Mikrostrukturalne i mikroteksturalne cechy glin lodowcowych...

Landform Analysis, Vol. 13: 61–76 (2010)

Mikrostrukturalne i mikroteksturalne cechy glinlodowcowych jako wskaźnik warunków subglacjalnych

na przykładzie stanowiska Lusowo (Pojezierze Poznańskie)

Microstructural and microtextural features of glacial tills as an indicator of subglacialconditions on the example of Lusowo (Poznan Lakeland)

Marta Morawska1,2, Marcin Morawski3, Barbara Woronko1

1Uniwersytet Warszawski, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, ul. Krakowskie Przedmieście 30,00-927 Warszawa; [email protected] Akademia Nauk, Instytut Fizyki Jądrowej im. H. Niewodniczańskiego, ul. Radzikowskiego 152,31-342 Kraków3Uniwersytet Warszawski, Wydział Geologii, Zakład Geologii Klimatycznej, al. Żwirki i Wigury 93,02-089 Warszawa, Państwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4, 00-975 Warszawa

Zarys treści: Wielokierunkowym badaniom sedymentologicznym poddano gliny lodowcowe budujące wysoczyznę more-nową rozciągającą się na południe od moren czołowych fazy poznańskiej zlodowacenia wisły. Teren badań zlokalizowanookoło 10 km na NW od Poznania. W jego obrębie zaznacza się obecność wielkoskalowych lineacji glacjalnych, będącychefektem funkcjonowania w czasie zlodowacenia wisły szybkiego paleostrumienia lodowego. Przeprowadzono analizy: litofa-cjalną osadów, uziarnienia, charakteru powierzchni ziarn kwarcu frakcji piaszczystej według Cailleux (1942) i w SEM orazanalizę mikrostrukturalną na podstawie płytek cienkich. Uzyskane wyniki pozwoliły wnioskować o prawdopodobnym źródleosadów. Ponadto uwidoczniła się duża jednorodność osadów pod względem uziarnienia, jak również charakteru obtoczeniai zmatowienia powierzchni ziarn kwarcu frakcji 0,8–1,0 mm oraz znikomy wpływ transportu w środowisku glacjalnym na cha-rakter mikrorzeźby powierzchni ziarn kwarcu. Natomiast wyniki analizy mikrostrukturalnej płytek cienkich pokazały zróżni-cowanie glin lodowcowych w profilu pionowym, odpowiadające zmiennym warunkom towarzyszącym akumulacji osadów.Zapis mikrostrukturalny uwidocznił obecność ciągłej, ale o zmiennej miąższości warstwy deformacyjnej. Czynnikiem mode-lującym zmiany była zawartość i ciśnienie wody porowej.

Słowa kluczowe: wielokierunkowe analizy sedymentologiczne, analiza mikrostrukturalna płytek cienkich, SEM, gliny lo-dowcowe, warunki subglacjalne, Pojezierze Poznańskie

Abstract: Multiproxy sedimentological analyses were carried out on glacial till building morainic plateau which extendssouth from the terminal moraines of the Pomorska phase, Vistulian Glaciation. The study area was located about 10 km tothe north-west from Poznań. Mega-scale glacial lineations occur among the plateau. They are the effect of a fast flowingpaleo- ice stream existing during the Vistulian Glaciation. Following analysis were performed: lithofacial analysis of sedi-ments, the granulometric composition of deposit, the frosting and rounding analyses of sand quartz grains (1.0–0.8 mm) ac-cording to Cailleux (1942) and in SEM and analysis of thin sections. The results suggest probable source of the deposits andshow homogeneity in terms of granulometry and rounding and frosting of quartz grains in fraction of 0.8–1.0 mm. Glacialtransport appears to have limited influence on the microstructure of quartz grains surface. Analysis of thin sections show thevertical differentiation of glacial till according to variable conditions accompanying its deposition. Microstructures recordedcontinuous deformation layer which varied in thickness. The volume and pressure of pore water were the factors responsiblefor the changes.

Key words: multiproxy sedimentological analyses, analysis of thin section, SEM, basal till, subglacial conditions, PoznańLakeland

Wprowadzenie

Jednym z zasadniczych problemów badawczychsedymentologii osadów glacjalnych, a szczególnieglin lodowcowych, jest rozpoznanie warunków towa-rzyszących transportowi i depozycji osadów. Stanowito podstawę do genetycznego zaklasyfikowania ana-lizowanego osadu, co w przypadku glin lodowcowychumożliwia podjęcie próby dalszych interpretacji dy-namicznych i paleogeograficznych. Jedynie zastoso-wanie szerokiej gamy analiz, wzajemnie się uzu-pełniających, uwzględniających zarówno strukturę,jak i teksturę osadów, pozwala na uzyskanie miaro-dajnych informacji o osadzie. Tego typu podejściejest coraz częściej wykorzystywane w celu weryfikacjiwcześniejszych hipotez (Hart 2007), wnioskowania odynamice lądolodu (Piotrowski i in. 2006) czy próbyustalenia charakterystycznych cech teksturalnych istrukturalnych osadów budujących formy glacjalneokreślonej genezy (Hart 2006, Larsen i in. 2006).Jednocześnie jedynie Lian i in. (2003) syntetyczniepróbowali określić strukturalne i teksturalne cechyglin lodowcowych wykształconych pod stopą szyb-kich paleostrumieni lodowych lądolodu laurentyj-skiego. Jak dotąd brak podobnego opracowania dlaobszaru objętego ostatnim zlodowaceniem skandy-nawskim.

Badania na Pojezierzu Poznańskim miały na celu,możliwie najdokładniejsze, odtworzenie warunkówpanujących w stopie lądolodu w trakcie transportu idepozycji glin lodowcowych. Zastosowana wielokie-runkowa analiza cech strukturalnych i teksturalnychosadów, pozwoliła na przybliżone określenie źródłaosadu interpretację genetyczną oraz umożliwiła re-konstrukcję warunków subglacjalnych w obrębieanalizowanego osadu.

Położenie terenu badań

Teren badań zlokalizowany jest na Pojezierzu Po-znańskim, około 10 km na NW od Poznania (ryc. 1),na terenie gminy Tarnowo Podgórne. Obejmuje onobszar o powierzchni 45 km2, określony jako poligonbadawczy Lusowo (od nazwy wsi, wokół której zloka-lizowano stanowiska badawcze). Południową jegogranicę wyznacza rynna Jeziora Lusowskiego, odwschodu rynna Jeziora Pamiątkowskiego–Sami-cy–Jeziora Kierskiego, od północy ciąg wzgórzwznoszących się na wysokości Tarnowa Podgórnegoi od zachodu rynna Jeziora Nieporuszewskiego (ryc.1). Poligon badawczy Lusowo obejmuje fragment

wysoczyzny morenowej rozciągającej się na przed-polu moren czołowych fazy poznańskiejzlodowacenia wisły, przynależnej do tzw. PagórkówPoznańskich (Bartkowski 1962). W jej obrębie za-znacza się zespół wydłużonych form o przebieguNW–SE, określanych jako wielkoskalowe lineacjeglacjalne (ang. mega-scale glacial lineations, MSGLs;ryc. 1). Ich powstanie wiąże się z funkcjonowaniemna tym obszarze, w czasie zlodowacenia wisły, szyb-kich paleo-strumieni lodowych, będących odnogamiB2 bałtyckiego strumienia lodowego (Przybylski2008, Morawska, Morawski 2009a, b).

62

Marta Morawska, Marcin Morawski, Barbara Woronko

Ryc. 1. Lokalizacja stanowisk badawczych: a) lokalizacjapoligonu badań terenowych Lusowo na tle strumienio-wych lineacji subglacjalnych Pojezierza Poznańskiego –cieniowany, przewyższony cyfrowy model wysokościowy(Morawska, Morawski, w druku); b) północne obrzeże-nie wschodniej części rynny Jeziora Lusowskiego –umiejscowienie stanowisk badawczych (przewyższonyblokdiadgram cyfrowego modelu wysokościowego, wi-dok od południa)

Fig. 1. Location of sampling sites: a) location of theLusowo study area with reference to maximum extent oflobes of the last glaciation and the pattern of subglaciallineations of the Poznan Lakeland – shaded exaggerateddigital elevation model (Morawska, Morawski, in press);b) detailed locations of studied exposures and samplingsites (Lusowo I–III) to the north of the eastern part ofthe Lusowskie Lake tunnel valley – exaggeratedblockdiagram derived from DEM, view from the south

Metody badań

Szczegółowymi badaniami sedymentologicznymiobjęto 3 stanowiska (Lusowo I, II, III), zlokalizowa-ne w kulminacyjnych partiach wałów uznanych zawielkoskalowe lineacje glacjalne (ryc. 1). W każdympunkcie wykonano wkopy w osadach typu glina lo-dowcowa do głębokości ok. 2 m i sporządzono opis li-tofacjalny osadów według schematu Krügera i Kjæra(1999). W celu określenia warunków towarzyszącychakumulacji badanych glin wykonano szerokie spek-trum analiz, stosowanych w badaniach tego typu osa-dów (Hart, Rose 2003, Evans, Benn 2004, Hubbard,Glasser 2005). Pobrano próbki osadu do analiz tek-sturalnych oraz próbki o nienaruszonej strukturze doanaliz mikrostrukturalnych (ryc. 2). Wykonano ana-lizę uziarnienia osadów metodą kombinowaną (My-cielska-Dowgiałło 2007) oraz analizę obtoczenia izmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji1,0–0,8 mm według Cailleux (1942) w modyfikacjiGoździka (1980), Mycielskiej-Dowgiałło i Woronko(1998). Jako jej uzupełnienie i rozszerzenie, w celurozpoznania procesów towarzyszących transportowii depozycji osadu, dla wybranych próbek, wykonanoanalizę mikromorfologii powierzchni ziarn kwarco-wych frakcji 0,8–1,0 mm w skaningowym mikrosko-pie elektronowym (SEM; ryc. 2). Każdorazowo ana-lizie w SEM poddano 20–25 ziarn. Wybór ziarn byłproporcjonalny do liczebności grup typów ziarn wy-różnionych w analizie Cailleux (1942) z późniejszymimodyfikacjami. Zastosowano metodykę i klasyfika-cję mikrostruktur zaproponowaną przez Mahaneya(2002) i rozszerzoną o wydzielenia zawarte w pracyHelland i Holmes (1997). Klasyfikacja ta uwzględniaurzeźbienie powierzchni ziarn kwarcu, zwracającszczególną uwagę na mikrodeniwelacje w obrębieziarna i charakter krawędzi (ang. edge roundness,sharp featrues). Ponadto rejestruje się mikrostruktu-ry związane z wietrzeniem chemicznym powierzchniziarn, w tym z trawieniem (np. ang. solution pits) ioskorupianiem, oraz mechanicznym niszczeniem po-wierzchni (zarówno kruszeniem, jak i abrazją, np.ang. conchoidal fractures, linear steps czy subparallellinear steps), a także wietrzeniem fizycznym postę-pującym in situ. Dodatkowo każdorazowo określonoczęstotliwość występowania wszelkich mikrostrukturbędących efektem mechanicznego niszczenia (ang.high/low frequency fractures), dostarczających istot-nych informacji o dynamice procesu i warunkachjemu towarzyszących (Mahaney 1995, 2000).

Zmienność warunków w strefie subglacjalnejlądolodu została prześledzona na podstawie mikro-strukturalnej analizy płytek cienkich z glin lodowco-wych (van der Meer 1987, 1993, Menzies 1998, Carr2004) ze stanowiska Lusowo I. W tym celu pobranopróbki o nienaruszonej strukturze, wykorzystującpuszki Kubieny o wymiarach 60 × 80 × 40 mm. Kry-terium nadrzędnym lokalizacji miejsc poboru była

makroskopowa zmienność strukturalna osadów, wy-rażona w kodzie litofacjalnym (ryc. 2a). Wprzypadku braku owej zmienności próbki pobieranow jednakowych odstępach, co 0,20–0,30 m. W bada-niach pominięto warstwę próchniczną. Pierwszy etapanalizy polegał na skanowaniu powierzchni płytki zrozdzielczością piksela 3,39 µm w świetle spolaryzo-wanym i przechodzącym, z każdorazowym dobie-raniem parametrów czasu ekspozycji i kontrastu wcelu uzyskania jak najlepszego tonalnego zróżnico-wania obrazu. Szkic interpretacyjny powstawał napodstawie wizualnej analizy zeskanowanego obrazu ipodlegał weryfikacji i uszczegółowieniu w trakcieanalizy płytek cienkich bezpośrednio pod mikrosko-pem petrograficznym. Analiza mikroszlifu osadu wświetle przechodzącym daje informacje o szkielecieziarnowym i cechach teksturalnych osadu. Nato-miast światło spolaryzowane ukazuje wewnętrznąstrukturę materiału drobnoziarnistego (frakcji drob-nopyłowej i iłowej) – plasmic fabric (ang.) (van derMeer 1987). Efektem analizy płytek cienkich była in-terpretacja systemu porów, ich rodzaju i rozmiesz-czenia oraz współwystępowania porów i innych mi-krostruktur. Wyliczono ilościową charakterystykęmikrostruktur dla każdej z analizowanych płytek.Pozwoliło to na prześledzenie zmian poszczególnychparametrów (np. powierzchni zajętej przez pory) lubliczebności mikrostruktur w profilu. Uzyskane danewraz z jakościową charakterystyką mikroszlifów(układem mikrostruktur ich następstwem, wy-kształceniem) uzupełniły wnioskowanie o warun-kach depozycji i deformacji towarzyszących akumu-lacji analizowanych glin lodowcowych.

Wyniki badań

Na stanowiskach Lusowo I i Lusowo III glinę lo-dowcową o miąższości około 1,8 m zaklasyfikowanojako masywny diamikton o średnioziarnistym ma-triksie i znikomym udziale większych klastów[DmM(m1)3]. W części środkowej profili (odpowied-nio gł. 0,55–1,25 m i 0,75–1,35 m) glina wykazywałacechy „złuskowacenia” (łuski o poziomym wydłuże-niu i miąższości ok. 2–4 mm, długości do 2 cm; ryc.2a, c). Poniżej struktura gliny zmienia się na ma-sywną. W środkowych częściach obu profili stwier-dzono występowanie soczewek różnoziarnistego ma-sywnego piasku (Sm). W profilu Lusowo IIIprzybierają one formę struktur kroplowych. Na sta-nowisku Lusowo II glina zwałowa jest nadbudowanapiaskami i żwirami fluwioglacjalnymi o masywnejstrukturze (SGm) i miąższości około 0,60 m. Zale-gającą poniżej glinę lodowcową charakteryzuje ma-sywna struktura o niewielkim udziale większych kla-stów [DmM(m1)3] (ryc. 2b).

Skład granulometryczny analizowanych próbekgliny lodowcowej wykazuje znaczną jednorodność w

63

Mikrostrukturalne i mikroteksturalne cechy glin lodowcowych jako wskaźnik warunków subglacjalnych...

64


profilu, jak również pomiędzy poszczególnymi stano-wiskami (ryc. 2). Uśredniony skład mechaniczny(2,7% żwiru, 65,1% piasku, 18,6% pyłu, 13,7% iłu)oraz wyniki jednostkowe wskazują na glinę piasz-czystą. W górnej części analizowanych profili po-przez wzrost zawartości frakcji drobniejszych(pyłowej i iłowej) zaznaczają się procesy glebowe iwietrzenie.

Wyniki analizy Cailleux (1942) z późniejszymimodyfikacjami wskazują, że we frakcji 0,8–1,0 mmcharakteryzuje badane osady dość duża homoge-niczność. Dominują ziarna o pośrednim stopniu ob-toczenia i błyszczącej powierzchni (EM/EL), repre-zentujące środowisko wodne (ryc. 2). Ich udziałwynosi od 59% na stanowisku Lusowo I do 82% wprofilu Lusowo II. Znaczący udział mają równieżziarna typu EL (4–11%), też kształtowane w środo-wisku wodnym. Jednocześnie stwierdzono incyden-talne występowanie ziarn świeżych (NU) oraz zniko-my udział ziarn matowych (EM/RM i RM),reprezentujących środowisko eoliczne (Myciel-ska-Dowgiałło, Woronko 1998, Woronko 2001) orazpękniętych (C) (ryc. 2).

Analiza mikromorfologii powierzchni ziarn kwar-cowych frakcji 1,0–0,8 mm wykonana w SEM poka-zała, że cechuje je bardzo słabe urzeźbienie po-wierzchni (ang. low relief), przy jednoczesnym brakuziarn z high relief (ang.) (tab. 1). Na powierzchniziarn dominują mikrostruktury związane z trawie-niem chemicznym, zaznaczającym się w formie gład-kiej powierzchni określanej jako dulled surface (ang.)oraz bardziej urozmaiconej dissolution surface(ang.). Powszechne są również punktowe i linijne mi-kroformy będące efektem trawienia typu solutionpits (ang.) i solution crevasses (ang.). Natomiast czę-stotliwość występowania mikrostruktur związanych zmechanicznym niszczeniem powierzchni ziarn, wtym kruszeniem i abrazją, jest bardzo mała (ang. lowfrequency fractures), chociaż pojawiają się one nawiększości analizowanych ziarn (udział ang. abrasionfeatures: 72,7–100%). Wśród nich dominują V- iU-kształtne nacięcia (ang. V-shaped percussion craksi crescentic gouges), craters (ang.), duże i małeprzełamy muszlowe (ang. conchoidal fractures >10µm i <10 µm) (fot. 1a, b, c) linear steps (ang.) orazmikrostruktury linijne typu straigth grooves (ang.) ideep troughs (ang.) (tab. 1). Urzeźbienie przełamów

muszlowych (ang. conchoidal fractures) zazwyczajjest mało intensywne (ang. parallel ridges, line-ar/arc-shaped steps). Ponadto część z nich wykazujecechy trawienia chemicznego (fot. 1c, d, e). Świeżepowierzchnie (ang. fresh surfaces), mimo wysokiejfrekwencji (od 47,6 do 68,2% ziarn), obejmują zni-komą powierzchnię ziarn. Godny odnotowania jestbrak lub niewielki udział mikrostruktur typowych dlaśrodowiska glacjalnego (m.in. ang. high relief, chat-termarks, subparallel linear fractures; Mahaney 2002,tab. 1). Na powierzchni części ziarn stwierdzonoobecność mikrostruktur typu breakage blocks (ang.)(tab. 1).

Wyniki analizy mikrostrukturalnej płytek cien-kich z glin lodowcowych ze stanowiska Lusowo I uka-zały zauważalne zróżnicowanie w obrębie makrosko-powo masywnego osadu (tab. 2). Wraz z głębokościąnastępuje spadek ilości mikrostruktur rotacyjnychtypu galaxy (ang.), przy wzroście obtoczonych intra-klastów (ang. pellets i plasters, tab. 2, fot. 2a, b, c).Podwyższona częstość występowania mikrostrukturtypu edge to edge crushing (ang.) i grain fracturing(ang.) – świadczących o kruszeniu w środowisku gla-cjalnym – w próbce L_I_4 jest związana z obecnościądomen piaszczystych. Pomijając tę anomalię, obser-wuje się sukcesywny wzrost ilości struktur związa-nych z kruszeniem w głąb profilu (tab. 2).Wykształcenie lineacji wykazuje znaczne zróżnico-wanie. Zauważa się znaczny wzrost ich liczebnościprzy spadku średniej długości w strefie tuż poniżejstrefy złupkowacenia (L_I_3 L_I_5). W najniż-szych partiach profilu (L_I_6) pojawia się upo-rządkowany system długich lineamentów (tab. 2).Ważna dla próby odtworzenia warunków towarzy-szących depozycji i deformacji analizowanej gliny lo-dowcowej jest obecność mikrouskoków świad-czących o występowaniu deformacji nieciągłych (tab.2, fot. 2d). W profilu pionowym widoczna jest zmien-ność ilości, wielkości i układu porów. W górnej częściwystępuje fissile partlings (ang.), nawiązujące dozłuskowaconej struktury gliny (fot. 2e). W strefie zsoczewkami piaszczystymi pory tworzą marble bed(ang.) (fot. 2f). Poniżej, mimo znacznej ilości i zaj-mowanej przez nie powierzchni, brak diagnostycz-nych układów porów (tab. 2).

65


Ryc. 2. Wybrane cechy teksturalne i strukturalne osadu w obrębie stanowisk badawczych: a) Lusowo I, b) Lusowo II, c) Lu-sowo III. W kolejności: profil litologiczny i litofacjalny wraz z kodem według schematu Krügera, Kjæra (1999), wyniki ana-lizy uziarnienia (przedziały głównych frakcji według klasyfikacji geotechnicznej PN-54/B-02480), wyniki analizyobtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji 1,0–0,8 mm wg Cailleux (1942), w modyfikacji Goździka(1980) oraz Mycielskiej-Dowgiałło, Woronko (1998), lokalizacja próbek do analizy mikromorfologii powierzchni ziarnkwarcu frakcji 0,8–1,0 mm w SEMFig. 2. Selected textural and structural features of deposits from study sites: a) Lusowo I, b) Lusowo II, c) Lusowo III. Consequently:sedimentological and lithofacial profile with the code according to Krüger, Kjær (1999), results of granulometric analyses (main fractionsintervals according to geotechnical classification PN-54/B-02480), results of rounding and frosting analysis of quartz grains in fraction of1.0–0.8 mm according to Cailleux (1942), modified by Goździk (1980) and Mycielska-Dowgiałło, Woronko (1998), location of samplingsites to SEM analysis

66


Tabela 1. Zbiorczy wykres częstości pojawiania się mikrostruktur na powierzchni ziarn kwarcowych frakcji 1,0–0,8 mm zglin lodowcowych ze stanowisk Lusowo I–III

Table 1. Summary frequency graph of the microstructures on the quartz grain surfaces from glacial till from Lusowo I–IIIsites

67


Fot. 1. Mikromorfologia powierzchni ziarn kwarcu frakcji 0,8–1,0 mm ze stanowisk Lusowo I–III: a) fragment powierzchniziarna kwarcu z małymi przełamami muszlowymi (<10 µm) (conchoidal fractures <10 µm, strzałki) będącymi efektemabrazji (Lusowo I); fragment krawędzi ziarna kwarcu z: b) U-kształtnymi nacięciami (crescentic gouges, strzałka); c) frag-ment powierzchni ziarna kwarcu z gładką powierzchnią typu dulled i V-kształtnymi nacięciami (V-shaped percussioncracks) oraz świeżymi dużymi przełamami muszlowymi (conchoidal fractures >10 µm) będącymi efektem abrazji; d) ogól-ny widok ziarna kwarcu o niewielkim stopniu obtoczenia i słabo urzeźbionej mikrorzeźbie (low relief) z obecnością dużychprzełamów muszlowych (strzałki) o różnym stopniu zachowania pierwotniej rzeźby – świadectwo kilkakrotnej redepozycjii obróbki w środowisku glacjalnym; d) ziarna kwarcu o niewielkim stopniu urzeźbienia, gładkiej powierzchni typu dulled i zdużym przełamem muszlowym (conchoidal fractures >10 µm) na krawędzi, zniszczonym przez wietrzenie chemiczne, za-znaczające się w postaci trawienia i oskorupiania

Phot. 1. Micromorphology of quartz grain surfaces in fraction of 0.8–1.0 mm Lusowo I–III sites: a) a fragment of the quartzgrain surface with small conchoidal fractures (<10 µm) being the effect of the abrasion; b) a fragment of the quartz grainedge with the crescentic gouges (arrow); c) a fragment of the quartz grain surface with the smooth dulled surface andV-shaped percussion cracks and fresh large conchoidal fractures (>10 µm); d) general view of the quartz grain with a littledegree of rounding and low relief with the occurrence of the large conchoidal fractures (arrows) with the different degreeof the preservation of the primary relief – the certificate of a few time redeposition and treatment in glacial environment);d) quartz grains with a low relief, smooth dulled surface and large conchoidal fracture (>10 µm) on the edge destroyed bychemical weathering occurring as etching and precipitating

Dyskusja

Skład mechaniczny analizowanych próbek glinyjest typowy dla glin vistuliańskich występujących wregionie Pojezierza Wielkopolskiego, zarówno wczęści północno-wschodniej (Gogołek 1993, Chmal1997), jak i zachodniej (Kucharewicz 1975, Michal-ska, Winnicka 2004, Szałajdewicz 2004). Glina lo-dowcowa o niemal identycznym składzie granulome-trycznym została również opisana m.in. przezGórską (1995) w obrębie strefy marginalnej i zaple-cza fazy leszczyńskiej. We wszystkich badanych sta-nowiskach, poza przypowierzchniową warstwąobjętą makroskopowo widocznymi procesami glebo-wymi i wietrzeniowymi (do ok. 1,0 m), glina lodowco-wa wykazuje znaczną homogeniczność oraz jedno-rodność składu granulometrycznego w profilupionowym (ryc. 2). Przedstawia typowy dla regionuprzykład gliny bazalnej z dominującymi frakcjami:drobno- i bardzo drobnopiaszczystą oraz grubo-pyłową przy stosunkowo niskiej zawartości frakcjiiłowej, maksymalnie około 22% w górnych partiachprofili (Górska 1995).

Kolejną cechą teksturalną wykazującą nadzwy-czajną jednorodność jest rozkład typów morfoskopo-wych ziarn kwarcowych frakcji 1,0–0,8 mm. Domina-cja ziarn EM/EL, których geneza związana jest zobróbką w środowisku wodnym (Mycielska-Dow-giałło, Woronko 1998) przy incydentalnym występo-waniu ziarn z grup NU i C – wskaźnikowych dla śro-dowiska glacjalnego (Krinsley, Doornkamp, 1973,Whalley, Krinsley, 1974, Mahaney 2002), jest niety-powa dla osadów glacigenicznych, w których ziarnafrakcji piaszczystej, z racji wielu źródeł dostawy izróżnicowanego stopnia obróbki, charakteryzuje za-zwyczaj większa różnorodność (Woronko 2001, ryc.2). Wyjaśnienia należy upatrywać w jednorodnym

materiale źródłowym glin zlodowacenia wisły na ob-szarze Wielkopolski (Górska, 1995, 2000) lub (w tymkonkretnym przypadku) we wzbogaceniu analizowa-nego osadu w materiał o innej genezie. Potwierdze-niem wydaje się fakt występowania na NW od zloka-lizowanych stanowisk badawczych wzniesień ogenezie glacitektonicznej, które w całości zbudowa-ne są z kier trzeciorzędowych – piasków, żwirów, iłówi mułków, najprawdopodobniej wieku oligoceńskie-go (Gogołek, 1993, 1994). Opisywane pagórki znaj-dują się w bezpośrednim przedłużeniu linii morfolo-gicznych analizowanych form wałowych –wzbogacenie glin lodowcowych w materiał o genezielitoralnej wydaje się bardzo prawdopodobne.

Wyniki analizy mikrorzeźby powierzchni ziarnkwarcowych w SEM uwiarygodniają możliwośćwzbogacenia glin lodowcowych w materiał nie podle-gający wcześniejszym procesom glacjalnym i jegokrótki transport. Potwierdza to fakt niewielkiegoudziału lub braku mikrostruktur związanych ze śro-dowiskiem glacjalnym (subglacjalnym) takich jak:sharp features, high frequency fractures, chattermarks,subparallel linear fractures, arc-shaped steps (ang.)(Krinsley, Takahashi 1962, Krinsley, Doornkamp1973, Whalley i Krinsley 1974, Mahaney i in. 2001,Mahaney 2002) na ziarnach z dominujących grupEM/EL i EL. W większości przypadków, często naznacznych powierzchniach, stwierdzano natomiastmikrostruktury związane z wietrzeniem chemicznym(ang. dulled surface, sollution crevasses, sollution pits,dissollution surface) oraz oskorupieniem amorficznąkrzemionką (ang. amorphous precipitation). Takiewykształcenie mikroreliefu ziarn kwarcowych możebyć wyznacznikiem ich pierwotnej genezy (np. ang.dulled i dissollution surface dla ziarn modelowanychw środowisku wodnym – EM/EL i EL; Mahaney i in.2001). Jednocześnie, opisywane mikrostruktury

68


Tabela 2. Wyniki analizy mikrostrukturalnej płytek cienkich z glin lodowcowych ze stanowiska Lusowo ITable 2. Results of microstructural analysis of thin sections of glacial tills from Lusowo I site

69


Fot. 2. Mikrostruktury glin lodowcowych w stanowisku Lusowo I: a) struktura rotacyjna typu galaxy (linie przerywane),spłaszczona i rozerwana/zniszczona przez systemem porów, drobnoziarnisty materiał otaczający centralne ziarno konser-wuje jego powierzchnię, podczas gdy mniejsze ziarna pozbawione otoczek narażone są na niszczenie, por. a), b) otoczkitypu plaster konserwujące powierzchnię ziarn niszczonych w wyniku rotacji (zaznaczone „X”); c) próbka L_I_6: strukturatypu plaster – jądro dawnej struktury rotacyjnej; d) próbka L_I_4: mikrouskok; e) próbka L_I_3: układ porów typu fissilepartlings (linie przerywane – granice agregatów gliny); f) próbka L_I_4: układ porów typu marble bed (linie przerywane –granice agregatów gliny); g) próbka L_I_3: lattisepic/skel-lattisepic plasmic fabric; h) próbka L_I_5: intraklast gliniasty typuIII rozrywany na skutek ścinania przy kruchych warunkach odkształceń. Próbki: a–d, g–h – światło przechodzące spolary-zowane; e–f – światło przechodzące niespolaryzowane. Skala w postaci odcinka obok obrazu

Phot. 2. Microstructures within tills from Lusowo I site: a) attenuated and flattened galaxy structure (dashed lines) tornapart by system of voids, fine grained material around the core conserve the surface texture of large grains while smallergrains without fine grained coatings are exposed to abrasion and crushing, cf. a), b) plaster coatings which conserve theformer texture of grain surface, are abraded as a result of rotation of particles (marked with “X”); c) sample L_I_6: plasteraround sand grain – core of former rotational structure; d) sample L_I_4: microfault; e) sample L_I_3: fissile partlings(dashed lines – borders of till aggregates) f) sample L_I_4: marble bed (dashed lines – borders of till aggregates); g) sampleL_I_3: lattisepic/skel-lattisepic plasmic fabric; h) sample L_I_5: till pebble type III torn apart as a result of shearing in tillsin brittle style of deformation. Photomicrographs: a–d, g–d – cross-polarised light, e–f – plane light. The scale is shown as ascale bar beside photomicrograph

mogą stanowić zapis procesów, jakimi były: postgla-cjalne wietrzenie w warunkach peryglacjalnych (ang.breakage bolcks) oraz oddziaływanie procesów gle-bowych (Kozarski 1995, Hoch, Woronko 2007). Dlawiększości analizowanych ziarn rozgraniczenie po-między przed- a postglacjalnym etapem powstawa-nia poszczególnych mikrostruktur było niemożliwe.

Występowanie powierzchni preweathered (ang.)na znacznej liczbie przeanalizowanych ziarn kwarco-wych frakcji 1,0–0,8 mm jest niezwykle istotne dlarozważań nad genezą osadu. Nieliczne świeże ślady,głównie w postaci mikrostruktur abrazyjnych (ang.crescentic gouges, grooves, deep troughs, conchoidals<10 µm, V-shaped percussion crakcs), nadpisująwcześniejszą rzeźbę ziarn (fot. 1a–e). Szczególnymprzypadkiem są ziarna typu INNE. Charakterystykimikromorfologiczne ich powierzchni wskazują naduże zróżnicowanie występujących mikrostrukturoraz mikroreliefu. W obrębie ziarn zaobserwowanokilka generacji mikrostruktur związanych z krusze-niem i pękaniem ziarn (ang. conchoidals i fracture fa-ces), o różnym stopniu urzeźbienia ostrych krawędziczy struktur abrazyjnych różniących się wykształce-niem (wielkością, częstością występowania) orazstopniem zachowania. Może to świadczyć o redepo-zycji (w niektórych przypadkach wielokrotnej) ziarnz wcześniejszych cykli glacjalnych, które w wynikudziałania postsedymentacyjnych procesów wietrze-niowych na świeżych powierzchniach szybko uległyprocesom wietrzenia chemicznego, zacierającegoślady obróbki glacjalnej (Krinsley, Doornkamp 1973,Mahaney, Sjöberg 1993, fot. 1c). Podobne (redepo-nowane) pochodzenie w analizowanym osadzie mająte ziarna pęknięte, w których stwierdzono obecnośćpowierzchni prewheatered (ang.) także na powierzch-ni pęknięć, nadpisanej świeżymi śladami abrazyjny-mi na krawędziach (fot. 1c). W przypadku ziarnpośrednich błyszczących – EM/EL, procesy wietrze-niowe występują intensywniej niż na innych ziarnach,przy jednoczesnym podobnym stopniu zachowaniamikrostruktur wiązanych z ostatnim epizodem gla-cjalnym. Stanowi to przesłankę o dwóch źródłachmateriału w badanych glinach lodowcowych. Pozamożliwością wzbogacenia w materiał z kier trzecio-rzędowych należałoby wskazać ziarna pochodzące zwcześniejszych epizodów glacjalnych, pobierane itransportowane w konserwujących ich powierzchnięwarunkach (Mahaney 1995, Mahaney, Kalm 2000).Taka sytuacja doprowadza do znacznego udziałuziarn z zachowaną powierzchnią preweathered (ang.)w glinach najwyższych poziomów stratygraficznych(Mahaney, Kalm 1995), czego można dopatrywać sięw analizowanym przypadku. Pośrednio wskazuje tona znaczną aktywność lądolodu i zmienne warunkisubglacjalne w jego stopie: pobieranie lokalnego ma-teriału (przymarzanie stopy do podłoża, cykle rege-lacyjne), jego wymieszanie (deformacje) oraz rede-pozycję (dynamiczne odkładanie).

W kontekście uzyskanych wyników analizy mi-kromorfologii powierzchni ziarn kwarcowych frakcji1,0–0,8 mm oraz mikrostrukturalnej płytek cienkichz glin lodowcowych (przy danym składzie granulo-metrycznym), można postawić hipotezę o selektyw-nym oddziaływaniu transportu w strefie subglacjal-nej: konserwującym powierzchnię ziarn jedyniewiększych frakcji (2,0–0,8 mm) ze względu na ograni-czone prawdopodobieństwo efektywnych zderzeńpomiędzy ziarnami podobnej wielkości i twardości(Sharp, Gomez 1986). O ile retusz glacjalny ziarnfrakcji średnio- i grubopiaszczystych jest znikomy, tow obrębie frakcji średnio-, drobno- i bardzo drobno-piaszczystej, w każdej z przeanalizowanych płytekcienkich zaobserwowano większe zróżnicowaniekształtów ziarn oraz zintensyfikowane ślady krusze-nia i abrazji w środowisku glacjalnym (fot. 2a). Wska-zuje to pośrednio na aktywny sposób transportu idepozycji osadu (funkcjonowanie warstwy deforma-cyjnej?). Odpowiada także spostrzeżeniom Rose iHart (2008), które badając wygląd ziarn w obrębiewszystkich frakcji piaszczystych, wnioskowały o zróż-nicowanych warunkach kruszenia/abrazji w środowi-sku subglacjalnym w zależności od inicjalnegokształtu ziarna, składu mechanicznego osadu, długo-ści przebywania w strefie oddziaływania procesówniszczących oraz ich jakości.

Świeże powierzchnie (ang. fresh surfaces) w więk-szości przypadków związane są, jeśli nie ze struktura-mi typu breakage blocks i fracture faces (ang.) (wiąza-nymi z wietrzeniem mrozowym; Hoch, Woronko2007), to ze strukturami abrazyjnymi (ang. crescenticgouges, straight/curved grooves, deep troughs, concho-idal fractures <10 µm, V-shaped percussion crakcs),rzadziej z dużymi przełamami muszlowymi (ang.concoidals). Mikrostruktury związane z ich urzeźbie-niem (ang. arc-shaped, linear/micro steps, parallel rid-ges, subparallel linear fractures) występują na po-wierzchni niewielu ziarn (tab. 1). Niska częstotliwośćwystępowania struktur niszczenia mechanicznego(ang. low frequency fractures) mówi o niewielkiejenergii towarzyszącej powstaniu pęknięć (Sharp,Gomez 1986, Mahaney 2002). Relatywnie częstszewystępowanie na powierzchni ziarn mikrostrukturabrazyjnych (udział abrasion features (ang.) i po-szczególnych mikrostruktur, tab. 1), przy mało inten-sywnym urzeźbieniu przełamów muszlowych, ukazu-je przewagę procesów abrazji nad kruszeniempodczas ostatniego cyklu glacjalnego. W konfronta-cji z wynikami analizy mikrostrukturalnej płytekcienkich z glin lodowcowych, stwierdzającej znacznyudział struktur rotacyjnych (ang. galaxy, plasters)wokół ziarn analizowanej frakcji, wniosek po-chodzący z analizy w SEM w pełni znajduje potwier-dzenie. Właśnie proces rotacji jest wiązany przezHart (2006) oraz Rose i Hart (2008) z abrazją po-wierzchni ziarn prowadzącą do zwiększenia stopniaich obtoczenia. Także inicjalny etap powstawania

70


otoczki typu plaster (ang.) obejmuje abrazję mniej-szych ziarn przez rotujące większe ziarno, którewówczas samo również może wykazywać ślady ob-róbki (Hart 2006), podczas gdy w późniejszych eta-pach dochodzi do konserwacji jego mikroreliefu(Goździk, Mycielska-Dowgiałło 1982, 1988, fot.2a–c). Podobne wyniki do zaobserwowanych uzyska-li Iverson i in. (1996), którzy eksperymentalnie do-wodzili, że w osadzie, w którym większe ziarna od-dzielone są od siebie frakcją drobniejszą, naprężenieścinające generowane przez poruszający się lądolódprowadzi częściej do wzajemnego ich ślizgania, wkonsekwencji do abrazji, a nie pękania. Dane z SEM(znikomy retusz glacjalny, przetrwanie powierzchniprewheathered (ang.) – konserwujące warunki trans-

portu ziarn analizowanej frakcji, dominacja proce-sów abrazji nad kruszeniem) wskazują pośrednio naplastyczne warunki deformacji w warunkach wyso-kiego ciśnienia wody porowej (Tulaczyk i in. 1998),przy niewielkiej miąższości lodowca (Mahaney 1995,Mahaney i in. 1996), co jest zgodne z rekonstrukcjąlobu Wielkopolsko-Kujawskiego, zaproponowanąprzez Kasprzaka (2003).

W każdej z przebadanych płytek cienkich z glinylodowcowej ze stanowiska Lusowo I (tab. 2) zaobser-wowano obecność mikrostruktur związanych zarów-no z odkształceniami plastycznymi (ang. ductile), jaki kruchymi (ang. brittle) Według Menziesa (1998),Menziesa i in. (2006), van der Meera (1987, 1993,1997) oraz van der Meer’a i in. (2003) obecność tego

71


Ryc. 3. Koncepcyjne modele wykształcenia subglacjalnej warstwy deformacyjnej: a) model warstwy deformacyjnej wedługAlleya (1991) z zależnościami występowania typów mikrostruktur w glinach lodowcowych wskaźnikowych dla warunkówdeformacyjnych, za: van der Meerem (1993), zmienione; b) zróżnicowanie wykształcenia subglacjalnej warstwy deforma-cyjnej (styl, intensywność, zasięg deformacji) w zależności od dostępności wody subglacjalnej w stopie lądolodu oraz za-wartości frakcji ilastej w osadzie, za: van der Meerem i in. (2003), zmienione

Fig. 3. Subglacial deforming bed developement conceptual frameworks: a) subglacial deforming bed model after Alley(1991) and most likely depth range of micromorphological deformation features after van der Meer (1993), modified; b)changes in development of subglacial deforming bed (style, intensity, depth of deformation) with varying water and claycontent after van der Meer et al. (2003), modified

typu mikrostruktur w obrębie gliny lodowcowej sta-nowi zapis zachodzących w niej deformacji sub-glacjalnych. Ich zmienność w profilu (ilość, układ,stopień zachowania, następstwo w obrębie mikro-szlifu) pozwala na rekonstrukcję zmienności warun-ków subglacjalnych.

Odnosząc wyniki analizy mikrostrukturalnej doschematu van der Meera (1993), określającegowzględną głębokość i zasięg występowania poszcze-gólnych mikrostruktur w modelowym profilu glinylodowcowej podlegającej deformacji subglacjalnej(ryc. 3a), można doszukać się znacznej zgodności.Znajdująca się najwyżej w analizowanym profilupróbka L_I_3 przedstawia zapis głównie plastycz-nych warunków deformacji (tab. 2). Poza charaktery-styką ilościową ważny jest niezaburzony systememporów układ struktur rotacyjnych i znaczne zagęsz-czenie osadu w obrębie agregatów z wykształconymlattisepic plasmic fabric (ang.) (fot. 2g). Sporadycznewystępowanie struktur związanych z deformacjąkruchą umiejscawia próbkę w centralnej części mo-delowego profilu van der Meera (1993). W obrębiegliny z poziomu L_I_4 dominujące są struktury kru-szenia, występujące zarówno w obrębie domen piasz-czystych, jak i na granicach agregatów, których układwraz z systemem porów tworzy marble bed (ang.) iodpowiada kruchym warunkom deformacji. Line-acje nie tworzą ciągłego układu, są pofragmentowa-ne i chaotycznie rozmieszczone. Zaobserwowanotakże mikrouskoki – kolejne świadectwo kruchegostylu deformacji (fot. 2d), struktury rotacyjne typugalaxy są natomiast nieliczne. Taka mikrostrukturagliny wskazuje na przewagę kruchych warunków de-formacji w postaci przemieszczeń wzdłuż rozwinię-tych powierzchni ścięć, które nie zniszczyły we-wnętrznej struktury agregatów (Hiemstra, van derMeer, 1997, van der Meer i in. 2003). Tego typu wa-runki można odnieść do dolnej części modelowegoprofilu, gdzie dominują mikrodeformacje nieciągłe(ryc. 3a).

Obie próbki reprezentują dolną/niższą (w przy-padku próbki L_I_4 – spągową) część hipotetycznejwarstwy deformacyjnej. Jednak przytoczony modelzostał stworzony dla glin ilastych – odniesiony do wy-ników Alleya (1991), oparty na obserwacjach głów-nie glin tego typu (van der Meer 1987, 1993). Glinybardziej gruboziarniste, przy podobnych napręże-niach ścinających, powinny reagować w sposób bar-dziej kruchy niż podatne gliny ilaste (Benn, Evans1998). Stąd w analizowanym przypadku, przy do-minacji frakcji drobnopiaszczystych i pyłowych,współwystępowanie w obrębie próbki L_I_3 nie za-burzających się wzajemnie mikrostruktur deformacjikruchej i plastycznej może być wytłumaczone mikro-różnicami teksturalnymi gliny (Hart 2006). Innymuzasadnieniem jest stwierdzane w wyniku deformacjiw stylu plastycznym zagęszczanie struktury osadu(Kilfeather, van der Meer 2008), doprowadzające w

konsekwencji do zaniku ruchu rotacyjnego i rozwojupowierzchni zniszczenia. W opisywanym przypadkuzagęszczony w wyniku rotacji osad odznacza się małąodpornością na ścinanie, przez co rozwój powierzch-ni ścięć zamiast rotacji od momentu osiągnięcia sta-nu zagęszczenia jest dość prawdopodobny. Potwier-dzają to obserwacje wzajemnego rozmieszczeniamikrostruktur: struktury rotacyjne są zazwyczaj nie-wielkich rozmiarów, układają się w ciągi, których kątwspinania jest zgodny z ukierunkowaniem lineacji,nie obejmują wnętrza agregatów, a najdłuższe line-acje występują na obszarach pozbawionych rotacji(już znacznie zagęszczonych). Obserwowane zagęsz-czenie osadu pośrednio świadczy także o długim pa-nowaniu warunków deformacyjnych pod poru-szającym się lądolodem.

Pobrana tuż poniżej warstwy gliny złupkowaconejz soczewkami piaszczystymi – DmM(m1)3/Sm, w ob-rębie gliny masywnej [DmM(m1)3], próbka L_I_5(ryc. 2a) odznacza się strukturą zatartą przez systemporów. Zachowały się w niej mikrostrukturyświadczące o deformacji w warunkach kruchych(ang. grain fracturing, uskoki odwrócone i lineacje).System porów zajmuje blisko 16% powierzchni ana-lizowanej płytki cienkiej, co jest najwyższą obserwo-waną wartością (tab. 2). Biorąc pod uwagę względnąjednorodność składu granulometrycznego analizo-wanych glin (ryc. 2a) oraz podobny udział większychziarn w obrębie badanych szlifów, należałoby spo-dziewać się mniejszych różnic w porowatości wyzna-czonej na podstawie analizy płytek cienkich. Próbkipobrane w wyższej partii profilu (L_I_3, L_I_4) cha-rakteryzuje udział porów w powierzchni analizowa-nego obszaru płytki cienkiej na poziomie 11%, co je-śli porównać to dodatkowo z układem porów (tab.2), świadczy o większym zagęszczeniu osadu i możebyć odzwierciedleniem procesu deformacji osadu(Kilfeather, van der Meer 2008). W przypadku prób-ki L_I_5, uwzględniając miejsce jej poboru oraz do-minację struktur związanych z odkształceniami kru-chymi, można interpretować jej mikrostrukturę jakoodzwierciedlenie strefy kontaktu aktywnej warstwydeformacyjnej z podłożem – nieaktywną gliną lo-dowcową. Ścinający inne mikrostruktury układ po-rów, różnicujący glinę na niewielkie agregaty, możebyć efektem jej spękania i dylatacji (fot. 2h), związa-nych z naprężeniami poprzedzającymi ostatni „de-formacyjny” epizod w analizowanym profilu. Rozwójnadległej warstwy deformacyjnej i przejmowanieprzez nią naprężeń pochodzących od przemieszcza-jącego się lodu ma, zdaniem Boulton’a i in. (2001),właściwości konserwujące strukturę podległychwarstw osadu.

W analizowanym profilu można doszukać siępewnej cykliczności. Najgłębsza jego część reprezen-towana przez próbkę L_I_6, wykazuje pod względemmikrostruktury podobieństwo do próbki L_I_3, re-prezentującej plastyczne warunki odkształceń:

72


znaczny udział struktur rotacyjnych typu till pellets iplasters (ang.) (fot. 2c), obecności złożonych mikro-struktur galaxy (ang.), uporządkowany układ lineacji– najprawdopodobniej świadectwo zasklepionegosystemu porów fissile partlings (ang.) (tab. 2). W tejsytuacji, przeanalizowany najniżej w profilu osad(próbka L_I_6), może stanowić górną część starsze-go cyklu deformacyjnego, przyjmując sekwencyjnośćprocesu deformacji subglacjalnej (m.in. Boulton i in.2001, Larsen i in. 2004, van der Meer i in. 2003).Trudna do oszacowania (bez danych o mikrostruktu-rze osadu) pozostaje jednak dolna granica wcześniej-szego cyklu. O sekwencyjnej akrecji i deformacji gli-ny lodowcowej w stanowisku Lusowo I możedodatkowo świadczyć większe podobieństwo podwzględem składu granulometrycznego w obrębiepróbek (L_I_6+L_I_5 L_I_4+L_I_3) niż pomię-dzy nimi (ryc. 2a). Wskazywałoby to na stosunkowomało miąższą warstwę deformacyjną, której cyklicz-ny rozwój następowałby przy ciągłej akrecji gliny ba-zalnej i zmiennych warunkach subglacjalnych. Po-dobne spostrzeżenia poczynili na podstawie analizstrukturalnych i elementów kierunkowych (ang. tillfabric) Larsen i in. (2004) odnośnie do glin z rejonuN wybrzeży Danii.

Model van der Meera i in. (2003) zakłada zmien-ność warunków deformacji w zależności od dwóchpodstawowych czynników – zawartości frakcji iłoweji ciśnienia wody porowej. W przypadku analizowane-go profilu zawartość frakcji iłowej zmienia się w nie-wielkim stopniu (11,4–13,4%) może być zaklasyfiko-wana jako niska bądź średnia i stanowić punktwyjściowy do rozważań nad rolą drugiego czynnika,jakim jest ciśnienie wody porowej (ryc. 3b). Przy nie-wielkiej zawartości frakcji iłowej warstwa, w którejstwierdzono plastyczny styl deformacji, może się wy-tworzyć jedynie w przypadku podwyższonego ciśnie-nia wody porowej i znacznej jej ilości (ryc. 3b). Wanalizowanej glinie lodowcowej powstanie szeregustruktur związanych z deformacją kruchą musiałonastąpić w wyniku spadku ciśnienia/ilości wody poro-wej. Sytuacja taka mogła zaistnieć na skutek wytwo-rzenia się efektywnego systemu drenażu w postacifissile partlings (ang.) w efekcie zagęszczenia osadu(Kilfeather, van der Meer 2008, fot. 2e). Jedynie wdolnej części opisywanej sekwencji (L_I_4) wskutekdłużej utrzymujących się kruchych warunków defor-macji pierwotne uszczelinienie przekształciło się wmarble bed (ang.) (fot. 2f). Konserwacja wewnętrznejstruktury agregatów oraz układu porów w górnejczęści profilu świadczy o tym, że opisywany spadekciśnienia wody porowej (oraz jej ilości) zachodziłbardzo szybko/gwałtownie i stanowił ostatni etap de-formacji, prowadząc do jej prawie całkowitego zani-ku. Tak szybkie ucieczki wód subglacjalnych wyma-gają efektywnego systemu drenażu. Brak jednakstruktur ucieczki wody porowej, rejestrowanych za-równo w odsłonięciach, jak i w mikroskali. W analizo-

wanym przypadku potwierdzono sugestie van der Me-era i in. (2003) oraz Kilfeathera i van der Meera(2008) o kluczowej roli systemu porów (tu: ang. fissilepartlings) w kontrolowaniu warunków deformacji po-przez organizację drenażu subglacjalnego. O częścio-wo skanalizowanym odpływie wód subglacjalnychświadczy obecność we wszystkich odsłonięciach so-czewek piaszczystych (ryc. 2). W większości przypad-ków odznaczały się one zdeformowanym kształtem.Sytuacja udokumentowana w stanowisku Lusowo III(obecność w obrębie gliny horyzontalnie rozciągniętejsoczewki piaszczystej, fot. 3), jak też obserwacje w mi-kroskali (domeny piaszczyste w glinie L_I_4) mogąwskazywać kruchy styl deformacji poprzez ścinanie ibudinaż, także tuż po odwodnieniu osadu.

Wnioski, jakie można wysnuć odnośnie do dyna-miki depozycji badanych glin lodowcowych odnosząsię głównie do zmiennych wartości ilości i ciśnieniawody porowej, które modelowały zakres i styl defor-macji osadu. W każdej analizowanej płytce cienkiejistnieją (w różnym stopniu zachowane) ślady defor-macji w stylu plastycznym, która, przy niskiej zawar-tości frakcji drobniejszych, musiała kształtować sięprzy znacznym udziale wód subglacjalnych i wysokimciśnieniu wody porowej (Boulton, Hindmarsh 1987,Boulton i in. 2001, Hindmarsh 1997, Menzies 1998,van der Meer i in. 2003). Źródła wody subglacjalnejmożna doszukiwać się we wzmożonym topnieniu ba-zalnym na skutek tarcia stopy lodu o podłoże. Prze-pojenie deformowanego osadu wodą, przy wysokimciśnieniu wody porowej, mogłoby także sprzyjać od-spojeniu stopy lądolodu od podłoża (ang. basal de-coulping) i w konsekwencji prowadzić do ślizgu ba-zalnego (ang. basal sliding; Benn, Evans 1998).Jednakże w analizowanych odsłonięciach nie znale-ziono piaszczystych wkładek pomiędzy pakietami

73


Fot. 3. Silnie wydłużona soczewka piaszczysta rozwleczo-na pomiędzy pakietami gliny (stanowisko Lusowo III).Głębokość w profilu na zdjęciu, granica soczewki – liniaprzerywana

Phot. 3. Highly attenuated sand lens stretched-out be-tween two till units (Lusowo III site). Depth in profile isshown on the photo, the lens borders – dashed line

gliny (Jørgensen, Piotrowski 2003, Piotrowski i in.2006), świadczących o tym sposobie poruszania sięlodu. Choć, jak sugerują Piotrowski i Tulaczyk(1999), tego typu zapis sedymentologiczny może zo-stać zniszczony w wyniku deformacji następującej wmomencie stabilizacji ruchu lodu (wygaśnięcia ślizgubazalnego na skutek chwilowego spadku ciśnieniawody porowej). Drugą możliwością mogło być wy-tworzenie się na tyle wydajnego systemu drenażu sub-glacjalnego, który odprowadzał nadmiar wody po-wstałej w wyniku topnienia lodu przez tarcie stopylądolodu o podłoże, stymulując stałą jej produkcję.Jednocześnie utrzymywał on wysokie ciśnienie wodyporowej w obrębie warstwy osadu, umożliwiając jegodeformację. Za taki system drenażu uważa się stwier-dzony w makro- i mikroskali fissile partlings (ang.),którego obecność wiązana jest z deformacyjnymi wa-runkami subglacjalnymi (Ruszczyńska-Szenajch1998, van der Meer i in. 2003, Kilfeather, van derMeer 2008). Rozwój warstwy deformacyjnej umożli-wiał jeszcze szybsze poruszanie się lodu w wynikuciągłej deformacji gliny (ang. pervasive till shearing).Taki mechanizm ruchu w kontekście uzyskanych wy-ników wydaje się głównym sposobem poruszania sięlodu w analizowanym przypadku.

Podsumowanie

Wykonane dla badanych glin lodowcowych analizyteksturalne dostarczyły cennych informacji o prawdo-podobnym pochodzeniu materiału źródłowego.Ujawniły także wyjątkową jednorodność analizowa-nego materiału zarówno pod względem składu me-chanicznego, jak i obtoczenia i zmatowienia czy mi-kroreliefu ziarn kwarcowych frakcji 1,0–0,8 mm.Stwierdzona w tym przypadku jednorodność tekstu-ralna wydaje się wskaźnikowa dla glin lodowcowych zokresu zlodowacenia wisły w regionie. Wyniki analizteksturalnych w znikomym stopniu pozwoliły na wnio-skowanie o dynamice lodu. Jedynie analiza w SEM,poparta obserwacjami mikrostrukturalnymi glin lo-dowcowych, wniosła pewne przesłanki co do mecha-nizmów, intensywności i warunków subglacjalnychpanujących podczas transportu i depozycji osadu.

W przypadku makroskopowo homogenicznegoosadu – gliny lodowcowej o strukturze masywnej –dopiero analiza mikrostrukturalna płytek cienkichujawniła zróżnicowanie w jego obrębie oraz związkipomiędzy analizowaną frakcją ziarn kwarcowych(1,0–0,8 mm) a otoczeniem. Jako jedyna z przepro-wadzonych analiz pozwoliła na kompleksową rekon-strukcję warunków depozycji i deformacji analizowa-nej gliny lodowcowej. Jej zastosowanie umożliwiarozpoznanie niewidocznych makroskopowo cechstrukturalnych osadu, które na równi z widocznymi wskali odsłonięcia strukturami są diagnostyczne dlaokreślonych warunków subglacjalnych, a niejedno-

krotnie w sposób dokładniejszy oddają złożonośćprocesów deformacji subglacjalnej (van der Meer1987, 1993).

Wykorzystanie wielokierunkowej/wieloaspekto-wej analizy sedymentologicznej glin lodowcowychpozwoliło na uzyskanie pełnego zakresu danych, napodstawie których można wnioskować o genezie osa-du, pochodzeniu materiału źródłowego, intensywno-ści procesów kruszenia w środowisku glacjalnym, wa-runkach i stylu deformacji. W przypadku rezygnacji zjednej z zastosowanych metod badawczych uzyskanyobraz byłby niepełny, a wnioskowanie uboższe oistotne kwestie interpretacyjne.

Podziękowania

Prace nad niniejszym artykułem były częściowowspółfinansowane przez Unię Europejską ze środ-ków Europejskiego Funduszu Społecznego w ra-mach umowy UDA-POKL.04.01.01-00-072/09-00.

Literatura

Alley R.B., 1991. Deforming-bed origin for southernLaurentide till sheets. J. Glaciol. 37: 67–76.

Bartkowski, 1962. Próba kartograficznego ujęciageomorfologii okolic Buka, Szamotuł i Skoków. Pr.Kom. Geogr.-Geol. PTPN 3/3: 240–292

Benn D.I., Evans D.J.A., 1998. Glaciers & Glacia-tion. Arnold, Londyn.

Benn D.I., Evans D.J.A.2004. A practical guide to thestudy of glacial sediments. Arnold, London.

Boulton G.S., Dobbie K.E., Zatsepin S., 2001. Sedi-ment deformation beneath glaciers and itscoupling to the subglacial hydraulic system. Qua-ternary International 86: 3–28.

Boulton G.S., Hindmarsh R.C.A., 1987. Sedimentdeformation beneath glaciers: reology and geolog-ical consequences. J. Geophys. Res. 92/B9:9059–9082.

Cailleux A., 1942. Les actiones éoliennes périgla-ciaires en Europe. Mm. Soc. Géol. de France 41:1–176.

Carr S.J., 2004 Micro-scale features and structures.W: D.I. Benn, D.J.A. Evans (red.), A practical gu-ide to the study of glacial sediments. Arnold, Lon-don.

Chmal R., 1997. Objaśnienia do Szczegółowej mapygeologicznej Polski w skali 1: 50 000. Arkusz 471 Po-znań. PIG, Warszawa.

Gogołek W., 1993. Objaśnienia do Szczegółowej ma-py geologicznej Polski w skali 1: 50 000. Arkusz 470Buk. PIG, Warszawa.

Gogołek W., 1994. Quaternary geology of the north-eastern part of the Poznań-Lake District between

74


Poznań and Szamotuły, western Poland. FoliaQuartern. 65: 259–284.

Goździk J., 1980. Zastosowanie morfometrii i grani-formametrii do badań osadów w kopalni węglabrunatnego Bełchtów. Stud. Regionalne IV/IX,PWN Warszawa–Łódź: 101–114.

Goździk J., Mycielska-Dowgiałło E., 1982. Badaniewpływu niektórych procesów geologicznych naprzekształcenie powierzchni ziarn kwarcowych.Przegl. Geog. 54/3: 219–243.

Goździk J., Mycielska-Dowgiałło E., 1988. Cechyrzeźby powierzchni wybranych typów ziarn kwarcuz glin morenowych w środkowej Polsce. W: E. My-cielska-Dowgiałło (red.), Geneza osadów i gleb wświetle badań w mikroskopie elektronowym. Wyd.UW, Warszawa: 65–71.

Górska M., 1995. Właściwości i cechy diagnostycznebazalnych glin vistulianu jako wyraz dynamiki śro-dowiska depozycyjnego ostatniego lądolodu na Ni-zinie Wielkopolskiej. Badania Fizjograficzne nadPolską Zachodnią 46: 29–62.

Górska M., 2000. Wybrane właściwości petrograficz-ne vistuliańskich moren dennych środkowej i za-chodniej Wielkopolski oraz ich znaczenie dla oce-ny dynamiki ostatniego lądolodu. Pr. Kom.Geogr.-Geol. PTPN 28.

Hart J.K., 2006. An investigation of subglacial pro-cesses at the microscale from Briksdalsbreen. Nor-way. Sedimentology 53/1: 125–146.

Hart J.K., 2007. An investigation of subglacial shearzone processes from Weybourne. Norfolk, UK.Quatern. Sci. Rev. 26: 2354–2374.

Hart J.K., Rose J., 2001. Aproaches to the study ofglacier bed deformation. Quatern. Int. 86, 1: 45–58

Helland P.E., Holmes M.A., 1997. Surface texturalanalysis of quartz sand grains from ODP Site 918off the southeast coast of Greenland suggests gla-ciation of southern Greenland at 11 Ma. Palaeo-geography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 135:109–121.

Hiemstra J.F., van der Meer J.J.M., 1997. Pore-watercontrolled grain fracturing as an indicator forsubglacial shearing in tills. J. Glaciol. 43: 446–454.

Hindmarsh R.C.A., 1997. Deforming beds: viscousand plastic scales of deformation. Quatern. Sci.Rev. 16: 1039–1056.

Hoch M., Woronko B., 2007. Mikromorfologia po-wierzchni ziarn kwarcowych frakcji piaszczystejpodlegających wietrzeniu mrozowemu – wstępnewyniki badań. W: E. Smolska, D. Giriat (red.), Re-konstrukcja dynamiki procesów geomorfologicz-nych – formy rzeźby i osady. Warszawa, 217–231.

Hubbard B., Glasser N., 2005. Techniques in Glaciol-ogy and Glacial Geomorphology. J. Wiley & SonsLtd. London.

Iverson N.R., Hooyer T.S., Hooke R., Le B., 1996. Alaboratory study of sediment deformation: stress

heterogeneity and grain-size evolution. Ann.Glaciol. 22: 167–175.

Jørgensen F., Piotrowski J.A., 2003. Signature of theBaltic Ice Stream on Funen Island, Denmark dur-ing the Weichselian glaciation. Boreas 32/1:242–255.

Kasprzak L., 2003. Model sedymentacji lądolodu vi-stuliańskiego na Nizinie Wielkopolskiej. Wyd.Nauk.UAM, Poznań.

Kilfeather A.A., van der Meer J.J.M., 2008. Poresize, shape and connectivity in tills and their rela-tionship to deformation processes. Quatern. Sci.Rev., 27: 250–266.

Krinsley D.H., Doornkamp J.C., 1973. Atlas of SandGrain Surface Textures. Cambridge UniversityPress, Cambridge.

Krinsley D.H., Takahashi T., 1962. The surface tex-tures of sand grains: an application of electron mi-croscopy. Science 135: 923–925.

Krüger J., Kjær K.H., 1999. A data chart for field de-scription and genetic interpretation of glacialdiamicts and associated sediments – with examplesfrom Greenland, Iceland, and Danmark. Boreas28: 386–402.

Kozarski S., 1995. Deglacjacja północno-zachodniejPolski: warunki środowiska i transformacja geosys-temu (~20 ka ? 10 ka). Dokumentacja Geog. IGi-PZ PAN 1. Continuo, Wrocław.

Kucharewicz J., 1975. Objaśnienia do Mapy geolo-gicznej Polski w skali 1:200 000, wyd. A. Ark. 45Leszno. Wyd. A. Wyd. Geol., Warszawa.

Larsen K.L., Piotrowski J.A., Christoffersen P.,Menzies J., 2006. Formation and deformation ofbasal till a glacier surge; Elisebreen, Svalbard.Geomorphology 81: 217–234.

Larsen N.K., Piotrowski J.A., Kronborg C., 2004. Amultiproxy study of a basal till: a time-transgressiveaccretion and deformation hypothesis. J. Quater-nary Sci. 19: 9–21.

Lian O., Hicock S.R., Dreimanis A., 2003. Lauren-tide and Cordilleran fast ice flow: some sedimen-tological evidence from Wisconsinian subglacialtill and its substrate. Boreas 32: 102–113.

Mahaney W.C., 2002. Atlas of sand grain surface tex-tures and applications. Oxford Univ. Press, Oxford.

Mahaney W.C., 1995. Pleistocene and Holocene gla-cier thicknesses and/or transport histories inferredfrom microtextures on quartz particles. Boreas 24:293–304.

Mahaney W.C., Claridge C., Campbell I., 1996.Microtextures on quartz grains in tills fromAntarctica. Palaeogeography, Palaeoclimatology,Palaeoecology 121: 89–103.

Mahaney W.C., Kalm V., 1995. Scanning electronmicroscopy of Pleistocene tills in Estonia. Boreas24: 13–29.

75


Mahaney W.C., Kalm V., 2000. Comparative SEMstudy of oriented till blocks, glacial grains and De-vonian sands in Estonia and Latvia. Boreas 29:35–51.

Mahaney W.C., Sjöberg R., 1993. Scanning electronmicroscopy of quartz grains from two granite cavesand a gorge system in Bohuslän, Sothwestern Swe-den. Z. Geomorf. N. F. 37/3: 337–348.

Mahaney W.C., Stewart A., Kalm V., 2001. Quantifi-cation of SEM microtextures useful in sedimentaryenvironmental discrimination. Boreas 30: 165–171.

Menzies J., 1998. Microstructures within subglacialdiamictons. W: A. Kostrzewski (red.), Rzeźba i osa-dy czwartorzędowe obszarów współczesnego i plej-stoceńskiego zlodowacenia półkuli północnej. Wyd.Nauk. UAM Seria Geografia, 58: 153–167.

Menzies J., van der Meer J.J.M., Rose J., 2006. Till –as a glacial “tectomict”, its internal architecture,and the development of a “typing” method for tilldifferentiation. Geomorphology 75/1–2: 172–200.

Michalska E., Winnicka G., 2004. Objaśnienia doSzczegółowej mapy geologicznej Polski w skali1:50 000. Arkusz 505 Grodzisk Wielkopolski. PIG,Warszawa.

Morawska M., Morawski M., 2009. Formy po stru-mieniach lodowych w Polsce północno-zachodniej iich identyfikacja. Praca magisterska. WGiSR, War-szawa.

Morawska M., Morawski M., 2009. Formy po stru-mieniach lodowych w Polsce zachodniej i północ-no-Zachodniej – identyfikacja w rzeźbie. W: A.Kostrzewski (red.), Geneza, litologia, stratygrafiautworów czwartorzędowych. SGP, UAM, t. V.

Mycielska-Dowgiałło E., 2007. Metody badań cechteksturalnych osadów klastycznych i wartość inter-pretacyjna wyników. W: E. Mycielska-Dowgiałło,J. Rutkowski (red.), Badania cech teksturalnychosadów czwartorzędowych i wybrane metody ozna-czania ich wieku. WSWPR, Warszawa: 95–180.

Mycielska-Dowgiałło E., Woronko B., 1998. Analizaobtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwar-cowych frakcji piaszczystej i jej wartość interpreta-cyjna. Przegl. Geol. 46: 1275–1281.

Piotrowski J.A., Larsen N.K., Menzies J., WysotaW., 2006. Formation of subglacial till under tran-sient bed conditions: deposition, deformation, andbasal decoupling under a Weichselian ice sheetlobe, central Poland. Sedimentology 53/1: 83–106.

Piotrowski J.A., Tulaczyk S., 1999. Subglacial condi-tions under the last ice sheet in northwest Ger-

many: ice bed separation and enhanced basalsliding. Quatern. Sci. Rev. 18: 737–751.

Przybylski B., 2008. Geomorphic traces of a Weich-selian ice stream in the Wielkopolska Lowland,western Poland. Boreas, 37: 286–296.

Rose K.C., Hart J.K., 2008 Subglacial comminutionin the deforming bed: Inferences from SEM analy-sis. Sed. Geol., 203: 87–97.

Ruszczyńska-Szenajch H., 1998. Struktura glin lo-dowcowych jako istotny wskaźnik ich genezy. W: E.Mycielska-Dowgiałło (red.), Struktury sedymenta-cyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzę-dowych i ich wartość interpretacyjna. WGiSR, War-szawa: 13–40.

Sharp M., Gomez B., 1986. Process of debriscomminution in the glacial environment and impli-cations for quartz sand-grain micromorphology.Sed. Geol. 46: 33–47.

Szałajdewicz J., 2004. Objaśnienia do Szczegółowejmapy geologicznej Polski w skali 1:50 000. Arkusz541 Rakoniewice. PIG, Warszawa.

Tulaczyk S.M., Kamb B., Scherer R.P., EngelhardtH.F., 1998. Sedimentary processes at the base of awest Antarctic ice stream: constraints from tex-tural and compositional properties of subglacialdebris. Jour. of Sedim. Research 68/3: 487–496.

van der Meer J.J.M., 1987. Micromorphology of gla-cial sediments as a tool in distinguishing geneticvarieties of till. Geol. Surv. of Finland Special Paper3: 77–89.

van der Meer J.J.M., 1993. Microscopic evidence ofsubglacial deformation. Quatern. Sci. Rev. 12:553–587.

van der Meer J.J.M., 1997. Particle and aggregatemobility in till: microscopic evidence of subglacialprocesses. Quatern. Sci. Rev. 16: 827–831.

van der Meer J.J.M., Menzies J., Rose J., 2003.Subglacial till: the deforming glacier bed. Quatern.Sci. Rev., 22: 1659–1685.

Whalley W.B., Krinsley D.H., 1974. Scanning elec-tron microscope study of surface textures of quartzgrains from glacial environments. Sedimentology21: 87–105.

Woronko B., 2001. Znaczenie analizy obtoczenia izmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcjipiaszczystej w interpretacji genetycznej osadówczwartorzędowych. W: E. Mycielska-Dowgiałło(red.), Eolizacja osadów jako wskaźnik stratygra-ficzny czwartorzędu. Pracownia Sedymentologicz-na, WGiSR UW.

76


Mikrostrukturalne i mikroteksturalne cechy glin lodowcowych...

Documents

Transcript of Mikrostrukturalne i mikroteksturalne cechy glin lodowcowych...