Osady warciańskie w zasięgu zlodowacenia wisły

Stan poznania śladów zlodowacenia, w tym głównie osadów lub form, któ-re pozostawił lądolód euroazjatycki wieku warty, jest zróżnicowany stktó-refowo. Jest to stan ogólnie bardzo słaby, wręcz niekiedy szczątkowy, w centralnych obszarach Skandynawii, umiarkowany w obszarach pojezierzy Peribalticum oraz dość dobry poza zasięgiem lądolodu wisły, w warciańskiej strefie morfo-logicznej.

Na Półwyspie Skandynawskim znane są tylko nieliczne miejsca występowa-nia osadów warciańskich. W Norwegii przykładem osadu, który można zaliczyć do piętra warty, jest glina Paradis, która podściela osady eemskie w klasycznym profilu Fjøsanger w południowo-zachodniej części kraju (Lindner, 1992b; Fredin, 2002). W południowej Szwecji ze zlodowacenia warty (lub całego saalianu) pochodzi glina lodowcowa o miąższości ok. 10 m, występująca w profilach Skanii (np. Hyby, Tofthög), która leży powyżej osadów morza holsztyńskiego, a pod osadami interglacjału eemskiego (Lindner, 1992b). Najpełniejszy profil saalianu znajduje się w kraterze meteorytowym Lappajärvi w zachodniej Finlandii. Występują tam dwa horyzonty gliny lodowcowej: starszy, z detrytusem pochodzącym z północy i północnego wschodu oraz młodszy, odpowiadający przypuszczalnie zlodowaceniu warty, z materiałem z północnego zachodu. Gliny rozdzielone są osadami sedymentacji wodnej z materiałem organicznym o cechach interstadialnych (Saarnisto i Salonen, 1995). Natomiast w północnej Finlandii występuje jeden poziom gliny (till

bed IV), reprezentujący saalian sensu lato, pomiędzy osadami interglacjału

naakenavaara (holsteinian) i interglacjału tepsunkumpu (eemian) (Hirvas, 1995). Na półwyspie Kola glina zlodowacenia moskovian, czyli warciańska, jest najstarszym poziomem glacjalnym. Pokryta jest w wielu miejscach osadami morskimi interglacjału mikulino (eemu), bardzo rozpowszechnionymi w pół- nocno-zachodniej części Rosji. W południowo-wschodniej części półwyspu osady te są przykryte przeważnie jedną gliną z późnego vistulianu (wałdajanu). Są także ślady nasunięcia wczesnovistuliańskiego, na co wskazują głównie

badania rosyjskie (Svendsen i in., 2004). Od półwyspu Kola i Morza Barentsa po Nizinę Peczorską i dalej do grzbietu Timanu, do wysokości około 300 m n.p.m. rozpościerają się osady zlodowacenia wychegda (moskovian). Sięgają w do- rzeczu Kamy–Wołgi do 59ºN. W dorzeczu Peczory zlodowacenie to reprezen-towane jest przez charakterystyczną rdzawobrązową glinę lodowcową, która zawiera materiał z półwyspu Kola – charakterystyczny sjenit nefelinowy (nepheline syenite).

Osady lądolodu euroazjatyckiego wieku warty poza zasięgiem lądolodu skandynawskiego, czyli w centrach glacjacji barentsko-karskim, północnosy-beryjskim i brytyjskim, są słabo poznane i mało zróżnicowane. Osady lądolodu barentsko-karskiego (taz) są wyróżniane pod przykryciem utworów ostatniego zlodowacenia na obszarze dorzecza Peczory, północnego Uralu i północno- -zachodniej Syberii. Lądolód napływał tam z obszaru obecnego szelfu. W pół- nocnej części Niziny Zachodniosyberyjskiej zachowały się osady zlodowace-nia taz przykryte utworami morskimi z fauną borealną (Svendsen i in., 2004). Słabo znane są także osady północnosyberyjskiego centrum glacjacji, w tym na Plateau Putorana, oraz osady brytyjskiego zlodowacenia wolston, głównie z powodu występowania kopalnego, ze względu na słaby rozwój brytyjskiego centrum glacjacji i silne zniszczenie przez późniejszy, większy lądolód zlodowacenia devensian. Istnieją przypuszczenia, że tutejsza czasza lodowa nie łączyła się z lądolodem skandynawskim (Straw, 1979; Lindner, 1992a).

Na południe od skandynawskiego centrum glacjacji oddzielny poziom gliny warciańskiej o większej ciągłości pojawia się dopiero w profilach południowego Bałtyku, w polskiej strefie ekonomicznej. Stanowi on tam często najstarszy osad plejstoceński, stosunkowo dobrze poznany. Glina lodowcowa leży dość płytko na Ławicy Słupskiej i Południowej Ławicy Środkowej, a także powszechnie w strefie podbrzeża Bałtyku. Wyniki jej datowań metodą TL mieszczą się w przedziale 194–115 ka (Mojski, 2005).

W zasięgu ostatniego zlodowacenia najlepiej poznano osady warciańskie na terenie pojezierzy niemieckich i polskich.

W północno-wschodnich Niemczech, w zasięgu zlodowacenia weichselian, osady warty zwykle występują poniżej poziomu morza, zwłaszcza w północnej części Meklemburgii–Przedpomorza, osiagając niekiedy znaczne miąższości. Są one szczególnie rozbudowane na liniach rynien subglacjalnych. Natomiast w południowej części tego regionu znajdują się przeważnie w przedziale 0–50 m n.p.m. i wykazują wzrost miąższości na południe (Müller i in., 1995; Börner, 2004).

W Polsce w strefie pobrzeży, podobnie jak w północno-wschodnich Niem-czech, osady warty zwykle występują poniżej poziomu morza. Na zachodnim wybrzeżu Dobracka (2004) wyróżniła na podstawie badań litologicznych dwa

poziomy gliny warciańskiej. Poziom dolny charakteryzuje się wyrównaną zawartością skał krystalicznych i wapieni paleozoicznych. Górny poziom (typu „Pustkowo”) jest bardziej ciągły i występuje wzdłuż całego odcinka wybrzeża między Pobierowem a Mielnem. Przeważają w nim wapienie paleozoiczne nad skałami krystalicznymi; duży jest także udział dolomitów. Również Dobracki (2004) na odcinku Mielno–Ustka, wzdłuż Pobrzeża Słowińskiego, stwierdził ciągły pokład gliny zlodowacenia warty, zwykle o stropie położonym 20–40 m p.p.m., a głębiej słabo zachowane gliny zlodowacenia odry. Gliny wieku warty często leżą na osadach miocenu, zaburzonych glacitektonicznie.

W pasie Pomorza osady warty opisano z Niziny Szczecińskiej. Prawdopo-dobnie osiągają one nieprzeciętnie duże miąższości. Poziom gliny warciańskiej, jeden z trzech poziomów zaliczonych do saalianu, opisany przez Hermanow-skiego (2007), osiąga średnio 27 m, a maksymalnie nawet 80–110 m. Jej strop oscyluje przy rzędnej poziomu morza. Dobracka i Winter (2001) na Wysoczyź-nie Łobeskiej rówWysoczyź-nież udokumentowały bardzo gruby pokład gliny warciańskiej, rzędu 67 m. Ciągłą warstwę gliny można obserwować w odsłonięciach wybrzeża klifowego między Kołobrzegiem a Sarbinowem. Skład petrograficzny zbadany przez Dobrackiego (2001) wyróżnia się znacznym udziałem węglanowych skał lokalnych, co świadczy o silnej egzaracji odsłoniętych w pobliżu skał mezozo-icznych. Glina ta ma wyrównaną zawartość skał krystalicznych północnych i wapieni paleozoicznych. W dolinie dolnej Wisły i częściowo w obrębie sąsiednich wysoczyzn, między Gdańskiem, Kwidzyniem a Elblągiem, osady glacjalne warty występują pod przykryciem osadów morza eemskiego (Bara-niecka, 1984).

Dalej na południe osady warciańskie w pewnym stopniu naśladują główne rysy rzeźby północnych Niemiec i północnej Polski, m.in. tworząc wyraźne elewacje w pasie tzw. garbu pojeziernego. Stan rozpoznania ich wychodni na powierzchni topograficznej jest słaby. Wyjątkiem jest Pojezierze Suwalskie, gdzie zagadnienie to zostało dość dobrze przeanalizowane, a wiek wychodni potwierdzają m.in. osady interglacjału eemskiego. Miąższość utworów warty przekracza tam często 50 m, przy zwykle znacznie cieńszym przykryciu osadów zlodowacenia wisły (Ber, 2000).

Według Mojskiego (2005) na wschód od Wisły występuje tylko jeden po-kład gliny lodowcowej warciańskiej. Niektórzy autorzy wykazują jednak lokalne odmienności wykształcenia profilu warty, zwłaszcza w Polsce północno- -wschodniej. Na Warmii osady glacjalne warty leżą nieciągłymi płatami, zajmując mniej więcej środkową pozycję w profilu plejstocenu (Morawski, 2007). Na Pojezierzu Iławskim tworzą niekiedy wzniesienia, jak np. na stanowi-sku Losy koło Lubawy (Krupiński i Marks, 1986).

W Polsce północno-wschodniej, zgodnie z wynikami badań Bera (2000), stwierdza się od jednego do trzech pokładów glin warciańskich, przeważnie dwa

poziomy. Występują one dość wysoko nad poziomem morza, np. 140–180 m w okolicach Szwajcarii, zwykle jednak stosunkowo płytko pod powierzchnią terenu. Trzy poziomy glin, zdaniem Bera (2000), reprezentują nasunięcia stadialne: rogowca, wkry i mławy. Wykazują one dość znaczne wzajemne po- dobieństwo wskaźników petrograficznych. Są rozdzielone miąższymi (do 58 m) osadami glacifluwialnymi i glacilimnicznymi. Łączna miąższość kompleksu warciańskiego dochodzi często do 50–60 m. Część tych osadów wykazuje silne deformacje glacitektoniczne. Najstarsza szara glina ze stadiału rogowca wystę-puje najbardziej powszechnie. Jej miąższość dochodzi do 25 m, a w jednym miejscu, prawdopodobnie w strefie silnych zaburzeń, nawet do 50–60 m. Trzecia, najmłodsza glina ma rozprzestrzenienie najmniejsze.

W południowej Wielkopolsce opisano trzy odrębne typy petrograficzne gli-ny warciańskiej i jedną o pośrednim składzie. Należy jednak zauważyć, że nigdzie nie występują one w superpozycji. Glina warty z Włoszakowic, na granicy fazy leszczyńskiej koło Leszna, wykazuje znaczny udział skał z wy-chodni położonych na wschód od niecki Bałtyku, co świadczy o nasuwaniu się lądolodu z ENE. Natomiast glina zlodowacenia wisły odłożona została przez lądolód, który dotarł z NNE – poruszał się z rejonu Dalarny i środkowego Bałtyku (Górska, 2000).

Zdaniem Mojskiego (2005) petrografia żwirów południowej Wielkopolski, podobnie jak na Pobrzeżu Szczecińskim, dowodzi południkowego kierunku poruszania się lądolodu. W uziarnieniu tych glin jest więcej grubszych frakcji niż w glinach starszych, co wskazuje na słabszy stopień zwietrzenia materiału skandynawskiego, inkorporowanego przez lądolód warty. Takie zróżnicowanie petrograficzne może wskazywać na większą, w stosunku do obszarów wschod-nich Polski, aktywność strumieni lądolodu.

Na pograniczu Pojezierzy Wielkopolskiego i Kujawskiego w rejonie rynny Gopła Molewski (1999) stwierdził jedną glinę warciańską i jedną odrzańską. Obydwie leżą współkształtnie do zarysu formy rynnowej. Są rozdzielone mułkowo-piaszczystymi osadami zastoiskowymi. Glina warty osiąga miąższość do 25 m, a jej strop sięga 65–105 m n.p.m. Na Równinach Kutnowskiej i Łowicko-Błońskiej glina ta zwykle stanowi górny, jeden z trzech poziomów zlodowacenia środkowopolskiego (Baraniecka, 1984). W Kotlinie Płockiej leży współkształtnie do zarysu tej formy. Na południe od Kotliny Płockiej glina warciańska leży na przeciętnej wysokości 100–120 m, tworząc jeden poziom (Roman, 2003). W brzeżnej strefie zasięgu zlodowacenia wisły glina ta często wykazuje niewielką, kilkumetrową miąższość, np. w kopalni „Jóźwin” koło Kleczewa osiąga ona miąższość 2–3 m, maksymalnie 4 m (Baranowski i Mańkowska, 1979).

Mimo że nie we wszystkich regionach udowodniono odrębność gliny war-ciańskiej, należy uznać za nieaktualny pogląd Różyckiego (1967), że cofnięcie

lądolodu przed transgresją warciańską w interstadiale pilicy nastąpiło zaledwie do północnej części Niziny Mazowieckiej. Miały to potwierdzać osady wodne rozdzielające gliny, ciągnące się do około 150–180 km na północ od linii maksymalnego zasięgu zlodowacenia środkowopolskiego. Według Różyckiego (1967) lądolód warty transgredował w stosunku od linii swojego cofnięcia na dystansie 60–100 km. W świetle nowych danych, wymienionych częściowo wyżej, cofnięcie zasięgu lądolodu nastąpiło co najmniej do osi Bałtyku Południowego. Dalekie odsunięcie się krawędzi lądolodu od obszaru Polski w czasie ocieplenia przedwarciańskiego jest argumentem za wysoką rangą klimatostratygraficzną tego okresu.

Strefa graniczna osadów warty i vistulianu na powierzchni została poznana dość dokładnie, choć występują odcinki, w odniesieniu do których toczą się dyskusje co do zasięgu ostatniego lądolodu. Istnieje też wątpliwość, czy połu-dniowa granica vistulianu jest w całości granicą zasięgu lądolodu wisły stadiału głównego.

W Polsce zachodniej i środkowej granicę tę stanowią osady form margi-nalnych i sandrów fazy leszczyńskiej stadiału głównego. Skrajne położenie lądolodu w okolicach Leszna wyznaczają krawędzie sedymentacyjne sandrów (Kasprzak, 2003, 2007c; Marks i in., 2006). Formy marginalne są niekiedy mało czytelne i zdarza się, że równiny morenowe zlodowacenia warty prze-chodzą niepostrzeżenie w równiny morenowe zlodowacenia wisły. Poznać można taką granicę np. po rozmieszczeniu oczek wytopiskowych i większych jezior. W strefę warciańską wnikają sandry, m.in. na północ od Głogowa, koło Leszna, na wschód od doliny Prosny, zaś w Polsce wschodniej – na północ od Ostrołęki, w obniżeniu między Wysoczyznami Ciechanowską i Łomżyńską.

Na kilku odcinkach czoło lądolodu wisły zatrzymało się na starszych for-mach glacjalnych, otulonych osadami warty. Lokalnie doprowadzoło to do deformacji, odkłuć i wyciśnięć starszych osadów. Przykłady rozległych form tego typu tworzą Wzniesienia Gubińskie, Wał Zielonogórski oraz Wzniesienia koło Żerkowa. We wschodniej części zasięgu zatrzymały lądolód wzniesienia o charakterze moren czołowych. Taka sytuacja występuje na obszarze między Lidzbarkiem a Nidzicą, gdzie znajduje się liczny zespół form marginalnych związanych z fazą mławy. Na tym odcinku oraz w dorzeczu Biebrzy czoło lądolodu wisły było najsłabiej wysunięte na południe w skali całej Polski (Marks i in., 2006). W przypadku pradoliny Biebrzy wiek form po obu stronach pradoli-ny jest nadal przedmiotem dyskusji (Halicki, 1950; Banaszuk, 1998, 2004; Mojski, 2005, 2007).

Na Podlasiu istnieje prawdopodobieństwo dalszego niż w stadiale głównym zasięgu lądolodu stadiału świecia. Dowodzi tego Banaszuk (1998, 2004) na pod- stawie przesłanek geomorfologicznych i licznych oznaczeń wieku metodą TL.

Główne argumenty zebrał ów autor w Kotlinie Biebrzańskiej i dolinie Narwi poniżej Suraża. Na możliwość dalszego zasięgu lądolodu wisły wskazują także datowania Fedorowicza i in. (1995). Poglądy te wzbudzają jednak kontrowersje, czemu wyraz daje Mojski (2005, 2007). Według Banaszuka (2004) zasięg lądolodu wisły stadiału świecia obejmuje część Niziny Północnopodlaskiej. Lądolód ten wykorzystał obniżenia Kotliny Biebrzańskiej i doliny Brzozówki oraz zajął obniżenie między Wysoczyzną Kolneńską i masywem Czerwonego Boru na zachodzie a Wzgórzami Sokólskimi na wschodzie. Południowa granica biegnie prawdopodobnie po wysoczyznach okolic Grodziska, Bociek i Orli, wnikając na południe wąskimi lobami. Obniżenia wykorzystywane przez górne odcinki Nurca i Nurzyka stanowią zagłębienia końcowe. Obszary zasięgu vistulianu i warty różnią się także litologicznie. Na obszarze warciańskim charakterystyczne są rozległe płaty osadów ablacyjnych, na vistuliańskim – występujące bezpośrednio na powierzchni terenu gliny lodowcowe i brak wyraźnych stref marginalnych. Wspomniany autor uważa, że lądolód świecia był cienki, nie pokrywał nawet większych garbów terenowych (Banaszuk, 2004). Również Krzywicki (2004) oraz Krzywicki i in. (2004) twierdzą, że lądolód wisły w stadiale świecia przekroczył Kotlinę Biebrzańską i sięgnął prawdopodobnie aż do Wzgórz Sokólskich. Z północnej części Wzgórz Sokól-skich (Nowa Kamienna) autorzy ci opisali formę marginalną, która ich zdaniem pochodzi ze stadiału świecia. Natomiast według Bera (2000) granica stadiału świecia biegnie po północnej stronie Kotliny Biebrzańskiej. Zasięg ten mają wyznaczać spiętrzone formy moren czołowych w okolicach Cisowa i Kamienia, opisane przez Zielińskiego (1992). Również Marks (2004) uważa, że nie ma przekonywających dowodów na zajęcie przez ostatni lądolód Wysoczyzny Białostockiej.