Geneza i transformacja rzeÿby morenowej w pó³nocno zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego (Polska pó³nocna)

Geneza i transformacja rzeÿby morenowej w pó³nocno zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego (Polska pó³nocna) Karol Tylmann, Wojciech Wysota Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 Origin and transformation of morainic landscape in NW part of Lubawa Upland (north Poland). Prz. Geol., 59: 79 750. Abstract:Thepaper presents the investigation results concerning the origin and transformation of the morainic landscape in the northwest part of Lubawa Upland. Detailed sedimentological studies of the sediments within the morainic hill in Ro ental and the reconstruction of their depositional and deformational processes are presented. We proposed a model of landscape formation and transformation in examined area. The reconstruction of the palaeogeographical conditions which have been prevailed during the K. Tylmann W. Wysota late Pleistocene is also proposed. Collected data show that morainic landscape in the northwestern part of Lubawa Upland reveal landforms of an older origin. It is suggested that relief of examined area consist some features of palimpsest landscape. The older glacial landforms, formed before the last ice advance, can exist here. Keywords: subglacial processes, landscape transformation, Lubawa Upland, north Poland W obszarze peryba³tyckim objêtym ostatnim zlodowaceniem skandynawskim wystêpuje szereg izolowanych elewacji morenowych, które w literaturze okreœlane s¹ jako: izolowane plejstoceñskie wyniesienia (Mojski, 998), glacjalne wyspowe akumulacyjne wyniesienia (Raukas & Karukapp, 999), akumulacyjne wyspowe wyniesienia (Karukapp & Raukas, 2004) czy glacitektoniczne wyspowe wyniesienia (Ber, 2007, 2009). Cechuj¹ siê one wysokim po³o eniem hipsometrycznym w stosunku do terenów otaczaj¹cych, kszta³tem zbli onym do owalu oraz skomplikowan¹ budow¹ wewnêtrzn¹, nierzadko zaburzon¹ glacitektonicznie (Ber, 2007, 2009). Ich geneza wi¹zana jest z procesami, które zachodzi³y w interlobalnych strefach l¹dolodu skandynawskiego (por. Mojski, 998; Raukas & Karukapp, 999), dlatego nazywane s¹ one równie wysoczyznami interlobalnymi (Punkari, 997; Karukapp & Raukas, 2004). Jednym z tego typu obszarów na Ni u Polskim jest Garb Lubawski, po³o ony w pó³nocno wschodniej czêœci Pojezierza Che³miñsko Dobrzyñskiego (ryc. ). Charakteryzuje siê on wysokim wyniesieniem nad poziomem morza (najwy szy punkt Góra Dylewska ma wysokoœæ 2, m n.p.m.) oraz urozmaicon¹ rzeÿb¹ terenu (deniwelacje dochodz¹ tu miejscami do 200 m). W œwietle dotychczasowych badañ (m.in. Kondracki, 952; Galon, 972; Marks, 979, 980, 984; Pasierbski, 984; Ga³¹zka, 2004, 2006a, b; Morawski, 2005; Ga³¹zka & S³odkowska, 2006; Ber, 2007; Ga³¹zka i in., 2009) przyjmuje siê, i Garb Lubawski by³ prawdopodobnie w ca³ej swej plejstoceñskiej historii izolowanym wyniesieniem wysoczyznowym, uformowanym w wyniku miêdzylobowej dzia³alnoœci glacitektonicznej. Sugeruje siê (m.in. Marks, 979; Ga³¹zka, 2004; Morawski, 2005; Ga³¹zka & S³odkowska, 2006; Ga³¹zka i in., 2009), e w stadiale g³ównym zlodowacenia wis³y Garb Lubawski stanowi³ istotne wyniesienie w pod³o u ostatniego l¹dolodu, które odgrywa³o rolê dzia³u lodowego, rozdzielaj¹cego dwa loby lodowcowe: lob Wis³y na zachodzie i lob mazurski/warmiñski na wschodzie. Wskazywano przy tym na mo liwoœæ przetrwa³oœci starszych form polodowcowych (sprzed ostatniego nasuniêcia l¹dolodu) w obecnej rzeÿbie tego terenu (Ga³¹zka & S³odkowska, 2006; Ga³¹zka i in., 2009). W niniejszym artykule przedstawiono wyniki badañ, które wskazuj¹ na wystêpowanie form morenowych o starszych za³o eniach w pó³nocno zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego. Opisano szczegó³owo cechy sedymentacyjne oraz rekonstrukcjê procesów depozycji i deformacji osadów buduj¹cych wzgórze morenowe w Ro entalu. Dokonano interpretacji procesów formowania i transformacji rzeÿby tego wzgórza u schy³ku plejstocenu. Obszar i przedmiot badañ Obszar badañ po³o ony jest w pó³nocno zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego (ryc. ). Dominuj¹cym elementem rzeÿby tego terenu jest falista, a miejscami pagórkowata wysoczyzna morenowa, po³o ona na wysokoœci od oko³o 00 do ponad 200 m n.p.m. Na powierzchni wysoczyzny wystêpuj¹ wzgórza morenowe, interpretowane dotychczas jako moreny czo³owe i formy szczelinowe (por. Pasierbski, 984; Ga³¹zka, 2006a, b; Ga³¹zka i in., 2009). W powierzchniê wysoczyzny morenowej wciête s¹ formy dolinne, wœród których najwiêksz¹ jest dolina Elszki Biedasza, o g³êbokoœci do 20 m (ryc. 2). Od pó³nocnego zachodu do Garbu Lubawskiego przylega dolina Drwêcy, której dno znajduje siê na wysokoœci 88 90 m n.p.m. (ryc. 2). Wysoka (do 5 m) krawêdÿ doliny Drwêcy rozciêta jest przez liczne dolinki denudacyjne. Obiektem badañ jest jedno z kilku wzgórz morenowych znajduj¹cych siê na po³udniowy zachód od Ro entala, oko³o 5 km na pó³noc od Lubawy (ryc. 2). Analizowana forma stanowi wyd³u one wzgórze o wysokoœci oko³o 5 m i d³ugoœci oko³o 800 m. Jego oœ morfologiczna ma przebieg Zak³ad Geologii i Hydrogeologii, Instytut Geografii, Uniwersytet Miko³aja Kopernika, ul. Gagarina 9, 87-00 Toruñ; karolgeo@ doktorant.umk.pl, wysota@umk.pl. 79

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 5 40 ' N 5 20 ' N mniej wiêcej SW NE i jest nieznacznie wygiêta ku SE. W po- ³udniowo-zachodnim stoku formy znajduje siê nieczynne wyrobisko piasków i wirów, które by³o badane przez autorów (Tylmann, 2008; Tylmann & Wysota, 2008, 2009). Forma w Ro entalu by³a ju wczeœniej przedmiotem zainteresowania kilku badaczy (Pasierbski, 984; Ga³¹zka, 2006a, b; Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006; Krysiak, 2007; Ga³¹zka i in., 2009). Pasierbski (984) przedstawi³ ogólny opis budowy wewnêtrznej tego wzgórza i interpretowa³ je jako morenê czo³ow¹ spiêtrzon¹. Bardziej szczegó³owe badania prowadzili tu Ga³¹zka (2006a, b), Ga³¹zka i in. (2006a), Rychel & Krysiak (2006), Krysiak, (2007) oraz Ga³¹zka i in. (2009). W budowie wewnêtrznej wzgórza autorzy ci wyró nili zaburzone glacitektonicznie piaszczysto- wirowe osady fluwioglacjalne, o mi¹ szoœci oko³o 0 m, przykryte jedn¹ warstw¹ dwudzielnej gliny morenowej (glina V4 wg Ga³¹zki, 2006a). W obrêbie zaburzonych osadów rozpoznali oni strukturê wstecznego fa³du le ¹cego wraz z zespo³em uskoków odwróconych i po- ³ogich œciêæ komplementarnych (Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006; Krysiak, 2007; Ga³¹zka i in., 2009). Poni ej zaburzonych osadów fluwioglacjalnych Ga³¹zka (2006a) stwierdzi³ cienk¹ warstwê mu³ków i i³ów zastoiskowych, zalegaj¹cych na starszej glinie morenowej (glina V). W œwietle przytoczonych badañ Ga³¹zki oraz jego wspó³pracowników wzgórze w Ro entalu mog³o powstaæ jako forma akumulacji szczelinowej, która zosta³a potem przekszta³cona w wyniku proglacjalnych deformacji glacitektonicznych (powstanie fa³du le ¹cego oraz uskoków odwróconych w osadach fluwioglacjalnych w wyniku nacisku l¹dolodu na przeszkodê terenow¹), a nastêpnie przykryta przez glinê morenow¹ (V4) podczas stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y (Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006). W nowszej interpretacji sugeruj¹ oni mo liwoœæ powstania rdzenia omawianej formy w 740 200 km Wis³a Grudzi¹dz 9 00' E Osa 0 0 20km R 9 00' E stanowisko Ro ental Ro ental site Brodnica Drwêca Nowe Miasto Lubawskie Ryc.. Lokalizacja stanowiska Ro ental Fig.. Location of Ro ental site I³awa R Lubawa Wkra 9 40' E Ostróda 9 40' E Dzia³dowo Olsztyn Nidzica maksymalny zasiêg ostatniego l¹dolodu wg Mapy Geologicznej Polski :500 000 (Marks i in., 2006) maximum extent of the last ice sheet according to Geological Map of Poland : 500 000 (Marks et al., 2006) Nida yna 5 40 ' N 5 20 ' N wyniku sedymentacji marginalnej osadów piaszczysto- wirowych podczas recesji l¹dolodu z linii jego maksymalnego zasiêgu w stadiale g³ównym zlodowacenia wis³y (Ga³¹zka i in., 2009). Ich zdaniem tak powsta³y sto ek glacimarginalny móg³ byæ nastêpnie przekszta³cony we wrzecionowat¹ formê szczelinow¹, w wyniku deformacji osadów piaszczysto- wirowych w szczelinie subglacjalnej oraz depozycji gliny morenowej, podczas ponownej lokalnej transgresji ostatniego l¹dolodu w analizowanym obszarze. Metody badañ W badaniach osadów buduj¹cych wzgórze w Ro entalu zastosowano standardowe metody sedymentologiczne, uwzglêdniaj¹ce: analizê litofacjaln¹ osadów, pomiary elementów kierunkowych oraz badania litologiczno-petrograficzne. Badania prowadzono w trzech profilach (PI, PII i PIII), zlokalizowanych w pó³nocnej czêœci ods³oniêcia (ryc. A). Analiza facjalna obejmowa³a cechy litologiczne i strukturalne osadów, skalê i geometriê jednostek depozycyjnych oraz typy litofacji i kontakty miêdzy nimi (ryc. B). W analizie u yto kodu litofacjalnego wed³ug Mialla (978) i Eylesa (98). Badania elementów kierunkowych w osadach obejmowa³y: pomiary orientacji d³u szej osi klastów w glinach morenowych (till fabric), pomiary kierunków paleopr¹dów w ³awicach o warstwowaniu przek¹tnym oraz pomiary kierunków deformacji. Analiza orientacji d³u szej osi klastów w glinach oparta zosta³a na pomiarach kierunku i nachylenia d³u szej osi co najmniej 25 g³azików z jednej serii pomiarowej, o d³ugoœci przynajmniej 2 cm i o stosunku osi a/b co najmniej 2:. Wyniki pomiarów z 5 serii przedstawiono na diagramach konturowych (ryc. B) wraz z typowymi parametrami statystycznymi orientacji, jak wektor wypadkowy (MLV) oraz wartoœci w³asne wektorów S is (Benn, 2004). Badaniami litologiczno-petrograficznymi objêto 27 próbek osadów z profilów PII i PIII (ryc. B). Wykonane zosta³y: analiza rozk³adu uziarnienia osadów z zastosowaniem metody sitowej i laserowej, analiza obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcu frakcji 0,5 0,8 mm wed³ug metody morfoskopowej Callieux/GoŸdzika w modyfikacji Mycielskiej-Dowgia³³o i Woronko (998) oraz analizask³adu petrograficznego wirów we frakcji 5 0 mm, zgodnie z obowi¹zuj¹c¹ powszechnie w Polsce metodyk¹ (por. Czerwonka, 998; Kenig, 998; Lisicki, 200). Analiza sedymentologiczna i interpretacja genetyczna W osadach ods³aniaj¹cych siê w stanowisku Ro ental wydzielone zosta³y dwie nieformalne jednostki litostratygraficzne: R obejmuj¹ca osady piaszczysto- wirowe oraz R2 zbudowana z glin morenowych. W obrêbie jed-

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 Drwêca Ro ental Biedasz Elszka m n.p.m. m a.s.l. 205,6 Lubawa 87,4 0 500m Ryc. 2. Ukszta³towanie rzeÿby terenu w okolicy Ro entala (NW czêœæ Garbu Lubawskiego) Fig. 2. Relief of the nearest Ro ental neighbourhood (NW part of the Lubawa Upland) nostki R2 wyró niono trzy warstwy glin: R2a, R2b i R2c, rozdzielone powierzchniami niezgodnoœci, podkreœlonymi wystêpowaniem klinów z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym (ryc. A). Przykrywaj¹ one jednostkê R i buduj¹ powierzchniê wzgórza w rejonie analizowanego ods³oniêcia. Jednostka R. Jednostka R w profilu PI zbudowana jest z warstwowanych piasków i wirów o mi¹ szoœci oko³o 6 m (ryc. B). Dominuj¹ tu litofacje piasków i wirów o warstwowaniu horyzontalnym (SGh, G, Gh, i ) z nielicznymi prze³awiceniami piasków i wirów o strukturze masywnej (Sm, Gm). Mi¹ szoœæ ³awic waha siê od 0 do 70 cm. W profilu PIII osady jednostki R maj¹ bardziej zró nicowane cechy litofacjalne (ryc. B). W dolnej czêœci profilu wystêpuj¹ ³awice piasków i wirów o warstwowaniu horyzontalnym (, G, SGh), zapadaj¹ce pod k¹tem oko³o 0 ku SE. Wy ej zalegaj¹ niewielkiej mi¹ szoœci (do 2 cm) ³awice piasków o warstwowaniu przek¹tnym rynnowym (SGt, St), przykryte przez mi¹ sz¹ (do 20 cm) ³awicê wirów piaszczystych o warstwowaniu przek¹tnym rynnowym (GSt). Powy ej wystêpuje 80 cm mi¹ szoœci ³awica piasków o warstwowaniu horyzontalnym. W stropowej czêœci jednostki R w tym profilu dominuj¹ piaszczyste i piaszczysto- wirowe wielozestawy warstwowania przek¹tnego rynnowego (SGt, St), przewarstwione ³awic¹ wiru piaszczystego (do 20 cm mi¹ szoœci) o warstwowaniu horyzontalnym (G). Rozk³ad uziarnienia osadów jednostki R pokazuje zdecydowan¹ dominacjê frakcji piaszczystej (œrednio 80,%) nad frakcj¹ wirow¹ (œrednio 8,2%). Udzia³ frakcji mu³kowej jest niewielki (œrednio,7%). Krzywa rozk³adu uziarnienia ma wyraÿnie jednomodalny charakter (ryc. 5A). Przewa aj¹ poœrednie typy ziarn kwarcu: EM/RM i EM/EL (ryc. 5B). Ich zawartoœæ wynosi odpowiednio 25% i 27%. Stosunkowo du y udzia³ maj¹ równie ziarna nieobtoczone NU (6%) oraz okr¹g³e matowe RM (%). Charakterystyczna jest znikoma zawartoœæ ziarn obtoczonych b³yszcz¹cych EL (%). Pierwotne u³o enie warstw osadów jednostki R w profilu PI jest zaburzone, o czym œwiadczy ich du e (do 80 ) nachylenie w kierunku po³udniowo wschodnim (ryc. B). K¹t upadu ³awic maleje stopniowo ku sp¹gowi jednostki (zaburzenia wygasaj¹ na g³êbokoœci oko³o 8 m). Zaburzone warstwy s¹ elementem sk³adowym wstecznego fa³du le ¹cego (Ga³¹zka i in., 2006a; Rychel & Krysiak, 2006; Krysiak, 2007; Ga³¹zka i in., 2009), wystêpuj¹cego w górnej partii osadów jednostki R w pó³nocno-zachodniej czêœci ods³oniêcia (ryc. 4A). Analizowana w profilu PI œciana ods³oniêcia jest zorientowana równolegle do osi fa³du, st¹d obserwuje siê tu prawie poziome u³o enie ³awic (ryc. B). 74

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 A R2 R2c R2b R2a R PII 8 7 6 kliny piaszczyste sand wedges dajki klastyczne clastic dykes Orientacja klastów Clast farbic 5 4 œlady p³u enia ploughing marks wype³nienie kana³u scour infill liczba pomiarów number of measurements N=4 wektor wypadkowy MLV = 296,8/8,8 mean vector S = 0,502 wartoœci wektorów S = 0,066 eigenvalues kierunek lokalny local direction 7 4 N=0 MLV = 86,5/9, S = 0,465 S = 0,5 N= MLV = 0,0/.0 S = 0,766 S = 0,077 N=2 MLV = 50,0/2.2 S = 0,827 S = 0,066 Objaœnienia Explanations kontakt ostry sharp contact 6 kontakt erozyjny erosional contact uskoki normalne normal faults R, R2a 2 8 N= MLV = 258,2/2,0 S = 0,596 S = 0,25 5 N=0 MLV = 08,2/,2 S = 0,559 S = 0,8 7 Orientacja deformacji Orientation of deformation N=29 MLV = 86,6/8,4 S = 0,599 S = 0,20 N= MLV = 06,/2,6 S = 0,74 S = 0,064 N= MLV = 54,/6. S = 0,678 S = 0,4 liczba pomiarów number of measurements wektor wypadkowy mean vector kierunek i k¹t upadu zdeformowanych warstw azimuth and dip of deformed beds kierunek deformacji direction of deformation N=5 MV = 42,4/,8 kierunek paleopr¹du paleocurrent direction próbki punktowe point samples pomiary orientacji klastów clast fabric measurements jednostki i subjednostki litostratygraficzne lithostratigraphic units and subunits 0 9 2 R2c R2b R 0 PIII 2 4 5 6 7 8 9 5 4 2 0 N= MLV = 294,0/9,2 S = 0,60 S = 0,04 4 5 2 N= MLV = 2,9/5,7 S = 0,720 S = 0,052 N= MLV = 286,6/8,8 S = 0,686 S = 0,079 9 Litologia Lithology Dm DFm N= MLV = 4,/2,8 S = 0,780 S = 0,052 Kod litofacjalny Lithofacies code N=29 MLV = 6,7/,5 S = 0,56 S = 0,02 N=4 MLV = 296,8/8,8 S = 0,502 S = 0,066 N=0 MLV = 87,5/5,9 S = 0,506 S = 0,29 diamikton o rozproszonym szkielecie ziarnowym matrix supported diamicton diamikton mu³kowy o rozproszonym szkielecie ziarnowym matrix supported silt-rich diamicton G wir gravel GS wir piaszczysty sandy gravel S piasek sand SG piasek wirowy gravelly sand Struktura Structure m masywna massive h t warstwowanie horyzontalne horizontal bedding przek¹tne warstwowanie rynnowe trough cross-bedding mu³ek silt dpiasek sand wir gravel œ g DFmm SGm St SGt G SGt mu³ek silt dpiasek sand wir gravel œ g DFmm diamikton diamicton R PI [m] [m] [m] GSt St St, Gt G SGh mu³ek silt dpiasek sand wir gravel œ g diamikton diamicton diamikton diamicton B d drobny œ œredni g gruby Szkic ods³oniêcia Exposure sketch fine medium coarse PII PIII PI 0 0m Gh Gh Gm Gh Gh SGh Gh SGh G SGh SSW NNE W E N=5 MV = 42,4/,8 PI PII PIII R2c [m] [m] R2a K K8 R R2b K0 [m] R, R2a K K8 K0 Objaœnienia Explanations osady piaszczsto- wirowe sand-gravel deposits diamikton masywny massive diamicton jednostki i subjednostki litostratygraficzne lithostratigraphic units and subunits poziom kriostratygraficzny K K8 cryostratigraphic horizon K K8 klin piaszczysty K0 sand wedge K0 diamikton mu³kowy masywny silty massive diamicton klin piaszczysty sand wedge PI profil litostratygraficzny lithostratigraphic log osady zaburzone deformed deposits Ryc.. Litostratygrafia osadów w stanowisku Ro ental: (A) Lokalizacja profili i nastêpstwo jednostek litostratygraficznych w pó³nocnej czêœci ods³oniêcia; (B) Profile litostratygraficzne PI, PII, PIII oraz cechy sedymentologiczne osadów i elementy kierunkowe. W diagramach elementów kierunkowych zastosowano projekcjê na doln¹ pó³kulê Fig.. Lithostratigraphy of the sediments at Ro ental site: (A) Location of logs and succession of lithostratigraphic units in northern part of the exposure; (B) Litostratigraphic logs PI, PII, PIII, sedimentary features of sediments and directional elements. Diagrams of directional elements projected to lower hemisphere were applied 742

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 W zaburzonych osadach jednostki R stwierdzono struktury iniekcyjne interpretowane jako dajki klastyczne. Maj¹ one charakter niezbyt szerokich (2 20 cm), zwê- aj¹cych siê ku do³owi y³, wype³nionych materia³em wirowym, które przecinaj¹ zaburzone warstwy na g³êbokoœci od do 7 m (ryc. B, 4D). Struktury te zapadaj¹ w kierunku po³udniowo-wschodnim, a ich k¹t upadu roœnie w górê jednostki R. Górna czêœæ jednej z dajek zapada w przeciwnym kierunku, czyli pó³nocno-zachodnim, co œwiadczy o zaanga owaniu tych struktur w deformacje fa³dowe osadów piaszczysto- wirowych. Udokumentowano równie struktury uskoków normalnych, które s¹ efektem przemieszczania warstw piaszczysto- wirowych wzd³u p³aszczyzn dajek klastycznych (ryc. 4D). W pó³nocno-wschodniej czêœci ods³oniêcia (profil PIII) w osadach jednostki R nie obserwowano zaburzenia warstw. Wykonane tu pomiary paleopr¹dów wskazuj¹ na lokalny przep³yw wód w kierunku NW (ryc. B). Interpretacja. Cechy strukturalne i teksturalne osadów jednostki R wskazuj¹ na ich glacifluwialn¹ genezê. Litofacje piaszczysto- wirowe o warstwowaniu horyzontalnym w profilu PI œwiadcz¹ o depozycji materia³u w warunkach górnego p³askiego dna, charakterystycznych dla przep³ywów nadkrytycznych w warunkach p³ytkich zalewów warstwowych (Zieliñski, 998). Struktury warstwowania horyzontalnego i przek¹tnego rynnowego w profilu PIII dokumentuj¹ zmienne warunki sedymentacji osadów od p³ytkich zalewów warstwowych do g³êbszych przep³ywów z formami typu diun D w warunkach dolnego re imu przep³ywu (Zieliñski, 998). Niewielkie nachylenie ³awic (do 0 ) w dolnej czêœci profilu zwi¹zane jest najprawdopodobniej z depozycj¹ materia³u na sto ku aluwialnym. S³abe wysortowanie osadów jednostki R œwiadczy o krótkim transporcie i du ej dynamice œrodowiska depozycji. Sedymentacja osadów odbywa³a siê najprawdopodobniej w œrodowisku proksymalnej czêœci sto ka sandrowego (Zieliñski & van Loon, 999, 2000). Du a zawartoœæ ziarn kwarcu o obróbce eolicznej mo e œwiadczyæ o redepozycji materia³u o pierwotnie du ej eolizacji (Mycielska Dowgia³³o & Woronko, 998). Deformacje osadów w górnej czêœci jednostki R (fa³d le ¹cy) najprawdopodobniej zwi¹zane s¹ z procesami œcinania na kontakcie stopy l¹dolodu i miêkkich osadów jednostki R (Boulton & Hindmarsh, 987; Benn & Evans, 996; Piotrowski i in., 2006). Œwiadczy o tym ogólna zgodnoœæ kierunku deformacji osadów z rekonstruowanym kierunkiem ruchu lodu oraz stopniowe wygasanie zaburzeñ w g³¹b profilu. Struktura fa³du le ¹cego powsta³a w nastêpstwie odginania pierwotnie prawie horyzontalnie u³o onych ³awic osadów glacifluwialnych zgodnie z lokalnym kierunkiem ruchu lodu bazalnego (ryc. 5B). Deformacje te zachodzi³y w warunkach podwy szonego ciœnienia wód porowych, które znacznie redukowa³o wytrzyma³oœæ tych osadów na œcinanie (Boulton & Hindmarsh, 987; Piotrowski i in., 2006). Dajki klastyczne prawdopodobnie s¹ œladem przebiæ hydraulicznych w osadach jednostki R w warunkach wzrostu ciœnienia wód subglacjalnych poni ej stopy l¹dolodu. Interpretowane one s¹ jako wype³nienia pêkniêæ hydraulicznych (hydrofractures) w nasyconych wod¹ osadach, wzd³u których nastêpowa³a ucieczka wód porowych (Larsen & Mangerud, 992; Boulton & Caban, 995). Jednoznaczne okreœlenie kierunku przep³ywu (ucieczki) wód w tego typu strukturach bywa problematyczne (por. van der Meer i in., 2009). Autorzy przypuszczaj¹, e po³udniowo-wschodnia wergencja dajek nawi¹zuj¹ca do kierunku ruchu lodu (down ice) oraz ich kszta³t zwê aj¹cy siê ku do³owi mog¹ sugerowaæ, e pêkniêcia hydrauliczne by³y wype³niane od góry do do³u (por. van der Meer i in., 999). Zaanga owanie dajek w strukturê fa³du sugeruje, e deformacja osadów oraz formowanie i wype³nianie pêkniêæ hydraulicznych prawdopodobnie nastêpowa³y równoczeœnie. Uskoki normalne wystêpuj¹ce wzd³u dajek mog¹ byæ efektem póÿniejszego spadku ciœnienia wód subglacjalnych i rozwoju deformacji kruchych w wyniku raptownej ucieczki wód porowych z osadów (Jaroszewski, 99). Jednostka R2. Jednostka R2 zbudowana jest z trzech warstw glin morenowych: R2a, R2b i R2c, ³¹cznie o mi¹ szoœci oko³o 2,5 m (ryc. A). Glina R2a wystêpuje w zachodniej czêœci badanego fragmentu ods³oniêcia i tworzy nieci¹g³¹ warstwê o mi¹ szoœæ do 50 cm, która wyklinowuje siê pomiêdzy profilami PII i PIII (ryc. ). Zbudowana jest ona z masywnego diamiktonu o rozproszonym szkielecie ziarnowym () o barwie brunatnej. W profilu PII w strefie ostrego kontaktu gliny R2a z podœcielaj¹cymi j¹ osadami piaszczysto- - wirowymi jednostki R stwierdzono zakorzeniony g³az o sp³aszczonej górnej powierzchni z wyraÿnym œladem p³u enia (ploughing mark) poni ej (ryc. 4B). Orientacja d³u szej osi klastów w glinie R2a jest silna, o czym œwiadcz¹ du e wartoœci S (0,827 i 0,678) oraz unimodalne rozk³ady kierunków (ryc. B). Wektory wypadkowe wskazuj¹ na lokalny ruch lodu w kierunku po³udniowym z lekkim odchyleniem ku po³udniowemu wschodowi (œredni kierunek = 72 ). Ró ni siê on o oko³o 0 w stosunku do po³udniowo wschodniego kierunku ruchu lodu zrekonstruowanego na podstawie wergencji zaburzonych warstw w profilu PI (ryc. B,) jak równie struktur glacitektonicznych badanych przez Ga³¹zkê i in. (2009) w osadach jednostki R. Matriks gliny R2a zawiera 44,4% frakcji piaszczystej, 2,7% frakcji mu³kowej i 27,6% frakcji ilastej. Udzia³ frakcji wirowej wynosi tylko 4,%. Rozk³ad uziarnienia ma charakter polimodalny z najwiêksz¹ mod¹ we frakcji piasku drobnego (ryc. 5A). W sk³adzie petrograficznym wirów zawartoœæ wapieni paleozoicznych (52,2%) jest wyraÿnie wiêksza ni ska³ krystalicznych (28,5%). Udzia³ dolomitów wynosi 5,7%, natomiast piaskowców pó³nocnych,7%. Zawartoœæ ska³ lokalnych wynosi œrednio 0% (ryc. 5C). Wartoœci œrednich wspó³czynników petrograficznych O/K K/W A/B wynosz¹ odpowiednio: 2,0 0,50,84 (ryc. 5D). Subjednostka R2b obejmuje ci¹g³¹ warstwê masywnej gliny morenowej o mi¹ szoœci od 70 do 60 cm (ryc. A). W profilach PI i PII przykrywa ona glinê R2a (ryc. B). Kontakt pomiêdzy glinami R2b i R2a jest wyraÿny, o cechach erozyjnych. W profilu PIII glina R2b spoczywa na osadach jednostki R, a kontakt pomiêdzy nimi jest ostry. Bezpoœrednio poni ej gliny R2b wystêpuje tu 20 cm warstwy piasku wirowego o zatartej pierwotnej strukturze sedymentacyjnej (ryc. B). W sp¹gu glina R2b zbudowana jest z jasnobrunatnego masywnego diamiktonu mu³kowego 74

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 Ryc. 4. Typowe cechy strukturalne osadów w stanowisku Ro ental: (A) Ostry kontakt jednostek R i R2. W górnej czêœci jednostki R widoczne s¹ odgiête warstwy fa³du le ¹cego (strza³ki wskazuj¹ kierunek œcinania); (B) Klin z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym poziomu K K8 ; (C) G³az zakorzeniony w sp¹gu gliny R2a (strza³ka wskazuje œlad p³u enia); (D) Dajka klastyczna oraz uskok normalny w jednostce R. Dajka jest zaznaczona liniami przerywanymi, strza³ki wskazuj¹ kierunek przemieszczenia warstw; (E) Górna wyg³adzona powierzchnia g³azu zakorzenionego w sp¹gu gliny R2b. Strza³ki wskazuj¹ delikatne rysy lodowcowe; (F) Klin z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym K0 w glinie R2b Fig. 4. Typical structural features of sediments at Ro ental site: (A) arp contact between units R and R2. Angled strata of recumbent fold are visible at the top part of the unit R (arrows show the shearing direction); (B) The primary sand wedge of the horizon K K8 ; (C) The embedded clast at the bottom of the till R2a (the arrow show a ploughing mark); (D) Clastic dyke and normal fault in unit R. Dyke is marked by dotted lines; arrows indicate the direction of strata displacement; (E) The upper faceted surface of the embedded clast at the bottom of the till R2b. Arrows show gentle striae; (F) The primary sand wedge K0 in the till R2b 744

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 o rozproszonym szkielecie ziarnowym (DFmm), o mi¹ - szoœci 20 cm. Powy ej wystêpuje brunatny diamikton masywny () o mi¹ szoœci 50 40 cm. W profilu PII w sp¹gu gliny R2b udokumentowano zakorzeniony g³az o sp³aszczonej górnej powierzchni ze s³abo zaznaczonymi rysami lodowcowymi (ryc. 4E). Orientacja d³u szej osi klastów w glinie R2b jest zró nicowana i nieznacznie s³absza ni w glinie R2a (diagramy 4 5 i 9 na ryc. B). Wskazuj¹ na to wartoœci S, wahaj¹ce siê od 0,506 do 0,780 (œrednia wartoœæ S = 0,658) oraz przewaga unimodalnych rozk³adów kierunków nad bimodalnymi. Wektory wypadkowe wskazuj¹ na lokalny ruch lodu w kierunku SE ESE. Matriks gliny R2b zawiera œrednio 42,% frakcji piaszczystej, 2,% frakcji mu³kowej i,% frakcji ilastej. Udzia³ frakcji wirowej wynosi,%. W sp¹gu warstwy gliny wystêpuje zwiêkszona zawartoœæ frakcji mu³kowej i ilastej. Uœredniony rozk³ad uziarnienia podobnie jak w przypadku gliny R2a jest polimodalny, z najwiêksz¹ mod¹ wystêpuj¹c¹ we frakcji piasku drobnego (ryc. 5A). Sk³ad petrograficzny charakteryzuje siê przewag¹ wapieni paleozoicznych 5,5% nad skandynawskimi ska³ami krystalicznymi 26,0% (ryc. 5C). Zawartoœæ dolomitów pó³nocnych wynosi 6,4%, a piaskowców pó³nocnych,%. Udzia³ materia³u lokalnego wynosi œrednio 0,9%. Wspó³czynniki petrograficzne O/K K/W A/B osi¹gaj¹ nastêpuj¹ce wartoœci œrednie: 2, 0,45,95 (ryc. 5D). Glina morenowa R2c tworzy ci¹g³¹ warstwê o mi¹ - szoœci od 20 do 40 cm, buduj¹c¹ powierzchniê wzgórza w rejonie analizowanego ods³oniêcia (ryc. A). Zbudowana ona jest z brunatnego diamiktonu masywnego o rozproszonym szkielecie ziarnowym (ryc. B), w sp¹gu (oko³o 20 cm) ó³tobrunatnego. W profilu PII kontakt gliny R2c z podœcielaj¹c¹ j¹ glin¹ R2b jest niewyraÿny. W profilu PIII kontakt glin R2c i R2b jest ostry i ma charakter erozyjny, zaœ strop gliny R2b jest zaburzony do g³êbokoœci oko³o 0 cm. W powierzchni sp¹gowej gliny R2c stwierdzono zakorzeniony g³az ze œladem p³u enia (ryc. B). Orientacja d³u szej osi klastów w glinie R2c jest s³absza ni w glinach R2a i R2b (diagramy 6 8 i 4 5 na ryc. B). Œwiadcz¹ o tym ni sze wartoœci parametru S (od 0,465 do 0,60) oraz przewaga rozk³adów bimodalnych. Wektory wypadkowe pokazuj¹ dominacjê lokalnego ruchu lodu w kierunku wschodnim. Matriks gliny R2c jest bardziej drobnoziarnisty w porównaniu z glinami R2a i R2b (ryc. 5A). Wskazuje na to wiêkszy udzia³ frakcji mu³kowej (7,2%) i ilastej (2,5%), a znacznie mniejszy frakcji piaszczystej (29,2%). Domieszka frakcji wirowej wynosi,2 %. Uœredniony rozk³ad uziarnienia jest bimodalny z wiêksz¹ mod¹ we frakcji mu³kowej. W sk³adzie petrograficznym wirów gliny R2c przewa aj¹ wapienie paleozoiczne 52,6% oraz ska³y krystaliczne 0,0% (ryc. 5C). Z pozosta³ych ska³ pó³nocnych najwiêkszy udzia³ maj¹ dolomity 5,5% i piaskowce 2,4%. Zawartoœæ materia³u lokalnego wynosi 8,9%. Wartoœci wspó³czynników petrograficznych O/K K/W A/B s¹ nastêpuj¹ce:,98 0,5,76 (ryc. 5D). Interpretacja. Gliny bazalne R2a, R2b i R2c stanowi¹ zapis sedymentologiczny odrêbnych nasuniêæ l¹dolodu. Zosta³y one uformowane w nastêpstwie kombinacji subglacjalnych procesów depozycji z od³o enia (lodgement), p³u enia (ploughing) i deformacji. Najbardziej znacz¹cy udzia³ w formowaniu glin jednostki R2 mia³y procesy stopniowego uwalniania i przyrastania bazalnego materia³u morenowego (lodgement) w podeszwie l¹dolodu (Dreimanis, 989). Zapisem tego typu procesów s¹ zakorzenione g³azy i zwi¹zane z nimi œlady p³u enia w glinach R2a i R2c, rysy lodowcowe na górnej powierzchni g³azów w glinie R2b (por. Clark & Hansel, 989) oraz ostry i erozyjny charakter kontaktów pomiêdzy poszczególnymi jednostkami litostratygraficznymi. Masywna struktura diamiktonów oraz bardzo dobra i dobra orientacja klastów w subjednostkach R2a i R2b mog¹ równie potwierdzaæ udzia³ wy ej wymienionych procesów w formowaniu analizowanych glin. S³absza orientacja klastów w górnej czêœci gliny R2c prawdopodobnie wynika z póÿniejszych procesów postsedymentacyjnych (wytopienie wieloletniej zmarzliny, procesy glebotwórcze). Warstwa piasku wirowego o zatartej pierwotnej strukturze sedymentacyjnej udokumentowana tu poni ej gliny R2b w profilu PIII najprawdopodobniej jest zapisem procesów œcinania i homogenizacji osadów pod³o a w subglacjalnej warstwie deformacyjnej (por. Boulton & Hindmarsh, 987; Evans i in., 2006; Piotrowski i in., 2006). Przypuszcza siê, e w podobny sposób mog³a powstaæ warstwa diamiktonu mu³kowego wystêpuj¹ca w sp¹gu gliny R2b. Kliny peryglacjalne W obrêbie warstw glin R2a i R2b udokumentowane zosta³y struktury klinów z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym (sand wedges). Kliny te, obok cech sedymentacyjnych osadów, by³y podstaw¹ do rozdzielenia jednostki R2 na odrêbne warstwy glin morenowych: R2a, R2b i R2c. Mia³y one te bardzo istotne znaczenie w interpretacji stratygraficznej osadów jednostki R2 oraz rekonstrukcji paleogeograficznej. W glinie R2a rozpoznanych zosta³o osiem klinów piaszczystych, które tworz¹ zwarty poziom kriostratygraficzny K K8 (ryc. A). G³êbokoœæ klinów wynosi od 20 do 70 cm, a szerokoœæ górnej ich czêœci waha siê od 0 do 87 cm. Odleg³oœci pomiêdzy poszczególnymi klinami wynosz¹ od 0,8 do 2,6 m. Wiêkszoœæ tych struktur ma kszta³t typowych, zwê aj¹cych siê ku do³owi klinów (ryc. 4B,C), choæ wystêpuj¹ równie pojedyncze struktury o nieregularnym kszta³cie. Charakterystyczna jest wergencja klinów w kierunku po³udniowo-zachodnim (ryc. A i ryc. 4B, C). Kliny poziomu K K8 wype³nione s¹ piaskiem o strukturze masywnej lub delikatnie zaznaczonej laminacji wertykalnej. W sk³adzie frakcji piaszczystej (œrednio 88%) dominuje piasek drobnoziarnisty (5%) i œrednioziarnisty (27%). Wœród ziarn kwarcu wystêpuje bardzo du a zawartoœæ ziarn o obróbce eolicznej (EM/RM i RM). Zdecydowanie przewa aj¹ ziarna EM/RM (zawartoœæ do 55% w klinie K7 ), zaœ udzia³ ziarn RM wynosi % (ryc. 5B). Charakterystyczna jest równie œladowa zawartoœæ (do %) ziarn b³yszcz¹cych typu EL. W glinie R2b udokumentowano pojedynczy klin piaszczysty K0 (ryc. 4F). Jego g³êbokoœæ wynosi 87 cm, a szerokoœæ górnej czêœci dochodzi do 2 cm. Górna czêœæ klina, do g³êbokoœci oko³o 2 cm, jest odgiêta ku SE (wielkoœæ odkszta³cenia oko³o ), zgodnie z orientacj¹ d³u szej osi klastów w sp¹gu nadleg³ej gliny R2c (diagramy 4 i 5 na ryc. B). Klin K0 wype³niony jest piaskiem drobnym (49%) i œrednim (%) o charakterystycznej laminacji wertykalnej (ryc. 4F). Podobnie jak w klinach K K8, w 745

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 A 50% 40% wir gravel piasek sand mu³ek silt i³ clay Jednostki Units R2c R2b 0% R2a R 20% 0% 0% -4 - -2 0 2 4 5 6 7 8 9 0 2 B K0 K7 K4 R 0 5 2 0, 0,0 0,00 RM EM/RM EL EM/EL NU C [mm] inne others C R2c 0% 0% 20% 0% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 00% Typy ziarn: Grain types: okr¹g³e matowe RM frosted and round poœrednie b³yszcz¹ce EM/EL transitional shiny ska³y krystaliczne crystalline rocks poœrednie matowe EM/RM transitional frosted NU nieobtoczone angular wapienie paleozoiczne Paleozoic limestones zaokr¹glone b³yszcz¹ce EL rounded shiny C pêkniête broken piaskowce sandstones dolomity dolomites kwarce quartz ska³y lokalne local rocks R2b R2a D 0% 0% 20% 0% 40% 50% 60% 70% 80% 90% 00% R2a R2b,0,0,0 R2c 2,5 2,5 2,5 2, 2,0 2,0,84 2,0,95 2,0,98,76,5,5,5,0,0,0 0,5 0,50 0,5 0,45 0,5 0,5 0,0 O/K K/W A/B 0,0 O/K K/W A/B 0,0 O/K K/W A/B O ska³y osadowe sedimentary rocks K ska³y krystaliczne crystalline rocks W ska³y wêglanowe carbonate rocks A ska³y nieodporne non-resistant rocks B ska³y odporne resistant rocks Ryc. 5. W³aœciwoœci litologiczno-petrograficzne osadów: (A) Krzywe rozk³adu uziarnienia; (B) Obtoczenie i zmatowienie powierzchni ziarn kwarcu; (C) Sk³ad petrograficzny wirów frakcji 5 0 mm z glin R2a, R2b i R2c; (D) Wartoœci wspó³czynników petrograficznych dla glin R2a, R2b i R2c Fig. 5. Lithologic and petrographic features of the sediments: (A) Grain size distribution curves; (B) Roundness and frosting of quartz grains surface; (C) Petrographic composition of gravels from tills R2a, R2b and R2c; (D) Petrographic coefficients for tills R2a, R2b and R2c 746

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 piaskach wype³niaj¹cych klin K0 dominuj¹ wyraÿnie ziarna kwarcu o obróbce eolicznej: EM/RM 49% i RM 2% (ryc. 5B). Interpretacja. Kliny piaszczyste K K8 oraz klin piaszczysty K0 powsta³y w wyniku zape³niania szczelin kontrakcji termicznej piaskiem eolicznym (por. GoŸdzik, 97; Murton i in., 2000; Murton, 2007). Takie struktury zwykle tworz¹ siê w suchym klimacie pustyni arktycznej lub tundry stepowej, gdzie brak lub sk¹pa roœlinnoœæ oraz nieci¹g³a lub brak pokrywy œnie nej sprzyjaj¹ transportowi piasku przez wiatr w okresie zimy lub wiosny, kiedy szczeliny kontrakcyjne s¹ otwarte (Murton i in., 2000, Murton, 2007). Kliny piaszczyste mog¹ rozwijaæ siê równie w tych samych regionach wieloletniej zmarzliny co inne kliny mrozowe (np. pseudormofozy po klinach lodowych, pseudomrofozy po klinach z³o onych), jednak w lokalnych, bardziej suchych obszarach, np. na eksponowanych, dobrze zdrenowanych wyniesieniach terenu (French, 2007). Niewielkie kliny piaszczyste mog¹ tak e powstawaæ w okresowo przemarzniêtym gruncie poza obszarem wystêpowania wieloletniej zmarzliny (por. Murton i in., 2000; Murton, 2007). Po³udniowo-zachodnia wergencja klinów K K8 raczej wyklucza mo liwoœæ ich zaburzenia w subglacjalnej warstwie deformacyjnej l¹dolodu, który od³o y³ nadleg³¹ glinê R2b. Orientacja d³u szej osi klastów w tej glinie wskazuje bowiem na lokalny ruch lodu w kierunku po³udniowo-wschodnim. Przypuszcza siê, e deformacja klinów mia³a zwi¹zek z ruchami masowymi w warstwie czynnej wieloletniej zmarzliny (soliflukcja), które mog³y spowodowaæ ich odgiêcie zgodnie z nachyleniem dawnego stoku (GoŸdzik, 967; Murton & French, 99). Odkszta³cenie górnej czêœci klina K0 nast¹pi³o w wyniku procesów œcinania w subglacjalnej warstwie deformacyjnej l¹dolodu (Hart i in., 990), który od³o y³ glinê R2c. Model formowania Uzyskane wyniki badañ pozwoli³y na odtworzenie zdarzeñ paleogeograficznych, podczas których nast¹pi³o formowanie analizowanych jednostek litostratygraficznych oraz powstanie i transformacja rzeÿby terenu w Ro entalu (ryc. 6). Przyjmuje siê, e po depozycji osadów jednostki R nast¹pi³y na tym obszarze trzy nasuniêcia l¹dolodu (gliny R2a, R2b i R2c), przedzielone okresami bez pokrywy lodowej, podczas których narasta³a wieloletnia zmarzlina i rozwija³y siê struktury peryglacjalne. Osady jednostki R najprawdopodobniej by³y akumulowane na sto ku sandrowym w strefie kontaktu z czo³em l¹dolodu (ryc. 6A). Prawdopodobnie ju wtedy powsta³a pozytywna forma w rzeÿbie terenu. W kolejnym etapie (ryc. 6B) forma ta zosta³a przekroczona przez l¹dolód, który nasun¹³ siê z kierunku pó³nocnego. Podczas tego nasuniêcia l¹dolód zaburzy³ górn¹ czêœæ piaszczysto- wirowych osadów jednostki R (powstanie fa³du le ¹cego), a nastêpnie od³o y³ glinê R2a. Ró nica pomiêdzy wergencj¹ struktur glacitektonicznych w osadach piaszczysto- wirowych, a ukierunkowaniem d³u szej osi g³azików w przykrywaj¹cej je glinie R2a sugeruje, i deformacje pod³o a i uwalnianie materia³u morenowego ze stopu l¹dolodu nie nastêpowa³o równoczeœnie. Nie potwierdza to te sugestii Ga³¹zki i in. (2009) o zaanga owaniu gliny R2a w deformacje podœcielaj¹cych j¹ osadów piaszczysto- wirowych. Procesy tworzenia fa³du le ¹cego oraz dajek klastycznych w osadach jednostki R zachodzi³y w warunkach wysokiego ciœnienia wód porowych. Przypuszcza siê, e takie warunki mog³y byæ spowodowane utrudnionym drena em wód subglacjalnych w zwi¹zku z wystêpowaniem w pod³o u jednostki R utworów s³abo przepuszczalnych (glina V wg Ga³¹zki, 2006a) oraz prawdopodobnie obecnoœci¹ klina wieloletniej zmarzliny poni ej brze nej czêœci l¹dolodu. Niewykluczone, e póÿniejsze przebicie wód subglacjalnych przez wieloletni¹ zmarzlinê i ich drena do strefy proglacjalnej (por. Boulton & Caban, 995) mog³y spowodowaæ obni enie ciœnienia wód subglacjalnych i rozwój deformacji kruchych. W nastêpnym etapie (ryc. 6C) na analizowanym obszarze nast¹pi³a recesja l¹dolodu, a potem agradacja wieloletniej zmarzliny. W suchym klimacie pustyni arktycznej na eksponowanej powierzchni wzgórza morenowego rozwinê³y siê kliny z pierwotnym wype³nieniem piaszczystym (poziom K K8 ). PóŸniej dosz³o do deformacji klinów, a czêœciowo tak e erozji gliny R2a w nastêpstwie powolnych ruchów masowych (soliflukcji), jakie zachodzi³y na stokach tejformy w warstwie czynnej wieloletniej zmarzliny. Podczas kolejnego etapu (ryc. 6D) nast¹pi³o nasuniêcie l¹dolodu z kierunku pó³nocno-zachodniego. L¹dolód ponownie przekroczy³ wzgórze w Ro entalu i przykry³ je kolejn¹ warstw¹ gliny R2b. Miejscami, gdzie starsza glina R2a zosta³a zerodowana, depozycja gliny R2b by³a poprzedzona procesami subglacjalnej deformacji i homogenizacji osadów w górnej czêœci jednostki R. Po recesji l¹dolodu po raz kolejny na tym obszarze rozwinê³a siê wieloletnia zmarzlina i w warunkach pustyni arktycznej ponownie powsta³y kliny piaszczyste (klin K0 w glinie R2b) oraz rozwija³y siê powierzchniowe ruchy masowe (ryc. 6E). Ostatnie nasuniêcie l¹dolodu na tym terenie nast¹pi³o z kierunku zachodniego (ryc. 6F). Najpierw, w nastêpstwie subglacjalnych procesów œcinania dosz³o do zaburzenia stropu gliny R2b, w tym górnej czêœci klina K0, a nastêpnie od³o ona zosta³a glina R2c, która obecnie buduje powierzchniê terenu w rejonie badanego ods³oniêcia. Zdaniem autorów zaprezentowane powy ej wyniki badañ ods³oniêcia w Ro entalu wskazuj¹ na to, i wzgórza morenowego w Ro entalu nie mo na interpretowaæ ani jako moreny czo³owej spiêtrzonej, jak to wczeœniej zak³ada³ Pasierbski (984), ani te jako formy szczelinowej, jak póÿniej uwa ali Ga³¹zka i in. (2006a, 2009). Przecz¹ temu: subglacjalna geneza deformacji fa³dowych oraz struktur iniekcyjnych w górnej czêœci osadów jednostki R, subglacjalna geneza le ¹cych powy ej jednostki R warstw glin R2a, R2b i R2c oraz kliny piaszczyste stwierdzone w glinach R2a i R2b. Autorzy uwa aj¹, e wzgórze w Ro entalu mo e byæ rodzajem formy przejechanej (overridden landform) o starszych za³o eniach, stanowi¹cej czêœæ wspó³czesnej pagórkowatej wysoczyzny morenowej. Co prawda glina morenowa nie pokrywa ca³ego badanego wzgórza w jednakowym stopniu (jej mi¹ szoœæ maleje ku kulminacji formy, gdzie miejscami zanika ona zupe³nie), jednak nie wyklucza to kilkukrotnego jej przekroczenia przez l¹dolód. W warunkach subglacjalnej transformacji depozycja materia³u morenowego na powierzchni wzgórza mog³a zachodziæ z ró n¹ intensywnoœci¹ w ró nych jego czêœciach, zale nie od lokalnych 747

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 A B lód bazalny z materia³em morenowym debris-rich basal ice l¹dolód ice sheet sto ek sandrowy outwash fan l¹dolód ice sheet wieloletnia zmarzlina permafrost C glina subjednostki R2a till subunit R2a glina V (wed³ug Ga³¹zki i in., 2006) till unit V (according to Ga³¹zka et al., 2006) kliny piaszczyste K K8 sand wedges K K8 ruchy masowe mass movements warstwa nieprzepuszczalna impermeable layer D l¹dolód ice sheet + 0C przypuszczalny kierunek przep³ywu subglacjalnych wód roztopowych supposed direction of subglacial meltwaters flow - glina subjednostki R2b till subunit R2b dajki klastyczne i uskoki normalne clastic dykes and normal faults lód bazalny z materia³em morenowym debris-rich basal ice wielkoœæ odkszta³cenia strain rate E klin piaszczysty K0 sand wedge K0 ruchy masowe mass movements F glina subjednostki R2c till subunit R2c l¹dolód ice sheet R2b K0 g³êbokoœæ depth Ryc. 6. Model formowania i transformacji rzeÿby terenu w Ro entalu. (A) Akumulacja osadów jednostki R na stozku sandrowym w strefie kontaktu z czo³em ladolodu i utworzenie pozytywnej formy terenu. (B) Przekroczenie formy przez l¹dolód; tworzenie przebiæ hydraulicznych; deformacja subglacjalna górnej czêœci jednostki R i formowanie gliny R2a. (C) Recesja l¹dolodu; agradacja wieloletniej zmarzliny; tworzenie klinów piaszczystych. Nastêpnie degradacja wieloletniej zmarzliny i deformacja klinów w warstwie czynnej permafrostu. (D) Ponowne nasuniêcie l¹dolodu i formowanie gliny R2b. (E) Recesja ladolodu i ponowny rozwój wieloletniej zmarzliny wraz z klinami piaszczystymi. (F) Ostatnie nasuniêcie ladolodu; deformacja subglacjalna górnej czêœci gliny R2b i klina K0 oraz formowanie gliny R2c Fig. 6. Model of formation and transformation of the Ro ental landscape. (A) Deposition of the sediments of R unit as an outwash fan close to the ice margin and formation of a positive landform. (B) The landform overriding by the ice sheet; formation of subglacial injections; subglacial deformation of the upper part of R unit and formation of R2a till. (C) Ice sheet retreat; permafrost development; sand wedges formation. Then permafrost decay and deformation of sand wedges within permafrost active layer. (D) Ice sheet re-advance and formation of R2b till. (E) Ice sheet retreat and development of permafrost with sand wedges. (F) The last ice sheet advance; subglacial deformation of the upper part of R2b till and sand wedge K0, formation of R2c till warunków litologicznych pod³o a i zró nicowanego drena u wód subglacjalnych (por. Kjaer i in., 200). Niewykluczone równie, i wp³yw na cienienie warstw glin w szczytowej czêœci wzgórza mog³y mieæ procesy denudacyjne (np. soliflukcja), dzia³aj¹ce w okresach rozdzielaj¹cych poszczególne nasuniêcia l¹dolodu (opisana wczeœniej erozja gliny R2a), jak i po jego ostatecznym ust¹pieniu. Wprawdzie subglacjalna transformacja badanej formy by³a ju sugerowana wczeœniej (Ga³¹zka i in., 2006a, b, 2009), jednak nie by³o dotychczas przekonuj¹cych dowodów sedymentologicznych, które potwierdza³yby tak¹ interpretacjê. W œwietle zaprezentowanych wyników wzgórze morenowe w Ro entalu jest wiêc form¹ przetrwa³¹ o z³o onej genezie. Autorzy uwa aj¹, i obszar ten mo e mieæ cechy rzeÿby palimpsestowej (Kleman, 992, 994; Benn & Evans, 998; Molewski, 2007), czêœciowo przechowuj¹cej starsze formy terenu, ukszta³towane w kilku etapach przed ostatnim nasuniêciem l¹dolodu. Kwesti¹ otwart¹ pozostaje zagadnienie wieku przetrwa³ej rzeÿby terenu w Ro entalu. Wynika to przede wszystkim z braku dostatecznych danych odnoœnie wieku osadów jednostki R i osadów wype³niaj¹cych kliny piaszczyste. Zbli one cechy petrograficzne glin R2a, R2b i R2c le ¹cych w superpozycji powy ej jednostki R sugeruj¹, e prawdopodobnie s¹ one zapisem litostratygraficznym trzech nasuniêæ l¹dolodu podczas zlodowacenia wis³y (por. Lisicki, 200). Jednak e, jak na razie nie ma wystarczaj¹cych przes³anek do okreœlenia pozycji i rangi stratygraficznej tych nasuniêæ, jak i rozdzielaj¹cych je okresów bez pokrywy lodowej. Nasuniêcia l¹dolodu mog¹ bowiem reprezentowaæ zarówno odrêbne stadia³y zlodowacenia wis³y (por. Marks, 988, 99; Lisicki, 200), jak równie fazy transgresyjne czy lokalne oscylacje krawêdzi l¹dolodu w stadiale g³ównym ostatniego zlodowacenia (por. Ga- 748

Przegl¹d Geologiczny, vol. 59, nr, 20 ³¹zka i in., 2006b). Nie mo na te wykluczyæ, e jednostka R i warstwa gliny R2a powsta³y podczas starszego zlodowacenia (np. w stadiale warty), a zapisem zlodowacenia wis³y s¹ jedynie m³odsze warstwy glin R2b i R2c. W tym kontekœcie niezwykle interesuj¹cym w¹tkiem w dyskusji wydaje siê byæ sugerowane na tym obszarze nasuniêcie l¹dolodu vistuliañskiego, poprzedzaj¹ce stadia³ g³ówny ostatniego zlodowacenia (pre-lgm ice sheet advance), ok. 7 ka tysiêcy lat temu (Marks, 200). Niewykluczone, i jedna z glin wystêpuj¹cych w analizowanym ods³oniêciu (R2a lub R2b) mo e odpowiadaæ wiekowo temu potencjalnemu nasuniêciu. Do rozstrzygniêcia tego problemu niezbêdne s¹ jednak dalsze badania w tym stanowisku, w tym przede wszystkim oznaczenie wieku OSL osadów jednostki R oraz materia³u wype³niaj¹cego kliny piaszczyste rozwiniête w glinach R2a i R2b. Celowe wydaje siê równie prowadzenie badañsedymentologicznych o podobnym zakresie w innych ods³oniêciach w pó³nocno-zachodniej czêœci Garbu Lubawskiego. Badania zosta³y sfinansowane ze œrodków grantu promotorskiego UMK nr 28 G oraz projektu badawczego MNiSW nr N N06 685. Autorzy dziêkuj¹ dr Dariuszowi Ga³¹zce za krytyczne uwagi zawarte w recenzji, które przyczyni³y siê do powstania ostatecznej wersji artyku³u. Literatura BENN D.I. 2004 Macrofabric. [In:] Evans D.J.A. & Benn D.I. (eds.), A practical guide to the study of glacial sediments, Arnold: 9 4. BENN D. & EVANS D.J.A. 996 The interpretation and classification of subglacially-deformed materials. Quaternary Science Reviews, 5: 2 52. BENN D. & EVANS D.J.A. 998 Glaciers and Glaciation. Arnold: 74 BER A. 2007 Glacitektoniczne wyspowe wyniesienia (GWW) ich uwarunkowania genetyczne i zwi¹zki z g³êbszym pod³o em. [W]: Plejstocen Kujaw i dynamika lobu Wis³y w czasie ostatniego zlodowacenia. XIV Konferencja Stratygrafia Plejstocenu Polski, PIG, Warszawa: 4 44. BER A. 2009 Vertical stress of the Pleistocene continental glaciers and its hypothetical evidence in present relief of northern Europe. Polish Geological Institute Special Papers, 29: 7 2. BOULTON G.S. & CABAN P.E. 995 Groundwater flow beneath ice sheet: Part II Its impact on glacier tectonic structures and moraine formation. Quaternary Sciences Reviews, 4: 56 587. BOULTON G.S. & HINDMARSH R.C.A. 987 Sediment deformation beneath glaciers: rheology and geological consequences. Journal of Geophysical Research, 92: 9059 9082. CLARK P.U. & HANSEL A.K. 989 Clast ploughing, lodgement and glacier sliding over a soft glacier bed. Boreas, 8: 20 207. CZERWONKA J. 998 Litostratygrafia glin lodowcowych: uwagi metodyczne. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 85: 26. DREIMANIS A. 989 Tills, their genetic terminology and classification. [In:] Goldthwait R.P. & Matsch C.L. (eds.), Genetic Classification of Glacigenic Deposits. A.A. Balkema, Rotterdam: 7 84. EVANS D.J.A., PHILLIPS E.R., HIEMSTRA J.F & AUTON C.A. 2006 Subglacial till: Formation, sedimentary characteristics and classification. Earth Science Reviews, 78: 5 76. EYLES N., EYLES C.H. & MIALL A.D. 98 Litofacies types and vertical profile models: an alternative approach to the description and environmental interpretation of glacial diamict and diamicte sequences. Sedimentology, 0: 9 40. FRENCH H.M. 2007 The periglacial environment. John Wiley & Sons: 458. GALON R. 972 Pojezierze Pomorskie i przyleg³e wysoczyzny jeziorne. [W:] Geomorfologia Polski, PWN, Warszawa, tom 2:29 56. GA ZKA D. 2004 Zastosowanie makroskopowych badañ eratyków przewodnich do okreœlenia stratygrafii glin lodowcowych œrodkowej i pó³nocnej Polski. Maszynopis pracy doktorskiej, Arch. Wydz. Geol. UW: 255. GA ZKA D. 2006a Objaœnienia do szczegó³owej mapy geologicznej Polski w skali :50000, ark. Lubawa. CAG Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. GA ZKA D. 2006b Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali : 50 000, ark. Lubawa. CAG Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. GA ZKA D., KRYSIAK Z., RYCHEL J. & WORONKO B. 2006a Forma szczelinowa w Ro entalu: glacitektonika, sedymentacja, stratygrafia. Poster prezentowany podczas XIII Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski. GA ZKA D., MARKS L. & MORAWSKI W. 2006b Maksymalny zasiêg l¹dolodu zlodowacenia wis³y w po³udniowo zachodniej czêœci Mazur. [W:] Plejstocen po³udniowej Warmii i zachodnich Mazur na tle struktur pod³o a. Materia³yXIII Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski, PIG, Warszawa: 4 8. GA ZKA D., RYCHEL J. & KRYSIAK Z. 2009 Struktury glacitektoniczne a dynamika l¹dolodu zlodowacenia wis³y na zachodnim sk³onie Garbu Lubawskiego. Prace Pañst. Inst. Geol., 94: 27 4. GA ZKA D. & S ODKOWSKA B. 2006 Budowa geologiczna moreny miêdzylobowej Wzgórz Dylewskich. [W:] Plejstocen po³udniowej Warmii i zachodnich Mazur na tle struktur pod³o a. Materia³y XIII Konferencji Stratygrafia Plejstocenu Polski, PIG, Warszawa: 68 70. GO DZIK J.S. 967 Fauchage des fentes en coin dû aux mouvements de masses sur de pentes douces. Biuletyn Peryglacjalny, 6: 46. GO DZIK J.S. 97 Geneza i pozycja stratygraficzna struktur peryglacjalnych w œrodkowej Polsce. Acta Geographica Lodziensia, : 7. HART J.K., HINDMARSH R.C.A. & BOULTON G.S. 990 Styles of subglacial glaciotectonic deformation within the context of the Anglian Ice sheet. Earth Surface Processes and Landforms, 5: 227 24. JAROSZEWSKI W. 99 Rozwa ania geologiczno-strukturalne nad genez¹ deformacji glacitektonicznych. Ann. Soc. Geol. Pol., 6: 5 206. KARUKAPP R. & RAUKAS A. 2004 Late ice streams in southern Estonia and northern Latvia. [In]: International field symposium on Quaternary geology and modern terrestrial processes, Abstract of papers and posters, Riga: 28 0. KENIG K. 998 Petrograficzne podstawy stratygrafii glin morenowych Polski pó³nocno-wschodniej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 80: 99. KJAER K.H., KRÜGER J., & VAN DER MEER J.J.M. 200 What causes till thickness to change over distance? Answers from Myrdalsjökull, Iceland. Quaternary Science Reviews, 22: 687 700. KLEMAN J. 992 The palimpsest landscape in northwestern Sweden. Geografiska Annaler, 74A (4): 05 25. KLEMAN J. 994 Preservation of landforms under ice sheets and ice caps. Geomorphology, 9 (): 9 2. KONDRACKI J. 952 Uwagi o ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego. Biul. Pañst. Inst. Geol., 65: 5 597. KRYSIAK Z. 2007 Analiza drobnych struktur glacitektonicznych i jej przydatnoœæ w rekonstrukcji kierunków ruchu l¹dolodu. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 425: 5 46. LARSEN E. & MANGERUD J. 992 Subglacially formed clastic dikes. Sveriges Geologiska Undersökning, Ser. Ca 8: 6 70. LISICKI S. 200 Litotypy i litostratygrafia glin lodowcowych plejstocenu dorzecza Wis³y. Prace Pañstwowego Instytutu Geologicznego, 77: 05 MARKS L. 979 Foreland influence on Ice eet Movement during the Vistulian (Würm) Glaciation: the case of the Lubawa Elevation (Mazury Lakeland). Bulletin de L`Academe Polonaise des Sciences, 26 ( 4): 20 2. MARKS L. 980 Pod³o e i stratygrafia osadów czwartorzêdowych w SW czêœci Pojezierza Mazurskiego. Kwart. Geol., 24 (2): 6 276. MARKS L. 984 Zasiêg l¹dolodu zlodowacenia ba³tyckiego w rejonie D¹brówna i Uzdowa (zachodnia czêœæ Pojezierza Mazurskiego). Biuletyn Geologiczny, 28: 7. 749