509 KB - Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ
advertisement
VII Zjazd Geomorfologów Polskich kraków Rekonstrukcja procesów 2005 glacjalnych, glacjofluwialnych i glacjolimnicznych w strefie marginalnej lodowca tungaÁr (islandia) na wybranych przykładach Paweł Molewski, Leon Andrzejewski, Jacek B. Szmańda 1. Wprowadzenie Fakt występowania na Islandii kilku rozległych czap lodowcowych i ich dynamika stwarza szczególnie sprzyjające warunki dla badań z zakresu geomorfologii glacjalnej. Niezależnie od różnych uwarunkowań współczesnego rozwoju lodowców Islandii i zlodowaceń plejstoceńskich Niżu Europejskiego, istnieje wiele procesów glacjalnych uniwersalnych, niezależnych od tych uwarunkowań. Zatem rekonstrukcja procesów, które zachodziły na obszarze Polski podczas zlodowaceń plejstoceńskich w wielu przypadkach może opierać się o badania współczesnych stref marginalnych lodowców islandzkich. Fakty te sprawiają, że już od wielu lat badania te są w kręgu zainteresowań toruńskich geomorfologów. Dotychczasowe badania w strefie marginalnej lodowca Tungnaár (m.in. Andrzejwski, Weckwerth 1998, Olszewski, Karasiewicz 1998, Andrzejewski, Molewski 2000, Andrzejewski 2002) pozwoliły na szczegółowe rozpoznanie jej rzeźby, czego efektem jest mapa geomorfologiczna (Molewski 2005). Prowadzone w sezonie letnim 2004 r. badania w ramach grantu KBN nr 2 PO4E 045 26 miały na celu między innymi rekonstrukcję przebiegu procesów glacjalnych, glacjofluwialnych i glacjolimnicznych w wybranych fragmentach tej strefy. Rekonstrukcja ta dotyczy okresu od schyłku Małej Epoki Lodowej (MEL) po czasy współczesne. Szczegółowe analizy geomorfologiczne, geologiczne i paleogeograficzne polegały na odtworzeniu zasięgów czoła lodowca i jego dynamiki, kierunków odpływu wód roztopowych oraz procesów akumulacji lodowcowej i wodnolodowcowej w strefie marginalnej Tungaárjökull (isl. jökull – lodowiec). 318 Paweł Molewski, Leon Andrzejewski, Jacek B. Szmańda Dotychczasowe wyniki badań pozwoliły na wstępną rekonstrukcję ww. procesów m.in. w dwóch obszarach badań szczegółowych. Pierwszy z nich położony jest w północnej, a drugi w środkowej części strefy marginalnej Tungnaárjökull. 2. Rekonstrukcja przebiegu zdarzeń glacjalnych i glacjolimnicznych we fragmencie północnej części strefy marginalnej Tungnaárjökull Rozpatrywany fragment strefy marginalnej Tungnaárjökull, rozciąga się na przestrzeni około 3,5 km. Położony jest w skrajnie północnej części przedpola lodowca, w sąsiedztwie stożka wulkanicznego Kerlingar o wysokości 1286 m n.p.m. Od NW fragment strefy ogranicza grzbiet wulkaniczny Jökulgrindur, który w tym obszarze osiąga maksymalnie wysokość 940 m n.p.m., zaś od południowego wschodu granicę stanowi czoło lodowca (ryc. 1C). Rekonstrukcja zmian zasięgu czoła lodowca w tym obszarze jest oparta na badaniach form i osadów oraz na materiałach kartograficznych z 1939 r. (w: Freysteinsson 1972) i 1945 r. (w: Thorarinsson i in. 1972) oraz późniejszych mapach topograficznych i zdjęciach lotniczych. Na podstawie ustaleń. J. Eythorssona (1963) i S. Thorarinssona (1964), a także wcześniejszych badań autorów (Andrzejewski, Molewski 2000, Andrzejewski 2002) czoło Tungnaárjökull osiągnęło swój maksymalny zasięg pod koniec XIX w., tj. w latach 1880-1890 (Freysteinsson 1968). W południowej części analizowanego fragmentu północnej części strefy marginalnej Tungnaárjökull moreny pochodzące z tego okresu usytuowane są na wschodnim, dolodowcowym stoku wulkanicznego Jökulgrindur (ryc. 1C). Na podstawie pozycji tych moren można stwierdzić, że zasadnicza część grzbietu w okresie MEL występowała w strefie ekstramarginalnej, a czoło lodowca blokowało możliwość odpływu wód roztopowych w kierunku południowo zachodnim pomiędzy grzbietem a lodowcem. W tym okresie najprawdopodobniej po raz pierwszy uformował się tu rozległy zbiornik zaporowy o charakterze terminoglacjalnym (ryc. 1A). Czas funkcjonowania tego zbiornika jest trudny do ustalenia. Można natomiast z pewnością stwierdzić, że jego wody musiały spłynąć przed 1939 r. Na fakt ten wskazuje analiza fragmentu mapy topograficznej z tego okresu (w: Freysteinsson 1972), gdyż w miejscu zbiornika, zaznaczone jest jezioro o rozmiarach zbliżonych do współczesnego. Od początku XX w. czoło Tungnaárjökull, w latach 1915-1920, a następnie w 1945 r., podlegało gwałtownemu awansowi, zapewne o charakterze surge’u (Thorarinsson 1964, Freysteinsson 1968). W czasie awansu w 1945 r. w analizowanej części strefy marginalnej powstał rozległy zbiornik (w: Thorarinsson i in. 1972). W tym czasie na kontakcie z czołem lodowca mogły uformować się delty jeziorne (ryc. 1B). Świadczy o tym ich wyrazistość i świeżość morfologiczna. Zachowanie się wcześniejszych form ze względu na dużą intensywność procesów glacjofluwialnych jest mało prawdopodobne. Powstały zespół form glacjolimnicznych, związany jest zatem z ostatnim zbiornikiem, którego stopniowy zanik rejestrują ślady dawnych linii brzegowych na stokach delt. Ślady te wykształcone są w postaci niewielkich półek abrazyjnych. Formy abrazyjne znaczące zasięg linii brzegowych stwierdzono także na stoku Jökulgrindur, ale sięgają one wyżej Rekonstrukcja procesów glacjalnych, glacjofluwialnych i glacjolimnicznych... 319 Ryc. 1. Szkice geomorfologiczne analizowanej części strefy marginalnej Tungnaárjökull A – rekonstrukcja prawdopodobnego zasięgu lodowca i wód jeziora zaporowego u schyłku Małej Epoki Lodowej, B – rekonstrukcja zasięgu lodowca i wód jeziora zaporowego w fazie tworzenia się delt prawdopodobnie związanych z awansem lodowca około 1945 r., C – stan współczesny na podstawie zdjęć lotniczych z 2002 r.; 1 – pokrywy lawowe, 2 – masywy i grzbiety wulkaniczne, 3 – powierzchnie wulkaniczne z pokrywą morenową, 4 – formy stagnującego i martwego lodu, 5 – poziomy sandrowe o różnych wysokościach, 6 – moreny czołowe, 7 – morena denna, 8 – kopalne (a) i tworzące się delty jeziorne (b), 9 – jeziora, 10 – rzeki, 11 – maksymalny poziom wód jeziora zaporowego, 12 – wysokość w m n.p.m. 320 Paweł Molewski, Leon Andrzejewski, Jacek B. Szmańda o około 15 m w stosunku do wysokości proksymalnych części delt. Można zatem sądzić, że poziom zbiornika, z okresu MEL był wyższy niż w czasie awansu z 1945 r. 3. Rekonstrukcja przebiegu zdarzeń glacjalnych i glacjofluwialnych we fragmencie środkowej części strefy marginalnej Tungnaárjökull Powierzchnia drugiego z rozpatrywanych obszarów wynosi w około 4,5 km2. W jego NW części wznoszą się wzgórza grzbietu wulkanicznego Jökulgrindur, o maksymalnej wysokości 753 m n.p.m., a w części SW grzbiet wulkaniczny Skálabunga, o wysokości około 730 m n.p.m. Kierunek przebiegu wymienionych grzbietów wulkanicznych, w istotny sposób warunkuje procesy glacjalne i glacjofluwialne w analizowanym fragmencie strefy marginalnej Tungaárjökull. W oparciu o szczegółowe badania geomorfologicznej na analizowanym fragmencie strefy marginalnej można wyróżnić trzy linie zasięgu czoła lodowca. Pierwsza z nich, związana jest z etapem poprzedzającą maksimum zlodowacenia tego obszaru w końcu MEL (ryc. 2A). Wówczas, na południu lodowiec oparł się o podnóża grzbietu wulkanicznego Skálabunga, a na północy jego czoło zatrzymało się w odległości od 300-500 m od grzbietu wulkanicznego Jökulgrindur. Wody roztopowe odpływały w tym czasie w kierunku przełomu w grzbiecie Jökulgrindur w północnej części, a w środkowej kierowały się na zachód płynąc pomiędzy grzbietami Jökulgrindur i Skálabunga. Kształtował się wówczas najwyższy poziom sandru ekstramarginalnego. Z tego okresu nie zachowały się żadne formy czołowo-morenowe. Linie zasięgu lodowca wyznacza tylko sedymentacyjna krawędź kontaktu lodowego. W czasie maksimum zlodowacenia w MEL, czoło lodowca przesunęło się na zachód na odległość około 100 m w części północnej i około 300 m w części południowej (ryc. 2B) analizowanego fragmentu strefy marginalnej. Wykształcenie niewielkich form czołowo-morenowych, może świadczyć o tym, że lodowiec w okresie maksymalnego zasięgu przebywał tu bardzo krótko. W południowej części tego fragmentu, stoki masywów wulkanicznych zostały przykryte przez lodowiec materiałem morenowym. Pomiędzy Objaśnienia do ryc. 2 A – rekonstrukcja zasięgu czoła lodowca i kierunków odpływu wód roztopowych w fazie poprzedzającej jego maksymalny zasięg w końcu XIX w., B – zasięg czoła lodowca i kierunki odpływu wód roztopowych w fazie maksymalnego zasięgu jego czoła w końcu XIX w., C – rekonstrukcja zasięgu czoła lodowca i kierunków odpływu wód w jednej z faz po maksimum zlodowacenia w XX w., D – rzeźba współczesna, stan z roku 2004; 1 – grzbiety wulkaniczne, 2 – grzbiety wulkaniczne z pokrywą morenową, 3 – powierzchnia wulkaniczna z pokrywą osadów sandrowych i pyłów wulkanicznych, 4 – moreny czołowe, 5 – sedymentacyjna krawędź kontaktu lodowego, 6 – morena denna pagórkowata, 7 – morena denna falista, 8 – morena denna płaska, 9 – sandry ekstramarginalne, 10 – wyższy, marginalny poziom sandrowy, 11 – niższy, marginalny poziom sandrowy, 12 – współczesny poziom sandrowy, 13 – dziurawy sandr, 14 – erozyjne powierzchnie wód roztopowych, 15 – marginalne doliny wód roztopowych, 16 – równina osadów zastoisowych, 17 – oz, 18 – brama morenowa, 19 – wodospady: a – suche i b – czynne, 20 – rzeka, 21 – kierunki odpływu wód, 22 – wysokości w m n.p.m. Rekonstrukcja procesów glacjalnych, glacjofluwialnych i glacjolimnicznych... Ryc. 2. Szkice geomorfologiczne analizowanej części strefy marginalnej Tungnaárjökull 321 322 Paweł Molewski, Leon Andrzejewski, Jacek B. Szmańda grzbietami wulkanicznymi Skálabunga i Jökulgrindur powstały wały moren czołowych oraz wał moreny bocznej na SE stoku Jökulgrindur. Na północy analizowanego obszaru lodowiec nie dotarł do Jökulgrindur. Jego zasięg wyznacza niewielkich rozmiarów wał moreny czołowej długości około 400 m, biegnący równolegle do wspomnianej wcześniej sedymentacyjnej krawędzi kontaktu lodowego. W fazie tej powstały między innymi płaska równina morenowa oraz wały ozów. Na przedpolu lodowca w obrębie ekstramarginalnej równiny sandrowej, lokalnie tworzył się niższy poziom odpływu wód roztopowych. Wody roztopowe nie zmieniły kierunku odpływu. Na początku XX w. nastąpiła faza recesji lodowca. Czoło lodowca wycofało się na wschód od podnóża grzbietów wulkanicznych i krawędzi kontaktu lodowego, co najmniej na odległość 150-200 m (ryc. 2 C). Odpływ wód roztopowych odbywał się wówczas wzdłuż czoła lodowca formujący marginalny poziom sandrowy, a wody roztopowe płynące z północnej części strefy marginalnej lodowca kierowały się zarówno wzdłuż wschodniego jak i zachodniego stoku Jökulgrindur. Wody te erodowały powierzchnie sandru ekstramarginalnego, tworząc wzdłuż wschodniej podstawy grzbietu dolinę wód roztopowych. Wody płynące wzdłuż zachodniego podnóża grzbietu, przelewały się przez powstały wcześniej przełom i płynęły na wschód, gdzie łączyły się dalej z wodami migrującymi wzdłuż czoła lodowca. Recesja Tungaárjökull przerywana była okresami wspomnianych wcześniej, co najmniej dwóch nasunięć (Thorarinsson 1964, Freysteinsson 1968). Prawdopodobnie w czasie jednego nich, w południowej części analizowanego obszaru, powstały wzgórza moren czołowych oraz moreny pagórkowata i falista. Na zapleczu moreny pagórkowatej, w obrębie falistej moreny dennej, w tunelu subglacjalnym uformował się wał ozowy. Po okresie ostatniego awansu lodowca, który dotarł do analizowanej strefy nastąpiła faza erozji glacjofluwialnej, która degradowała rzeźbę glacjalną w badanym fragmencie strefy marginalnej. Jej współczesną morfologię przedstawia rycina 2D. Literatura Andrzejewski L., 2002, The impact of surges on the ice-marginal landsystem of Tungnaárjökull, Iceland, Sedimentary Geology, 149, 59-72. Andrzejewski L., Molewski P., 2000, Glaciotectonic disturbances of the limno- and glaciofluvial deposits in the marginal zones of Skeidarįrjökull and Tungnaárjökull (Iceland) and their glaciodynamic conditions, Quaestiones Geographicae, 21, 13-25. Andrzejewski L., Weckwerth P., 1998, Zaburzenia glacjotektoniczne osadów glacjofluwialnych stożków proglacjalnych na przedpolu lodowca Tungnaárjökull (Islandia), [w:] E. Mycielskiej-Dowgiałło (red.), Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartość interpretacyjna, Wyd. UW, Warszawa, 75-84. Eythorsson J., 1963, Variation of Iceland Glaciers 1931-1960, Jökull, 13, 31-33. Freysteinsson S., 1968, Tungnaárjökull, Jökull, 18, 371-388. Freysteinsson S., 1972, Jökulhlaup i Köldukvisl (Abstract), Jökull, 22, 83-88. Rekonstrukcja procesów glacjalnych, glacjofluwialnych i glacjolimnicznych... 323 Olszewski A., Karasiewicz M.T., 1998, Tekstura i struktura osadów moreny dennej oraz deformacje podmorenowe na bliskim przedpolu Tungnaárjökull, Islandia, [w:] E. Mycielskiej-Dowgiałło (red.), Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartość interpretacyjna, Wyd. UW, Warszawa, 41-57. Molewski P., (red.) 2005, Rekonstrukcja procesów glacjalnych w wybranych strefach marginalnych lodowców Islandii – formy i osady, Przewodnik Terenowych Warsztatów Geomorfologicznych, Islandia, 14-28 sierpnia 2005, Toruń, załącznik 1. Thorarinsson, S., 1964, Sudden Advance of Vatnajökull Outlet Glaciers 1930-1064. Jökull, 14, 76-89. Thorarinsson S., Pórarinsson S., Sigvaldason G.E., 1972, Tröllagigar og Tröllahraun, Jökull, 22, 12-26. Paweł Molewski Instytut Geografii Uniwersytet Mikołaja Kopernika ul. Fredry 6/8 87-100 Toruń Leon Andrzejewski Instytut Geografii Uniwersytet Mikołaja Kopernika ul. Fredry 6/8 87-100 Toruń Jacek B. Szmańda Instytut Geografii Uniwersytet Mikołaja Kopernika ul. Fredry 6/8 87-100 Toruń
