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
Download