Jesteśmy na lodowcu i omawiamy mechanizm ruchu lodu, strukturę lodu i osady związane z jego istnieniem. Jesteśmy w scenerii górskiej i mamy do czynienia z jęzorem lodowca górskiego. Przyjrzyjmy się z góry jak on wygląda. Generalnie rzecz biorąc, jesteśmy w strefie tuż pod cyrkiem lodowcowym w dolinie górskiej (1), gdzie spadek jest największy. Tu mamy do czynienia z warunkami tensji, czyli rozciągania. Pokażą się szczeliny na powierzchni. W górnej części tworzą się szczeliny, które są zorientowane prostopadle (poprzecznie) do kierunku płynięcia jęzora lodowcowego.
W niższej strefie mamy mniejszy spadek do doliny. Co za tym idzie już lód płynie wolniej, mniej więcej bilans naprężeń w lodzie jest zero. Tensja równoważy się z kompresją, rozciąganie ze ściskaniem i tu w tej strefie mamy do czynieni z bocznymi szczelinami zorientowanymi ukośnie do płynięcia lodu.
W ostatniej zewnętrznej strefie jest prawie płasko. Masy z góry naciskają na strefę czołową, brzeżną. Mamy ustrój kompresyjny. Masy lodu napływają i mamy intensywne ściskanie, kompresję. Mamy wolny lód, prawie że stoi, tworzą się szczeliny, ale są dwa zespoły szczelin (system szczelin) prostopadłych do siebie. Jedne przebiegają równolegle do czoła i prostopadle do kierunku płynięcia, a drugie są prostopadłe do tych pierwszych. Mówimy, że jest to system szczelin komplementarnych, które mówią nam o intensywnym ściskaniu.
Teraz jesteśmy w pierwszej górnej tensyjnej strefie. Widać że mamy wyraźny układ poprzecznych szczelin.
Teraz jesteśmy w strefie czoła – jest łukowato wygięte. Analogicznie do tego układa się zespół szczelin równoległych do czoła w strefie kompresyjnej. A tam widać że mamy zespół szczelin prostopadłych do pierwszego.
Spitsbergen, czoła lodowca kończy się w morzu. Wyraźne szczeliny poprzeczne na obszarze źródłowym.
Teraz strefa brzeżna czyli glacimarginalna. Mamy wyraźny jeden zespół szczelin równoległych i drugi zespół szczelin poprzecznych prostopadłych.
W takim razie strefa glacimarginalna to taka, gdzie mamy system spękań. Czyli strefa brzeżna lodowca górskiego czy lądolodu to ta strefa, gdzie mamy wyjątkowo duże nagromadzenie szczelin w lodzie lodowcowym
Na Islandii lodowiec Vatnajökull jest dobrym laboratorium terenowym do szukania analogii do tego, co działo się kiedyś w plejstocenie. Tutaj widać, że mamy bardzo wyraźnie zachowany ten system szczelin komplementarnych, a więc intensywna kompresja.
Tutaj mamy ścianę lodowca w przekroju pionowym. Kierunek ruchu lodu z lewej ku prawej. Po lewej na dole największy opór lodowca w stopie lodowca, To dlatego mamy nad nią powierzchnie ścięć kompresyjnych. To te które w planie są tymi szczelinami równoległymi od czoła i prostopadłymi do kierunku płynięcia lodu. Wzdłuż tych ścięć masy lodu będą wynoszone ku górze (2, 3).
W przekroju wygląda to tak (4). Mamy ścięcia tangencjalne wzdłuż których mamy wyciskanie kolejnych mas ku górze. Z dużego tarcia wzdłuż ścięć powstaje ciepło. Woda odpłynie, a materiał osadowy w lodzie będzie się gromadził na powierzchniach ścięć. Co więcej, te osady, które są egzarowane w stropie, właśnie wzdłuż tych powierzchni ścięć będą gromadzone i wynoszone ku górze, tak jak te masy lodu poruszają się.
Czyli struktura lodu w tej strefie glacimarginalnej nie jest jednorodna. Wzdłuż powierzchni ścięć materiał morenowy, a nad i pod lód.
Tutaj mamy sytuacją - lód nasuwa się od prawej do lewej. Mamy powierzchnię tangencjalnego ścięcia ku górze. Lód nasuwa się do czoła i mamy warstwę nagromadzonej gliny glacjalnej. a na kontakcie przekładaniec względnie cienkich warstw lodu z dużą ilością materiału terygenicznego oraz osadu. Jest to lód bazalny z gliną morenową (?).
Generalnie powiemy o dwóch grupach osadu – osadach glacjalnych stricte lodowcowych, a drugie to glacigeniczne, związane z lodem lodowcowym, ale nie bezpośrednio. Czyli z lodu lodowcowego powstaje osad glacjalny, a potem jest redeponowany przez wody topnieniowe i wtedy mamy już osady glacigeniczne.
Na razie powiemy tylko o osadach glacjalnych. Jest to glina glacjalna zwana też morenową lub zwałową. Glina glacjalna jest diamiktonem. Powiedzieliśmy już sobie przy okazji debrytów, że diamikton składa się z szerokiego przedziału frakcji, od głazów do iłów. Właśnie najbardziej klasycznym diamiktonem jest glina glacjalna. Tam mamy wszystkie frakcje jakie tylko w geologii istnieją. Najgrubsze frakcje, a więc głazów i grubych żwirów, mają charakterystyczne cechy:
sercowaty kształt klastów – intensywne procesy ścierania w lodzie, taki klast najczęściej układa się równolegle najdłuższą osią z kierunkiem płynięcia lodu lodowcowego, aby opór był jak najmniejszy.
Na powierzchni rysy lodowcowe, gdyż kształt ten wynika z procesu egzaracji
Mamy sytuację tego typu, że na ziemie Polski np. na Wielkopolskę napływa kolejny lądolód, któregoś tam plejstoceńskiego zlodowacenia. Podłoże może być preplestoceńskie – osady neogenu pliocen bądź miocen. Plejstocen to najczęściej piaski, pliocen to iły. Jeżeli był to lądolód Wisły to wiadomo że nasuwał się na osady poprzednich zlodowaceń, które też są luźne: glina, piaski czy iły warwowe. W takim razie na rycinie 5 lodowiec, a pod spodem osady luźne. Lodu było nawet 3 – 4 km, więc działały ogromne naprężenia na luźne osady, po których się przemieszczał. Istniała zatem strefa, w której dochodziło do intensywnej deformacji luźnych osadów przez przemieszczającą się stopę lodu lodowcowego. Osad glacjalny był mieszany z osadami podłoża i w ten sposób powstała glina deformacyjna – glina glacjalna, będąca mieszaniną gliny powstającej w stopie lądolodu i osadach podłoża. Tu mamy jasne ciemne na przemian, ciemne to glina, a jasne piaski z podłoża. Wszystko przemieszane zdeformowane, stąd nazwa. To osad, który tworzy się najniżej w warunkach transgredującego lodu lodowcowego. W takiej glinie będziemy mieć mniejsze i większe klasty, pochodzące z osadów podłoża, jeśli były to osady plastyczne czy półplastyczne. Iły, muły i piaski mułowe zachowywały się w stanie plastycznym i cechą charakterystyczną tej gliny jest istnienie płatów deformacyjnych, takich klusek wyrwanych z podłoża i zdeformowanych.
W stopie lodowca i lądolodu lód nie jest jednorodny, tylko ma strukturę warstwową, pseudowarstwową. Raz mamy strefy bardziej wzbogacone w materiał klastyczny, a w niektórych jest bardziej czysty, co wynika z warstwowej struktury lodu w strefie stopy.
Ta struktura lodu znajduje zapis w glinie glacjalnej. Powyżej gliny deformacyjnej będzie kolejna strefa depozycji gliny glacjalnej, która będzie składała się z osadu mineralnego, który wytapia się z lodu lodowcowego. Na kontakcie podłoża i lodu mamy tarcie. Jeżeli przyciśniemy dłoń do powierzchni i będziemy nią poruszać, to wytwarza się ciepło. Ponadto w Ziemi wytwarza się ciepło geotermalne. Ono jest niezauważalne na powierzchni gruntu, ale gdy jest izolowana powierzchnią lodu to ma już znaczący wpływ na to co się dzieje w stopie lądolodu. Jedno i drugie, ciepło z tarcia i geotermalne powodowało, że lód w najniższej części, w stopie lądolodu topnieje. Lód oczywiście zawiera materiał klastyczny. Jeżeli topnieje lądolód od dołu, to w takim razie wody wsiąkają w grunt lub są odprowadzane na zewnątrz, a osad pozostaje. W ten sposób w najniższej partii – w stopie lodu lodowcowego postaje glina glacjalna o charakterystycznej strukturze. Tu mamy sytuację taką, że glina spoczywa na piaskach. Dolny kontakt między gliną, a piaskami jest tam gdzie następuje zmiana kolorów, a górna granica gliny przebiega tak jak linia przerywana. Po pierwsze tworzy się w stropie lądolodu i dlatego nazywamy ją gliną bazalną. Gliną bazalną też jest glina deformacyjna, bo tworyrzy się pod stopą. Ta to jednak nie jest deformacyjna. Ma ona wyraźną strukturę pseudowarstwową, choć nie są to prawdziwe warstwy. O warstwie mówimy, gdy mamy dobry proces sortowania podczas depozycji. Tutaj jest to bezpośrednie wytrącanie. To nazywamy gliną z odłożenia (typu lodgement), gdyż odkładana jest w strefie stopy. Ona powstaje tylko w strefie aktywnej stopy, gdy mamy do czynienia z przesuwającym się powyżej lądolodem.
Tutaj widać, że to nie jest warstwowanie czy laminacja, ale jest to oddzielność poszczególnych pseudowarstw, które nie są dobrze wykształcone, które gdzieniegdzie cienieją wyklinowują się, gdyż proces odkładania był przestrzennie zmienny. W jednym miejscu odłożyło się gliny więcej, a w innym mniej.
Zobaczmy jakie cechy geologiczne ma diamikton, który mamy ponad strefą aktywnego lodu. O ile widać, że na dole mieliśmy wyraźną strukturę to tutaj już jej nie ma. Glina typu lodgement ma miąższość rzędu 20 cm, w każdym razie nieznaczną. Glina powyżej ma o wiele bardziej znaczącą miąższość. Te dwie wcześniejsze wiązały się z poruszającym się lądolodem. Ta na górze już nie musi być związana z aktywnym lądolodem. Pomimo, że najwięcej osadu jest w stropie – kilkanaście metrów silnie przepełnione materiałem mineralnym, to jeżeli wytopiło się jednak aż 3 km (taka była miąższość lodowca) to powstał poziom gliny glacjalnej, który ma miąższość kilku, kilkunastu metrów. Glina deformacyjna nie wszędzie powstawała, bo tyko tam gdzie mieliśmy łatwo deformowalne osady się tworzyła, bo głównie tam gdzie tarcie było największe. Wyższa glina powstaje wszędzie tam gdzie lądolód awansował, następnie zamarł i stopniał. Co ciekawe proces topnienia lodu postępował najczęściej nie od góry tylko od dołu.
Czyli glina wytopnieniowa to również najczęściej bazalna, ale najczęściej nie jest gliną aktywnego lodu. To jest gdy masy lodu uległy wytopieniu. Jest to glina typu melt out.
Cechą litologiczną jest masywność, typu diamikton, bez jakichkolwiek śladów warstwowania. Mamy tutaj nieuporządkowanie ułożenie wszystkich składników gliny.
Powiedziałem że glina wytopnieniowa powstaje z wytapiania od dołu, ale na powierzchni lodu lodowcowego również zachodziło topnienie, ablacja. Jeżeli lód wytapiał się to woda albo odparowała albo strużkami odpłynęła na zewnątrz, albo wręcz wsiąkała w jakieś mikroszczeliny w głąb lodu. Na powierzchni pozostał osad. I teraz mówię o tej glinie która tworzyła się podczas topnienia lądolodu na jego powierzchni. Ablacja to topnienie lodu i osad tak powstały nazywamy gliną ablacyjną Jakie są jej cechy ? Do tej pory wszystkie były bazalne. Teraz mamy taką, która bazalną nie jest, bo tworzy się na powierzchni. Jeżeli strumyki odpływały po powierzchni to lekko sortowały osad, włączały najdrobniejsze frakcje aleurytowe i pelitowe. Najgrubsze pozostawały na miejscu. Stąd glina ablacyjna jest najgrubsza, bo najdrobniejsze frakcje zostały odprowadzone na zewnątrz. Proces przemywania wodą i wynoszenia najdrobniejszych frakcji był na tyle wolny i niewielki że dalej struktura była masywna jak przystało na typowy diamikton glacjalny, tutaj diamikton grubo klastyczny.
W strefie glacimarginalnej mamy nachyloną powierzchnię. Jest osad i woda, dochodzi zatem do spływu mas gliny ablacyjnej po powierzchni lądolodu w jego strefie marginalnej. Taka glina ablacyjna redeponowana grawitacyjnie poprzez spływ to glina spływowa (flow till). Strukturalne wygląda jak ablacyjna, ale cechy teksturalne wynikają z redepozycji grawitacyjnej. Jest tu sporo niewielkich w skali deformacji plastycznych typu fałdowego. Jak tu mieliśmy jęzor gliny spływającej w dół to poniżej powstawały fałdy spływowe. Takie fałdy o podobnej orientacji to dowód na to, że mamy do czynienia z gliną spływową. Glina spływowa mówi, że jesteśmy w strefie glacimarginalnej. Czyli musiała powstać w strefie czoła (6).
Czyli w sytuacji kompletnej mamy kolejno – glinę deformacyjną, lodgement, melt-out gradacyjnie przechodzącą w ablacyjną (6B). Oczywiście takie idealne przypadki, gdzie wszystkie typy glin mamy zachowane nad sobą są rzadkie. Najważniejsza glina to glina wytopnieniowa, która zawsze musiała powstać, jeżeli w danym miejscu powstał lądolód. Czyli glina wytopnieniowa jest dla nas bardzo ważnym osadem. W zależności od tego ile poziomów znajdziemy tyle razy dany obszar musiał ulec w przeszłości zlodowaceniu.
Zlodowacenia zależą od cykli klimatycznych, które mają przyczynę astronomiczną. Luźna glina glacjalna to diamikton. W literaturze można znaleźć też nazwę diamiktonit, czyli diamikton zdiagenezowany, zlityfikowany. Czyli wszystkie starsze zlodowacenia niż czwartorzędowe zapisane są obecnością diamiktonitów. To jest po prostu brekcja ze słabo wysortowanych nieobtoczonych klastów, tkwiących w drobnoziarnistym cieście skalnym bogatym we frakcje iłowe.
Ziemi Polskie nie były nigdy zlodowacone przed czwartorzędem . W innym miejscach jednak były. Co więcej ochłodzenia kiedyś były o wiele większe niż w plejstocenie. W historii Ziemi wyróżnia się dwa zlodowacenia prekambryjskie, zlodowacenie na przełomie ordowiku i syluru oraz jedno duże zlodowacenie na granicy karbonu i permu. Tutaj karbon jest rozdzielony na missip i pensylwan.
Jesteśmy w Estonii. Mamy poziom gliny glacjalnej, jednego ze zlodowaceń plejstoceńskich i wykonujemy analizę petrograficzną grubych frakcji żwirowej i głazowej – im większe kółko, tym większa frekwencja – większy udział procentowy danych klastów w tym przypadku wapieni i dolomitów. We wszystkich klastach, które były nagromadzone w badanych strefach. Na północy jest mnóstwo. Na południu mało. Przyczyna jest taka że procesy ścierania w obrębie lodu lodowcowego doprowadzały do powstawania coraz drobniejszych frakcji, a we frakcji żwirowej i głazowej frekwencja tych względnie miękkich skał maleje w kierunku transportu lodu lodowcowego.
W tej samej glinie mamy skały magmowe. Wychodnie mamy na wąskim pasie wzdłuż samego wybrzeża. Jeżeli obejrzeć zmienności to najwięcej bezpośrednio ponad wychodniami. Potem jest mało, bo procentowy udział został zdominowany przez osadowe. Tu gdzie jest ich mało bo zostały zniszczone i włączone do drobniejszych frakcji w trakcie egzaracji, udział skał magmowych wzrósł (na południu), bo są bardziej wytrzymałe. Łącząc centra dwóch obszarów prosto jest wyinterpretować kierunek nasuwania się lądolodu określonego zlodowacenia. Właśnie na zasadzie analizy petrograficznej są one rekonstruowane.
Wiemy już jakie osady pozostawiły lądolody. Warto teraz zająć się częścią geomorfologiczną, które działy się na ziemiach polskich podczas deglacjacji czyli zanikania tych osadów w plejstocenie. W takim razie temat formy i osady polodowcowe.
O glinie glacjalnej powiedzieliśmy już sporo. Są cztery plus glina spływowa która jest redeponowaną gliną ablacyjną. Najbardziej klasyczna jest glina wytopnieniowa. Jest to diamikton z wyraźną przewagą frakcji drobnej. Czyli dominuje matriks nad grubymi frakcjami czyli szkieletem ziarnowym. Jeżeli szkieletu ziarnowego jest stosunkowo niewiele to poszczególne duże ziarna nie kontaktują ze sobą to mówimy o rozproszonym szkielecie ziarnowym. A więc glina glacjalna, glina wytopnieniowa to będzie diamikton ilasto piaszczysty. W matriksie dominują bowiem drobne frakcje iłowe, pyłowe i piaszczyste o rozproszonym szkielecie ziarnowym, rozproszonych dużych klastach, tkwiących w masywnym osadzie. Odpowiednikiem geologicznym jest forma terenu którą nazywamy wysoczyzną polodowcową.
Na szkicu gliny glacjalne które występują na powierzchni terenu. Czyli występowanie glin glacjalnych jest jednoznaczne z występowaniem wysoczyzn polodowcowych w sensie geomorfologicznym, to mamy ten typ na powierzchni terenu. Ta forma zdecydowanie dominuje w poglacjalnych krajobrazach.
Cechą charakterystyczną takiego obszaru jest to że na powierzchni bezładnie rozrzucone są niewielkie pagórki i niewielkie zagłębienia. One są pozostałością końcowego etapu deglacjacji, gdzie na powierzchni pozostały jeszcze gdzieniegdzie mniejsze lub większe bryły martwego lodu. Ablacja, gliny skumulują się na bokach te spływowe ablacyjne. Potem jak się wytopiła całość mamy dwie górki (7) dookoła, a w środku mamy względnie płytki zbiornik, zbliżony w planie do okręgu. Zbiorniki płytkie ulegają opanowaniu przez roślinność. To był Allerod. Od allerodu na pojezierzach mamy liczne zagłębienia zbiorników jezior bezodpływowych.
W planie to wygląda w ten sposób – najczęściej są one mniej lub bardzie okrągławe i są równomiernie, a każdym razie bezładnie rozmieszczone na powierzchni wysoczyzny podlodowcowej czyli gliny glacjalnej.
To jest przydatne dla rolnictwa. Jeżeli na terenie dominują pola orne, to możemy postawić hipotezę, że mamy gliny glacjalne, a zatem hipotezę geologiczną że jedziemy po wysoczyźnie polodowcowej.
Formy negatywne już mamy. Jeszcze omówimy formy pozytywne. Takie niewielkie pagórki mają zwykle do kilku metrów wysokości. Znowuż w planie są najczęściej izometryczne, okrągławe, rozrzucone są również bezładnie na powierzchni, najczęściej wyrysowane są tylko jedno warstwicą. Nazywamy je pagórkami martwego lodu. Ich powstanie także zawdzięczamy bryłom martwego lodu. Po każdej bryle martwego lodu powstał pagórek martwego lodu.
Wysoczyzny polodowcowe często rozcięte są wydłużonymi ukierunkowanymi formami negatywnymi, które nazywamy rynnami polodowcowymi. To względnie głębokie, długie i wąskie obniżenie dolinne, gdzie rzadko płynie rzeka, często natomiast mamy jeziora typu rynnowego.
Najwięcej jest ich w obszarze młodoglacjalnym – czyli w obszarze, którego osady przypowierzchniowe jak i morfologia terenu zostały utworzone oba w tracie ostatniego zlodowacenia czyli zlodowacenia Wisły, którego przebieg już znamy z poprzednich spotkań. Przyjrzyjmy się obszarowi młodoglacjalnemu. Kreskami ciągłymi mamy zaznaczone osie rynien polodowcowych. W Polsce północno zachodniej wypadkowe wektory są na niebiesko. Na Powiślu i obszarach sąsiadujących są na czerwono, na Mazurach i Suwalszczyźnie na zielono. Widać, że te kierunki są mniej więcej południowe, ale mają wyraźne zróżnicowanie, w obrębie swoich grup, jakby rozpływają się na boki.
Jest to związane z tym, że lądolód nasunął się trzema strumieniami lodowymi. Wielkimi lobami, wielkimi jęzorami lodowcowymi, lobem dolnej Odry , lobem dolnej Wisły i lobem Suwalsko – Mazurskim. Widać, że orientacja osi rynien polodowcowych jest bardzo dobrym wskaźnikiem zarówno generalnych jak i lokalnych zmiennych kierunków napływania mas lodowcowych.
Generalnie rzecz biorąc, rynny polodowcowe dzielimy na dwie duże grupy – glacjalne i fluwioglacjalne. W tych pierwszych oczywiście dominującym procesem niszczącym, erodującym była egzaracja czyli niszczenie miękkiego niezlityfikowanego podłoża przez masy lądolodu w jego stopie. W przypadku rynien fluwioglacjalnych były rzeki ablacyjne które płynęły w stopie lądolodu. Czyli jedne są gładkie a inne nie.
Rozpływanie się lodu w trzech wielkich lobach. Te wektory wypadkowe różnią się nieco azymutami między sobą.
Drumlin – to forma pozytywna – niewielka, wysokości do kilku metrów, wydłużona, czyli wał, i tutaj jest sytuacja trochę nietypowa. Na pojezierzu dobrzyńskim mamy najlepiej wykształcone w Polsce mapy drumlinowe. Jak wyrysujemy osie form to nie przebiegają one z północy na południe, ale bardziej równoleżnikowo. Natomiast orientacja drumlinów idealnie pokrywa się z kierunkiem rozpływania mas lodowych. Jako że wiemy, że lądolód transgredując, wykorzystywał najmniejsze zagłębienia terenu, na które się nasuwał, to mamy równoleżnikowy układ.
Drumliny to niewielkie, małe formy 3 m, wyższy 6 -7 m, rzadko która osiąga wysokość względną większą niż 10 m. Wszystkie są wydłużone i ukierunkowane względem siebie analogicznie. Na danym polu drumlinowym lądolód rozpływał się po jednym kierunku, a co za tym idzie osie drumlinów dadzą dobrze zorientowany wektor wypadkowy.
Tak wygląda klasyczny drumlin, oś pokrywa się z kierunkiem płynięcia lądolodu. Jeżeli mamy klasyczny drumlin, to jego koniec od strony transgresji jest bardziej stromy niż ta część skierowana zgodnie z kierunkiem płynięcia lodu. Takie formy już znamy, to były mutony, ale tam stok stromy był na tylnej części. W mutonach mamy efekt działania egzaracyjnego lodowca górskiego, a tu mamy efekt działalności lądolodu.
Klasyczny przykład, zdjęcie z Kanady, gdzie mamy ten krajobraz zdominowany ukierunkowanymi równolegle drumlinami. W obniżeniach gromadzi się woda z jezior polodowcowych. Stąd wniosek o kierunku lądolodu.
Wkopmy się w drumlin i zbadajmy osady. Generalnie glina glacjalna, osady żwiru i piaski. Generalnie glacjalna glina i glacigeniczne czyli piasek i żwir fluwioglacialny.
Drumlin to forma wydłużona. Zmierzono oś morfologiczną wzgórza, wyszedł kierunek NNW na SSE. Klasyczne klasty głazów mają sercowaty wydłużony kształt. Pomierzono osie klastów, orientacje tych osi w glinie glacjalnej, wektor wyszedł na ESE-WNW. Wreszcie jak widać nie są to osady idealne, są zdeformowane, mamy fałd w piasku i w glinie, Pomierzono wergencję fałdów. Wynik wyszedł na NW. Wszystkie te azymuty: ukierunkowania klastów, oś formy morfologicznej i wergencja deformacji fałdów są zbieżne. Wszystkie są uzależnione od jednego czynnika sprawczego, którym był ruch lodowca. Stopa spowodowała powstanie drumlinów – jeden wspólny wektor wypadkowy.
Osady glacifluwialne na żółto, pomarańczowo na górze glacjalne. Czyli mamy osady bezpośrednie i pośrednie, nadto są zdeformowane. Czyli drumlin jest efektem depozycji i deformacji w stopie awansującego lądolodu. Czyli jest to forma związana z awansującym lądolodem, tak samo jak negatywne formy - rynny. Czyli w takim razie drumlin powstał w efekcie deformacji osadów z podłoża i z lądolodu, który utworzył dany drumlin i depozycji ze stopy glacjalnej lądolodu. Czyli geneza jest deformacyjno akumulacyjna.
Natomiast większość form polodowcowych to przykład rzeźby akumulacyjnej. W rzeźbie najważniejszym elementem jest stok, gdyż idealnie płaskich powierzchni na kuli ziemskiej w zasadzie nie ma. O stokach słyszeliśmy już wielokrotnie, szczególnie gdy chodziło o granicę między terasami rzecznymi, np. przekrój przez koryto Warty pod Mosiną i kolejne terasy I, II, III. Między terasami strome stoki o genezie erozyjnej (8). Tutaj też mamy stoki, ale są to stoki akumulacyjne, a nie erozyjne. Czapka piasków i żwirów została nałożona na poziom gliny glacjalnej. Granica tej formy ograniczona jest stokami akumulacyjnymi. Polodowcowa forma charakteryzuje się istnieniem stoków akumulacyjnych. Są to po prostu granice nałożenia jednego osadu na niże legły.
Teraz oz – forma pozytywna wydłużona – oz zdecydowanie wyższy i długi – na tyle długi, że jego oś często może kręcić. – dookoła glina glacjalna, a oz to piaski i żwiry. Drumlin był zbudowany i z tego i z tego. W ozie tylko osady glacifluwialne, względnie gruboziarniste czyli wysokoenergetycznymi. Jeżeli były żwiry to woda musiał płynąć szybko.
Bezładnie rozrzucone małe oczka jezior bezodpływowych, niewielkie pagórki martwego lodu także bezładnie. Na wysoczyznę mamy wyraźnie nałożony wydłużony wał zorientowany południkowo o długiej krętej osi. Wysokości względne są rzędu kilkunastu, niekiedy dwudziestu czy trzydziestu metrów. Ciągną się na dystansie setek metrów, a nawet kilometrów.
Geneza związana jest z sedymentacją wód szybko płynących w tunelach podlodowych czyli subglacjalnych. Takie wody to klasa ozów subglacjalnych.
Natomiast doskonale wiemy już o tym że lądolód jest bardzo silnie uszczeliniony i w dnach tych szczelin płyną rzeki ablacyjne. Jeżeli płynie rzeka to będzie akumulować osad po linii danej szczeliny. Takie ozy nazywamy supraglacjalnymi. Postawały w szczelinach otwartych ku powierzchni.
Mamy Finlandię – typowy obszar o rzeźbie młodoglacjalnej, bo lądolód ustąpił później (moreny Saupausellki). Nakreśliłem osie pozytywnych form wyraźnie wydłużonych. Wyszły dwie linie zorientowane prawie równolegle względem siebie i przebiegające NNE SSW. Oprócz znalazłem jeszcze inne poprzeczne do tych. Dorysowałem jeszcze mniejsze wzgórza wydłużone. Kierunki wyszły takie, też prostopadłe. Te wydłużone wzgórza to ozy. Widać że główne ozy były formowane (akumulowany jest osad) w takim azymucie południowym – to był główny kierunek transgresji lądolodu. To był dominujący kierunek powstania tuneli subglacjalnych bądź szczelin. Ale oprócz tego są mniejsze ozy zorientowane prostopadle do tych głównych ewidentnie wyraźnych. Ten zespół to system szczelin komplementarnych, które tworzyły się strefach glacimarginalnych. Te szczeliny zapisały się w morfologii terenu.
Ozy tworzą się dziś też. Jeżeli pojedziemy na Islandie, to na obszarach kurczących się lodowców Vatnajökull zobaczymy długie formy pozytywne które są ozami.
Natomiast plejstoceńskie ozy ciągną się kilometrami i dziesiątkami kilometrów i są to jedne z najwyraźniej pozytywnych form krajobrazów polodowcowych obok moren czołowych. Moreny czołowe to największe kumulacje osadowe, a zaraz po nich ozy. Jako, że akumulacja zachodziła w szybko płynącej wodzie ablacyjnej, w tunelu pod ciśnieniem hydrostatycznym, a nie w otwartej szczelinie, woda szybko płynęła. Ozy to formy zbudowane z najbardziej gruboziarnistych osadów. Dominują w ozach żwiry, wykorzystywane pod nasypy dróg jest to wiec szczególnie cenny materiał okruchowy. Jeżeli zobaczymy wyraźną górkę z czynnym lub nieczynnym wyrobiskiem eksploatacyjnym to najczęściej jest to oz. Stąd poszukiwanie ozów jest ważne dla człowieka.
Najdłuższym ozem w Polsce jest oz bukowsko mosiński ciągnący się od Buka po Mosinę. Tam jest gdzieś Buk, tu mamy Mosinę, ukierunkowanie jest ukośne z przewagą ukierunkowania południowego. Stąd wniosek że lądolód nasuwał się na SSE Placki to wzgórza dające system, a charakterystyczną rzeczą jest że ozom często towarzyszą rynny polodowcowe, gdyż, rynny polodowcowe to formy powstałe z erozji rzek płynących w stopie lądolodu, a oz to forma pozytywna z osadów tej rzeki. Najpierw jednak był etap erozji, że rzeka się wcinała w miękkie osady, płynęła szybko i przeważała erozja. Potem erozja przechodziła w depozycję i w dnach bądź na obrzeżach rynien mamy często formy ozów. Ozy i jeziora wypełniające rynny są ukierunkowane zgodnie ze sobą.
Mamy przekrój przez oz. Tutaj mamy jakieś skały podłoża, a powyżej glina glacjalna. Na glinę glacjalną nałożone mamy osady glacifluwialne, właściwe osady ozu. Szczególnie grube są w ich trzonie, bo na początku było dużo osadu i rzeki płynęły szybko w górnych częściach i na bocznych strefach już są osady piaszczyste. Charakterystyczne że często kolejne ławice ułożone są kopułowo (9).
Charakterystyczne że osady ozu leżą często na glinie glacjalnej. Stad wniosek że ten oz musiał być ozem supraglacjalnym, bo najpierw mamy pokład gliny, czyli pozostałości po lodzie lodowcowym, i dopiero po poszerzeniu szczeliny poszła depozycja.
Teraz przykład drugi. Mamy na dole osady trzonu najbardziej gruboziarniste. Spąg serii żwirowej jest wyraźnie wygięty ku dołowi i głęboko wnika w skały podłoża (10) czyli przy takim kształcie musi pójść wniosek o intensywnej erozji. Taka erozja powstaje wtedy gdy woda płynie ewidentnie szybko czyli nie w szczelinach otwartych, ale w zamkniętych, gdyż płynęła tam pod dużym ciśnieniem wód z góry. Potrafiły przed etapem depozycji serii żwirowej wyerodować powierzchnię spągową. W takim razie jeżeli w glinie glacjalnej starszego zlodowacenia mamy żwiry, to oz będzie interpretowany jako subglacjalny.
Dominują tu piaski teraz na zdjęciu, Mamy tu 6 ławic piaszczystych i piaszczysto żwirowych, które mają strukturę wielkich warstwowań przekątnych, gdzie laminy zapadają pod dużym kątem w tym samym kierunku. Każda taka jednak ławica to jedna delta. Musieliśmy mieć tu ujście rzeki ablacyjnej topnieniowej do zbiornika. Wniosek, że oz tworzył się jako poszczególne delty, a jeżeli delty to wniosek paleogeograficzny, że przed czołem lądolodu była zgromadzona woda. Na kontakcie wypływu rzeki z ozu do zbiornika utworzyła się forma delty. Ale co ona ma wspólnego z ozem. Ona jest bardziej formą izometryczną niż wydłużoną. Ano cóż postępowała deglacjacja czoło się cofnęło i narosła następna delta. Za kilka lat czoło znowuż się wycofało i narosła kolejna delta. One się połączyły ze sobą i utworzyły ten ciąg wału ozowego. Takie ozy akumulowane na kontakcie czoła ze zbiornikiem wodnym nazywamy perełkowymi – to są kolejne delty nanizane na jedną wspólną oś wzgórza ozowego (11).
W Szwecji to występuje częściej bo tam był lądolód ustępujący mający przed sobą wody Bałtyku. Czyli jedna delta była pogrzebywana coraz to następnymi. Upad lamin świadczy o kierunku płynięcia wody i kierunku progradacji. Wszystkie upady lamin mamy identyczne.
Morena czołowa to najpospolitsza forma krajobrazu polodowcowego, nie licząc wysoczyzn. Czyli jest to najbardziej charakterystyczna forma, którą kojarzy nawet nie geolog. Są np. restauracje nazywane morena. Jest to forma związana z postojem czoła lądolodu. Widać na szkicu, że każde zlodowacenia, a w zlodowaceniu Wisły nawet każda faza pozostawiła silny ciąg moren czołowych – fazy pomorskiej, poznańskiej i leszczyńskiej. Po położeniu kolejnych ciągów moren czołowych jesteśmy w stanie określić jak daleko awansowały kolejne zlodowacenia od Sanu w górę tabeli i jesteśmy w stanie określić paleogeografię położenia czoła kolejnych lądolodów.
Co za tym idzie w morfologii ziem polskich jesteśmy w stanie określić paleogeografię ostatnich zlodowaceń, stadiałów i faz dobrze zachowanych na powierzchni terenu.
Przypominamy szkic ze zlodowacenia Wisły. Deglacjacja stadiału maksymalnego charakteryzowała się tym, że czoło lądolodu ciągle się cofało, niekiedy jak w fazie pomorskiej z niewielkimi awansami. Każdy taki dłużysz postój to wyraźny ciąg moren czołowych w krajobrazach młodoglacjalnych.
To są wzgórza, gdzie gdzieniegdzie mamy bardzo duże nagromadzenie warstwic. Zróbmy profil morfologiczny po kierunkach doń prostopadłych. Profile poprzeczne moren czołowych są zazwyczaj asymetryczne. Na północnym zboczu bardzo dużo warstwic, na południowym niewiele.
Zwykle w sytuacji polskiej jest tak, że stok północny jest bardziej stromy (12). Natomiast jeżeli narysujemy oś moreny, to wygląda tak, że jest zakręcona zawinięta wygięta łukowato, To jest dlatego że lód miał jęzory lodowcowe więc oś jest skierowana do południa. W rysunku warstwicowym też to widać. Oś formy wygięta łukowato w kierunku południowym. To ma związek z tym, że tak jak w przypadku moreny czołowej lodowca górskiego czoło kończyło się niekiedy wypustowymi lobami, szarżującymi, szybko awansującymi w kierunku południowym.
Budowa wewnętrzna moreny czołowej. Od północy strome zbocze, od południa łagodnie opada. W podłożu glina glacjalna związana ze starszym pobytem poprzedniego lądolodu Natomiast osady moreny czołowej to osad dwóch kategorii genetycznych i litologicznych. Są to osady glacifluwialne piaski żwiry, w których mamy przeławicenia gliny. Tutaj mamy genezę spływową, bo czoło lądolodu sięgało tylko przed północny stok. Osady fluwioglacjalne to stożek napływowy, przed czołem wytracały na prędkości dochodziło do depozycji. Czyli moreny czołowe typu akumulacyjnego są de facto stożkami. To jest stożek pośredni między stożkiem spływowym i napływowym.
Teraz mamy sytuację w terenie. Seria osadów glacifluwialnych – piaski i ławice gliny glacjalnej. Debryt wyklinowuje się, oddalając się od czoła.
Wracamy do Saupausselki, przyjrzyjmy się jaka jest ich budowa. Mają one charakterystyczną strukturę. Wszystko jest wykształcone w wielkoskalowych przekątnych warstwowaniach. Laminy zapadają pod kątem, mamy do czynienia z deltą.
Moreny te są deltowe dlatego, że tworzyły się u ujścia szczelin bądź tuneli lodowych do zbiornika wodnego do dawnego Bałtyku. Co za tym idzie ten stożek moreny czołowej, który w sytuacji Polski jest zawsze napływowy czy spływowy, to tu są delty a nie stożki. Moreny fińskie były akumulowane do zbiornika stojącej wody. W takim razie stąd są te wielkoskalowe warstwowania przekątne pokazujące w którą stronę progradowała delta i pokazujące jak wysoka była delta jak wysoko miała skłon i co za tym idzie dokąd sięgała w płytkim zbiorniku powstające Bałtyku. W obrębie bliżej czoła tangencjalne powierzchnie ścięć.
Teraz mamy sytuację modelu krajobrazów polodowcowych. Dominuje wysoczyzna polodowcowa, gdzieś tam w dali mamy drumliny, ale nam chodzi o pasy moren czołowych, które biegną współkształtnie w niewielkiej odległości od siebie. Widać, że te osady łączą się ze sobą. Te dwie moreny musiały powstać podczas tego samego zlodowacenia, ale w efekcie różnych faz. Najpierw czoło stało przed pierwszą moreną, potem ulegało recesji, stanęło przed drugą. Stąd nazwa tych moren – moreny recesyjne – to takie, które powstają w efekcie cofnięcia szybkiego czoła i dłuższego stanięcia w jednymi miejscu.
Taką glacjacje, gdzie czoło skokowo cofa się i staje i prawie równocześnie powstają czołowe moreny recesyjne nazywamy deglacjacją frontalną. Tworzą się kolejne pasy moreny czołowej. Akcentujemy, że to czoło się cofa, a nie lód, bo lód może płynąć tylko w jednym kierunku. Czyli moreny recesyjne to dowód na deglacjację frontalną.
Jak takie moreny wyglądają w obrazie mapy geologicznej. To na pomarańczowo to stara morena czołowa przykryta przez młodsze osady, więc jej obraz jest nieczytelny. Właściwe są na zielono. To ciągi wałów współkształtnych do siebie, położonych w niewielkiej odległości. Wygięte są tak samo, a co za tym idzie mamy dowód na to, że są to moreny recesyjne, czyli deglacjację frontalną, związaną ze skokowym cofaniem lodowca. Na zdjęciu lotniczym wygląda to tak że mamy jeden ciąg współształtnych moren recesyjnych, dalej drugi zespół takich moren a ich układ w dwóch grupach czy systemach świadczy o tym że mieliśmy do czynienia z dwoma lobami, pomiędzy którymi działała erozja, a nie akumulacja.
Przenosimy się na Mazowsze. Na południu moreny starsze. Tam mamy pierwszy pas. Zbudowana jest tak jak należy – osady glacifluwialne i przeławicenia spływowe gliny glacjalnej. Natomiast na północy młodszy pas moreny czołowej – budowa analogiczna, przeławicenia soczewkowe glin spływowych. Zwróćmy uwagę, że na starszy pas gliny nałożył się młodszy, i pomiędzy nimi możemy mieć cienkie przeławicenia osadów glacifluwialnych. Pokłady gliny glacjalnej typu melt – out to istotna przesłanka stratygraficzna. Stąd wiemy, że te drugie moreny nie powstały w efekcie recesji, ale oscylacji. Najpierw lądolód dotarł do miejsca I, następnie czoło cofnęło się daleko, pozostawił pierwszy poziom gliny, następnie doszło do awansu, ale lądolód doszedł tylko do II, czoło się cofnęło, lód się stopił i zostało wszystko zapisane w wyższym poziomie gliny glacjalnej. Te gliny zbiegają się dopiero w miejscu, do którego postępowała regresja.
Jesteśmy na Warmii – tak się ciągnie pas wzgórz. To nic innego jak morena czołowa. Oś jej można narysować tak, natomiast zwróćmy uwagę na rozległe obniżenie z wodami płytkiego jeziora na zapleczu. Takiego obniżenia na zapleczu od moren czołowych nazywamy misami końcowymi, a jest to geomorfologiczny zapis po wielkiej bryle martwego lądolodu, która w tym miejscu pozostała. Tam, gdzie bryła martwego lodu istnieje, tworzą się obniżenia. Misy końcowe często wypełnione są wodami rozległych, ale płytkich jezior. Przykładem takiego jeziora położonego w misie końcowej jest jezioro Narie. Także Śniardwy tak powstały.