Morfologia, dynamika i reżim termiczny lądolodu

Narastanie masy lądolodu w obszarach alimentacyjnych powoduje radialne rozpływanie się lodu lodowcowego. Odbywa się to poprzez zróżnicowany dynamicznie ruch strumieniowy lodu zależny od kilku czynników, przede wszystkim od konfiguracji podłoża i reżimu termicznego lodu. W czasie ruchu lodu występują naprężenia, których efektem są deformacje lodu i ukształtowanie brzeżnych partii lądolodu o profilach zbliżonych do paraboli. Linie profilowe lub trójwymiarowy obraz lądolodu mogą być ustalane empi-rycznie, teoretycznie oraz na podstawie danych geologicznych i geomorfolo-gicznych.

Empirycznie wyliczane są dane przestrzenne dla lądolodu antarktycznego i grenlandzkiego. Do przykładowych opracowań tego typu należą klasyczne modele Hollina (1962) i Drewry’ego (1983, vide Jania, 1993; rys. 19).

Teoretycznie można wyliczyć dane do profilu parabolicznego lądolodu z różnych wzorów opartych na określonej liczbie parametrów. Klasycznym przykładem jest model Drewry’ego (1983, vide Jania, 1993). W modelu tym za- kłada się idealną plastyczność lodu, płaskie podłoże i brak poślizgu po podłożu:

h = [(2δ_y /ζ_ig) . (L – x)]1/2

gdzie:

h – grubość lodu,

δ_y – naprężenie graniczne (zwykle przyjmuje się 50 kPa),

ζi – gęstość lodu,

g – przyspieszenie ziemskie, L – połowa szerokości lądolodu, x – odległość od środka lądolodu.

W ostatnich latach rozwijane są metody określania bardzo zaawansowanych modeli trójwymiarowych. Przykładem jest model termomechaniczny 3-D lądolodów antarktycznego i grenlandzkiego opracowany przez Huybrechtsa i in. (2004). Niektórzy autorzy opracowują także modele nieco uproszczone do śledzenia współczesnych zmian lądolodów antarktycznego i grenlandzkiego, które mogą być wyliczone nawet w standardowych arkuszach kalkulacyjnych, m.in. typu Excel. Przykładem jest model Pattyna przystosowany do użycia w dydaktyce glacjologii (Pattyn, 2006).

Opracowywane są także modele lądolodów plejstoceńskich. Najbardziej zaawansowane powstały dla ostatniego lądolodu euroazjatyckiego i innych lądolodów oraz czap lodowych półkuli północnej (Svendsen i in., 2004, rys. 8; Zweck, Huybrechts, 2005; Lambeck i in., 2006; rys. 20).

Przykładem zastosowania modelu teoretycznego lodowca do wyznaczenia zasięgu poziomego i pionowego zlodowacenia jest praca Locke’a (1995), dotycząca czapy lodowej północnych Gór Skalistych o wymiarach 100×150 km, niezależnej od lądolodu laurentyjskiego i lądolodu Kordylierów (Cordilleran Ice

Sheet). Metodologia opiera się na modelu VALLEY Schillinga i Hollina (1981, vide Locke, 1995), zmodyfikowanego przez użycie arkusza kalkulacyjnego dla

osiągnięcia szybkiego efektu graficznego.

Inną metodę zaproponowali Winguth i in. (2004) w odniesieniu do Green Bay Lobe lądolodu laurentyjskiego ze zlodowacenia wisconsinan. Modelowanie przeprowadzono dla okresu 30–8 ka. Wypracowane profile lądolodu charaktery-zują się dużą stromością strefy brzeżnej lądolodu. W pewien sposób potwierdza to znaczna ilość drumlinów, zwłaszcza długich (1–6 km), tuż za linią zasięgu maksymalnego fazy Johnstown sprzed 22–17 ka. Formy takie sygnalizują duże naprężenia ścinające o wartości około 100 kPa. Wyniki jednego z eksperymen-tów wskazują, że już około 14 km od czoła lądolód osiągnął miąższość 1000 m,

zaś po 140 km – 1800–2000 m. W przypadku Green Bay Lobe model teoretycz-ny można zweryfikować dateoretycz-nymi z terenu. Inna rekonstrukcja opracowana na podstawie badań terenowych (Colgan i Mickelson, 1997) wykazuje znacznie mniejsze miąższości lodu – od 100 m (kilkaset metrów od czoła) do 200–600 m w obrębie pola drumlinowego fazy Johnstown – a w modelu teoretycznym nawet do 1800 m. Winguth i in. (2004) tłumaczą te rozbieżności tym, że dane terenowe dotyczą okresu deglacjacji, zaś model teoretyczny – okresu rozwoju maksymalnego.

Rys. 20. Morfologia lądolodu warty w części europejskiej na podstawie modelu Lambecka i in. (2006). Izolinie w m n.p.m.

Ustalanie profilu lub bryły lądolodu na podstawie danych geologicznych i geomorfologicznych ma długą tradycję. Najstarsze tego typu opisy geometrii odnosiły się do lądolodu laurentyjskiego. Znanym przykładem jest rekonstrukcja Flinta (1955), który wyliczył miąższość James Lobe na 580 m na podstawie wysokości występowania form marginalnych. Również na około 600 m wyliczył Flint (1971) grubość Lake Michigan Lobe w odległości 400 km od czoła. Ostatnio przedstawiono bardziej szczegółowe rekonstrukcje. Nowe opracowanie

Green Bay Lobe zaprezentowała Winguth (2004), która dowiodła charaktery-stycznych zmian w czasie funkcjonowania lobu. Polegały one m.in. na stopnio-wo rosnącej roli wód i ślizgu w czasie recesji, co wskazuje na podobieństwa procesów z lobami lądolodu warty w Polsce środkowej.

Przykład rekonstrukcji na podstawie danych terenowych podają także Davis i in. (2006) z Wyspy Baffina. Zrekonstruowany profil lądolodu z późnego wisconsinanu wykazuje małą stromość i miąższość. W odległości 50 km od czoła grubość lądolodu przekracza pół kilometra, w odległości 250 km – 1,5 km. Był to zimny lądolód, niezmieniający rzeźby podłoża, raczej je konserwujący.

Należy zauważyć, że wykorzystanie niektórych doświadczeń amerykańskich nie jest możliwe w regionie łódzkim, a nawet w całym pasie warty w Polsce. Ze względu na nizinny charakter terenu nie ma bowiem wyraźnych wskaźników morfometrycznych miąższości lodu. Jedynie w brzeżnej strefie zasięgu lądolodu występuje kilka cech w osadach i formach, które wskazują pośrednio na niski profil lądolodu.

W ostatnich latach uczeni skonstruowali zaawansowane modele teoretyczne, umożliwiające rekonstrukcję centralnej części lądolodu warty. Korzystając z szerokiego spektrum informacji, m.in. na temat zasięgu wszechoceanu, a także danych klimatycznych, można zestawić główne cechy zlodowacenia.

Na podstawie licznych już obecnie danych można stwierdzić, że w szóstym piętrze izotopowym w wysokich i średnich szerokościach geograficznych półkuli północnej funkcjonowały trzy olbrzymie lądolody: euroazjatycki (Eurasian ice sheet), grenlandzki i północnoamerykański. Lądolód euroazjatycki w maksimum rozwoju był spośród nich największy, porównywalny z poprzed-nikiem z glacjału sanu (elsterianu), znacznie jednak większy od swojego następcy z glacjału wisły. Lądolód grenlandzki osiągnął wówczas zasięg tylko trochę większy niż obecnie, co jest dobrze poznane zwłaszcza w Grenlandii wschodniej (Alexanderson, 2002). Lądolód zlodowacenia illinoian – amerykań-ski odpowiednik lądolodu warty – był natomiast znacznie mniejszy w porówna-niu z lądolodem ostatnim (wisconsinan).

Lądolód euroazjatycki w szóstym piętrze izotopowym rozwijał się co naj-mniej dwukrotnie w co najnaj-mniej czterech rozległych centrach glacjacji: skandy-nawskim (Scandinavian ice sheet), brytyjskim (Wolstonian ice sheet), barentsko- -karskim (Barents-Kara ice sheet, czyli na dzisiejszym szelfie mórz Barentsa, Karskim i Nowej Ziemi) oraz w północno-syberyjskim, w tym na Plateau Putorana. Według Lambecka i in. (2006) ów lądolód euroazjatycki mógł osiągnąć wyjątkowo duży udział w globalnej masie lodu lodowcowego – nawet rzędu 50%. Panowały więc wówczas w północnej Eurazji wyjątkowo sprzyjają-ce warunki klimatyczne do gromadzenia mas firnowych (rys. 20). W vistulianie udział jego odpowiedników był znacząco mniejszy. Podobne umiarkowane reakcje poziomu oceanu światowego wynikały z faktu kompensowania zmian

objętości lądolodu euroazjatyckiego przez zmiany objętości mas lodu w Amery-ce i w AntarktyAmery-ce. W tym czasie, podobnie jak i w innych glacjałach, linia śnieżna (ELA) w wielu obszarach obniżała się do ówczesnego poziomu morza, stąd mogły powstawać duże pola firnowe na szelfach.

Z analizy izotopowej osadów morskich wynikają, według Lambecka i in. (2006), dane świadczące, że zasięgi, a pośrednio także i objętość lądolodów wieku drenthe (odry) i warty mogły być bardzo do siebie zbliżone. Podobne było także obniżenie poziomu oceanu światowego. Słabo udokumentowany jest natomiast okres ocieplenia rozdzielający obydwie te transgresje. Lody mogły wówczas zanikać w sposób nieograniczony. O procentowym ubytku lodu można wnioskować w przybliżony sposób na podstawie zmian poziomu mórz.

Przy podobnych rozmiarach lądolodów wieku odry i warty oraz braku wy-raźnego rozdzielenia ich osadów ciągłymi poziomami organicznymi, a także przy znacznym rozmiarze błędu przy datowaniach, pojawić się może wątpli-wość, czy lądolody te nie są zbyt często mylone. Jak już wspominano, nie ma także pewności, czy te dwie transgresje glacjalne należy łączyć z dwiema fazami piętra 6., czy z piętrami 8. i 6.

Rekonstrukcją lądolodu odry zajmowano się już wielokrotnie. Zaawansowa-ne modele lądolodu opracowali Brodzikowski (1987), Eissmann (2002), Svendsen i in. (2004) oraz Lambeck i in. (2006).

Zgodnie z rekonstrukcją Lambecka i in. (2006) rozwój euroazjatyckiego lądolodu saalianu rozpoczął się na obszarze Morza Karskiego. Szybki przyrost objętości lodu i zarazem awans lądolodu drenthe (odry) nastąpił około 195 ka, przy równoczesnej reakcji poziomu oceanu światowego. Około 180 ka lądolód objął Norwegię, północną Szwecję i Finlandię, powstał więc właściwy lądolód skandynawski, również dalej na wschodzie nastąpił intensywny rozwój glacjacji na rozległym obszarze od Morza Karskiego po Plateau Putorana, obejmując m.in. Tajmyr. Maksimum fazy drenthe autorzy ci określają na około 155 ka, zaś czas trwania tego etapu – około 5 ka. Należy zauważyć, że daty te odpowiadają raczej wynikom datowań osadów warty niż odry, które otrzymano w regionie łódzkim (por. rys. 10, 15). Są jednakże w zgodzie z wieloma wynikami rekon-strukcji opartych na osadach głębokomorskich (por. rys. 5, 6).

Zlodowacenie odry stworzyło na rozległych obszarach rzeźbę glacjalną i płaszcz osadów glacigenicznych, które stały się bezpośrednim podłożem rozwoju lądolodu warty. Lądolód ten zajął w Eurazji drugi pod względem wielkości obszar spośród wszystkich lądolodów plejstoceńskich. We wschod-nich Niemczech, np. na północ od Harzu i w okolicach Drezna oraz w Polsce na Dolnym Śląsku, w przybliżeniu zrównywał się z zasięgiem zlodowacenia elsterianu/sanu. Miejscami nawet mógł być to zasięg największy (Holandia, lob Dniepru). W Polsce południowej i południowo-wschodniej osiągnął jednak zasięg mniejszy od lądolodu zlodowacenia sanu o 100–150 km. W Rosji na

zachód od Uralu lądolód ten, zwany tam dnieprowskim, odznaczał się również największym rozprzestrzenieniem, aż do 54ºN; znacznie więc przekroczył zasięg zlodowacenia oki. Pas jego zasięgu wyróżnia się wyrazistością rzeźby glacjalnej (Astakhov, 2004). Również w wielu obszarach Syberii był to lądolód o najwięk-szym zasięgu. Główne kopuły firnowe rozwinęły się nad Morzem Karskim, skąd transgredowały m.in. na Ural i Plateau Putorana (Astakhov, 2004; Svendsen i in., 2004).

Ocieplenie przedwarciańskie według Lambecka i in. (2006) miało miejsce dopiero około 150 ka temu. Skutkowało ono znaczną redukcją lub zanikiem lądolodu, co odpowiada podniesieniu poziomu oceanu. Potem nastąpił awans lądolodu warty, który wspomniani autorzy określają jako Warthe Phase, z maksimum około 143 ka. Funkcjonowanie lądolodu w maksymalnym rozwi-nięciu trwało do 140 ka, po czym nastąpił szybki jego zanik. Oznacza to, że okres obecności tego lądolodu w Polsce środkowej nie musi różnić się istotnie od trwania lądolodu wisły w stadiale głównym. Z tymi danymi korespondują wyniki wcześniejszych badań osadów dennych Morza Norweskiego, prowadzo-nych przez Baumanna i in. (1995), którzy stwierdzili, że w późnym saalianie największa liczba gór lodowych zapisała się w profilach osadów w okresie 150–124 ka, a dopiero znacznie później (58–50 ka) miało miejsce kolejne wyraźne maksimum.

Lądolód euroazjatycki wieku warty osiągnął dość podobne rozmiary do po-przedniego. W niektórych obszarach trudno jednak ustalić fakty świadczące o niezależności tego zlodowacenia. Z rekonstrukcji paleotopograficznej tego lądolodu, opracowanej przez Lambecka i in. (2006) wynika, że około 140 ka lądolód miał rozwinięte dwie dominujące kopuły: jedną w Finlandii z kulmina-cją około 3000 m n.p.m. i grubości około 4000 m oraz drugą pomiędzy Karelią a Morzem Karskim, która osiągała około 3500 m n.p.m. przy grubości lodu 4500 m (rys. 20). Przy konstruowaniu modelu wzięto pod uwagę efekt glacjoizostatycz-ny w skorupie ziemskiej.

Lądolód skandynawski wieku warty według Svendsena i in. (2004) oraz Lambecka i in. (2006) obejmował, oprócz Skandynawii i znacznych obszarów Europy środkowej, część Morza Północnego, Morze Barentsa po zachodni Svalbard i Wyspę Niedźwiedzią oraz znaczne przestrzenie Morza Arktycznego. Na Wyspach Brytyjskich lądolód ten osiągnął zasięg nieco lub znacznie mniejszy do lądolodu z późnego devensian. Brytyjski obszar glacjacji stanowił zaledwie kilka procent masy ogólnej lądolodu euroazjatyckiego. Granica z kilkakrotnie większym lądolodem skandynawskim biegła na terenie Morza Północnego.

Największe miąższości lodu około 140 ka temu, według Lambecka i in. (2006) były związane z kopułowymi obszarami akumulacji na Morzu Karskim (około 4500 m – centrum w strefie wybrzeża) i w Skandynawii nad Zatoką

Botnicką (około 4000 m) (rys. 20). Między nimi było obniżenie lodu. Maksy-malne ugięcie litosfery w pierwszym przypadku osiągało 1100 m, w Finlandii – 1000 m. To oznacza, że kulminacja lądolodu sięgała rzędnej 3500 m n.p.m. O podobnych maksymalnych miąższościach lądolodu, rzędu 3500–4000 m, pisano już wcześniej – w latach 60. (Astakhov, 2004; Lambeck i in., 2006).

Na Syberii lądolód taz był tak olbrzymi, że z obszaru Morza Karskiego przedostał się przez północny Tajmyr i transgredował na Plateau Putorana, o czym świadczą przywleczone tam eratyki granitowe. Zasięg lądolodu wcze-snovistuliańskiego był już znacznie mniejszy, nawet o około 700–800 km. W Azji rozwinęła się duża kopuła lodowa na Plateau Putorana i dorzeczu Anabaru. Niektórzy dowodzą, że lądolód mógł być tu cieńszy z powodu większej suchości klimatu (Svendsen i in., 2004).

Profil lądolodu warty w części ablacyjnej był do tej pory opisywany tylko w nielicznych pracach i w znacznym uproszczeniu. Rekonstrukcję głównych rysów morfologii lądolodu odrzańskiego w maksimum jego rozwoju przedstawi-li m.in. Brodzikowski (1987) i Mojski (2005). Obraz lądolodu warciańskiego Mojskiego (2005), choć ukazuje szereg jego cech (zasięg maksymalny, zasięg faz recesyjnych), nie zawiera jednak danych o profilu strefy brzeżnej lądolodu.

Rekonstruując morfologię lądolodu warty w regionie łódzkim, autor przea-nalizował różne typy profilów strefy ablacyjnej lądolodów współczesnych i plejstoceńskich. Przyjęcie opcji stromego czoła lądolodu, podobnie jak w empirycznych i teoretycznych profilach lądolodów antarktycznego i gren-landzkiego np. modelu Sugdena (1977), nie znajduje uzasadnienia m.in. w świetle argumentacji Kasprzaka (2003) zastosowanej dla lobów Leszna i Sławy Śląskiej lądolodu wisły. Jednym z bardziej istotnych powodów odrzuce-nia takiej możliwości jest brak sztywnego podłoża lądolodu na znacznych przestrzeniach.

Za najbardziej prawdopodobny należy uznać profil paraboliczny łagodny (rys. 21), o nachyleniu podobnym lub nieco mniejszym od przeciętnych profilów wielkich lobów wypustowych lądolodu laurentyjskiego zlodowacenia wisconsin (Flint, 1971; Mathews, 1974; Winguth, 2004). Za zbieżnym lub nawet nieco niższym profilem lobów warciańskich w regionie łódzkim przemawia m.in. względnie niskie położenie form marginalnych na granicy zasięgu maksymalne-go, brak śladów drumlinizacji, charakterystycznej dla szybkich wypustowych jęzorów lodowcowych o miąższości kilkuset metrów (zwykle powyżej 500 m), umiarkowane – kilkudziesięciometrowej głębokości – rynny subglacjalne oraz powszechne występowanie osadów podłoża o znacznej plastyczności. Krzywi-zny profilu nie przekraczały stromości lądolodu laurentyjskiego z rejonu Wielkich Jezior, stromości lądolodu odry według Mojskiego (2005) czy cech tzw. rekonstrukcji minimalnej lobów lądolodu wisły w Wielkopolsce (Mathews, 1974; Kasprzak, 2003; Winguth, 2004).

Rys. 21. Morfologia lądolodu warciańskiego w regionie łódzkim w stanie maksymalnego rozwinięcia w oparciu o założenia niskoprofilowych modeli lądolodów Mathewsa (1974)

i Kasprzaka (2003) oraz na podstawie danych terenowych 1 – zasięg maksymalny, 2 – miąższość lądolodu w metrach

Istotną cechą funkcjonowania lądolodu wpływającą na wiele procesów gla-cjalnych, m.in. stopień erozyjnego przekształcenia podłoża, akumulację glacjal-ną i glacifluwialglacjal-ną, jest reżim termiczny. Reżim termiczny plejstoceńskich lądolodów można określać zarówno za pomocą modelowania teoretycznego, jak i danych terenowych.

Z modelowania ruchu lodu i hydrologii bazalnej Arnolda i Sharpa (2002) opracowanego dla vistuliańskiego lądolodu skandynawskiego wynika, że główne centra glacjacji, zwłaszcza wschodnią i centralną część Półwyspu Skandynawskiego i okresowo znaczną część Bałtyku, zajmował zimny lądolód. Szeroką część przejściową wokół centrów glacjacji zajmował lód ciepły, szybko rozprowadzany, z wewnętrznymi kanałami wód roztopowych. Strefa brzeżna to z kolei lód o zmiennym reżimie, ze zdecydowaną przewagą ciepłego. Był on silnie drenowany wodami roztopowymi za pośrednictwem licznych tuneli. Lokalnie na obrzeżeniu mógł istnieć cienki lód zimny.

Przeprowadzając rekonstrukcję reżimu termicznego na podstawie danych terenowych, zwraca się uwagę na liczne przesłanki, m.in. cechy strukturalne, także mikromorfologiczne (mikrostrukturalne) gliny lodowcowej, zmiany w osa- dach podłoża: ślady erozji lodowcowej, deformacje typu: budinaż, struktury fałdowe i inne, a także stan zachowania preglacjalnych form i osadów podłoża (skałki ostańcowe, rumowiska skalne, saprolit preglacjalny).

Wyniki modelowania teoretycznego przeprowadzonego przez wymienio-nych autorów zasadniczo zgadzają się z danymi terenowymi z zasięgu zlodowa-cenia skandynawskiego. Dane te, zawarte w licznych pracach, potwierdzają tezę, że zimny reżim termiczny cechował rozległe partie lądolodu na obszarach wyżej położonych w Skandynawii. Dobry stan zachowania preglacjalnych form i osadów podłoża wskazuje ponadto na długie trwanie tam takiego reżimu. Wielokrotnie już bowiem dowodzono, że zimne lodowce i lądolody nie zmienia-ją zasadniczo rzeźby podłoża.

Najwięcej śladów zimnego reżimu pochodzi z obszarów wododziałowych Skandynawii. Pojedyncze przypadki zachowania się form preglacjalnych i nawet zwietrzelin kenozoiku przedplejstoceńskiego były tam sygnalizowane już od dawna. Dopiero jednak szerzej zakrojone badania pokazały rozległość „oszczę-dzonych” przez erozję obszarów podłoża lądolodu. Główne pozostałości podłoża to liczne ostańce (tors, monadnocks), niezniszczone przez erozję glacjalną. Wiele takich przykładów przedstawia mapa geomorfologiczna Finlandii (Fogelberg i Seppälä, 1979). W północnej Szwecji takie cechy rzeźby opisał Lagerbäck (1988). Także Nenonen (1995) oraz Saarnisto i Salonen (1995) udokumentowali istnienie na terenie Laponii i innych regionów Finlandii licznych stanowisk zwietrzelin zawierających znaczne ilości kaolinitu, które powstały przed plejstocenem, w warunkach klimatu znacznie cieplejszego niż obecny. Ostatnio Darmody i in. (2007) zbadali ostańce, które przetrwały kilkanaście epizodów glacjalnych pod zimnymi lądolodami. Davis i in. (2006) dowiedli przetrwania w centralnych obszarach zlodowacenia skandynawskiego wielu form rzeźby reliktowej. Kleman i Stroeven (1997) stwierdzili dobry stan zachowania rzeźby preglacjalnej w północno-zachodniej Szwecji i skonstatowa-li, że jest to głównie cechą płaskowyżów i działów wodnych. Rozdzielające je obniżenia erozyjne cechuje natomiast silne przemodelowanie erozyjne, wyraża-jące się głębokimi U-kształtnymi rynnami. Autorzy udowodnili, że w miejscach aktywności strumieni lodowych reżim był ciepły, a skala erozji nieporównanie większa niż na sąsiednich płaskowyżach pokrytych lodem zimnym.

Z centralnych obszarów innych dużych zlodowaceń pochodzą także liczne dowody na przewagę zimnego reżimu. Davis i in. (2006) podają takie przykłady zachowania preglacjalnej rzeźby reliktowej z centralnych obszarów zlodowace-nia laurentyjskiego, zaś Kleman i in. (1994) z Labradoru. Podobne zachowane formy (np. tory) opisują Briner i in. (2003).

Zatem zarówno modelowanie teoretyczne, jak i dane terenowe wskazują na prawidłowość przewagi zimnego reżimu termicznego w centralnych obszarach glacjacji, co dotyczy także lądolodu warty. Rozległe zewnętrzne strefy centrów glacjacji cechowała z kolei przewaga reżimu ciepłego i jednocześnie silna skuteczność przegłębiającej, wielkoskalowej erozji lodowcowej. Najbardziej ewidentnym przejawem jest misa południowego Bałtyku, gdzie powtarzały się w czasie poszczególnych transgresji procesy erozyjne. Według Meyera (1991)

i Marksa (1998) w tej strefie powstała w czasie zlodowacenia elstery późniejsza niecka morza holsztyńskiego o przebiegu równoleżnikowym, równoległym do czoła lądolodu. Powstałe wówczas obniżenie funkcjonowało w czasie później-szych zlodowaceń odry i warty. Rozmieszczenie obszarów najbardziej wydajnej erozji może być określone m.in. na podstawie eratyków przewodnich (Lisicki, 2003; Czubla, 2001; rys. 22), a także rozmieszczenia osadów morza eemskiego.

Rys. 22. Główne szlaki przemieszczania się materiału eratycznego ze stref erozji do miejsc akumulacji w regionie łódzkim w lądolodzie warty, na podstawie badań Czubli (2001)

Eissmann (2002) podkreśla znaczny udział skał wschodniobałtyckich, zwłaszcza wapieni i dolomitów, w najmłodszych glinach saalianu w Niemczech południowo-wschodnich. Podobne cechy glin dokumentowane są w zachodniej Wielkopolsce (Górska i in., 1998; Górska, 2000). W przybliżeniu lądolód poruszał się w kierunku N-S. Eratyki przewodnie pochodzą ze strefy przybrzeż-nej Småland i z Dalarny.

Ciepły reżim termiczny zewnętrznych części obszarów alimentacyjnych lądolodu warty miał istotny wpływ na zasobność w morenę lądolodu i skład petrograficzny glin lodowcowych.

Reżim strefy ablacyjnej lądolodów skandynawskich jest często określany jako politermalny, termicznie przejściowy lub subpolarny (Baranowski, 1977; Brodzikowski i Van Loon, 1991; Jania, 1993; Marks, 1998). Według Kozarskie-go (1974) i Marksa (1998) na reżim przejściowy wskazują ślady powszechneKozarskie-go powstawania wałów lodowo-morenowych na obrzeżeniu lądolodu. Zimny lód mogł się natomiast rozpościerać w strefie kilkudziesięciu kilometrów od czoła. Tam gdzie zwiększała się grubość, izolacja od zimnych mas powietrza była lepsza i lód stawał się ciepły; kumulowało się w nim ciepło geotermiczne, lód zbliżał się do temperatury topnienia. W części zewnętrznej lód nie tworzył jednolitej strefy, lecz były tam obszary lodu ciepłego. Tworzyły się jęzory wypustowe, aktywnie egzarujące. Obecnie zaznaczone to jest rynnami lodow-cowymi i sandrami. Występował tam ślizg denny, ułatwiony przez nadtopiony lód i niezamarznięte podłoże. Tam gdzie był lód zimny na brzegu lądolodu, spąg przymarznięty był do podłoża, a ruch lodu był powolny i odbywał się głównie poprzez deformacje wewnętrzne.

Podobne prawidłowości, jak przedstawione dla lądolodu skandynawskiego, formułowane są także w odniesieniu do innych lądolodów i czap lodowych. Przykładem są badania Ballantyne i in. (1998, 2006), którzy zrekonstruowali modele czap lodowych w Szkocji i Irlandii w późnym devensian. Reżim tych lodowców zmieniał się w czasie i w przestrzeni. Opisano wiele miejsc, gdzie zachowały się relikty peryglacjalne w postaci torów i preglacjalnego saprofitu, gdzie erozja była bardzo ograniczona, a lód cienki, co dowodzi zimnego reżimu lodowca. Jednocześnie między wyniesieniami, w obniżeniach, stwierdzono ślady funkcjonowania strumieni lodowych o ciepłym reżimie spągu. Występują tam liczne przejawy głębokiej erozji oraz podłoże deformacyjne. Autorzy przedsta-wiają także sugestię o możliwości takiego zróżnicowania reżimu w czasie poprzednich zlodowaceń.

Na podstawie cech litofacjalnych osadów warty i przejawów działalności erozyjnej w regionie łódzkim oraz różnych publikacji z Ameryki Północnej, Skandynawii, Bałtyku, a także innych obszarów Polski, dzięki którym ustalono pewne prawidłowości, można przyjąć uproszczony model reżimu termicznego brzeżnej części lądolodu warty (m.in. Skinder i Porter, 1987; Kleman i in., 1994,