Kliff Dwasieden
„Odwracamy się od morza, spoglądając w las – przed nami stoi Zamek Dwasieden! Tak musiał wyglądać pałac Śpiącej Królewny – otoczony gęstym lasem, cichy i tajemniczy, wznoszący się do nieba jak poemat.”
(Cytat z: "Daheim dt. Familienblatt" 1895)
Pałac Dwasieden został zbudowany w latach 1873-1877 i uważany był wówczas za najwspanialszą budowlę Rugii (ryc. 1). Właściciel, Adolph von Hansemann, zainwestował wówczas w budowę 4 miliony marek niemieckich, wszystkie materiały budowlane sprowadził drogą morską. Specjalne pochylnie wybudowane zostały w celu transportu ciężkiego ładunku w górę urwiska. Neoklasycystyczny pałac odwiedzały wówczas wybitne osobistości, takie jak niemiecka para cesarska czy laureat literackiej nagrody Nobla Gerhart Hauptmann. W latach 30. XX wieku letniskowa rezydencja musiała ustąpić miejsca dla kasyna oficerskiego. W 1948 roku budynek został ostatecznie wysadzony w powietrze jako niepożądany obiekt wojskowy.
(BIEDERSTAEDT, 2021)
Dwasieden na półwyspie Jasmund na Rugii między Mukran i Sassnitz znane jest wśród geologów z malowniczego odcinka klifów o długości 800 m (ryc. 2). Lądolód maksymalnego zasięgu ostatniego zlodowacenia (LGM), przemieszczający się podczas zlodowacenia Wisły doprowadził do powstania moren czołowych, które dominują współczesny krajobraz Jasmund (GEHRMANN i HARDING, 2018). Osady polodowcowe zalegają na kredzie piszącej, która jest znacznie od nich starsza i powstała przed 68 milionami lat. Osady polodowcowe składają się z trzech horyzontów glin zwałowych pomiędzy którymi zalegają pakiety żwiru, piasku i iły. Jako gliny zwałowe rozumiane są niewysortowane osady polodowcowe złożone z frakcji od ilastej aż po głazy. Wskutek naporu lądolodu razem z osadami okresu kredowego deformacji uległy również dwa starsze pakiety polodowcowej gliny zwałowej (wraz z osadami towarzyszącymi), które poddane zostały sfałdowaniu i defragmentacji na duże łuski. Takie oddziaływanie określa się mianem glacitektonicznych deformacji. Najmłodsza warstwa gliny zwałowej została zdeponowana już po odkształceniu zalegającego poniżej kompleksu.
Dla zaawaansowanych
Osady polodowcowe zalegające zgodnie, czyli równolegle nad kredą piszącą, składają się z trzech pakietów glin zwałowych (M1, M2, M3) oraz przewarstwiających je żwirów, piasków i iłów (I1, I2) (PISARSKA-JAMROŻY i in., 2018). Te ostatnie powstały w zbiornikach zastoiskowych (osady glacilimniczne) lub w warunkach odpływu wód roztopowych (osady glacifluvialne). Osady I1, M2, I2 i M3 dzięki datowaniu luminescencyjnemu (metoda wyznaczania wieku bezwzględnego) można zaliczyć do okresu zlodowacenia Wisły (PISARSKA-JAMROŻY i in., 2018).
Najstarszym osadem występującym w omawianym obszarze jest kreda pisząca. Zalegająca powyżej glina zwałowa o miąższości 1,5 m (M1) charakteryzuje się niebiesko-szarym ubarwieniem i bogactwem komponentów. Dzięki badaniom makroskopowym można było zorientować kierunek upadu dłuższych osi komponentów frakcji żwirowej i bloków na kierunek NE (BRUMME, 2019). Również osady I1, charakteryzujące się poziomym warstwowaniem piasków, mułów i iłów zawierają niekiedy warstwy żwiru z pojedynczymi komponentami frakcji kamienistej. W przeciwieństwie do serii M1, seria M2 jest pod względem petrograficznym mało zróżnicowana. Według PLONKI i in. (2021) pośród serii I2 zalegającej powyżej wydzielić można pięć jednostek litologicznych (A-E) (ryc. 3), które odzwierciedlają dynamiczne i szybko zmieniające się warunki sedymentacji.
Jednostka A zbudowana jest z osadów wodnolodowcowych. Powyżej zalegają osady limnoglacjalnej jednostki B o miąższości 9,2 m. Drobno- i średnioziarniste piaski charakteryzują się warstwowaniem poziomym, lub w przypadku riplemarków, warstwowaniem krzyżowym. W ich stropie występują masywne muły. Podobna sekwencja powtarza się w przypadku jednostek C i D. (PLONKA i in., 2021). Jednostka C zalega niezgodnie (na skutek kontaktu w obrębie rynny erozyjnej) na osadach jednostki B zbudowanej ze średnio- do gruboziarnistych piasków o miąższości 1,4m, warstwowanych poziomo lub ukośnie. W osadach tych często występują komponenty węglanowe (kreda pisząca). W spągu jednostki C występuje warstwa żwiru (PLONKA i in. 2021). Jednostka D, o miąższości 5,8 m charakteryzuje się rytmicznym, naprzemianległym warstwowaniem osadów drobnopiaszczystych i ilastych. Nieregularnie zaobserwować można ławice zawierające toczeńce mułowcowe (ryc. 4, PLONKA i in. 2021). Jednostka E zamyka zbudowaną z osadów aluwialnych sekwencję I2 o miąższości 8,6m, W jej stropie zalega niezgodnie glina zwałowa serii M3.
PISARSKA-JAMROŻY i in. (2018) opisują w obrębie piaszczystych mułków serii I1 zdeformowane warstwy osadów zawierające tak zwane „struktury deformacyjne w osadach miękkich” (soft-sediment deformation structure, w skrócie SSDS) (ryc. 5). SSDS to deformacje w osadach drobno- i średnioziarnistych, które mogły być spowodowane upłynnieniem spowodowanym wstrząsami sejsmicznymi (PISARSKA-JAMROŻY i in., 2019). Struktury takie mogą powstawać na przykład w wyniku wstrząsów wywołanych procesami wypiętrzania (izostatyczne ruchy kompensacyjne) po okresie zlodowacenia (neotektonika polodowcowa). Przedmiotowa zależność została opisana przez niektórych autorów (np. JOHNSTON, 1996; MUIR-WOOD, 2000; KAUFMANN i in., 2005; BRANDES i in., 2012; HOFFMANN i REICHERTER, 2012; VAN LOON i PISARSKA-JAMROZY, 2014; VAN Loon i in., 2016). Nie zostało jednak dotychczas wystarczająco udowodnione, że progresja lądolodu może wywołać trzęsienia ziemi, tak jak założono w przypadku Dwasieden (BRANDES i in., 2011; PISARSKA-JAMROZY i in., 2018, 2019).
W trakcie rozwoju południowej części moreny czołowej Jasmundu (kompleks glacitektoniczny) powstały tzw. baseny kieszeniowe, które równocześnie wypełniały się osadami (MÜLLER i OBST, 2006; KENZLER i in., 2017; PISARSKA-JAMROŻY i in. ., 2018; KENZLER & HÜNEKE, 2019). Baseny kieszeniowe mogą powstawać pośród dwoma łuskami lub fałdami (Pedersen, 2005; Pedersen i Boldreel, 2017; PLONKA i in., 2021). Żwir zdeponowany w jednostce A świadczy o początkach rozwoju basenu kieszeniowego (ryc. 6a). Ewolucja jednostki B do jednostki C, której towarzyszyła silniejsza erozja, świadczy o całkowitym odwodnienie basenu kieszeniowego. Obniżenie podstawy erozyjnej (rys. 6b) utworzyło struktury rynnowe występujące w jednostce B, które zostały ponownie wypełnione osadami jednostki C. Podnoszący się finalnie poziom wody w jeziorze doprowadził do sedymentacji osadów jednostki D. Tak zwane „dropstones” (ryc. 4a) są przesłanką na istnienie jeziora posiadającego bezpośredni kontakt z lodowcem, co umożliwiało dryfowanie po nim gór lodowych. Finalnie, wskutek nasilenia procesów sedymentacji powstały stożki napływowe, które można zrekonstruować na podstawie bloku E (rys. 6c).
Po wypełnieniu basenu osadem doszło do kolejnej progresji lądolodu i niezgodnej sedymentacji gliny zwałowej M3 (ryc. 6d, PLONKA i inni., 2021). Fragmenty kredy piszącej zawarte w glinie zwałowej M3 wskazują, że w trakcie natarcia lądolodu pokłady kredy piszącej musiały być wyeksponowane na powierzchni terenu (zadarte łuski lub fałdy), a tym samym narażone były na erozję.
Spis literatury
Biederstaedt, F. (2021): HausGeist – Historische Rundwege in Sassnitz und Umgebung. Rundweg Nr. 5 – Dwasieden [zueletzt aufgerufen 13.10.2021].
Brandes, C., Polom, U., Winsemann, J. (2011): Reactivation of basement faults:
interplay of ice-sheet advance, glacial lake formation and sediment loading, Basin Res., 23, 53–64.
Brandes, C., Winsemann, J., Roskosch, J., Meinsen, J., Tanner, D. C., Frechen, M.,
Steffen, H., Wu, P. (2012): Activity along the Osning Thrust in central Europe during the Lateglacial: Ice-sheet and lithosphere interactions, Quaternary Sci. Rev., 38, 49–62.
Brumme, J. (2015): Three-dimensional microfabric analyses of Pleistocene tills from the cliff section Dwasieden on Rügen (Baltic Sea Coast): Micromorphological evidence for subglacial polyphase deformation, Doctoral thesis, University of Greifswald, 1–250.
Brumme, J., Hüneke, H., Phillips, E. (2019): Micromorphology and clast microfabrics of subglacial traction tills at the sea cliff Dwasieden: evidence of polyphase syn- and post-depositional deformation. Deuqua Spec. Pub. 2, 51-60.
Gehrmann, A., Harding, C. (2018): Geomorphological mapping and spatial analyses of an Upper Weichselian glacitectonic complex based on LiDAR data, Jasmund Peninsula (NE Rügen), Germany. Geosciences 8 (6), 208.
Hoffmann, G., Reicherter, K. (2012): Soft-sediment deformation of Late Pleistocene
sediments along the southwestern coast of the Baltic Sea (NE Germany), Int. J. Earth Sci., 101, 351–363.
Johnston, A. C. (1996): A Wave in the Earth, Science, 274, 735.
Kaufmann, G., Wu, P., Ivins, E. R. (2005): Lateral viscosity variations beneath
Antarctica and their implications on regional rebound motions and seismotectonics, J. Geodynam., 39, 165–181.
Kenzler, M., Hüneke, H. , 2019. Sea cliff at Glowe: stratigraphy and absolute age chronology of the Jasmund Pleistocene sedimentary record. DEUQUA Spec. Pub. 2, 43–50.
Kenzler, M., Tsukamoto, S., Meng, S., Frechen, M., Hüneke, H. , 2017. New age
constraints from the SW Baltic Sea area – implications for Scandinavian Ice Sheet dynamics and palaeoenvironmental conditions during MIS 3 and early MIS 2. Boreas 46 (1), 34–52.
Kenzler, M., Tsukamoto, S., Meng, S., Thiel, C. , Frechen, M., Hüneke, H. , 2015.
Luminescence dating of Weichselian interstadial sediments from the German Baltic Sea coast. Quat. Geochronol. 30, 215–256.
Ludwig, A. O. (1954/55): Eistektonik und echte Tektonik in Ost-Rügen (Jasmund),
Wissenschaftliche Zeitschrift Universität Greifswald, 4, 251–288.
Ludwig, A. O., Panzig, W.-A. (2010): Stopp 5: Das Pleistozän südlich Sassnitz – Fazies Und Lagerung glazilimnischer/- fluviatiler Sedimente am Kliff bei Dwasieden, in: Eiszeitlandschaften in Mecklenburg-Vorpommern, edited by: Lampe, R. and Lorenz, S., 68 69, Geozon, Greifswald. Murton, J. B.: Near-Surface Brecciation
Mörner, N. A. (1990): Glacioisostatic and long-term crustal movements in Fennoscandia with respect to lithospheric and atmospheric processes and properties, Tectonophysics, 176, 13–24.
Muir-Wood, R. (2000): Deglaciation seismotectonics: a principal influence on intraplate seismogenesis at high latitudes, Quaternary Sci. Rev., 19, 1399–1411.
Müller, U., Obst, K., 2006. Lithostratigraphie und Lagerungsverhältnisse der pleistozänen Schichten im Gebiet von Lohme (Jasmund/Rügen). Z. Geol. Wiss. 34, 39–54 (in Germ an).
Ori, G.G., Friend, P.F., 1984. Sedimentary basins formed and carried piggyback on active thrust sheets. Geology 12 (8), 475–478.
Panzig, W.-A., 1995. Zum pleistozän von Rügen. Terra Nostra (Bonn) 6, 177–200 (in German).
Pedersen, S.A.S., 2005. Structural analysis of the Rubjerg Knude glaciotectonic complex, Vendsyssel, northern Denmark. Geol. Surv. Den. Greenl. Bull. 8.
Pedersen, S.A.S., Boldreel, L.O., 2017. Glaciotectonic deform ations in the Jammerbugt and glaciodynamic development in the eastern North Sea. J. Quat. Sci. 32 (2), 183–195.
Phillips, E., Spagnolo, M., Pilmer, A. C. J., Rea B. R., Piotrowski, J. A., Ely, J. C.,
Carr, S. (2018): Progressive ductile shearing during till accretion within the deforming bed of a palaeo-ice stream, Quaternary Sci. Rev., 193, 1–23.
Pisarska-Jamrozy, M., Belzyt, S., Börner, A., Hoffmann, G., Hüneke, H., Kenzler, M., Obst, K., Rother, H., van Loon, A. J. (2018): Evidence from seismites for glacio-isostatically induced crustal faulting in front of an advancing land-ice mass (Rügen Island, SW Baltic Sea), Tectonophysics, 745, 338–348.
van der Meer, J. J. M. (1993): Microscopic Evidence of Subglacial Deformation,
Quarternary Sci. Rev., 12, 553–587.
van Loon, A. J. (2009): Soft-sediment deformation structures in siliciclastic sediments: an overview, Geologos, 15, 3–55.
van Loon, A. J., Pisarska-Jamrozy, M. (2014): Sedimentological evidence of Pleistocene earthquakes in NW Poland induced by glacio-isostatic rebound, Sediment. Geol., 300, 1–10.
van Loon, A. J., Pisarska-Jamrozy, M., Nartišs, M., Krievans, M., Soms, J. (2016):
Seismites resulting from high-frequency, highmagnitude earthquakes in Latvia caused by Late Glacial glacioisostatic uplift, Journal of Palaeogeography, 5, 363–380.
Waller, R., Phillips, E., Murton, J., Lee, J., Whiteman, C. (2011): Sand intraclasts as evidence of subglacial deformation of Middle Pleistocene permafrost, North Norfolk, UK, Quaternary Sci. Rev., 30, 3481–3500.