Czas. Geogr., 64: 3 22. MIGOÑ P. & CZERWIÑSKI J. 1995 Problem wieku zwietrzelin granitowych Masywu Karkonosko-Izerskiego w Sudetach Zachodnich. Acta Univ. Wratisl. 1702, Prace Inst. Geogr. Seria A, Geografia Fizyczna, 7: 19 26. MYCIELSKA-DOWGIA O E. 1978 A scanning electron microscope study of quartz grain surface texrures from boulder clays of North and Central Poland. [W:] Whalley W.B. (red.) Scanning Electron Microscopy in the study of sediments. OWEN L.A., DEBRYSHIRE E. & SCOTT CH.H. 2003 Contemporary sediment production and transfer in high-altitude glacier. Sediment. Geol., 155: 13 36. PARTSCH J. 1894 Die Vergletscherung des Riesengebirges zur Eiszeit. Stuttgart. ROSE K.C. & HART J.K. 2008 Subglacial comminution in the deforming bed: Inferences from SEM analysis. Sediment. Geol., 203: 87 97. SHARP M. & GOMEZ B. 1986 Processes of debris comminution in the glacial environment and implication for quartz sand grain micromorphology. Sediment. Geol., 46: 33 47. SZA AMACHA M. 1957 Szczegó³owa mapa geologiczna Sudetów w skali 1 : 25000, arkusz Sosnówka. Wyd. Geol., Warszawa. TRACZYK A. 1987 Dolina Pl¹sawy przyk³ad zmian hydrograficznych we Wschodnich Karkonoszach. Karkonosz Materia³y Krajoznawcze Stud. Ko³a Przew. Sudeckich Oddz. Akad. PTTK we Wroc³awiu, 3: 13 17. TRACZYK A. 1989 Zlodowacenie doliny omnicy w Karkonoszach oraz pogl¹dy na iloœæ zlodowaceñ plejstoceñskich w œrednich górach Europy. Czas. Geogr., 60: 267 286. TULACZYK S., KAMB B., SCHIERER R.P. & ENGELHARDT H.F. 1998 Sedimentary processes at the base of a West Antarctic Ice Stream: constains from textural and compositional properties of subglacial debris. Jour. of Sediment. Research, 68: 487 496. WORONKO B. & DERKACZ M. 2008 Mikromorfologia powierzchni ziarn kwarcowych buduj¹cych moreny w Dolinie Suchej Wody i w Dolinie Pañszczycy (Tatry). XV Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski pt. Plejstocen Tatr i Podhala zlodowacenia tatrzañskie. Zakopane, 1 5 wrzeœnia 2008. Praca wp³ynê³a do redakcji 15.10.2009 r. Po recenzji akceptowano do druku 24.05.2010 r. 1191