ISLANDIA

Leon A N D R Z E J E W S K I
Department of Physical Geography
and Quaternary Palaeogeography
Wyprawy Geograficzne na Spitsbergen
IV Zjazd Geomorfologów Polskich
UMCS, Lublin 3-6 czerwca 1998
Institute of Geography
Mikołaj Kopernik University
Fredry 6/8
87-100 Toruń, P O L A N D
MORFOGENEZA STREFY MARGINALNEJ TUNGNAÄRJÖKULL
(ISLANDIA)
MORPHOGENESIS OF THE TUNGNAÄRJÖKULL MARGINAL ZONE
(ICELAND)
WSTĘP
W sezonach letnich 1995, 1996 i 1997, zespół geomorfologów Instytutu
Geografii UMK, w ramach realizacji międzynarodowego programu „Monitoring zmian naturalnej powierzchni Islandii z zastosowaniem zdjęć satelitarnych
ERS-1 i ERS-2 oraz innych systemów teledetekcyjnych", prowadził kartowanie
geomorfologiczne i geologiczne na przedpolu Tungnaärjökull. W efekcie tych
badań powstała mapa geomorfologiczna rozległej strefy marginalnej tego
lodowca wykonana na podkładzie zdjęć lotniczych w skali 1 :20 000, z nalotu
wykonanego w sierpniu 1995 roku z wysokości ok. 6000 m (rye. 1). Analiza
wykształcenia poszczególnych form, ich budowa geologiczna i wzajemne relacje
stały się podstawą do odczytania poszczególnych etapów rozwoju geomorfologicznego analizowanego obszaru. Regionalne zróżnicowanie układu form
glacjalnych i glacjofluwialnych na przedpolu Tungnaäijökull oraz ich budowy
geologicznej jest wynikiem zmienności dynamicznej jego czoła, którą determinuje wulkaniczna morfostruktura podłoża całej zachodniej części czaszy
Vatnajökull.
Artykuł jest rezultatem badań prowadzonych w ramach grantu KBN nr 6P04E001 11 podczas
realizacji międzynarodowego programu „Monitoring zmian naturalnej powierzchni Islandii z zastosowaniem zdjęć satelitarnych ERS-1 i ERS-2 oraz innych systemów teledetekcyjnych", ESA
Project AO. 2D116.
9
T U N G N A Ä R J Ö K U L L NA TLE CZASZY LODOWEJ VATNAJÖKULL
Czasza lodowa Vatnajökull o powierzchni ok. 8300 km 2 należy do największych współczesnych lodowców na świecie. Jej usytuowanie w wyżynno-górskim
obszarze wulkanicznym południowo wschodniej części Islandii jest konsekwencją wysokich opadów rocznych, przekraczających tu średnio 4000 mm, a maksymalnie dochodzących do 8000 mm rocznie, co w efekcie granicę wiecznego
śniegu lokuje na wysokości około 1100 m n.p.m. w południowej części
Vatnajökull i na około 1300 m n.p.m. w części północnej. Znaczne zróżnicowanie
miąższości lodu w obrębie analizowanej czaszy jest konsekwencją urozmaiconej
rzeźby wulkanicznego podłoża. Badania relacji pomiędzy miąższością lodu
a rzeźbą subglacjalną Vatnajökull rozpoczęto już w 1951 roku podczas pierwszej
Francusko-Islandzkiej Ekspedycji Glacjologicznej (Björnsson 1988). Dalsze
badania w tym zakresie pozwoliły na szczegółową analizę tych relacji które, jak
się okazuje, w zasadniczy sposób determinują dystrybucję i dynamikę strumieni
lodowych w brzeżnych partiach czaszy Vatnajkull. (Sigurdsson 1970, Björnsson
1988, Björnsson, Einarsson 1990) Maksymalne miąższości lodu w obrębie
analizowanej czaszy osiągają 1000 m n.p.m. na północ od subglacjalnej kaldery
Grimsvötn, natomiast w jej zachodniej części dochodzą do 800 m. Lód wypełnia
tu bowiem głębokie i wydłużone w kierunku SW-NE obniżenia pomiędzy
kolejnymi, górnoplejstoceńskimi grzbietami wulkanicznymi o tym samym
układzie.
Zarys czaszy Vatnajökull ukształtowany w wyniku radialnej dystrybucji mas
lodowych z kilku kopułowych centrów glacjalnych, np. w zachodniej części
Häabunga awe wschodniej Breidabunga, wznoszących się ponad 1700 m n.p.m.,
jest wyraźnie zróżnicowany. We wschodniej i południowej części określają go
różnej wielkości typowe lodowce wypustowe, największe z nich to Skalafellsjökull, Breidamerkurjökull, Skeidararjökull, Siduökull. Zachodni i północny
zarys czaszy Vatnajökull jest zdecydowanie odmienny i wyrażony w postaci
rozległych lobów lodowcowych, z których największe w jej części północnej to:
Dyngjujökull i Bruarjökull, natomiast w zachodniej Koldukvislarjökull i będący
przedmiotem badań Tungnaäijökull (rye. 1).
Czoło Tungnaäijökull o długości około 28 km, reagując na zmiany klimatyczne oraz okresowe fazy wzmożonej aktywności neowulkanicznej swojego
bezpośredniego i dalszego podłoża, wykazywało się w ostatnim stuleciu zmienną
dynamiką. Maksymalny jego awans w okresie postglacjalnym miał miejsce
około 1880-1890 (Freysteinsson 1968). Od tego czasu czoło tego lodowca ulegało
stopniowej recesji przerywanej krótkimi fazami nagłych awansów typu „surge"
(ryc. 2). Pierwszy, jak podaje wspomniany wyżej autor, miał miejsce prawdopodobnie w okresie 1915-1920. Kolejny awans na odległość około 1 km
przypadł na 1945 r. (Thorarinsson 1964), natomiast ostatni rozpoczął się
w październiku 1994 r. i trwał do sierpnia 1995 r. Został on poprzedzony
10
pojawieniem się już w 1990 szeregu wąskich szczelin w obrębie jego akumulacyjnej części i niewielkim ruchem do przodu, który trwał do 1994 roku. Czoło
Tungnaäijökull w czasie dziesięciomiesięcznej szarży posunęło się w tym czasie
maksymalnie o 1200 m, przy maksimum szybkości 10 m w ciągu dnia
(Sigurdsson 1994). Warto w tym miejscu dodać, że systematyczne, coroczne
pomiary wahań czoła Tungnaärjökull w profilu Nyjafell prowadzone są od 1955
roku (Eythorsson 1963), (ryc. 2). Tungnaärjökull nie należy do najbardziej
aktywnych pod tym względem lodowców islandzkich. Sąsiadujący z nim od
południa wypustowy lodowiec Sidu wykazywał się znacznie większą częstotliwością „szarż", a w czasie ostatniej, tj. na przełomie 1994-95, jego czoło
posuwało się dziesięciokrotnie szybciej w stosunku do ruchu czoła Tungnaärjökull. Zmieniająca się w czasie ostatnich 100 lat, aktywność analizowanego
lod owca oraz uwarunkowania wynikające ze zróżnicowanej rzeźby wulkanicznej
jego przedpola, to bezpośrednie przyczyny odmienności w wykształceniu form
i osadów w obrębie jego strefy marginalnej.
CHARAKTERYSTYKA F O R M I OSADÓW PRZEDPOLA T U N G N A Ä R J Ö K U L L
Strefa marginalna Tungnarjökull rozciaga się południkowo na długości ok.
28 km, przy zmieniającej się szerokości od ok. 1 km w części północnej do 2,5 km
w środkowej i południowej. Od północy ograniczają ją wzniesienia wulkaniczne
Kerlingar (1339 m n.p.m.), a od południa masyw skalny o wysokości 898 m
n.p.m., który rozdziela Tungnaärjökull od Skaftärjökull (ryc. 1). Zarys czoła
analizowanego lodowca na zdjęciach lotniczych z 1995 roku, a więc po ostatniej
szarży, ma układ wachlarzowo-lobalny, szczególnie charakterystyczny w części
środkowej i południowej, gdzie można wyróżnić co najmniej pięć wyraźnych
lobów. Sytuacja ta jest wynikiem nasunięcia lodowca w strefę kolejnych,
równoległych względem siebie, górnoplejstoceńskich grzbietów wulkanicznych
0 kierunku NE-SW, pomiędzy którymi ulokowały się lokalne strumienie lodowe
kończące się lobalnym zarysem czoła. (ryc. 1). Odmienna sytuacja ma miejsce
w północnej części analizowanej strefy, w której czoło lodowca układa się
równolegle do wspomnianych grzbietów wulkanicznych. Te zależności dają
w efekcie zdecydowanie większe rozwinięcie strefy marginalnej Tungnaärjökull
w części środkowej i południowej w stosunku do strefy północnej, której
swobodny rozwój ograniczony jest morfologią podłoża lodowca i jego bezpośredniego przedpola.
Analiza sposobu wykształcenia i wzajemnych relacji form glacjalnych
1 glacjofluwialnych na przedpolu Tungnaärjökull pozwoliła wyróżnić pięć
zróżnicowanych obszarów w obrębie jego strefy marginalnej (ryc. 1). Pierwszy (I)
usytuowany jest w skrajnie północnej części strefy marginalnej i rozciąga się na
długości ok. 4 km. W wąskiej strefie pomiędzy czołem lodowca i równolegle
11
przebiegającym do niego w odległości ok. 1 km grzbietem wulkanicznym
Jökulgrindur o wysokości 900-1000 m n.p.m., wykształcił się zespół zbiorników
proglacjalnych i terminoglacjalnych w sąsiedztwie zespołu form glacjalnych
i glacjofluwialnych. Wspomniany grzbiet wulkaniczny w tej części strefy
marginalnej w okresie tzw. Małej Epoki Lodowej znalazł się w obszarze
ekstraglacjalnym. Maksymalny zasięg czoła lodowca ze schyłku XIX w.
wyznacza tu ciąg moren czołowych, na przedpolu których w czasie zablokowania odpływu wód roztopowych w kierunku południowym powstał
zespół zbiorników proglacjalnych. Ślady ich dawnego, zdecydowanie większego
zasięgu, są dobrze wyrażone, w postaci kilkudziesięciu lini brzegowych, głównie
w rzeźbie proksymalnych stoków Jökulgrindur wznoszących się ponad aktualny
poziom wód o 38 m. Ewolucja tej części strefy marginalnej przebiegała
w ostatnich 100 latach co najmniej w 4 etapach:
- faza transgresji lodowca u schyłku XIX w., w wyniku której ukształtował
się ciąg moren czołowych oddalonych od aktualnego zasięgu czoła od 500 do
900 m,
- etap kształtowania się zbiorników proglacjalnych wraz z licznymi krótkimi
stożkami powstającymi w warunkach subakwalnych,
- recesja lodowca i stopniowy spływ wód ze zbiorników proglacjalnych,
- etap wytapiania się martwych lodów oraz kształtowania się doliny
marginalnej.
Drugi fragment strefy marginalnej (II), położony na południe od poprzedniego, rozciąga się na długości ok. 9 km, a jego szerokość waha się od 1 do 1,5 km.
Tungnaäijökull w czasie swojego maksymalnego zasięgu dotarł do wspomnianego już grzbietu wulkanicznego, a w niektórych jego niższych partiach
nawet go przekroczył. Fakt ten dokumentują ciągi moren czołowych które
spotkać można w proksymalnej, szczytowej, a także lokalnie w dystalnej części
grzbietu Jökulgrindur. Fazy stopniowej recesji czoła lodowca zapisane są
licznymi formami i osadami kontaktu lodowego oraz poziomami teras kemowych, kemów, sandrów i ozów. W obrębie grzbietu wulkanicznego rozwinęło się
kilka klasycznych, zawieszonych współcześnie bram lodowych, rejestrujących
odpływ wód roztopowych w okresie zatamowania odpływu w kierunku południowo-zachodnim. Należy tu podkreślić fakt zalegania jeszcze do dzisiaj
w spągu osadów wymienionych form znacznych ilości martwych lodów.
Trzeci fragment analizowanej strefy marginalnej (III) związany jest już
z lobalnym zarysem czoła Tungnaäijökull. Brak większych przeszkód orograficznych w podłożu umożliwił tu pełne rozwinięcie się form glacjalnych
w postaci kilku wyraźnych ciągów moren czołowych, z dobrze wykształconymi
na ich zapleczu układami dolin marginalnych oraz dużymi płatami moreny
dennej. Maksymalny zasięg strefy marginalnej wyznacza łuk moren czołowych,
oddalonych od aktualnego zasięgu czoła od 2 do 2,5 km. Badania geologiczne
pozwoliły określić ich genezę jako moreny czołowe spiętrzone. W odległości ok.
12
400 m w kierunku do lodowca występuje kolejny podobny ciąg moren
czołowych. Rozległe powierzchnie płatów moreny dennej wykazują ślady
wyraźnej drumlinizacji, wyrażonej w postaci ukierunkowanych prostopadle do
czoła lodowca, wydłużonych wałów o szerokości 20-25m i wysokości 1-1,5 m.
Proces drumlinizacji rejestruje zapewne fazy wspomnianych już nagłych awansów czoła lodowca na swoje przedpole. W strefie ekstraglacjalnej analizowanego
obszaru rozwinął się rozległy system dystrybutywnych cieków proglacjalnych
rzeki Tungnaä.
Kolejny (IV) fragment strefy marginalnej Tungnaärjökull ukształtował się
w rejonie lododziałowym związanym z występującymi pod lodowcem i na jego
przedpolu górnoplejstoceńskimi wzniesieniami wulkanicznymi Tungnaärfjöll,
które w swoich kulminacjach osiagają 850 m n.p.m. W strefie marginalnej
lodowca charakterystyczne jest tu występowanie licznych przejawów mutonizacji rzeźby wulkanicznej i drumlinizacji form glacjalnych. W obrębie strukturalnie
uwarunkowanych obniżeń,w czasie recesji, panowały tu korzystne warunki do
rozwoju zbiorników proglacjalnych. Ich ślady w postaci osadów limnoglacjalnych rejestrowanych na różnych poziomach dokumentują poszczególne etapy
kształtowania się tej części strefy marginalnej Tungnaäijökull.
Ostatnia (V) skrajnie południowa część strefy marginalnej analizowanego
lodowca związana jest z interlobalnym zarysem czoła, uwarunkowanym występowaniem tu stosunkowo wąskiego grzbietu wulkanicznego Fögruflöll
(rye. 1), o kierunku przebiegu NE-SW, a więc zgodnym z kierunkiem ruchu lodu.
Strefa marginalna Tungnaäijökull jest tu zdominowana przez rozlegle powierzchnie sandrów intramarginalnych. W strefie bezpośredniego kontaktu z lodowcem rozwinęły się liczne glacjofluwialne stożki proglacjalne, które w czasie
ostatniego, nagłego awansu (1994-95), zostały w swoich proksymalnych partiach
zaburzone glacjotektonicznie. W efekcie powstała tu charakterystyczna rzeźba
stopniowo obniżających się w kierunku dystalnym regularnych grzbietów.
PODSUMOWANIE
Przedstawiony zarys zróżnicowania strefy marginalnej Tungnaärjökull
wskazuje na wyraźną korelację pomiędzy wykształceniem rzeźby glacjalnej
i glacjofluwialnej, a lokalnymi cechami morfostruktury wulkanicznego podłoża.
W trakcie pokonywania kolejnych barier topograficznych, w masie lodowej
Tungnaäijökull następuje proces dynamicznego zróżnicowania jego poszczególnych fragmentów, wyrażający się m. in. formowaniem lokalnych strumieni
lodowych. Procesowi temu sprzyja zapewne ciepły reżim termiczny czaszy
Vatnajökull (Björnsson 1979, 1988), co zapewnia stały udział wód subglacjalnych determinujących dynamikę bazalnych mas lodu (Jania 1993, Bennett,
Glasser 1996). Zachodnia część czaszy Vatnajökull ma też bezpośredni kontakt
13
z ciągle aktywną strefą neowulkaniczną. Dobrym przykładem jest występująca
nieco na południe od Tungnaärjökull szczelina wulkaniczna systemu Lakagigar
z 1783 roku lub ostatnia, tj. z 1996 roku, subglacjalna, erupcja wulkaniczna
pomiędzy kalderami Grimsvötn a Bardarbubga. Zjawiska te, wywołujące
ogromne powodzie zwane jökulhlaupami, powodują w konsekwencji znaczne
przeobrażenia rzeźby glacjalnej oraz kształtowanie się rozległych powierzchni
glacjofluwialnych. Uwalnianie się zwiększonych ilości wód subglacjalnych
niewątpliwie staje się dodatkowym czynnikiem aktywizującym ruch lodu
w postaci nagłych awansów typu „surge".
Analiza ewolucji rzeźby na przedpolu złożonej strefy glacjalnej, jaką stanowi
Tungnaäijökull nawiązujący swoim charakterem do obrzeży lądolodów plejstoceńskich, jest niezwykle atrakcyjnym studium pozwalającym lepiej zrozumieć
złożone procesy kształtowania się rzeźby glacjalnej na Niżu Polskim.
LITERATURA
BENNETT M. R., GLASSER N. F., 1996: Glacial Geology: Ice Sheets and Land forms; Wiley
& Sons, Chichester-New York-Brisbane-Toronto-Singapore, 1-364.
BJÖRNSSON H., 1979: Glaciers in Iceland; Jökull, 29 AR, 74-80.
BJÖRNSSON IL, 1988: Hydrology оПсе caps in volcanic regions; Soc. Sei. Isl.,45, Reykjavik, 1-139.
BJÖRNSSON IL, EINARSSON P., 1990: Volcanoes beneath Vatnajökull, Iceland: Evidence from
radio echo-sounding, earthquakes and jökulhlaups; Jökull, No. 40, 147-169.
EYTHORSSON J., 1963: Variation of Iceland Glacier 1931-1960, Jökull, 13. ÄR, 31-33.
FREYSTEIN SSO N S., 1968: Tungnaärjökull; Jökull, 18 ÄR, 371-388.
JANIA J., 1993: Glacjologia; PWN, Warszawa, 1-359.
SIGURDSSON S., 1970: Gravity Survey on Western Vatnajökull; Jökull, 20 ÄR, 2944.
SIGURDSSON S., 1994: Tungnaärjökull veltur fram; Jökull, No. 44, 1-2.
THORARINSSON S., 1964: Sudden Advance of Vatnajökull Outlet Glaciers 1930-1964, Jökull, 14.
AR, 76-89.
SUMMARY
On the basis of geomorphological mapping and geological research of the Tungnaärjökull
marginal zone carried out in 1995-1997, the attempts were made to define the main stages of its
formation from the mini ice age through to the present. The Tungnaärjökull is situated within the
south-western part of the marginal zone of the largest ice cap on Iceland, Vatnajökull. Within the
extensive marginal zone of this glacier it is possible to distinguish at least five areas with differentiated
features of glacial and glaciodu vial relief. This division is also reflected in the distinct formation of the
geological structure. The different evolution of individual fragments of the marginal zone of the
Tungnaärjökull was conditioned mainly by the significant influence of the substratum, i.e. the aligned
volcanic relief. The snout of the Tungnaärjökull, with a length of about 28 km, has gradually
undergone recession over a distance of about 3 km during the last 60 years. This process was
interrupted twice by a sudden surge of the glacier snout in the years 1945^6 and most recently in
1994-95.
14
//
s
w
//
//'
|o0oooo| 2
3
ВИЗ
ИИ» u^i«
L^l
\*т»
\U1S-
1 0
I 12
Rye. 1. Szkic sytuacyjny Tungnaärjökull na tle południowo-zachodniej części Vatnajökull:
1 - powierzchnia lodowca, 2 - ciągi starszych moren czołowych, 3 - młodsze, górnoplejstoceńskie
grzbiety wulkaniczne, 4 - szczeliny i stożki wulkaniczne, 5 - lineamenty grzbietów wulkanicznych na
powierzchni lodowca, 6 - główny dział lodowy, 7 - jeziora, 8 - sieć rzek i cieków proglacjalnych,
9 - obszar szczegółowego kartowania geomorfologicznego, 10 - linia profilu Nyjafell, 11 wyróżnione obszary w obrębie strefy marginalnej Tungnaärjökull, 12 - wysokości w m n.p.m.
Fig. 1. Situational scheme of the Tugnaärjökull in the background of south-western part of
Vatnajökull: 1 - glacier area, 2 - series of older terminal moraines, 3 - younger, Upper Pleistocene
volcanic ridges, 4 - fissures and eruption cones, 5 - ridge lineaments on the glacier area, 6 - main
iceshed, 7 - lakes, 8 - system of rivers and proglacial tides, 9 - area of detailed geomorphological
charting, 10 - line of Nyjafell, 11 - areas within the Tugnaärjökull marginal zone, 12 - heights in
m a.s.l.
15
Ryc. 2 Zmiany zasięgu czoła Tungnaärjökull w profilu Nyjafell
Fig. 2. Changes of the Tugnaärjökull front reach in the Nyafell profile
16