Posiedzenie naukow e dnia 10 XI 1964 r.
Wojciech J a k u b o w s k i , Irena V o i s e - M a ć k i e w i c z o w a , Cecylia W i ś n i e w s k a , Dziesiąty m iędzynarodow y K ongres E kslibry- styczny w K rakow ie (10— 13 X 1964).
W y d z i a ł III
Posiedzenie naukow e dnia 26 X 1964 r.
Członek W ydziału W ilhelm ina I w a n o w s k a przedstaw ia pracę Romana A m p l a : W yznaczanie odległości chm ur pyłow ych m aterii mię
dzygwiezdnej z atlasu M ount Palom ar. (Note on the Distance to the Dark Clouds from the P rin ts of th e N ational Geographic Society — Palom ar Sky Atlas).
(Praca w d ru k u w ACTA ASTRONOMIC A).
Członek W ydziału W ilhelm ina I w a n o w s k a przedstaw ia pracę R oberta G ł ę b o c k i e g o : Badania przynależności do populacji gwiazd F. G. K. (Population Assignm ent Of F. G. K. S tars in th e Solar Neigh
bourhood).
(Praca w ydana w BULLETIN DE L ’ACADEMIE POLONAISE DES SCIENCES, SERIE DES SC. MATH. ASTR. ET PHYS., Vol. XIII, No 2, 1965).
Członek W ydziału W ilhelm ina I w a n o w s k a przedstaw ia pracę Tadeusza B o e n i g k a : Przynależność do populacji afeid. (The P opula
tion Assignm ent of R V T auri Stars).
(Praca w ydana w BULLETIN . . ., jw.).
Członek W ydziału W ilhelm ina I w a n o w s k a przedstaw ia pracę Stefanii G r u d z i ń s k i e j : W ybuch kom ety 1963b (Alcock). (The O ut
b u rst of the Comet 1963b (Alcock)).
(Praca w ydana w MEŻDUNARODNYJ GOD SPOKOJNOGO SOŁN- CA GRUPA PO ISSLEDO W ANIU KOMET K IJE W SK IJ UNIWERSY
TET IM. T. G. SZEWCZENKO KOMETNYJ CYRKUŁ JAR 25).
Członek W ydziału W ilhelm ina I w a n o w s k a przedstaw ia pracę w łasną: Księga wspomnień o prof. Dziewulskim. (The Book of M emories on Professor W. Dziewulski).
Członek W ydziału W ilhelm ina I w a n o w s k a przedstaw ia pracę w łasną: Inform acje o O bserw atorium Astronom icznym w Piw nicach. (The Inform ations about the A stronom ical Q bserw atory in Piwnice).
Członek W ydziału Zenon C z e r w i ń s k i przedstaw ia pracę w spólną z Jerzym K m i n k o w s k i m : Zm iany przekroju kryształów i potencjału adsorpcyjnego na granicy fazy krystalicznej N iS 0 4 • 7H20 i roztw oru n a
syconego od stężenia dodaw anych obcych jonów. (Changes of Adsorption P otentials on th e B oundary of C rystaline Phases of N iS 0 4 ■ 7H20 and S aturated Solutions and of the H abitus of C rystals Dependence on Con
centrations of Added H eterogenous Ions).
63
Członek W ydziału Zenon C z e r w i ń s k i przedstaw ia pracę w spólną z Jerzym S z y s z k o : Zm iany pokroju kryształów i potencjału adsorp- cyjnego n a granicy fazy krystalicznej C0SO4 • 7H20 i roztw oru nasyconego od stężenia dodaw anych obcych jonów. (Changes of A dsorption P o ten tials on the B oundary of C rystaline Phase of C0SO4 • 7H20 and S atu
rate d Solutions and of th e H abitus of C rystals Dependence on Concen
tratio n s of Added H eterogenous Ions).
(Prace w ydane w STUDIA SOCIETATIS SCIENTIARUM TORU- NENSIS Sectio B vol. VI n r 1).
Członek W ydziału Alina U 1 i ń s k a przedstaw ia pracę w spólną z Lesławem H u p p e n t h a l e m : Działanie stabilizacyjne i agregaeyjne polielektrolitów na zawiesinę. II. Działanie kw asu polim etakrylow ego na w odną zawiesinę koalinitu i węgla. (The Stablizing and Aggregating Ac
tion of P olielectrolites on Suspentions. II. The Action of Polim ethacrylic Acid on W ater Suspentions of K aolinit and Carbon).
Członek W ydziału Alina U 1 i ń s k a przedstaw ia pracę w spólną ze Zbigniewem W o j t c z a k i e m : N efelom etryczne m iareczkowanie kw asu polim etakrylow ego w odorotlenkam i m etali ziem alkalicznych. {Ne
phelom etric T itration of Polim ethacrylic Acid w ith Alcaline Earthm etal HydrQxide).
(Prace w ydane w STUDIA, jw., Sectio B, vol. VI n r 1—2).
Członek W ydziału R ajm und G a l o n przedstaw ia pracę Stanisław a K r a ż e w s k i e g o : Mineralogia, petrografia i zjawiska diagenetyczne wapieni anty k lin y Barcin—Pakość (S tru k tu ry Zalesia). (The Mineralogy, P etrograp hy and Diagenetic Phenom ena of the Lim enstones of th e B ar
cin—Pakość A nticline (Zalesie Structure).
(Prace w druku w STUDIA, jw., Sectio C, vol. VI n r 2).
Członek W ydziału R ajm und G a l o n przedstaw ia pracę Bogusława R o s y : Ewolucja mierzei południobałtyckich. (Evolution of B ay-bars of th e Southern Balitic Coast).
Niniejsze streszczenie zawiera niektóre ważniejsze wyniki badań prowadzonych przez autora nad mierzejami wybrzeża południowego Bałtyku. Całość tych wyni
ków zostanie opublikowana w oddzielnej ipracy. Celem badań jest ustalenie faz rozwojowych mierzei południowobałtyckich na tle warunków naturalnych wybrzeża.
Na podstawie przeprowadzonych badań ustalono, że faz rozwojowych mierzei południowobałtyckich było co najmniej trzy i stwierdzono, że fazy te wiązały się przede wszystkim z tymi zmianami poziomu morza, które nastąpiły w ciągu ostat
nich mniej więcej 5000 lat. Są to: 1) faza transgresyjna lub faza wydmy transgre- syjnej, trwająca w ciągu transgresji litorynowej południowego Bałtyku, 2) faza poszerzenia mierzei lub faza wydm regresyjnych, która nastąpiła po maksimum transgresji litorynowej (atlantyckiej) i 3) faza akumulacji wydm żółtych, związana przypuszczalnie z subatlantycką transgresją morza. Zmienne regionalne warunki morfologiczne i litologiczne obszaru i zmieniające się w czasie czynniki klima
tyczne 'modyfikowały przebieg tych faz zarówno w czasie, jak i na terenie poszcze
gólnych akumulacyjnych odcinków brzegu. Przebieg faz rozwojowych mierzei za
leżał również od ruchów neotektonicznyoh obszaru.
Wiadomo, że cechą wyróżniającą wybrzeże południowobałtyckie, które pokrywa się z wybrzeżem Polski, obejmuje wybrzeże Uznamu i na wschodzie sięga po Mie
rzeję Kurońską, jest przede wszystkim bardzo dobre wyrównanie linii brzegowej morza. Wiadomo również, że wyrównanie linii brzegowej na tym terenie było na
stępstwem p e ł n e g o rozwinięcia się akumulacyjnych odcinków brzegu, w więk
szości reprezentowanych przez mierzeje południowobałtyckie. Zależność tę zau
ważono już dość dawno (G. Berendt, 1869), dzięki czemu między innymi mierzeje stały się przedmiotem zainteresowań wielu badaczy, począwszy już od lat osiem
dziesiątych ubiegłego stulecia (F. W. P. Lehmann, 1884; S. Małkowski, 1913 i inni).
Dotychczas jednak nie opracowano teorii, która by zadowalająco tłumaczyła me
chanizm tworzenia się form mierzej owych, ustalała główne fazy rozwoju tych form brzegowych. Obecnie wiemy, że procesy brzegowe w formowaniu mierzei spełniały rolę wiodącą, oraz że procesy eoliczne odgrywały rolę procesów stowarzyszonych z procesami głównymi (W. P. Zenkowicz, 1962; B. Rosa, 1963). Wiemy, że badanie wydm mierzei daje nam wiele informacji o ewolucji złożonych form mierzejowych, lecz poznanie, ewolucji tych form musi opierać się na znajomości budowy geolo
gicznej mierzei i znajomości ich związków z wszystkimi pozostałymi formami wy
brzeża.
Pełny rozwój mierzejowych odcinków brzegu na terenie wybrzeża południo
wego Bałtyku był możliwy dzięki kilku warunkom i czynnikom, które wybitnie sprzyjały temu rozwojowi.
Podstawowym warunkiem powstawania i rozwoju mierzei było p r a d o l i n n e r o zd “ l i n i e n i e obszaru wybrzeża, podział jego powierzchni na kępy zbudowane z utworów plejstocenu, oddzielone od siebie stosunkowo głęboko wciętymi i zara
zem prostymi (bez teras) pradolinami, jak również i innymi obniżeniami póżno- glacjalnej rzeźby obszaru. Na takim tle morfologicznym transgredujące morze ści
nało kępy plejstocenu zawsze p o w y ż e j den pradolinnych, które w związku z tym zawsze były miejscem akumulacji brzegowej i związanej z nią akumulacji eolicznej oraz akumulacji biogenicznej, limnicznej, rzecznej itp. W tych warunkach właśnie pradoliny stały się tymi miejscami, gdzie powstawały i rozwijały się mierzejowe odcinki brzegu.
Także c h a r a k t e r l i t o l o g i c z n y utworów plejstoceńskich, budujących kępy, sprzyjał rozwojowi mierzei, Utwory plejstocenu bowiem, na ogół mało zwięzłe łatwo ulegały niszczeniu głównie w procesie abrazji ścinającej, co prowadziło do tworzenia się dużych ilości rumowiska brzegowego na klifowych odcinkach brzegu, skąd wędrowało ono na sąsiednie odcinki pradolinne, mierzejowe. Natomiast po
wstający w procesie abrazji ścinającej bruk, zbudowany z głazów i kamieni wy
płukanych z utworów plejstoceńskich, znacznie utrudniał niszczenie przybrzeżnej części dna przez abrazję powierzchniową. To znacznie opóźniało dostosowywanie się poprzecznych profili dna czynnej strefy brzegu, w sąsiedztwie odcinków kli
fowych, do zmieniających się w czasie warunków dynamicznych wybrzeża, zależ
nych między innymi od zmian poziomu morza, i ograniczało migrację rumowiska brzegowego początkowo tylko do sąsiednich odcinków brzegu, klifowych i
mierze-6 S p raw o zd an ie TNT
65
jowych. Był to jeden z czynników różnicujących regionalnie rozwój form mierze- jowych. Czynnik ten oddziaływał w fazie transgresyjnej i na początku drugiej fazy rozwojowej poszerzania mierzei, to znaczy tuż ipo maksimum transgresji litorynowej morza.
Również znaczna b u r z l i w o ś ć m o r z a i sąsiedztwo z d u ż ą i o t w a r t ą p r z e s t r z e n i ą w o d n ą sprzyjały łącznie znacznemu nasileniu procesów brze
gowych, niszczących, transportujących i budujących. Dzięki właśnie tym czynni
kom rozwój morfologiczny brzegów zawsze postępował o tyle szybko, że aktualny stan położenia linii brzegowej był przede wszystkim zależny od aktualnie zacho
dzącej zmiany poziomu morza, nie zaś od zmian poziomu, które nastąpiły już wcześniej. W takiej sytuacji dynamicznej wybrzeża właśnie zmiany poziomu morza przede wszystkim określały ogólne zmiany linii brzegowej zarówno na klifowych, jak i mierzejowych odcinkach brzegu.
Powyższe stwierdzenie jest niezwykle ważne, gdyż oznacza ono, że podobne do siebie formy akumulacyjne (chodzi tu głównie o wydmę transgresyjną, o czym po
niżej), położone na terenie nawet odległych od siebie akumulacyjnych odcinków brzegu, są w przybliżeniu formami synchronicznymi, to znaczy takimi formami, których rozwój morfologiczny został przerwany mniej więcej w tym samym czasie, litorynowej południowego Bałtyku, w czasie maksimum tej transgresji i w okresie politorynowym obejmującym ostatnie około 4000 lat. Natomiast formy mierzejowe, które uprzednio istniały na terenie wybrzeża, bądź uległy całkowitemu zniszczeniu, bądź, szczątkowo zachowane, znajdują się obecnie na dnie morza i nie są przedmio
tem naszego zainteresowania.
I. F a z a t r a n s g r e s y j n a
Ta forma rozwoju mierzei rozpoczęła się na początku litorynowej transgresji południowego Bałtyku i trwała do końca tej transgresji. Nas interesuje tylko koń
cowy odcinek tej fazy rozwojowej.
Pod koniec transgresji litorynowej linia brzegowa morza składała się z odcin
ków akumulacyjnych bardzo łagodnie wklęsłych i z odcinków klifowych, łagodnie wypukłych z nieco wysuniętymi w morze przylądkami. Wysunięte w morze klifowe odcinki brzegu podlegały bardzo intensywnej abrazji ścinającej, zaś odcinki aku
mulacyjne reprezentowane były przez pojedynczy wał wydmowy (Th. Hurtig, 1954;
B. Rosa, 1963). Był to układ równowagi dynamicznej brzegu, przemieszczający się powoli na teren dawnego lądu, w miarę jak podnosił się poziom morza i w miarę postępu abrazji ścinającej na klifowych odcinkach brzegu. Nas interesują przede wszystkim zmiany zachodzące w tym czasie na terenie odcinków akumulacyjnych.
Większa lub mniejsza wklęsłość tych odcinków oraz większe lub mniejsze rozmiary pojedynczego wału wydmowego, rozwijającego się w obrębie tych od
cinków, zależne były od ilości rumowiska brzegowego dostarczanego z klifowych odcinków brzegu oraz od szerokości pradoliny, na której terenie rozwijała się mierzeja i głębokości, na jakiej zanurzone było poniżej ówczesnego poziomu morza dno tej pradoliny. Im pradolina była węższa, a jej dno płycej położone, oraz im większe ilości rumowiska wędrowały z sąsiednich klifowych odcinków brzegu, tym wklęsłość odcinka akumulacyjnego była mniejsza i tym wyższa ,i szersza była wydma wałowa reprezentująca ówczesną mierzeję. Długie odcinki akumulacyjne charakte
ryzowały się z reguły dużą wklęsłością linii brzegowej i małymi rozmiarami wa
łów wydmowych. Wały te w czasie sztormów często były przerywane, a przez 66
przerwą woda wzburzonego morza przelewała się na teren zaplecza ówczesnej mierzei, sypiąc w ciągu krótkiego czasu stożki napływowe fali burzowej (M. Cze
kańska, 1948). Stożki te powstawały zarówno na dnie dawnych jezior przybrzeż
nych, jak i na powierzchni ówczesnych podmokłych torfowisk przybrzeżnych (B. Rosa, 1983). Dzisiejszy rozkład utworów piaszczystych tych stożków dowodzi, że przerwy w dawnych mierzejach ciągle powstawały w innych miejscach, niewąt
pliwie tam, gdzie wały wydmowe mierzei były aktualnie najsłabsze. Poziom wód ówczesnych jezior przybrzeżnych i powierzchnia dawnych mokradeł przybrzeżnych, na której rozwijał się torf, ustawicznie się podnosiły w związku z podnoszeniem się poziomu wód gruntowych i podnoszeniem poziomu morza.
Ówczesna wydma wałowa, która głównie reprezentowała mierzeję, niekiedy razem ze stożkami napływowymi kolejnych fal burzowych, powoli przemieszczała się w kierunku lądu, wkraczając bądź bezpośrednio na tereny dawnych jezior, bądź na tereny mokradeł przybrzeżnych, bądź też na tereny zbudowane na powierzchni z utworów stożków napływowych. Wędrówka tej formy w stronę lądu była możliwa dzięki temu, że z sąsiednich klifowych odcinków brzegu ustawicznie dostarczane było rumowisko brzegowe, które wydostawało się z czynnej strefy brzegu na plażę
nięcia grawitacyjne większych partii materiału piaszczystego, o czym świadczy wewnętrzna struktura tych form.
W czynnej strefie brzegu, na odcinkach akumulacyjnych, .mimo ciągłego do
wozu nowego rumowiska istniał zasadniczo niedobór materiału piaszczystego.
W związku z tym na dnie podlegały tam niszczeniu w procesie abrazji powierzch były one niszczone, przysłonięte warstwą piaszczystą, zapewnie niezbyt grubą.
Opisany układ utrzymywał się aż do maksimum transgresji litorynowej. Śla
dem tego układu na terenie dzisiejszych mierzei są starsze stożki napływowe fal burzowych, zachowane szczątkowo fragmenty ówczesnych pojedynczych wałów wydmowych, które obecnie położone są po południowej stronie mierzei, oraz dawna powierzchnia abrazyjna położona w podłożu mierzei i ścinająca starsze utwory holoceńskie, wcześniej powstałe w dnach pradolinnych. Zachowaną wydmę propo
nuję nazwać wydmą transgresyjną, gdyż forma ta rozwijała się w warunkach transgresji morskiej, przedstawioną zaś fazę rozwojową mierzei — fazą transgre
syjną lub fazą wydmy transgresyjnej.
II. F a z a p o s z e r z e n i a m i e r z e i
Druga faza rozwoju dzisiejszych form mierzejowych rozpoczęła się po maksi
mum transgresji litorynowej, a więc w tym samym czasie na terenie wszystkich akumulacyjnych odcinków brzegu, i trwała na terenie poszczególnych odcinków akumulacyjnych aż do wyrównania linii brzegowej, to znaczy jej koniec na terenie różnych odcinków przypadał w różnym czasie. Początek tej fazy wiązał się z usta
niem procesu podnoszenia się poziomu morza, to znaczy z powstaniem zupełnie nowej sytuacji^dynamicznej dla całego wybrzeża. Odziedziczona po fazie
transgre-5* 67
syjnej linia brzegowa, z konturem łagodnie sfalowanym, w zmienionej sytuacji stała się linią nie przystosowaną do nowych warunków. Właśnie cechą charaktery
styczną drugiej fazy rozwojowej jest przystosowywanie się linii brzegowej do nowej sytuacji dynamicznej wybrzeża.
Na początku tej fazy .klifowe odcinki brzegu nadal podlegały intensywnemu ścinaniu abrazyjnemu, przy czym proces ten z czasem powoli wygasał. W tym czasie dno położone w sąsiedztwie klifów, mimo ochrany głazowej i kamiennej, było po
woli, lecz ustawicznie niszczone przez abrazję powierzchniową. Z upływem czasu efekty tego niszczenia coraz bardziej wpływały na rozwój morfologiczny całego wybrzeża. Niszcząc bowiem wyniosłości dna u podnóża klifów, abrazja powierzch
niowa usuwała progi, które dotychczas zawsze ograniczały migrację rumowiska brzegowego do krótkich odcinków brzegu. Po dostatecznym obniżeniu tych wy
niosłości rumowisko mogło swobodnie wędrować nawet do odleglejszych odcinków brzegu. Ten odległy transport rumowiska, uwolniony od elementów szczątkowych dawnej rzeźby obszaru, został jednakże od samego początku poddany wpływom czynników klimatycznych i stał się przede wszystkim zależny od przeważających kierunków wiatru, które dopiero wtedy poczęły odgrywać pierwszoplanową rolę w rozwoju morfologicznym całego wybrzeża. To oznaczało już ostateczny koniec drugiej fazy rozwojowej na terenie wszystkich mierzejowych i klifowych odcinków brzegu.
Na terenie odcinków akumulacyjnych, na początku tej fazy, zachodził bardzo szybko proces akumulacji brzegowej. Szczegółów tego procesu dotychczas jeszcze nie znamy. Wiadomo jedynie, że głównym efektem tej akumulacji było zapełnienie materiałem piaszczystym dawnych łagodnych zatok morskich, znaczne poszerzenie mierzei od strony morza i tym samym wyrównanie linii brzegowej. Akumulacji brzegowej towarzyszyło formowanie na powierzchni rozszerzających się mierzei całych serii bardzo drobnych wałów wydmowych, które, chociaż są formami eolicz- nyrni, niewątpliwie wyrażają charakterystyczny rytm procesu akumulacji brzego
wej. Powstanie bowiem każdego oddzielnego wału wydmowego związane było z od
łożeniem na dnie czynnej strefy brzegu oddzielnej warstwy piaszczystej. Wstępne badania szczegółowe nad rozmieszczeniem frakcji materiału piaszczystego budują
cego wały wydmowe i związane z nimi warstwy piaszczyste podstawy mierzei wy
kazały, że drobne wały wydmowe ciasno przylegające do siebie i związane z nimi względnie cienkie warstwy podstawy są zbudowane z piasku charakteryzującego się nieco grubszą frakcją, zaś wały wydmowe luźno położone i względnie grubsze związane z nimi warstwy piaszczyste składają się z piasku frakcji drobniejszej.
Prawidłowość tę należy jeszcze potwierdzić na większej ilości przykładów. Wynika z niej, że powstanie wałów wydmowych mierzei nie było bezpośrednio związane z rytmem klimatycznym, jak to zakładał niegdyś K. Kailhack (1912), lecz ich powsta
nie wiązało się przede wszystkim z rytmem akumulacji brzegowej, o którym do
tychczas nie wiemy, czy był on wyrazem rytmu klimatycznego, czy też był nieza
leżny od tego rytmu.
Siadem drugiej fazy rozwojowej na terenie dzisiejszych mierzei są przede wszystkim utwory piaszczyste budujące podstawę tych form, to znaczy ich część dolną, położoną poniżej poziomu morza. Stratyfikacja tych utworów jest ukośna, w przeciwieństwie do prawie horyzontalnej stratyfikacji starszych utworów holo- ceńskich podłoża mierzei. Nachylenie granic poszczególnych warstw utworów piasz
czystych podstawy odpowiada nachyleniu profilu poprzecznego dna dawnej czynnej strefy brzegu. Poza tym na terenie tylko niektórych mierzei zachowały się w stanie niezmienionym drobne wały wydmowe. Wały te tworzyły się w czasie poszerzania mierzei, a więc w czasie regresji linii brzegowej morza, dlatego proponuję je naz
wać wydmami regresyjnymi. Zarówno na powierzchni wydm regresyjnych, jak
i starszej od nich i wyższej wydmy transgresyjnej zaznacza się kompletnie roz
winięty profil gleby bielicowej. Te oba rodzaje wydm można więc nadal określać wspólnym mianem „wydm brunatnych”.
III. F a z a a k u m u l a c j i w y d m ż ó ł t y c h
Jest to faza dotychczas najmniej określona chronologicznie. ¡Przypuszcza się jedynie, że wiązała się ona z niewielką transgresją subatlantycką południowego
m H Z
j/
Schemat przedstawiający położenie i przekrój geologiczny przez mierzeję
O b jaśn ien ia znaków m ap k i: 1 — w ysoczyzny m oren o w e, 2 — k raw ęd zie, zbocza i do lin k i zboczow e p ra d o lin , 3 — to rfo w isk a n isk ie, 4 — k lify , 5 — w y d m a tra n s g re s y jn a , 6 — w y d m y re g re sy jn e , 7 — w y d m y żółte, 8 — w y d m a b iała p rzed n ia, 9 — położenie lin ii brzegow ej z o k re su m ak sim u m tra n s g re s ji łito ry n o w e j, 10 — położenie te j lin ii po w y ró w n a n iu w ybrzeża.
O b jaśn ien ia znaków p rz e k ro ju : 1 — dno p ra d o lin y , flu w io g lacjał, 2 — to rf, 3 — p iask i sto żk ó w n a p ły w o w y ch fa li b u rzo w y ch , 4 — osady lim iczne, 5 — k o p a ln a po w ierzch n ia a b ra - z y jn a , 6 — p iask i p o d sta w y m ierzei o s tr a ty f ik a c ji u k o śn e j, 7 — p iask i a k u m u la c ji eo licznej;
pdł. m . — podłoże m ierzei, pst. m . — p o d staw a m ierzei, WB — w y d m a b iała, p rzed n ia, WŻ — w y d m y żółte, WR — w y d m y re g re sy jn e , WT — w y d m a tra n s g re s y jn a
Bałtyku, której ramy czasowe nie są jeszcze dokładnie ustalone. Wiadomo nato
miast, że trzecia faza rozwojowa form mierzejowych nastąpiła już po wyrównaniu, linii brzegowej. Cechą charakterystyczną tej fazy było ponowne ogólne ożywienie się procesów niszczących zarówno klifowe, jak i mierzejowe odcinki brzegu, wy
bitnie dodatni bilans rumowiska w czynnej strefie brzegu i w związku z tym prze
nikanie >znacznych ilości materiału rumowiskowego ze strefy działania fal na obszar ówczesnych mierzei. Z materiału tego zostały uformowane najwyższe wydmy mie
rzei południowobałtyckich. Przeważnie przysłaniają one częściowo lub całkowicie starsze od nich wydmy brunatne i przede wszystkim określają dzisiejszy wystrój zewnętrzny form mierzejowych. Na powierzchni tych wydm rozwinięty jest w róż
nym stopniu zaawansowania inicjalny profil gleb bielicowych, w związku z czym przyjęto je nazywać „wydmami żółtymi”.
Okres akumulacji wydm żółtych był zarazem okresem ożywienia się na terenie niektórych mierzei procesów eolicznych, które jednakże nie były już związane z pro
cesami brzegowymi, lecz wywołane zostały czynnikami ogólnogeograficznymi. Jak wynika z literatury, okresów żywszej działalności tych procesów było kilka, przy czym duże obszary mierzei zostały całkowicie utrwalone dopiero w czasach histo
rycznych przy współudziale człowieka. Właśnie te wtórne, ogólnogeograficzne pro
cesy eoliczne są odpowiedzialne za „nieład morfologiczny” na terenie większości mierzei południowobałtyckich, co ogromnie utrudnia poznanie prawidłowej struk
tury tych form. Schematycznie strukturę tę ilustruje załączony rysunek.
L ite ra tu ra
1. B e r e n d t G., 1869, G eologie des K u risch en H affes u n d se in er U m gebung, K önigsberg.
2. C z e k a ń s k a M., 1948, F a le b u rzo w e n a p o łudniow ym w y b rzeżu B a łty k u . B a d an ia Fiz.
n a P o lsk ą Z ach., n r 1, P oznań.
3. H u r t i g T h., 1954, Die M eck len b u rg isch e B o d d e n la n d sc h aft u n d ih re e n tw ic k lu n g sg e sc h ich tlic h e P ro b lem e. B erlin.
4. H u r t i g Th., 1963, Die n a tu rrä u m lic h e n G ro ssein h eiten des O s ts e e ra u m e s . . . . B altica, vol. 1, V ilnius.
5. K e i l h a c k K., 1912, Die V erlan d u n g d e r S w in ep fo rte. J a h rb . d. K önig. P re u ss. Geolog.
L an d e sa n stalt. Bd. 32, B erlin.
6. M a ł k o w s k i S., 1913, Z h is to rii tw o rzen ia się w y b rzeży p om orskich. Z iem ia, R ok IV,
6. M a ł k o w s k i S., 1913, Z h is to rii tw o rzen ia się w y b rzeży p om orskich. Z iem ia, R ok IV,