Po zlodowaceniach środkowopolskich klimat na terenie Polski znacznie się ocieplił. Nastąpił interglacjał eemski w czasie którego na obszarze Bałtyku rozwinęło się morze, którego istnienie zapisało się w strefie brzegowej naszego kraju. Dwukrotna ingresja wód morskich w rejon doliny dolnej Wisły spowodowała najpierw utworzenie tzw. morza sztumskiego, które zalało okolice dzisiejszego Malborka i Elbląga, a następnie tzw. morza tychnowskiego, które dosięgnęło linii Tczew-Gniew (Stankowski, 1996). Zapis sedymentacji morskiej znaleziono również w okolicach Rewala na Pomorzu Zachodnim, co oznaczałoby, że transgresja morza eemskiego objęła również, przynajmniej częściowo, zachodnie wybrzeża Polski (Krzyszkowski, Dobracka, Dobracki, Czerwonka i Kuszell, 1999). Osady morskie wieku sztumskiego i tychnowskiego (mułki i piaski z fauną morską) są wyraźnie rozdzielone utworami charakterystycznymi dla jezior przybrzeżnych (słodkich i słonawych), bagien i mokradeł oraz rzek, co dowodzi czasowej regresji morza eemskiego.
Ówczesna sieć rzeczna Polski w większości należała do zlewiska morza eemskiego.
Osady aluwialne znane są z niemal wszystkich większych dolin rzecznych na Niżu Polskim.
Często składają się one z 2÷3 cyklów erozyjno-akumulacyjnych. Tworzyły się również utwory jeziorne, organogeniczne i osady starorzeczy, które obecnie rozpoznane są w wielu stanowiskach na terenie Wielkopolski, np. w okolicach Poznania i Kalisza (Lindner, 1992).
Zlodowacenie północnopolskie jest ostatnim okresem zimnym plejstocenu, w którym obszar północnej, środkowej i wschodniej Europy znalazł się w znacznej części pod przykryciem lądolodu skandynawskiego (Lindner, 1992). W literaturze przedmiotu stosowane są różne nazwy dla tego glacjału, w zależności od regionów geograficznych: w północnej Europie Środkowej jest to zlodowacenie bałtyckie (Halicki, 1946), północnopolskie (Halicki, 1950), Vistulian (Różycki, 1961) lub zlodowacenie Wisły (Marks, 1988), natomiast w systemie alpejskim – Würm, a w Ameryce Północnej – Wisconsin.
Glacjał ten na obszarze Polski jest wyrażony osadami lodowcowymi, które na zachodzie kraju rozprzestrzenione są znacznie dalej na południe niż na wschodzie. W dorzeczu Odry sięgają po okolice Zielonej Góry i pokrywają teren niemal całej Wielkopolski poza jej południowym skrajem. Natomiast w dorzeczu Wisły sięgają jedynie po rejon Płocka (Lindner, 1992b). Badania wieku najstarszej gliny zwałowej zlodowacenia Wisły pozwalają przyjąć granicę czasową 115 000 lat BP jako początek tego glacjału (Lindner, 1987). Maksimum rozprzestrzenienia lądolodu przypadające na fazę leszczyńską stadiału głównego datuje się na około 20 000 lat BP (Kozarski, 1986).
31
Podczas ochłodzenia klimatu, do którego doszło po interglacjale eemskim lądolód skandynawski rozrastał się trzykrotnie, przy czym dwie starsze transgresje dotarły jedynie do północnych granic Polski, a dopiero ostatnia objęła znaczne obszary naszego kraju (Tab.2.2).
Tab. 2.2 Podział stratygraficzny zlodowacenia północnopolskiego na terenie Polski wg różnych autorów (Mojski, 1968 i 1985; Lindner, 1992b, Stankowski, 1996; Marks, 2005)
Mojski, 1968 i 1985 Lindner, 1992b Stankowski, 1996 Marks, 2005
stadiał główny
zlodowacenie bałtyckie ZLODOWACENIA PÓŁNOCNOPOLSKIE stadiał główny
stadiał Świecia stadiał przed- grudziądzki
stadiał Świecia interstadiał Brөrup interstadiał Gniewu interglacjał
krastudzki
interstadiał Gniewu stadiał szczeciński
(kaszubski) stadiał Torunia zlodowacenie
toruńskie
stadiał Torunia
interglacjał eemski
Lądolód stadiału toruńskiego zajął północno-zachodnie obrzeżenie Zatoki Gdańskiej oraz obszar doliny dolnej Wisły. Na terenie Polski środkowej w warunkach dość wilgotnego klimatu peryglacjalnego odłożone zostały cienkie warstwy osadów lessopodobnych, a w zbiornikach jeziornych sedymentacja organiczna została zastąpiona sedymentacją mineralną (Stankowski, 1996).
Następujący później interstadiał Gniewu wyrażony jest akumulacją osadów rzeczno-zastoiskowych w południowej części doliny dolnej Wisły. W północnej części tej doliny funkcjonował zbiornik morski, początkowo o wodach chłodnych – „morze elbląskie”, a później cieplejszych – „morze krastudzkie”. Osady organogeniczne, limniczne i fluwialne tego okresu znane są ze stanowisk na terenie całego kraju (Lindner, 1992; Stankowski, 1996).
Stadiał Świecia zaznaczył się ponownym zlodowaceniem Zatoki Gdańskiej (Woźniak i Czubla, 2014). Najprawdopodobniej sięgnął też wąskim jęzorem w dolinę dolnej Wisły aż po Świecie (Makowska, 1986), a nawet Bydgoszcz (Stankowski, 1996).
W odróżnieniu od starszej pokrywy lodowej zajął tereny Pomorza Zachodniego. Dowodem na to są wychodnie glin stadiału Świecia w klifach rejonu Niechorza i Rewala (Kopczyńska-Lamparska, 1976), a także Dębiny, Orzechowa, Ustki i Jarosławca (Olszak, Florek, Seul
32
i Majewski, 2008). Ponadto prawdopodobny wydaje się awans lądolodu na tereny Warmii i północnej części Pojezierza Mazurskiego (Lindner, 1992).
W czasie interstadiału Grudziądza nastąpił zanik lądolodu skandynawskiego na całym obszarze doliny dolnej Wisły, na Warmii i Mazurach oraz Pomorzu Zachodnim. Zanik ten objął również południową Skandynawię i obszar południowego Bałtyku, będącego wówczas miejscem rozwoju zbiorników jeziornych. Wielkopolska od ostatniego zlodowacenia środkowopolskiego (przez okres interglacjału eemskiego, stadiału Torunia, interstadiału Gniewu, stadiału Świecia) aż do końca interstadiału Grudziądza nie była zlodowacona. Przez dużą część tego okresu znajdowała się jednak w klimacie peryglacjalnym ze względu na lądolód rozrastający się w niecce Bałtyku podczas starszych stadiałów zlodowacenia północnopolskiego. Efektem takiej sytuacji była bardzo duża intensywność procesów denudacyjnych na obszarze Niżu Polskiego. Wymownym przykładem skuteczności peryglacjalnych przekształceń rzeźby terenu są Wzgórza Ostrzeszowskie. Szacuje się, że aktualna masa materiału składająca się na owe wzniesienia stanowi 35% ilości jaka była tam skupiona w momencie zainicjowania poeemskich przeobrażeń peryglacjalnych (Połtowicz, 1961). Skutkiem wzmożonych procesów erozyjnych było również przeciążenie wód rzecznych ładunkiem mineralnym, które prowadziło z kolei do agradacji w dolinach (Stankowski, 1996).
Najlepszą ilustracją ówczesnych warunków klimatycznych Wielkopolski są stanowiska organogenicznych osadów środowiska subarktycznego w Koninie-Malińcu (Stankowska i Stankowski, 1979; Tobolski, 1988) i Kępnie (Rotnicki i Tobolski, 1969). W Malińcu są to torfy w obrębie piasków akumulacji zbiornikowej, a w Kępnie torfy i mułki organiczne przykryte kilkumetrową warstwą piaszczystą (Lindner, 1992).
Dopiero w stadiale głównym (leszczyńskim, leszczyńsko-poznańskim) zlodowacenia północnopolskiego lądolód skandynawski rozwinął swą czaszę na obszar Wielkopolski. Ochłodzenie klimatu w tym czasie było bardzo gwałtowne, skutkiem czego pokrywa lodowa narastała w dużym tempie. Lądolód wkraczał na przekształconą erozyjnie i denudacyjnie rzeźbę poprzedniego glacjału, napotykając wzniesienia i wielkie formy dolinne.
Wzniesienia te ulegały mutonizacji, której przykładem na terenie Wielkopolski może być Góra Pożegowska koło Mosiny (Stankowski, 1996). Zarys czoła lądolodu stadiału głównego odznaczał się większym rozprzestrzenieniem w zachodniej i zdecydowanie mniejszym rozwinięciem we wschodniej części kraju (Ryc. 2.2). Granicą był tzw. lob Wisły w okolicach Płocka (Ryc. 2.1, 2.2). Maksymalny zasięg lodowca kontynentalnego omawianego stadiału, datowany na 20 000 lat BP (Kozarski, 1988), na zachód od lobu płockiego miał przebieg zbliżony do równoleżnikowego i biegł przez okolice Konina, Wrześni, Leszna i Zielonej Góry
33
(Lindner, 1992). W dzisiejszej rzeźbie terenu wyrażony jest on wysoczyzną morenową zbudowaną z glin morenowych oraz kombinacją pagórków morenowych (o charakterze zarówno akumulacyjnym, spiętrzonym, jak i deformacyjnym), pagórków kemowej i ozowej akumulacji szczelinowej, wyraźnych rozmyć dolinnych i ekstensywnych powierzchni erozyjnych. Lądolód fazy leszczyńskiej szybko przeszedł z fazy aktywnej w stan pasywny, a następnie martwy, co spowodowało odkładanie glin typu melt-out (wytopieniowych) na świeżo odłożonych glinach aktywnego lodu. Deglacjację lądolodu stadiału głównego podzielić można na fazy będące odpowiednikiem czasowej stagnacji czoła bądź jego reawansów.
Wyróżnia się zatem fazę leszczyńską, poznańską, pomorską i gardeńską. Na zachodzie kraju recesja lądolodu fazy leszczyńskiej doprowadziła do poważnego zmniejszenia zasięgu pokrywy lodowej, który ustabilizował się w tzw. fazie poznańskiej (Ryc. 2.2), co umożliwiło rozwinięcie rozległych sandrów (np. szeregu poziomów sandrowych na Wysoczyźnie Lubuskiej) (Stankowski, 1996). Podczas fazy pomorskiej, datowanej na 15 200 lat BP (Kozarski, 1988), lądolód skandynawski objął swym zasięgiem jedynie północną Polskę, sięgając nieco dalej na południe w strefach obecnych dolin dolnej Wisły i Odry. Ostatnia linia postojowa czoła lądolodu na obszarze Polski to tzw. faza gardeńska, datowana na 13 200 lat (Kozarski, 1988).
Ryc. 2.2 Granice faz stadiału głównego zlodowacenia Wisły na terenie Polski i okolic (Marks, 2005)
L – faza leszczyńska, Pz – faza poznańska, Pm – faza pomorska, G – faza gardeńska, SB – faza słupska brzeżna, SMB – południowo-środkowa faza brzeżna
Na zachodzie kraju, ze względu na duże odległości pomiędzy strefami marginalnymi poszczególnych faz stadiału głównego zlodowacenia Wisły, sieć odwodnieniowa była nieustannie przebudowywana. Najbardziej znamiennym dla tego okresu procesem było przeciąganie wód poprzez strefy przełomów ku nowym szklakom usytuowanym
34
bardziej na północ. Proces ten doprowadził do powstawania kolejnych pradolin, czytelnych w dzisiejszej morfologii terenu, tj. Pradolina Barycko-Głogowska, Warszawsko-Berlińska, Wełny-Warty, Noteci-Warty, Redy-Łeby oraz Pomorska.
Na terenie Wielkopolski skutkiem deglacjacji ostatniego zlodowacenia jest młodoglacjalna rzeźba terenu charakteryzująca się powtarzalnością stref geomorfologicznych.
Składają się one z pasm moren czołowych z wysoczyzną moren dennych w zapleczu, proglacjalnych sandrów oraz pradolin. Wielokrotność układu takich stref geomorfologicznych jest bardzo czytelna w zachodniej części kraju (Stankowski, 1996).