Streszczenia
referatów
i posterów

Instytut Badań Czwartorzędu
Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza
Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich Komisja Badań Czwartorzędu
Polskiej Akademii Nauk
III Seminarium
GENEZA, LITOLOGIA I STRATYGRAFIA UTWORÓW CZWARTORZĘDOWYCH
w 20 rocznicę śmierci PROFESORA BOGUMIŁA KRYGOWSKIEGO

Andrzej Karczewski Zakład Geologii Glacjalnej Instytutu Badań Czwartorzędu UAM Poznań
Grzegorz Rachlewicz Zakład Geologii Glacjalnej Instytutu Badań Czwartorzędu UAM Poznań

Typy pokryw morenowych i glacifluwialnych zachodniego skrzydła strefy marginalnej lodowca Hansa (Hornsund, Spitsbergen)
W latach 1996-98, w ramach programu "Fizyczne procesy glacjalne w warunkach zmieniajacego się klimatu a ich zapis w osadach i formach na przykładzie Svalbardu" (projekt KBN 6 PO4E 016 10) prowadzono rozpoznanie warunków sedymentacji osadów glacjalnych na przedpolu lodowca Hansa, w nawiązaniu do tempa przebiegu procesów ablacyjnych w jego strefie czołowej oraz charakteru dostawy materiału mineralnego. Lądowa część sterfy marginalnej lodowca jest rozwinięta po wschodniej i zachodniej stronie 1,5 km długości klifu lodowego. Ze względu na bogatą dokumentację fotograficzną i kartograficzną w okresie od roku 1972 do szczegółowego opisu wybrano zachodnie skrzydło położone u podnóża masywu Fugleberget, w bwzpośredniej bliskości Polskiej Stacji Polarnej w Hornsundzie.
Lodowiec Hansa (77°05'N, 15°38'E) jest lodowcem wyprowadzającym (outlet glacier), o złożonym basenie akumulacyjnym, z wieloma bocznymi lodowcami doprowadzającymi masy lodu do głównego strumienia. Jego charakterystyka termiczna jest złożona, a w ruchu dominuje ślizg denny (Jania 1988). Średnia wysokość linii równowagi wynosi około 348 m n.p.m. (Jania, Głowacki 1996), a ujemny bilans masy (w okresie 1985-94) wynosi -0,24 m ekwiwalentu wodnego, uwzględniając ablację powierzchniową, odniesioną do zmiennych warunków meteorologicznych w poszczególnych latach, przy stosunkowo stabilnej akumulacji zimowej (Jania 1994). Włączając ablację przez cielenie się 1,5 km szerokości klifu lodowego wartość ta wzrasta do -0,52 m ekw. wodnego (Jania, Hagen1996).
W opisanych warunkach stałego zmniejszania się powierzchni pokrywy lodowej określono zróżnicowanie form marginalnych zachodniego skrzydła przedpola lodowca Hansa oraz strefowość występowania odmiennych genetycznie osadów wynikającą zarówno z długości funkcjonowania czynnika morfotwórczego, dynamiki pokrywy lodowej jak i możliwości dostawy materiału mineralnego do strefy czołowej lodowca (Lawson 1979). Maksymalny zarejestrowany w części lądowej zasięg lodowca jest wyznaczony wałem lodowo-morenowym, którego pozycja jako wyznacznikowa dla zasięgu lodowca została zarejestrowana w roku 1936. Struktura tego wału ukazuje miąższą warstwę reliktowego lodu lodowcowego przekraczającą prawdopodobnie 20 m, pokrytą płaszczem morenowym o grubości przekraczającej zaledwie do 1,0 m. Poza krawędzią tej formy rozpościera się powierzchnia akumulacyjna Fuglebergsletta, o bardzo niewyraźnych, zdegradowanych cechach rzeźby lodowcowej. Lokalizacja wału lodowo-morenowego, który był omijany przez główny strumień lodowy wychodzący w morze daleko w kierunku południowym nie spowodowała wykształcenia miąższej pokrywy morenowej w jego kulminacji. Drugą strefą ubogiego inwentarza osadów glacjalnych jest końcowa część Półwyspu Baranowskiego, z bardzo wyraźnie zaznaczonymi śladami działalności egzarującej lodu, ukierunkowanego strukturalnie odpływu subglacjalnego i form moreny dennej (por. Kłysz 1983). Kierunek przebiegu poszczególnych elementów wykazuje dwie różne orientacje. Rysy lodowcowe i osie morfologiczne form fluted zawierają się w sektorze SSW, podczas gdy przebieg jednostek podłoża zbudowanego z amfibolitów, kwarcytów i łupków (Manecki et al. 1993) w obrębie proterozoicznych grup Isbjornhamna i Eimfjellet (Birkenmajer 1990) ma kierunek SSE. Na wysokości poziomu morza, gdzie przekraczający tę część fiordu lodowiec oparł się o skały półwyspu doszło także do subglacjalnej akumulacji glacifluwialnej, zaznaczajacej się w obecnej rzeźbie formą szczelinową zbudowaną z wyraźnie warstwowanych piasków i żwirów.
Najbogatszy inwentarz form i osadów glacigenicznych został wykształcony w centralnej części strefy marginalnej, w obrębie depresji podłoża skał litych wypreparowanej w łupkach i amfibolitach pomiędzy wałem moreny bocznej a wychodniami skalnymi w osi Półwyspu Baranowskiego. Okres tworzenia tej strefy zawiera się w udokumentowanym obserwacjami czasie 1972-1998. Dokładna dokumentacja dotyczy przede wszystkim okresu 1996-1998. Poszczególne pozycje zasięgu krawędzi czystego lodu, łącznie z obserwacjami jego ablacji i sposobami wytapiania masy mineralnej z lodu lodowcowego dały dobry materiał do interpretacji sposobu depozycji glin morenowych. Depozycja ta zachodzi na litym podłożu bądź na lodzie pasywnym i martwym. Zróżnicowanie litofacjalne osadów w tym obszarze wyraża się następującymi wydzieleniami:
  1. bazalna glina morenowa rozłożona płatami w brzeżnej (najniższej) części strefy;
  2. glina morenowa wytopiskowa in situ na podłożu mineralnym, uwidoczniona w miejscach zmiany nachylenia stoku dolodowcowego;
  3. glina spływowa na podłożu mineralnym odłożona jako utrwalone formy lobowe, o wyraźnym ukierunkowaniu grawitacyjnym;
  4. pokrywa supraglacjalna na płatach i bryłach martwego lodu o dużym zróżnicowaniu morfologii powierzchni, jak i miąższości do ponad 150 cm;
  5. silnie przesycona wodą, mało stabilna pokrywa supraglacjalna na płatach lodu pasywnego, o miąższości do 40 cm;
  6. mocno przepojona wodą glina spływowa na podłożu lodowym w formie kolejnych generacji nachodzących na siebie jęzorów spływowych;
  7. bruk erozyjny korytowych i pozakorytowych form przemycia moreny dennej i ablacyjnej;
  8. osady piaszczysto-żwirowo-kamieniste fluwioglacjalnej akumulacji korytowej i pozakorytowej w postaci efemerycznych łach o małej miąższości;
  9. osady piaszczysto-żwirowo-kamieniste form szczelinowych w miejscach kanałowego lub szczelinowego ukierunkowania odpływu wód roztopowych;
  10. osady drobnoklastyczne marginalnych zbiorników zastoiskowych o zmiennym poziomie wody;
  11. płaty osadów mułkowych w obrębie strefy degradacyjnej lodu martwego powstałych w wyniku spływu wód ablacyjnych.

Literatura
Birkenmajer K., 1990: Geological map of the Hornsund area, 1:75000. Wyd. UŚ Katowice.
Jania J., 1988: Klasyfikacja i cechy morfometryczne lodowców otoczenia Hornsundu, Spitsbergen. W: Wyprawy Polarne Uniwersytetu Śląskiego 1980-1984. Prace Nauk. UŚ, 910, 12-47.
Jania J., 1994: Mass balance changes of the Hans Glacier (Spitsbergen, Svalbard) in the period of 1988-1993 (Abstract). Mat. XXI Polar Symposium, Warszawa, 207.
Jania J.,Głowacki P., 1996: Is the Hansbreen in South Spitsbergen (Svalbard) a surge-type glacier? 23rd Polar Symposium Mat., Sosnowiec, 27-43.
Jania J., Hagen J.O (Eds.), 1996: Mass balance of Arctic Glaciers. IASC Rep. No. 5, Univ. Silesia, 62 p.
Lawson D.E., 1979: Sedimentological analysis of the western terminus region of the Matanuska Glacier, Alaska. CRREL Rep. 79-9, 113 p.
Kłysz P., 1983a: Fluted moraine na przedpolu lodowca Hansa (Spitsbergen). Rozprawy UMK Toruń, 166-178.
Manecki A, Czerny J., Kieres A., Manecki M., Rajchel J., 1993: Geological map of the SW part of Wedel Jarlsberg Land, Spitsbergen, 1:25000. Wyd. AGH Kraków.


(c) 1998 Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich
Ostatnia aktualizacja 1999.02.14