Warunki transgresji i właściwości lądolodu w regionie łódzkim

Na rozwój lądolodu warty najistotniejszy wpływ miały warunki klimatycz-ne. Dotychczas nie opracowano jednak ich dokładniejszej rekonstrukcji. Przedstawiano głównie poglądy na temat wpływu na przebieg tego zlodowace-nia oceanizmu i kontynentalizmu (Klatkowa, 1972a; Mojski, 2005). Istnieją natomiast zaawansowane rekonstrukcje klimatu dla okresu funkcjonowania lądolodu wisły oraz jedna – lądolodu odry, opracowana przez Brodzikowskiego (1987). Zakładając znaczne podobieństwo cech morfologicznych lądolodów odry i warty w Polsce środkowej, można przyjąć także podobne cechy klimatu dla okresów obydwu tych zlodowaceń. Jednakże zarówno na wschód, jak i na zachód od Polski rysowały się większe różnice zasięgów tych lądolodów, należy więc uwzględnić wyraźniejsze różnice warunków klimatycznych. Na rysun- kach 24–26 przedstawiono charakterystyczne cechy klimatu w czasie maksy-malnego rozwoju lądolodu warty na podstawie różnych źródeł, ze szczególnym uwzględnieniem rekonstrukcji Brodzikowskiego (1987) dla lądolodu odry.

Rozrost lądolodu warty w zachodniej Skandynawii i w Niemczech był znacznie słabszy od odrzańskiego, zatem cechy oceaniczne klimatu były tam wówczas słabiej wyrażone. Widoczne jest natomiast duże podobieństwo warunków klimatycznych do panujących w okresie stadiału głównego zlodowa-cenia wisły. Również we wschodniej Europie i w północnej Azji lądolód warty był znacznie mniejszy od odrzańskiego, zatem rozwijał się tam w warunkach klimatu o nieco mniejszej wilgotności i niższych wartościach opadów stałych.

Rys. 24. Przypuszczalne szlaki wędrówek niżów atlantyckich (zaznaczone strzałkami) w Europie w czasie maksymalnego rozwoju lądolodu warty (zasięg lądolodu warty oznaczono linią przerywaną). Opracowano na podstawie rekonstrukcji Brodzikowskiego (1987)

Mogło to także wynikać z różnic okresu narastania lądolodów. Lądolód warty był jednak, począwszy od regionu łódzkiego na wschód, znacznie większy od lądolodu zlodowacenia wisły.

Intensywne narastanie lądolodu w kierunku pasa wyżynnego Europy środ-kowej miało związek z uformowaniem się centrum akumulacji śnieżno-lodowej w środkowej i południowej Skandynawii. Szlaki przemieszczania się niżów atlantyckich, w związku z rozwojem zimnego wyżu nad lądolodem, uległy odchyleniu w kierunku południowym, przybliżając się do głównego wododziału europejskiego. Powietrze polarne wędrowało na wschód w zwężonym pasie między rozległym, stacjonarnym wyżem skandynawskim a powietrzem zwrotni-kowym. Sprzyjało to przyśpieszaniu prędkości frontów ku wschodowi, wzro-stowi prędkości wiatrów oraz zachmurzenia. Przemieszczając się na wschód, niże wypełniały się stopniowo i słabły. Mogły one wkraczać na lądolód od strony zachodniej i południowo-zachodniej przynajmniej do stref zwiększonego gradientu ciśnienia, najłatwiej w okresach wiosennych i jesiennych. Sprzyjało to lepszemu alimentowaniu obszarów zasilania strumieni lodowych w zachodniej i centralnej części lądolodu. Od regionu łódzkiego na wschód i północo-wschód narastały cechy kontynentalizmu, zaś opady i zachmurzenie stopniowo malały,

wzrastało znaczenie wiatrów południowych i wschodnich, a zasięg strefy ablacyjnej ulegał stopniowemu skróceniu w stosunku do centrum alimentacji.

W późniejszej części zlodowacenia, być może już w początkach zanikania lądolodu, nastąpiło przesunięcie stref zasilania w kierunku wschodnim. Potwier-dzają to wspomniane wcześniej badania petrograficzne materiału eratycznego, dowodzące uaktywnienia erozji podłoża na wschód od osi Bałtyku i wzrostu znaczenia wschodnich obszarów alimentacji.

Prawdopodobnie sprzyjało temu osłabienie układu antycyklonalnego nad lądolodem, znaczne jego obniżenie i w rezultacie możliwość głębszego wnikania niżów z opadami w kierunku wschodnim. Mogła rozwinąć się sytuacja podobna do tej, która obecnie cechuje lądolód grenlandzki – mimo stacjonarnego wyżu, lądolód ten bywa przekraczany dość często przez wędrujące niże. Porówna- nia obydwu tych sytuacji są jednak trudne, m.in. z powodu dużego znaczenia w obecnej deglacjacji Grenlandii gazów cieplarnianych (Brodzikowski, 1987; Ridley i in., 2005).

Rys. 25. Przypuszczalny rozkład mas powietrza w Europie w czasie maksymalnego rozwoju lądolodu warty. Opracowano na podstawie rekonstrukcji Brodzikowskiego (1987)

ACA – arktyczne, zimne masy powietrza, PCA – polarne i polarnokontynentalne zimne masy powietrza, PTA – masy względnie ciepłego powietrza polarnomorskiego. 1 – szlak wędrówki niżów, 2 – zimne wiatry katabatyczne spływające nad strefą ablacyjną, 3 – wiatry fenowe w odcinkach przesuszonego powietrza

Rys. 26. Przypuszczalny rozkład stref opadowych w Europie w czasie maksymalnego rozwoju lądolodu warty. Opracowano na podstawie rekonstrukcji Brodzikowskiego (1987) Strefy opadowe. A – obszar opadów stałych 150–300 mm. W okresach awansów lodowcowych możliwy wzrost nawet do 1000 mm. Insolacyjny typ pogody w ciagu całego roku. B – obszar intensywnych opadów śniegu, związanych z oddziaływaniem niżów atlantyckich. W okresach jesiennych i wiosennych niże mogły wnikać daleko wgłąb lądolodu. C – obszar peryferyczny czaszy lodowcowej o dużej dynamice opadów, w przewadze deszczowych w ciągu 6–8 miesięcy w roku. Suma opadów znacznie powyżej 300 mm. Adwekcyjny typ pogody w ciągu całego roku. D – obszar cyrkulacji niżowej z przewagą opadów deszczowych > 300 mm. E – obszary o zmniejszonej sumie opadów (<300 mm). Przewaga insolacyjnego typu pogody.

Rzeźba regionu łódzkiego bezpośrednio przed transgresją lądolodu warty przypominała w ogólnych zarysach rzeźbę współczesną. Deniwelacje mogły być przeciętnie nieco mniejsze wskutek umiarkowanych rozcięć w czasie ocieplenia przedwarciańskiego i wyrównującego działania różnych prewar-ciańskich „serii zasypania”, opisanych w poprzednim podrozdziale. Nieco zbliżony do obecnego był układ głównych płatów wysoczyznowych, choć organizacja sieci rzecznej mogła być odmienna. Analiza osadów zlodowacenia warty w relacji do form podłoża podwarciańskiego pozwala stwierdzić, że urozmaicenie terenu, obok wpływu stref zasilania, było główną przyczyną ukształtowania się charakterystycznej struktury przestrzennej podłódzkiej części lądolodu (rys. 27, 28).

Rys. 27. Kierunki rozwoju i etapy zaniku lądolodu warciańskiego w lobie południowopolskim według Krzemińskiego (1997)

1 – trias górny; 2 – jura dolna i środkowa; 3 – jura górna; 4 – kreda dolna; 5 – kreda górna; 6 – wychodnie mezozoiku; 7 – wychodnie neogenu; 8 – strefa zasięgu i zaniku lądolodu warciań-skiego – działoszyńska I; 9 – strefa zaniku lądolodu – sieradzka II; 10 – strefa zaniku lądolodu – niemysłowska i kaliska III; 11 – zespoły pagórków; 12 – kierunki odpływu wód glacjalnych: a – zewnętrzny, b – wewnętrzny; 13 – położenie współczesnej powierzchni (w m n.p.m.)

W czasie transgresji lądolodu zapisały się ślady charakterystycznej strumie-niowej dystrybucji lodu. Region łódzki objęły zasięgiem dwa wielkie strumienie o festonowatym zarysie strefy czołowej, które w położeniu skrajnym łagodnie „opływały” nasadę północno-wschodniego obrzeżenia Wyżyny Małopolskiej. Zachodni strumień, rozpostarty w dorzeczu Warty utworzył lob

południowo-wielkopolski (nazwa za Krzemińskim, 1974; rys. 27), najdalej wysunięty na

południe w skali całego lądolodu warty. Strumień wschodni uformował w dorzeczu Wisły, głównie w dorzeczu dolnej Pilicy, lob znacznie krótszy

i cieńszy, choć także szeroki, który – przez analogię – może być nazwany lobem

południowomazowieckim. Wolno sądzić, że znaczne różnice wielkości lobów

wynikały głównie z różnic zasilania lodem z obszarów alimentacji, cech klimatu (m.in silniejszych i częstszych adwekcji wilgotnych mas powietrza na zachodzie niż na wschodzie regionu), cech rzeźby, a także procesów endogenicznych, zwłaszcza znacznego zróżnicowania gęstości strumienia cieplnego ziemi w re- gionie łódzkim.

Loby te stanowiły podstawowe człony lądolodu w Polsce środkowej, wy-chodząc znacznie poza zasięg równoleżnikowy ujętego w niniejszej pracy regionu łódzkiego. Charakteryzowały się one szerokością rzędu 90–120 km i wielkopromiennym, choć niewyrównanym z powodu dopasowania się do zastanej rzeźby, zarysem krawędzi zewnętrznej. W ich obrębie zaznaczyły się drugorzędne, lecz wyraźnie zindywidualizowane elementy strumieniowego przepływu lodu. Strumienie te przemieszczały się głównie w obniżonych strefach podłoża podwarciańskiego, w partiach osiowych zwykle nad większymi dolinami (Warty, Widawki, Prosny, Rawki). Kierunki przemieszczania się nawiązywały do przebiegu struktur podłoża mezozoicznego. Wewnątrz strumie-ni lodowych występowały przejawy ruchu lodu o znacznej dynamice na węż-szych odcinkach. Te mniejsze prądy lodowe były odpowiedzialne m.in. za uformowanie podlodowych obniżeń rynnowych. Na ich liniach do dziś funkcjo-nują doliny rzeczne. Sposób przemieszczania się lodu utrwalał więc układ linijnych elementów rzeźby.

Te elementy struktury lądolodu kształtowały się w trakcie transgresji po przekroczeniu rozległego równoleżnikowego obniżenia, już istniejącego przed zlodowaceniem warty, zwanego pradoliną warszawsko-berlińską. Znaczącą rolę w selektywnym wyhamowaniu większych mas lodu i ich dystrybucji odegrały w Polsce środkowej większe wyniosłości, zwykle jednocześnie elewacje podłoża mezozoicznego: Wał Malanowski, Wzniesienia Łódzkie, na zachód od Prosny – Wzgórza Ostrzeszowskie, mniejsze garby kredowe w osi niecki łódzkiej, garby jurajskie (np. zrąb Brzykowa), a także liczne łagodniejsze wzniesienia wysoczy-znowe ukształtowane przez poprzednie lądolody. Ostatecznie jednak czoło lądolodu warty, mimo oporu tych wyniosłości, zatrzymało się dopiero na północnych stokach obrzeżenia pasa wyżynnego.

Rozległy człon lądolodu, który uformował się pomiędzy Wzniesieniami Łódzkimi a Wzgórzami Ostrzeszowskimi niczym – jak to określa Krzemiński (1974) – „słupami bramy”, zwany lobem południowowielkopolskim lub lobem Warty (Turkowska, 2006a), był najdalej na południe wysuniętą i najwyżej sięgającą częścią lądolodu warty w Europie. W jego strukturze w zaawansowa-nej fazie transgresji wyodrębniły się elementy drugiego rzędu, nazwane przez Krzemińskiego (1974, 1997) lobami Prosny, Warty i Widawki (rys. 28).

Lob Widawki był nazywany także lobem południowo-zachodnim (Klatkowa, 1972a). Autor nie stosuje jednak tej ostatniej nazwy, nie jest ona bowiem adekwatna do sytuacji, kiedy rozpatrywany jest lądolód warciański w skali większej niż region łódzki. Wschodnią granicę lobu Widawki Turkowska (1984, 2006a) wyznacza na linii Pagórki Ozorkowskie – doliny Miazgi i Wolbórki (rys. 29A), lub w innej opcji (rys. 29B) – z odchyleniem na zachód wzdłuż działu wodnego Odra–Wisła.

Rys. 28. Ruch strumieniowy lądolodu warty w regionie łódzkim

1 – kierunki przemieszczania się strumieni lodowych na podstawie pomiarów Klatkowej (1992), uzupełnione, 2 – zasięg maksymalny lądolodu

Od południka Łodzi na wschód rozprzestrzeniał się kolejny megastrumień, który uformował się w nieco mniej wysunięty na południe i mniej dynamiczny lob południowomazowiecki. Objął on zasięgiem osiową część dorzecza dolnej Pilicy i inne fragmenty dorzecza Wisły po Wysoczyznę Żelechowską na wschodzie. Na północ od Wyżyny Małopolskiej lądolód nie napotykał znaczą-cych barier terenowych, więc zasięg jego czoła w północnych partiach Równiny Radomskiej i Kozienickiej był zależny w większym stopniu od zdolności rozpływania się lodu ze strony obszaru zasilania. Na tym terenie wielkopro-mienny zarys lobu łagodnie odchylał się na północo-wschód. W jego zróżnico-wanej dynamicznie strukturze zaznacza się na wyniesieniu podłoża w obszarze antyklinorium środkowopolskiego lob Rawki (= lob wschodni według

Klatko-wej, 1972a, lob północno-wschodni według KlatkoKlatko-wej, 1984; lob Bzury według Turkowskiej, 2006a), zaś na wschód od antyklinorium środkowopolskiego – lob

Wisły. Natomiast na wschód od Wisły, na Nizinie Południowopodlaskiej,

lądolód rozpościerał się w postaci wyraźniejszych, choć znacznie mniejszych lobów: Wilgi, Liwca, Muchawki, Tocznej i Klukówki (Mojski, 1972; Harasi-miuk i in., 2004; Godlewska, 2007).

Rys. 29. Zasięg lądolodu warty i kierunki rozwoju lobów według Turkowskiej (2006a) – dwie opcje, rysunek nieco uproszczony

A – loby po przyjęciu hipotezy zasięgu do linii dolnej Wolbórki i Pilicy, B – loby przy przyjęciu hipotezy linii maksymalnego zasięgu w strefie wyniesień podłoża mezozoicznego wzdłuż elewacji radomszczańskiej i garbu przedborskiego. 1 – region łódzki w ujęciu Turkowskiej (2006a), 2 – granica województwa łódzkiego, 3 – sieć rzeczna, 4 – obszar położony powyżej 200 m n.p.m., 5 – granice lobów, W-W – lob Warty – Widawki, B – lob Bzury, RP – lob Rawki – Pilicy, 6 – kierunki i szybkość (długość strzałki) rozprzestrzeniania strumieni lodowych

Lob Rawki był do tej pory często uważany za bardziej dynamiczny od lobu Widawki (Klatkowa, 1972a, 1984; Nalewajko, 1982). Prawdopodobnie było akurat odwrotnie, gdyż to właśnie w obrębie drugorzędnych strumieni lobu południowowielkopolskiego napotkano wyraźne ślady szybkiego ruchu lodu, w tym o cechach szarż, oraz liczne przejawy erozji glacjalnej i glacifluwialnej. Natomiast liczne struktury glacitektoniczne na obszarze Wzniesień Łódzkich, przypisywane głównemu, maksymalnemu nasunięciu lądolodu warciańskiego

(Klatkowa, 1972a), nienoszące śladów przekroczenia lądolodu, mogą w więk-szości być łączone z aktywnością pomaksymalną lądolodu warty (subfaza bzury).

Podobne ślady szarż i dynamicznego przemieszczania się strumieni lodo-wych stwierdzono także w innych lobach zarówno części zachodniej pasa warty, jak i wschodniej, np. w zachodniej części Wysoczyzny Siedleckiej (por. Bruj i in., 2000).

Największym ułatwieniem w postępie transgresji były obniżenia dolinne o przebiegu w przybliżeniu południkowym lub z NW na SE, zgodnym z ogólnym kierunkiem ruchu lodu (rys. 28). Dochodziło w tych strefach do przyśpieszenia transgresji w obrębie prądów lodowych, które mogły w strefie brzeżnej lądolodu uzyskiwać postać jęzorów wypustowych. Jest rzeczą oczywi-stą, że poszczególne strumienie i mniejsze prądy lodowe mogły się rozwijać z różną prędkością i w różnym czasie. Zarys linii czoła w maksymalnym rozwinięciu lądolodu był bardziej wyrównany w porównaniu z lądolodem odry, który, jak dowiódł Lindner (1978), obfitował w dość wyraziste lodowce wypu-stowe w głębi bardziej urozmaiconego pasa wyżynnego.

Powstaje pytanie, czy możliwe są porównania cech morfologicznych opisy-wanych lobów z lobami lub lodowcami wypustowymi współczesnych lądolo-dów i czap lodowych, bądź z cechami innych zrekonstruowanych lądololądolo-dów plejstoceńskich?

Znalezienie lobów o identycznych cechach nie jest możliwe. Pewne podo-bieństwa dostrzec można analizując niektóre elementy czapy lodowej Vatnajök-ull na Islandii. Jako przykład może służyć BruarjökVatnajök-ull, jeden z głównych lobów

(o powierzchni ok. 1,7 tys. km2). Według danych Benediktssona (2005) długość

jego strefy marginalnej jest zmienna. W czasie przeciętnej szarży (surge) dochodzi do 60 km, a wzrost prędkości płynięcia następuje na całej przestrzeni lobu, natomiast na etapie wyciszenia (quiescent phase) strefa brzeżna skraca się do około 50 km. Zatem, jeśli nawet loby południowowielkopolski i południo-womazowiecki zajmowały po kilkanaście tysięcy kilometrów kwadratowych, a ich strefa marginalna osiągała ponad 120 km długości, to takie dysproporcje umożliwiają dokonywanie porównań. Tym bardziej, że w innych częściach strefy warciańskiej były znacznie mniejsze loby. W obrębie lobu Bruarjökull występują z reguły także „odpowiednio” mniejsze formy marginalne i ozy, choć wykazują znacznie większe przeciętne nachylenia stoków niż formy warciańskie (Knudsen, 1995; Benediktsson, 2005).

Również lodowce wypustowe lądolodu antarktycznego nie wykazują zna-czących podobieństw do lobów warciańskich. Szybko poruszające się strumienie lodowe zostały tam poznane głównie w pasmach górskich obrzeża kontynentu i strefie szelfu. Według Barkera i in. (1999) osiągają one często szerokość ponad 80 km, a zasięg pionowy erozji jest rzędu 300–600 m, a miejscami głębszy.

Utworzyły więc głębokie, stromościenne formy żłobowe. Strumienie lodowe opisane przez Bartek i in. (1997) na Morzu Rossa, pochodzące zarówno z lądolodu zachodnioantarktycznego, jak i ze wschodnioantarktycznego, tworzą także szybko płynące wstęgi lodu o szerokości 30–60 km i miąższości rzędu 800 m. Strumienie lodowca Rossa opisał także Bart (2004). Płyną one z szybko-ścią kilkuset metrów rocznie i powodują charakterystyczne kształtowanie dna szelfu, zmiany morfologii ławic podmorskich, rynny erozyjne, akumulację proglacjalną itd. Dziełem tych strumieni są głębokie doliny, które przekształcą się we fiordy po deglacjacji, podobnie jak się stało w przypadku jęzorów wypustowych lądolodów skandynawskich na terenie Norwegii. W porównaniu z warciańskimi, szerokości tych strumieni są podobne, lecz ze względu na bardziej urozmaiconą rzeźbę – znacznie szybsze i aktywniej erodujące. Rozwój tych strumieni odbywa się z reguły w strefie znacznych spadków, pomiędzy dość wysoko wzniesionym i silnie „rozdolinionym” lądem a obszarami szelfo-wymi, które są silnie obniżone wskutek glacjoizostazji i pokryte łatwo podlega-jącym erozji materiałem luźnym.

Opisywane strumienie lodowe z regionu łódzkiego nie miały tak wy- razistych cech, jak wychodzący z misy Bałtyku wielki strumień, który utwo- rzył lob Wisły lądolodu wisły w stadiale głównym. Według rekonstrukcji Wysoty i in. (2004) oraz Wysoty i Molewskiego (2007) był on dość szybki (400–500 m/rok) i szeroki na 50–70 km. Strumienie południowowielkopolski i południowomazowiecki były więc od niego znacznie szersze, lecz prawdopo-dobnie znacznie wolniejsze i cieńsze. Analogiczne było pokonywanie przeciw-stoków o podobnym nachyleniu. W zasięgu lobu Wisły rozpoznano także prądy lodowe mniejszego rzędu, a wśród nich prąd lodowy rynny Gopła. Ich znaczną dynamikę potwierdzają niektóre cechy osadów na kontakcie gliny lodowcowej i podłoża. Są to m.in. gliny deformacyjne oraz facje glin bazalnych z poziomami głazowymi, strukturami płużenia i śladami odspojenia lodu od podłoża. Sposób rozprzestrzenienia mas lodu wykazywał znaczne dostosowanie do zastanej rzeźby terenu. Wskazuje na to także Roman (2007) w południowym obrzeżeniu lobu Wisły.

Można domniemywać, że w czasie zlodowacenia warty przemieszczanie się strumieni na południe od misy Bałtyku przebiegało podobnie. Lądolód warty po przekroczeniu wzniesień Polski północnej mógł mieć mniejszą dynamikę i słabiej rozwinięty ruch strumieniowy. W przypadku regionu łódzkiego nie udało się potwierdzić tak znacznej szybkości lodu jak w lobie Wisły, choć występują miejsca dowodzące intensywnej erozji i dynamiki ruchu. Zarysy tutejszych lobów nie ustępowały lobom lądolodu zlodowacenia wisły, układ poziomu gliny wskazuje, że nie dochodziło jednak do tak dużych przegłębień. Można zatem sądzić, że były to strumienie lodowe o przeciętnej prędkości. Nie wyklucza to sporadycznych, lokalnych i zapewne krótkotrwałych zjawisk

szarżowych czy quasi-szarżowych, które by obejmowały cały megastrumień, bądź też wyodrębnioną, mniejszą jego część.

Lądolód poruszał się na południo-wschód z mniejszymi lub większymi od-chyleniami na wschód i południe, głównie po powierzchniach łagodnie pochylo-nych w kierunku północnym i północno-zachodnim. Nachylenie terenu zgodne z kierunkiem ruchu zaznaczało się tylko lokalnie, m.in. we wschodniej części Równiny Piotrkowskiej. Ogólnie takie powierzchnie były dość ograniczone. Dominowały przeciwstoki lub powierzchnie równinne. Głównymi utrudnieniami w czasie rozprzestrzeniania się lądolodu były wyniosłości podłoża, często w postaci starszych garbów wysoczyznowych lub elewacji podłoża mezozoicz-nego. Na przedpolu regionu łódzkiego na Wysoczyźnie Tureckiej na drodze transgredującego lądolodu znalazł się Wał Malanowski, zbudowany głównie z miąższych glin zlodowaceń sanu i odry (Chrzanowski, 1980; Mańkowska i Gogołek, 1988). Został on w wyniku transgresji lądolodu warty powleczony warstwą gliny lodowcowej. Znajduje się ona zarówno na grzbiecie formy, gdzie dochodzi do 190 m n.p.m., jak i w dolnych częściach stoków, gdzie obniża się jej pokład nawet do 90–130 m. To otulenie wału gliną wskazuje także pośrednio na umiarkowane przekształcenie rzeźby i budowy geologicznej w okresie postwarciańskim. W związku z tym poglądy o tzw. ostańcowym charakterze wału, na co wskazywał niegdyś Dylik (1953), należy traktować jako historyczne. Niewielkie erozyjno-denudacyjne rozcięcia osadów warty na stokach nie dyskwalifikują wału jako formy akumulacyjnej. Wał Malanowski spowodował odchylenie ruchu lądolodu na południo-wschód ku dolinie środkowej Warty (Kotlinie Sieradzkiej).

W głębi regionu większe nachylenia stoków należy wiązać także z zachod-nią częścią Wzniesień Łódzkich. Według Klatkowej (1972a, b) na tym obszarze, w miejscu występowania wysokiego progu z utworów kredowych, nastąpiło rozdzielenie lądolodu na dwa główne loby. Obecnie należy przyjąć, że w czasie pierwszej transgresji warciańskiej miało tam miejsce nie trwałe zatrzymanie czoła, lecz głównie istotne osłabienie dynamiki dalszej transgresji. Ta bariera morfologiczna została jednak przekroczona. Lądolód pokonywał tu znaczne deniwelacje i pozostawił poziom gliny o zróżnicowanym stopniu ciągłości. Otula on niejako garb łódzki i rozciąga się aż po północne stoki pasa wyżyn.

W strefie stoków Wyżyny Małopolskiej, np. okolicach Wielunia i Pajęczna, szereg ostańcowych form podłoża jurajskiego o obecnej wysokości powyżej 200 m n.p.m. wyhamowało ostatecznie transgresję i ukształtowało drugorzędny lobowaty układ brzeżnej części lądolodu. Okrycie gliną glacjalną wyniesień podłoża jest mniej kompletne i stąd rekonstrukcje zasięgu maksymalnego napotykają na znaczne trudności. Dalej na północo-wschód i wschód mniej wyraźne i słabiej eksponowane morfologicznie wyniosłości podłoża (poniżej 200 m n.p.m.) na dziale wodnym Odry – Wisły i Pilicy – Rawki uległy

transflu-encji. Po ich pokonaniu lądolód rozprzestrzeniał się cienką pokrywą, co po-twierdza m.in. prawie zupełny brak zaburzeń glacitektonicznych i większa fragmentaryczność osadów glacigenicznych.

Takie ukształtowanie wpływało także hamująco na szybkość płynięcia lodu poprzez wytworzenie stref spiętrzenia kompresyjnego, co potwierdzają charakte-rystyczne lokalne pogrubienia miąższości gliny lodowcowej oraz deformacje podłoża.

Istnienie podlodowych stoków miało wpływ na strukturę lodu. Już Bartkow-ski (1960) zauważył, że w takich miejscach wytwarzały się w cienkim lądolo-dzie szczeliny równoległe do krawędzi wyższego stopnia wysoczyznowego. Zwraca na to uwagę także Morawski (2005). Miało to konsekwencje głównie w procesie deglacjacji. Biorąc pod uwagę ponadto różnice struktur w profilach glin, można także przyjąć hipotezę, że między lodem w obniżeniach a lodem na wysoczyznach występowały różnice termiczne – lód na wysoczyznach był mniej dynamiczny i mógł charakteryzować się zimnym reżimem termicznym.

Miąższość lodu w poszczególnych lobach jest bardzo trudna do rekonstruk-cji. Nie ma na analizowanym obszarze morfologicznych wyznaczników, które