Patrząc na mapę Polski bez osadów czwartorzędowych widzimy obszar o bardziej zróżnicowanej rzeźbie tylko w południowej części kraju. Pozostała część to bezkresna bagnista równina powstała na miejscu zasypanych rozległych zbiorników płytkiego morza i śródlądowych jeziorzysk. Możemy więc być wdzięczni lądolodom, że...
pozostawiły nam krainę nie tylko pokrytą bardzo różnorodnymi osadami, ale również bogatą we wspaniałe formy krajobrazowe.
Lądolód jest najbardziej „wszechstronnym” czynnikiem morfotwórczym. Bezpośrednia działalność masy lodu, procesy rozwijające się w związku z płynącą z lądolodu wielka ilością wody, a także umożliwienie – przez wpływ na klimat w jego sąsiedztwie - działania procesów peryglacjalnych i eolicznych decydują o tym, że obecność (i zaniknięcie) na danym terenie lądolodu wiąże się z powstaniem wielkiej ilości form erozyjnych oraz nagromadzeń osadów przyjmujących różnorodne formy morfologiczne. Formy te charakteryzują się specyficzną budową wewnętrzną – rodzajem osadu, składem, orientacją składników i sposobem ich ułożenia.
Obecność lądolodu na jakimś obszarze ma trzy wyraźne fazy: rozwoju (transgresji), stagnacji – zajmowania przez dłuższy czas tego samego obszaru, co nie oznacza jednak pozostawania masy lodu w bezruchu, i okresu zaniku (cofania się, recesji). Ta ostatnia faza może następować na dwa sposoby – frontalnie, kiedy czoło lądolodu topnieje szybciej niż napływa nowy lód, więc czoło przesuwa się w kierunku źródła (początku) lądolodu, lub arealnie (powierzchniowo), gdy zmiana warunków klimatycznych następuje tak szybko, że dopływ nowych mas lodu ustaje wcześniej, niż zdąży stopnieć cała masa lodu. Wtedy topnienie obejmuje duży obszar, lądolód dzieli się na bryły, pomiędzy nimi płyną potoki wód roztopowych, a na powierzchniach brył tworzy się gruba powłoka moren ablacyjnych. Wytapianie się brył martwego lodu powoduje powstawanie różnego rodzaju deformacji osadów, złożonych na ich powierzchni lub w ich sąsiedztwie.
Lądolód nie porusza się jako jednolita masa. Obserwacje współczesnych lądolodów i lodowców wskazują, że różne ich części poruszają się z różną prędkością, tworząc potoki lodowe. W strefie czoła potoki te powodują wysuwanie się części lodu w postaci języków (tzw. lobów), gdzie przeważają czynniki dynamiczne. Pomiędzy nimi powstają zatoki, w których następuje szybsze topnienie i nagromadzanie się większych ilości osadów. Zmiana dynamiki czoła lądolodu może spowodować powstanie w obrębie zatoki nagromadzeń osadów znacznie większych niż w innych częściach czoła.
Ustępowanie lądolodu wiąże się ze stopniową zmianą warunków klimatycznych na peryglacjalne, a dalej na coraz cieplejsze (z definicji w interglacjale warunki klimatyczne nie powinny być chłodniejsze, niż mamy obecnie). Skutkuje to zmianą rzeźby terenu, przede wszystkim na skutek procesów denudacji – obniżania form, łagodzenia stoków, zasypywania zagłębień i dolin, tworzenia się systemów odpływu wód - najpierw roztopowych, a następnie opadowych. Ten złożony proces zmian powoduje, że w różnych miejscach sposób zachowania śladów procesów glacjalnych jest różny. Są miejsca, gdzie są one bardzo dobrze widoczne i inne, gdzie tylko doświadczone oko badacza pozwoli na odczytanie skomplikowanych szczegółów obrazu.
W czasie ostatniego zlodowacenia na terenie Polski – zlodowacenia Wisły – układ potoków lodowych na obszarze kopuły lodowej Bałtyku dał początek podziałowi na mniejsze loby: Odry, Płocki, Wisły, Mazurski, litewski (suwalsko – augustowski). Są one „ odpowiedzialne” za wielkoskalowe zróżnicowanie krajobrazowe obszaru leżącego w zasięgu tego zlodowacenia. Lob Odry wiąże się z doliną dolnej Odry, Zalewu Szczecińskiego i Zatoki Pomorskiej. Na zachodzie, pomiędzy lobem Odry i lobem Wisły wyróżnia się mniejsze odcinki (lob Parsęty, lob Słupi, lob kaszubski). Na wschód od Wisły lob mazurski odpowiada za krajobraz pojezierzy warmińskiego i mazurskiego, a lob suwalski za Pojezierze Suwalskie i Nizinę Augustowską, (lob Rospudy, lob Szeszupy).Wydzielone jednostki wiążą się z różnymi fazami zlodowacenia. Każde wyróżnienie faz odbywa się w oparciu o coraz bardziej szczegółowa analizę występujących tam form morfologicznych. Im mniejsze są formy, tym łatwiej ulegają zatarciu – zniszczeniu przez wietrzenie, erozję i akumulację. Drugim bardzo ważnym czynnikiem ograniczającym rozpoznawalność form jest oczywiście czas – im starsza jest forma, im dłużej oddziaływały na nią czynniki niszczące, tym mniejsze są szanse na zachowanie tej formy w czytelnej postaci. Stąd w opisie rzeźby obszaru Polski wyróżnia się dwie wielkie strefy – strefę rzeźby staroglacjalnej, obejmującą tereny na południe od najdalszego zasięgu zlodowacenia Wisły i strefę rzeźby młodoglacjalnej – w zasięgu tego zlodowacenia. Wyjątkiem w tym podziale jest obszar Pojezierza Podlaskiego – leży ono na południe od granicy zasięgu zlodowacenia Wisły, ale charakteryzuje się rzeźbą „prawie” młodoglacjalną. Wynika to stąd, że pozostała po zlodowaceniu Warty/Odry strefa pojezierza zamiast „starzenia się” przez zasypywanie i zarastanie jezior została „odmłodzona” przez procesy termokrasowe.
Zajmująca prawie 2/3 powierzchni Polski strefa rzeźby staroglacjalnej rozciąga się od podnóża Sudetów i Karpat na południu, obejmując kotliny przedgórskie, pas wyżyn i pas nizin do linii najdalszego zasięgu zlodowacenia Wisły na północy. Ślady zlodowaceń na tym obszarze stanowią przede wszystkim osady glacjalne i fluwioglacjalne, a tam, gdzie nakładają się zasięgi kolejnych zlodowaceń , również interglacjalne – rzeczne, jeziorne, eoliczne z kopalnymi poziomami glebowymi. Żywsze formy morfologiczne, o większych deniwelacjach i stromszych stokach są najczęściej „odgrzebanymi” spod osadów glacjalnych formami przetrwałymi z Trzeciorzędu – Góry Świętokrzyskie, Wyżyna Śląsko-Krakowska, Wyżyna Lubelska. Formom tym towarzyszą rozległe obszary równinne z bardzo żywą morfologią w postaci głębokich i aktywnych stromościennych wąwozów. Powstały one i są stale aktywne na obszarach intensywnej sedymentacji lessów. Lessy powstały w kolejnych okresach glacjalnych w wyniku wywiewania drobnoziarnistego materiału z obszarów pustyń polarnych, rozwijających się w sąsiedztwie czół lądolodów i osadzania ich na zawietrznych stokach wyniesień. Dlatego można przyjąć, że krajobrazy lessowe są również – pośrednio – krajobrazami post-lodowcowymi.
Największym, najbardziej znaczącym elementem morfologii glacjalnej na nizinach środkowopolskich jest pas Wyniesień (Wzgórz) zaczynający się na zachodzie Wyniesieniami Żarskimi i Łukiem Mużakowa, ciągnący się przez Wzgórza Dalkowskie i Trzebnickie po Wzgórza Ostrzeszowskie. Jest to pas moren o genezie glacitektonicznej, związany ze zlodowaceniem San2, rozbudowanych o elementy moren czołowych zlodowacenia /stadiału Warty. Mniej spektakularne, ale widoczne w rzeźbie, są grupy wzgórz na Wyżynie Łódzkiej (Wyniesienia Łódzkie) stanowiące zachowane w postaci dość żywej morfologii wzgórza kemów i ozów z fazy arealnej deglacjacji zlodowacenia/stadiału Warty. Jeszcze dalej na północ, w rejonie Mławy i Czerwonego Boru, spotykamy ciągi wzgórz morenowych stadiału Warty.
Północną granicę obszaru rzeźby staroglacjalnej stanowi strefa maksymalnego zasięgu zlodowacenia Wisły. Za wyjątkiem małego odcinka w okolicach Wrześni, gdzie zasięg fazy poznańskiej może być większy, niż mającej generalnie największy zasięg fazy leszczyńskiej, wyróżnione fazy (stadiały) mają charakter recesyjny, chociaż każda z nich miała w swym najdalszym zasięgu etapy gwałtownej transgresji. Bardzo zróżnicowane warunki glacjalne powodują, że część strefy maksymalnego zasięgu wiąże się z deglacjacją frontalną, duża część z deglacjacją arealną i wtedy granica zasięgu nie jest ostra i jednoznaczna. Wielokrotnie na tym samym obszarze dynamika deglacjacji przechodzi z frontalnej na arealną i odwrotnie.
Niebudzącą wątpliwości cechą obszaru ostatniego zlodowacenia jest występowanie jezior rynnowych. Izolowane, pojedyncze, głębokie rynny wiążą się z wypływem wód pod ciśnieniem w czasie transgresji lądolodu (jez. Drawsko, jez. Kamienno). Na tym terenie częściej występują ciągi jezior, wypełniające najgłębsze miejsca długich rynien podlodowych (jeziora doliny Rospudy, jeziora Raduńskie). Ważnym etapem ich rozwoju – i przetrwania – był okres zakonserwowania przez bryły martwego lodu. Martwy lód chronił zagłębienia rynien przed zasypaniem w początkowej fazie intensywnej deglacjacji. Stąd często na brzegach rynien występują wąskie pasy piasków sandrowych lub listwy tarasów kemowych.
Pasma wzgórz, występujące na obszarze pojezierzy i pobrzeży są najczęściej odcinkami pasm moren czołowych faz recesyjnych zlodowacenia Wisły o różnej randze. Budowa niektórych jest bardziej złożona, np. Góry Bukowe (Wzgórza Szczecińskie) na południowy wschód od Szczecina powstały jako morena glacitektoniczna w czasie starszych zlodowaceń, może nawet, jak większość struktur glacitektonicznych na Niżu Polskim, w czasie zlodowacenia San 2. W jądrze moreny znajdują się porwaki osadów podłoża, m.in. porwaki osadów kredowych, które były eksploatowane w nieczynnej dzisiaj kopalni. Jedno z wyrobisk tej kopalni, zalane obecnie wodą, jest atrakcją turystyczną tego regionu o nazwie Jezioro Szmaragdowe. Nazwa pochodzi od barwy wody, związanej z węglanowym podłożem jeziora. Wzgórza uległy częściowemu wyrównaniu przez kolejne, młodsze transgresje lądolodów , a dopiero jeden z epizodów postojowych fazy pomorskiej spowodował ich rozbudowę, głównie osadami wodno-lodowcowymi.
„Laboratoryjnym” przykładem krajobrazu lobu lodowcowego jest nizina Gardzieńsko-Łebska. Jej powstanie związane jest z epizodem niewielkiej transgresji ostatniej fazy zlodowacenia Wisły, jaką możemy obserwować na lądzie (młodsze fazy recesyjne znajdują się już na dnie obecnego Bałtyku). Nizina, w obrębie której znajdują się jeziora Gardno i Łebsko, jest od południa i zachodu ograniczona pasmem wzgórz moreny czołowej, z najwyższym wzniesieniem - wzgórzem Rowokół - powstałym w czasie krótkotrwałej, ale dynamicznej oscylacji lobu lodowcowego, zwanego lobem Gardzieńskim. Moreny mają charakter moren glacitektonicznych, ich strukturę można prześledzić w klifach nadmorskich na odcinku wybrzeża pomiędzy Rowami i Debiną na północny wschód od Ustki. Rozległe obniżenie końcowe ma w podłożu cienki poziom gliny zwałowej, a wyżej osady wodnolodowcowe i zastoiskowe. Centralną część zajmuje płytkie jezioro Gardno. Leżącą dalej na północny wschód powierzchnię zajmuje równie płytkie, duże jezioro Łebsko, jezioro przybrzeżne, oddzielone od Bałtyku mierzeją. Dalej na wschód ślady fazy gardzieńskiej pojawiają się na obszarze , gdzie wcześniej znajdowały się loby kaszubski i dolnej Wisły. W zatoce oddzielającej te ostatnie w wyniku bardzo aktywnej sedymentacji powstały osady budujące najwyższe na Niżu Europejskim wyniesienia Wieżycy (329 m n.p.m.). Dalej na zachód śladów fazy gardzieńskiej należy szukać na dnie Bałtyku.
Na wschód od obniżenia lobu dolnej Wisły pasowy układ stref recesyjnych kolejnych faz zlodowacenia Wisły wyraźnie się zwęża. Różni autorzy wydzielają tu obszary oddziaływania lobów mrągowskiego, mazurskiego, a dalej lobu Rospudy i Hańczy oraz lobu suwalskiego lub też lobu litewskiego z podrzędnymi lobami Szeszupy i Sejn. W bardzo zróżnicowanej morfologii występują na zmianę rozległe obniżenia końcowe zajęte przez płytkie, ale duże jeziora - Śniardwy, Mamry, z licznymi nagromadzeniami dużych głazów narzutowych, ciągi jezior rynnowych np. Ryńskie – Tałty - Mikołajskie- Bełdany – Nidzkie czy Jagodne - Boczne. W strefie suwalskiej występuje system wyjątkowo długich dolin rynnowych - przeważają rynny o przebiegu zbliżonym do południkowego, a więc odpowiadające promieniście ułożonym szczelinom w przybliżeniu prostopadłym do czoła lądolodu. Podrzędnie pojawiają się ciągi rynien o przebiegu zbliżonym do równoleżnikowego, związanych z układem szczelin równoległych do czoła (podobnie jak to miało miejsce w rejonie jeziora Drawsko). Krótkie ciągi morenowe mają kształty łuków otwartych na północ i ułożone są festonowo w niewielkich odległościach. Kolejne fazy recesyjne występują na tym terenie wielokrotnie bliżej niż na obszarze pojezierzy pomorskich.
Ostatnie badania pozwoliły na identyfikację śladów ogromnej powodzi związanej z przerwaniem barier lodowych, ograniczających wielkie jeziora wytopiskowe na powierzchni lądolodu. Ślady gwałtownych przepływów o głębokości rzędu 20 metrów i prędkości prądu do 15m/s w postaci licznych form erozyjnych oraz wielkich form akumulacyjnych stwierdzono na południe od wylotów rynny Hańczy, obniżenia Szeszupy i rynny jeziora Szelment Wielki. Odpływ wód nastąpił na zachód modyfikując przebieg pradolin, rozwiniętych na przedpolu zlodowacenia Wisły i prowadzących do Kanału LaManche i Zatoki Biskajskiej.
Występujące na północy pasma czy grupy wzgórz morenowych, tworzące wyraźne kulminacje - Wzgórza Szeskie, Wzgórza Dylewskie, są morenami o jądrze glacitektonicznym, obudowanym osadami wodno-lodowcowymi.
Widzimy zatem, że nasz krajobraz w dużej mierze zawdzięcza swoją obecną rzeźbę terenu działalności lądolodów, które przez tysiąclecia rzeźbiły i kształtowały powierzchnię naszego kraju.
Autor: dr Jerzy Giżejewski
Literatura :
- Ber A.1981. Pojezierze Suwalsko- Augustowskie, przewodnik geologiczny. Wyd. Geol. Warszawa.
- Ber A. 2000a. Plejstocen Polski północno- wschodniej w nawiązaniu do głębszego podłoża i obszarów sąsiednich. Pr. Państw. Inst. Geol. 170:1-89 Warszawa.
- Ber A. 2000b. Mapa glacitektoniczna Polski, skala 1: 1 000 000. PIG-IB 206 Warszawa
- Gałązka D., Skrobot W., Szarzyńska A. 2015. Wzgórza Dylewskie, geologia, krajobraz, antropologia przestrzeni. Wyd. Mantis , Olsztyn.
- Giżejewski J. 2004. Proglacjalne jeziora przedpola lodowca Braiđemerkurjökull (SE Islandia) jako model dla Pojezierza Zachodniopomorskiego. XXX Międzynarodowe Sympozjum Polarne, 23-25.09 2004, Gdynia, Streszczenia :47-49.
- Karczewski A. 1996. Zróżnicowanie morfo- i litogenetyczne fazy pomorskiej na obszarze Pomorza Zachodniego i Środkowego, UAM Ser. Geogr. 57:137-154.
- Kłysz P.1998. Zasięg lądolodu fazy pomorskiej na Pojezierzu Drawskim w świetle badań w rejonie Czaplinka, Żabina oraz Kalisza Pomorskiego. UAM Ser. Geogr. 58:111-126
- (8)Krzemiński T. 1997. Cechy rozwoju i zaniku lądolodu warciańskiego w Polsce. Acta Univ. Lodziensis, Folia Geogr.Physica. 1:47-65
- Majdanowski S.1950. Zagadnienie rynien jeziornych na Niżu Europejskim. Bad, Fizjogr. Nad Polską Zach. 2910;37-71
- Marks L., Dzierżek J., Janiszewski R., Kaczorowski L., Lindner L., Majecka A., Makos M., Szymanek M., Tołoczko-Pasek A., Woronko B. 2016. Quaternary stratigraphy and palaeogeography of Poland. Acta Geol. Polon. 66(3): 403-427. Warszawa.
- Mojski J.E. 2005. Ziemie polskie w czwartorzędzie. Zarys Morfogenezy. PIG-IB , Warszawa
- Mapa geologiczno- turystyczna , Nadmorski Park Krajobrazowy, Jurys L., Uścinowicz G, PIG-IB. 2014.
- Mapa geologiczno- turystyczna Mazurski Park Krajobrazowy, Rychel J., Lisicki S., Morawski M. PIG-IB 2014
- Mapa geologiczno-turystyczna Suwalski Park Krajobrazowy, Pochocka-Szwarc K., Przasnyska J., Rychel J., Tekielska A. PIG-IB 2014
- Mapa geologiczno-turystyczna Park Krajobrazowy Puszczy Romnickiej, Krzywicki T., Pochocka-Szwarc K. PIG-IB 2014
- Narkiewicz M. Geologia Polski – najkrótsza wersja. www.pgi.gov.pl
- Petelski K., Florek W. 2005. Gardzieńska morena czołowa – 25 lat później. VII Zjazd Geomorfologów Polskich, Kraków. :353-359
- Skompski S.1963. Ozy Kotliny Płockiej. Prz. Geogr. XXXV(2):363-386
- SMGP ark 83 Polanów
- SMPG Arkusz 84 Miastko
- SMPG arkusz 53 Egiertowo
- Starkel L.(ed). 1991. Geografia Polski, Środowisko przyrodnicze. PWN, Warszawa
- Stokes C.R., Clark C.D. 2001. Palaeo-ice streams. Quaternary Science Reviews 20:1437-1457
- Weckwerth P., Wysota W., Piotrowski J.A., Adamczyk A., Krawiec A., Dąbrowski M. 2019. Late Weichselian outburst flood in North-Eastern Poland : Landorm evidence and palaeohydraulic significance. Earth Science Reviews 194:216-233. Elsevier
Zdjęcie ilustracyjne: poddable.pl (Rowokół, wzgórze polodowcowe o wysokości 114,8 m n.p.m. na Wybrzeżu Słowińskim)
