Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 11, 1999
słabo kwaśnym, typowym dla warunków śródlądowych klimatu ciepłego lub umiarkowanego.
Wnioski
Wykonane badania i przeprowadzone analizy pozwa-lają sformułować następujące wnioski:
1. Forma zachowania, sposób i miejsce występowania głazików piroklastycznych z replikami roślinnymi bardzo podobne do wystąpień skrzemieniałych drzew Roztocza, świadczą o ich autochtoniczności oraz młodotrzeciorzędo wej genezie.
2. Wyj ściowy materiał piroklastyczny sedymentował w jednym z epizodów wulkanicznych mających miejsce w Karpatach w przedziale czasu karpat-pliocen, co udoku-mentowane jest stratygraficzni e zarówno w rejonach ali-mentacji materiału wulkanicznego, jak i na przedgórzu Karpat i w zapadlisku przedkarpackim.
3. Na obecnym etapie badań i braku wystąpień tych skał in situ niemożliwe jest precyzyjne określenie ich wieku.
4. Mineralogiczna forma zachowania skał pirokla-stycznych świadczy o ich petrogenezie w warunkach lądowych co mogło mieć miejsce w karpacie lub w obrębie archipelagu wysp na północ od bariery rafowej morza badeńsko-sarmackiego.
5. Ryolitowy charakter tych skał może sugerować ich karpacko-badeński wiek synchroniczny z tufami dacyto-wymi Rumunii, Węgier i Słowacji.
Literatura
AMMONS R. 1987 - Cross-identyfication ofring signatures in Eoce-ne trees (Sequoia magnifica) from the Specimen Ridge locality ofthe Yellowstone fossil forests. Palaeogeogr., Palaeoclimatol., Palaeoecol., 60: 97-107.
AREŃ B. 1992 - Taxodioxylon sequoianum Goth. Prz. Geol., 40: 743.
BRZYSKI B. 1998 - W sprawie skamieniałych drzew na Roztoczu.
Chrońmy Przyrodę Ojczystą, 54: 7-13.
BURACZYŃSKI J. 1997 - Roztocze. Budowa-rzeźba-krajobraz.
Zakł.Geogr. Reg. UMCS w Lublinie. Intrograf Poligraficzna
Spółdzielnia Pracy w Lublinie: 21--40.
CZARNOCKI J. 1939 - Sprawozdanie z badań terenowych wykona-nych w Górach Świętokrzyskich w 1938 roku. Biul. Inst. Geol., 15: 1--41.
FIJAŁKOWSKA E. & FIJAŁKOWSKI J. 1966 - Bentonity w utwo-rach miocenu południowego obrzeżenia Gór Świętokrzyskich. Biul. Inst. Geol., 194: 95-121.
GOTH K. & WILDE V. 1989 - Der versteinerte Wald von Kilian stadten. Natur. und Mus., 119: 211-219.
HEFLIK W. 1959 - Petrografia szkliwa wulkanicznego z iłów bento-nitowych z miejscowości Ciecierze koło Chmielnika. Kwart. Geol., 3: 778-789.
IDRIS M.B. 1990 - Arancarioxylon telentangensis, a new species of fossil coniferons wood from the Ulu Endan area, Jahore, Malaysia. J. Southeast Asian Earth Sc., 4: 55-59.
KAMIEŃSKI H. 1936 - O tufach wulkanicznych przedgórza Karpat. Arch. Mineral. Tow. Nauk. Warsz., 12: 16-51.
MRAZEC L. & JEKELINS E. 1927 - Apercu sur la structure du bas -sin neogene de Transyivanie. Guide des Excursions. Ass. pour l'aranac de la geologie des Carpates. Bucarest: 8-14.
RONIEWICZ P. & WYSOCKA A. 1997 - Przykłady cykliczności
sedymentacji w utworach miocenu Roztocza. Prz. Geol., 45: 899-802. YAO X.,TAYLOR T.N. & TAYLOR E.L 1990 - Silicified dipterid from the Jurassic of Antarctica. Rev. Paleobot. Palynol., 67: 353-362.
Wpływ zróżnicowanego obciążenia
strefy krawędziowej
lądoloduna migracj
ęsoli
Andrzej Piotrowski*
Na ogólny przebieg skutków obciążeń i odciążeń litosfery przez lądolody nakłada się zjawisko nieodwracalnego i krótkotrwałego procesu inicjacji i przyspieszenia ruchów soli. Proces ten zachodził w bezpośrednim sąsiedztwie strefy brzeżnej lądolodu. Istnieje zależność między czaszą lądolodu a zwłaszcza strefą brzeżną, warstwy soli oraz rzeźbą terenu. Strefa brzeżna lądolodu stwarza zróżnicowane obciążenie na podloże. Duża szerokość czaszy lądolodu decyduje o relatywnie niewielkim stopniu zaniku nacisków statycznych. Spełnienie w warstwie soli warunku zróżnicowanego napięcia ciśnień o wartości 0,5 MPa-1,5 MPa decyduje o jej uruchomieniu i przyśpieszeniu przepływu wg mechanizmu halokinezy zróżnicowanego obciążenia. Reaktywacja uskoków tektonicznych, wzmożony przepływ ciepła geotermalnego wpływały na procesy w strefie brzeżnej lądolodu i w konsekwencji na rzeźbę terenu. Związek przyczynowo-skutkowy ma więc charakter sprzężenia zwrotnego.
Słowa kluczowe: halokineza zróżnicowanego obciążenia, ruchy soli, rzeźba terenu
Andrzej Piotrowski - Influence of differential marginal ice-sheet loading on salt migration. Prz. Geol., 47: 1016-1020.
Su m m ary. Effects ofloading and deloading oflitosphere by ice-sheet has overlay the irreversible and momentary phenomenon ofini-tiation and acceleretion of salt movements. This phenomenon occurs in direct neighbarhood of marginal zone of ice-sheet. The marginal ice-sheet created difJerential loading on substratum. The major width of ice-sheet had influence on minor grade glacistatic stress. The most important condition to activate and speed up movement of salt flow in difJerential loading holokinesis is the salt layer difJerential grade of stress value (0.5 MPa-1. 5 MPa). Reactivation tectonic faults and intensification flow of geothermal heat had influence on pro-cesses in marginal ice-sheet and in consequence on morphology. Cause-effect relation had character of relationship interdependence.
Key words: difJerentialloading halokinesis, salt movements, morphology
*Państwowy Instytut Geologiczny, Oddział Pomorski, ul. Storrady 1, 71-602 Szczecin
Rozpatrywany obszar obejmuje nieckę szczecińską oraz blok Gorzowa. W obszarze cechsztyńskiego basenu sedymentacyjnego Dadlez ([W:] Jaskowiak-Schoeneichowej, 1979) wydzielił strefy centralną oraz brzeżną, różniące się charakterem i dojrzałością rozwoju form tektoniki solnej. Na zachód od uskoku doliny dolnej Odry badany obszar należy wg Wienholza (1967) do jednostki brandenburskiej (Brandenburger Zwischeneinheit) i jednostki wschodniobrandenbursko-meklemburskiej (Ostbrandenburg-Mecklemburg Einheit).
Liszkowski (1975) daje ocenę wpływu obciążenia lądolodem na plejstoceńską i współcze sną dynamikę litosfery na obszarze Polski. Oma-wiany obszar Pomorza Zach. zalicza do ,,nietrwałych" (odwracalnych) regionalnych odkształceń ziemi o charakterze blokowym. Obszar niecki szczecińskiej i bloku Gorzowa jest zaliczo-ny do terenów o w pełni skompensowanych
odkształceniach glaciepejrogenicznych. Skorupa strefa brzeżna lądolodu
ziemska reagowała na obciąz· enie lądolodem um- / na tle struktur tektonicznych podłoża bA Vjj ice - sheet marginal zone nając się pod nim, a jednocześnie podniesieniem na ~~;:t~a1~k~[~~7~r~: tectonic
bezpośrednim przedpolu. t kt I
@~a~s~~~;: Uwzględniając blokowy charakter struktur
Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 11, 1999
M O R Z E
BAŁ T Y C K I E
KOŁOBRZEG
skał nadsolnych, a także podsolnych, na ob sza- L-"...~as~7sk~~~r~~/~~!lg~~~1~~es -===~~========~
______
~________
~____
~__
~____
~~ rze lobu Odry (Meklemburgia, Przedpomorze iPomorze Zachodnie), należy w wyżej wymie-nionym modelu reakcji skorupy ziemskiej uwzględnić reakcję poszczególnych bloków i struktur niższego rzędu. Bloki reagowały kolej-no, "klawiszowo", odrębnie oraz w ściśle okre-ślonym czasie, ograniczonym do pobytu lądolodu lub jego bezpośredniego sąsiedztwa. Liszkowski (1992,1993) przedstawił opis
zjawi-Ryc. 1. Linie zasięgów moren czołowych na tle struktur tektonicznych
podłoża; Pm - zasięg maksymalny fazy pomorskiej, A-Ch - subfaza
Anger-miinde-Chojna, P-M - subfaza Penkun-Mielęcin, R-Sz - subfaza
Rosen-thaler-Szczecin, F-NPn - subfaza Franzburg-Pomorze Północne, VW
-subfaza Velgast-Wolin
Fig. 1. The lines of extent frontal moraines on the background oftectonic sub
-stratum structures; Pm - maximaI Pomeranian phase, A-Ch -
Ang-emiinde-Chojna subphase, P-M - Penkun-Mielęcin subphase, R-Sz
-Rosenthaler-Szczecin subphase, F-NPn - Franzburg-North - Pomeranian
subphase, V-W - Velgast-Wolin
ska obciążeń i odciążeń powierzchni podkeno-zoicznej przez lądolody oraz model wyjaśniający mechanizm powstawania glacjo -kinematycznych deformacji wokół wysadów solnych.
Ryc. 2. Obciążenie podłoża przez lądolód. Przekrój poprzeczny,
skala pionowa lodu dla czytelności powiększona 4 razy. Na
ryci-nie pokazano linie pionowych naprężeń ściskających (izobary) w
podłożu pod lądolodem. B - szerokość lodowca; q - nacisk na
podloże lądolodu; z - głębokość; Oz - nacisk na głębokości z; II - współczynnik zaniku naprężeń; liczby ukazują wielkość naprężeń w częściach nacisku q; izobara 0,2 x q osiąga głębokość równą dwukrotnej szerokości lodowca (2B); izobara 0,4 x q
osiąga głębokość równą szerokości lodowca (B); izobara 0,9 x q
osiąga głębokość równą ok. 1/5 szerokości lodowca (0,2B) Fig. 2. Loading substratum by ice-sheet; cross section, vertical scale of glacier enlarged four times. The figure shows isobars of
stres s in substratum below ice-sheet. B - width of icesheet; q
-a pressure on ice-sheet substr-atum; Z - depth, Oz - stress on the
depth z; 11 - factor of decay of stress; numbers show a magnitu-de of stress at parts of pressure q; isobar 0,2 x q re ach the magnitu-depth equal two times the width of ice-sheet (2B); isobar 0,4 x q re ach the depth equal the width of ice-sheet (B); isobar 0,6 x q reach the depth equal a half the width of ice-sheet (0,5B); isobar 0,9 x q
Mechanizm zróżnicowanego obciążenia N a ogólny przebieg skutków obciążeń i odciążeń litosfery przez lądolody nakłada się zjawisko nieodwracalnego i krót-kotrwałego procesu inicjacji i przyspieszenia ruchów soli.
z
8 0,9 -1---0,8 0,7 0,2Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr II, 1999
Czas zachodzenia zjawiska był relatywnie krótkotrwały i
zachodził w bezpośrednim sąsiedztwie strefy krawędziowej
lądolodu. Poniżej przedstawiono próbę objaśnienia
uwarun-kowań procesu halokinetycznego.
Jackson i Talbot (1986) opracowali schemat porządkujący
mechanizmy ruchów soli. Wyróżnili m.in. mechanizm haloki-nezy zachodzącej przy zróżnicowanym obciążeniu (differential loading halokinesis). Warunkiem ruchu soli jest zaistnienie
różnicy ciśnień 0,5 MPa-1,5 MPa. W niniejszym artykule
pod-jęto próbę zastosowania wyżej wymienionego mechanizmu w
celu objaśnienia inicjacji i ruchów soli pod wpływem zróżnico
wanego obciążenia parabolicznie uksztahowanej strefy
brze-żnej ("stromego czoła") lądolodu. Można wymienić
właściwości soli, które mają wpływ na jej migrację również w
warunkach obciążenia lądolodami:
1) niski ciężar objętościowy -- 2,2 g/cm3
, średnio 15%
niższy niż sąsiadujące skały,
2) zmniejszanie się ciężaru objętościowego wraz z
głębkością pod wpływem temperatury,
3) wysoka plastyczność, czego miarąjest niska lepkość
wahająca się od 1015 do 1020
Pa· s, najniższa wśród skał
litych (średnio 2-6 rzędów) malejąca pod wpływem wody,
4) przewodność termalna trzy razy większa niż dla
typowych formacji osadowych,
5) niezbędna różnica ciśnienia (naprężenie
dewiatoro-we) decydująca o migracji soli wynosi 0,5 MPa-1,5 MPa
(Carter & Hansen, 1983; Kopnin, 1983 vide Dadlez & J aro-szewski, 1994 ).W literaturze jest określana także jako
nie-zbędny dla płynięcia soli potencjalny gradient (Meinhold,
1959), czy też zróżnicowanie napięcia (Jackson & Talbot,
Lob Odry Odra Lobe Lob Choszczna Choszczno Lobe Lob Chojny Chojna Lobe B=120km B=36km B=10km p ~--~~--~----~--~O ,---~L----+----~----,O Fz==~~~*:E:::!:::3~
..
_~cechsztynZechstein ICffi~~~5~cechsztyn r======IC===!======4======i!0 cechsztyn
F==---:'~~---l-. Zechstein Moho
b---"'---++-+---i120 km .i=-""'---++-+---I36 km
L--__ ----'-____ 0-'--,2'----__ ---'--____ --' 240 km ~---'---0~,2~--~----~72km
Ryc. 3. Izobary naprężeń w podłożu lobów Odry, Choszczna i Chojny
Fig. 3. Isobars in substratum of Odra, Choszczno and Chojna Lobs
Świnoujście wys. (m n.p.m.) high (m a.s./.) 1000 -1000 -2000 -3000 -4000 -5000
Trzebież Szczecin Gryfino
czasza lądolodu ice - sheet Krajnik ;Jf Zechstein 1==-"'---+7---+---11 O km L---'---0~,2~--~----~20km Cedynia Neutrebbin czoło lądolodu margin oj ice - sheet Kostrzyn wys. (m n.p.m.) high (m a.s./.) 1000 -1000 ____ - - - . J -2000 -3000
---,
-4000 • P1 wielkość naprężeń -5000 NIECKA SZCZECIŃSKA SZCZECIN TROUGH BLOK GORZOWA GORZÓW BLOCK na określonej głębokości magnitude of stress on definite depthRyc. 4. Przekrój geologiczny wzdłuż doliny dolnej Odry
Fig. 4. Longitudal geological section along Lower Odra Valley
wzmożony przepływ ciepła
w gazach i płynach
intensyfication jlow oj geothermal heat in gases and jluids
Cechsztyn Zechstein T=100·C ~ morena czołowa terminal moraine strefa brzeżna lądolodu marginal part oj ice - sheet H2S CO2 metan
1
1 methane V solanka salt brine ropa oil kenozoik Cenozoic mezozoik Mesozoickierunek przemieszczeń warstw
--=----direction of shift layers ~ ~trumień ciepła geotermalnego
Jet of geothermal heat • P1 nacisk litostatyczny lithostatic stress
/uskok
fault
...0lIl..-kierunek ruchu soli
...-- direction of salt movements
Ryc. 5. Warunki ruchu soli w podłożu strefy brzeżnej lądolodu
Fig. 5. Salt movement conditions in substratum of marginal ice-sheet zone
1984), które pozwala na płynięcie soli w kierunku naj-mniejszego potencjału.
Ciepło ma wpływ na mechanizm ruchów soli, zaistnie-nie inwersji gęstościowej i szybkość ruchu soli. Obciążenie lądolodu wpłynęło na rozluźnienie uskoków tektonicznych i na powstanie nowych, zwłaszcza ponad strukturami sol-nymi (struktury żółwiowe). Wzdłuż płaszczyzn uskoków następowało wzmożenie lub zainicjowanie przepływów strumienia ciepła wraz z gazami, wodami o zwiększonej mineralizacji i - w szczególnych przypadkach - z ropą
naftową; z kolei strumień ciepła geotermalnego wpływał
na spąg lądolodu zwiększając akumulację morenową (ryc. 5). Związek przyczynowo-skutkowy pomiędzy strefą
brze-żną lądolodu, a warstwą soli ma więc charakter sprzężenia
zwrotnego. Możliwość oddziaływania lądolodu na podłoże
była zróżnicowana i zależna m.in. od tektoniki
poszczegól-nych struktur czy też od rodzaju osadów trzeciorzędowych. Niska przewodność np. iłów i węgla brunatnego
kompliko-wała obraz termiczny podłoża bezpośrednio pod lodowcem.
Lokalnie dopływ wód do spękanej warstwy iłów w spągu kenozoiku przyczyniał się do powstania struktur glacitekto-nicznych ukierunkowanych tektonicznie.
Istotne dla rozważań są wymiary czaszy, tj. jej
szero-kość (B) oraz wysoszero-kość (h) (ryc. 2). Określenie kształtu
strefy brzeżnej czaszy jako półparaboli jest zgodne z wzo-rem Brytyjskiego Towarzystwa Glacjologicznego oraz obserwacjami obszarów współcześnie zlodowaconych (Grenlandia, Antarktyda). Przyjęcie, do obliczeń kształtu
lądolodu, wzoru Nye'a daje strefę brzeżną bardziej stromą i
zapewne bardziej odpowiednią do przyjęcia dla lądolodu w trakcie transgresji. Izobary naprężeń określono posługując
Przegląd Geologiczny, vol. 47, nr 11, 1999
się uproszczonymi pomiarami dla przekroju o kształcie tra-pezu. Ciężar objętościowy lodu przyjęto dla ostrożności obliczeń 1,0 g/cm3
wobec podawanych w literaturze warto-ści wyższych od 1,0 g/cm3 dla lodu zawierającego materiał morenowy.
Na rycinie 3 wykazano zależność zaniku naprężeń wywołanych przez lądolody w zależności od szerokości (cięciwy) lobów. Zanik naprężeń jest oczywiście względ nie najmniejszy dla całego lobu Odry, w porównaniu z lobami o mniejszej szerokości; powierzchnia Moho znajdu-je się w strefie zaniku naprężeń 0,8, natomiast warstwa soli w tej skalijest linią objętą zanikiem naprężeń 0,9. Najmniej-szy, z podanych przykładów, lob Chojny będzie w centralnej części miał wysokość równą 100 m. Przeprowadzone roz-ważania wykazały, że warunek gradientu ciśnienia powyżej 0,5MPa na głęb. 3 km, nawet dla tak niewielkiego lobu był spełniony i mogło nastąpić uruchomienie warstwy soli. Dowodem na to, że tak się stało jest ukierunkowana tekto-nicznie struktura glacitektoniczna Wzgórz Krzymowskich. Na rycinie l oznaczono przebieg stref krawędziowych lobu Odry na tle rozmieszczenia uskoków, stref dysloka-cyjnych i struktur solnych (poduszek, wałów, a niekiedy półprzebitych słupów). Ogólnie jest czytelna zgodność przebiegu stref krawędziowych ze strukturami podłoża. Szerokość efektywnej dla kontrastu ciśnień strefy krawę dziowej oznaczona na ryc. 1 wynosi 6 km, chociaż w rze
-czywistości może być ona dwa razy większa.
Skala przestrzenna efektywnej dla kontrastu ciśnień strefy brzeżnej lądolodu jest zbliżona do analogicznej skali jednostek strukturalnych trzeciego rzędu kompleksu cechsztyńsko-mezozoicznego tj. poduszek, wałów i słupów solnych i wskazanych przez Trusheima kilkunasto-kilometrowych odległości między nimi.
W efekcie końcowym stwarza to powtarzalność rytmu form rzeźby terenu analogiczną do struktur solnych warun-kowanych na ogół liniami uskoków.
Relacja przestrzenna ciągów moren czołowych w stosunku do struktur podłoża
Na etapie deglacjacji fazy pomorskiej, czoło lądolodu tworzyło zarys lobu Odry równorzędny w swej skali lobo-wi Wisły. Zarys krawędzi tego lobu wykazywał związek z liniami strukturalnymi podłoża (ryc. l). Wyznaczone ciągami moren czołowych, skrzydło południowo-zachod nie lobu było bardzo wyrównane i przebiegało wzdłuż linii ciągu poduszek solnych od zatoki Meklemburskiej do antykliny Cedyni. Południowy skraj lobu nie był bynajm -niej owalny lecz dość wyrównany, zbliżony do równole-żnikowego, co jest zgodne z układem poduszek solnych i linii uskokowych w obrębie bloku Gorzowa. Lodowiec miał dwa charakterystyczne naroża: SW w okolicy Cedyni i SE w okolicy Choszczna. Skraj SE lobu wykazywał łukowe
wygięcie o 90° w kierunku północnym. Skrzydło wschodnie
lobu biegnie od Choszczna w kierunku antykliny Ińska. Szczególną rolę w ukierunkowaniu tego skrzydła odegrał ciąg półprzebitych słupów i grzebieni solnych strefy central-nej niecki szczecińskiej (Grzęzno-Oświno-Ińsko-Draw sko-Człopa) , jako prawdopodobnie najbardziej aktywny tektonicznie. Na antyklinie Ińska ukształtował się wyraźny w terenie węzeł interlobalny, pagóry osiągają tu najwyższą na Pomorzu Zachodnim wysokość 180,0 m n.p.m. Długość
Przegląd Geologiczny, vot. 47, nr 11, 1999
wschodniego skrzydła lobu Odry pozostaje w wyraźnej dyspro-porcji z długościąjego południowo-zachodniego skrzydła.
Osie strumieni lodu powtarzają przebiegi stref dyslo-kacyjnych Iregionalnych i ponadregionalnych, tj. strefy dyslokacyjnej dolnej Odry w kierunku wygięcia SW lobu i strefy dyslokacyjnej Goleniów-Krzyż-Szamotuły w kie-runku SE lobu.
Krawędź lądolodu subfazy Angermunde-Chojna wykazuje wiele ugięć, które bardzo czytelnie zapisały się w rzeźbie terenu. Szerokości (cięciwy) tych łuków wyno-siły 10-16 km i więcej. Ugięcie SE możemy określić jako lob Choszczna o cięciwie łuku 36 km.
Subfaza Penkun-Mielęcin zaznacza się w terenie wyraźnym garbem wysoczyznowym, wznoszącym się ponad obszarem niziny szczecińskiej. Na powierzchni terenu występują przede wszystkim pagóry kemowe, rza-dziej morenowe, znacząc dość rozległą strefę marginalną deglacjacji arealnej. Północny skłon garbu wysoczyzno-wego pokrywa się z wgłębnym, ponadregionalnym rozłamem Rostock-Gramzow-Pyrzyce-Krzyż i słabo wysklepionymi poduszkami solnymi. Poduszka solna Cha-bowa, która nie zaznaczyła się w powierzchni terenu, jest położona na N od wyżej wymienionej strefy dyslokacyjnej.
Ciąg moren czołowych Rosenthaler-Szczecin układa się lokalnie na starszych wysoczyznach glacitektonicznie spiętrzonych, a częściowo nie jest czytelny w miejscach poprzecznego ukierunkowania w stosunku do struktur sol-nych N części niecki szczecińskiej . Ugięcie lobu ku SE osiągnęło strefę dyslokacyjną Stargard-Świdwin. Ciąg moren czołowych subfazy Franzburg-Północne Pomorze był rozdzielony węzłem hydrograficznym w miejscu obec-nego zalewu szczecińskiego. Ciąg moren czołowych Velgast-Wolin w miejscu obecnej bramy Świny był rozdzie-lony rozległym obszarem wypływu wód subglacjalnych.
Podsumowanie
Odnośnie wpływu struktur podłoża podkenozoicznego na rzeźbę powierzchni terenu można stwierdzić zależność odnoszącą się co do skali jednostek. Mechanizmy procesów geologicznych, które prowadziły do powstania wyżej wymie-nionych zależności, zachodziły również w określonej skali przestrzennej. Jednostce strukturalnej I rzędu - niecce szczecińskiej odpowiada Nizina Szczecińska; monoklinie przedsudeckiej odpowiadają wyniesione wysoczyzny lodow-cowe. Jednostkom tektonicznym II rzędu, ~. poszczególnym blokom oraz dzielącym je strefom dyslokacyjnym lub struktu-rom solnym odpowiadają wyżej opisane ciągi moren czołowych.
Przeważnie na kierunku południkowym, rytmowi stref antyklinalnych odpowiada rytm ciągów czołowomoreno wych stadiału pomorskiego, zlodowacenia bałtyckiego (ryc. 4). Lokalnie struktury solne poprzecznie ukierunko-wane w mniejszym stopniu zaznaczają swój wpływ na przebieg krawędzi lądolodu.
Stany dynamiczne zarysu krawędzi lądolodu są niewątpliwie zależne przede wszystkim od warunków kli-matycznych. Jednakże w ostatnich latach zwraca się uwagę
1020
na rolę morfologii podłoża podczwartorzędowego w tym zakre-sie; dla obszaru Pomorza Karczewski (1996), a dla innych obszarów np. Kurnio (1980) i Lagerlund (1987). Związki rzeźby terenu Pomorza Zachodniego z tektoniką podłoża podkenozo-icznego omawiają m.in. Schoeneich (1962) i Piotrowski (1991).
Przedstawione powyżej fakty, wskazują zdaniem autora, na drugorzędne wobec pierwszeństwa czynnika klimatycz-nego, ale jednak istotne znaczenie czynnika tektonicznego w rozmieszczeniu ciągów moren czołowych.
Ukierunkowanie struktur podłoża podkenozoicznego miało wpływ na dolną powierzchnię lądolodu, tj. znajdującą się poniżej poziomu drenażu wód inglacjalnych, na co wska-zuje także zgodność potoków lodowych z kierunkami stref dyslokacyjnych ku SW i SE ugięciom krawędzi lobu Odry.
W obszarze lobu Odry fazy pomorskiej zlodowacenia bałtyckiego zaistniały warunki dla ruchów soli w myśl mechanizmu zróżnicowanego obciążenia. Zróżnicowane obciążenie podłoża przez strefę brzeżną lądolodu ("strome czoło") oraz stosunkowo niewielki stopień zaniku naprę żeń w warstwie soli sprzyjały spełnieniu warunku zróżni cowanego napięcia ciśnień o wartości 0,5 MPa-1,5 MPa, co było niezbędnym warunkiem dla jej uruchomienia i przyspieszenia przepływu. Aktywizacja tektoniczna struk-tur solnych powodowała wzmożony przepływ ciepła, którego nośnikiem były płyny i gazy. Przejawem tej aktywizacji soli były tektoniczne ukienmkowane ciągi moren czołowych aktunulacyj-nych i spiętrzonych oraz glacitektonicznych struktur wysoczyzno-wych (ryc. 1).
Literatura
DADLEZ R. & JAROSZEWSKI W. 1994 - Tektonika. PWN. JACKSON M. P. A. & TALBOT C. J.1986 - External shapes, strain rates, and dynamics of salt structures. GeoI. Soc. Am. BulI., 97: 305-323.
KARCZEWSKI A. 1996 - Zróżnicowanie morfo- i litogenetyczne fazy pomorskiej na obszarze Pomorza Zach. i Środkowego. [In:] Gene-za, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych. T. II, ser. geo-gr., UAM, Poznań: 137-154.
KURNIO A. 1980 - Depositional forms as indicators of different gla-cial and glaciomarginal environments. Boreas, 9: 179-191.
LAGERLUND E. 1987 - An alternative Weichselian glaciation model with special reference to the glacial history of Skane, South Sweden.
Boreas, 16: 433-459.
LISZKOWSKI J. 1975 - Wpływ obciążenia lądolodem na plejstoceńską i
współczesnądynamikę litosfery na obszarze Polski. Symp. "Współczesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce". Wyd. GeoI.: 255-277.
LISZKOWSKI J. 1992 - Wpływ plejstoceńskich lądolodów na stan,
strukturę, kinematykę Ziemi. Mater. VII Symp. Glacitekt. Wyd. WSI, Zielona Góra: 217-253.
LISZKOWSKI J. 1993 - The effects of Pleistocene ice-sheet loading
-deloading cycles on the bedrock structure ofPoland. Folia Quatern., 64: 7-23.
MEINHOLD E. 1959 - Salzbewegung und Tektonik in
Norddeut-schland. Ber. GeoI. Gesellsch., 4:157-168.
PIOTROWSKI A. 1991 - The influence of sub-Quaternary basement on the development of Lower Odra Valley in Pleistocene and Holoce-ne. Kwart. GeoI., 35: 221-234
DADLEZ R. (red.) 1980 - Mapa tektoniczna cechsztyńsko-mezozo
icznego kompleksu strukturalnego na Niżu Polskim. Wyd. GeoI.
JASKOWIAK-SCHOENEICHOWA M. (red.) 1979 - Budowa geolo-giczna Niecki Szczecińskiej i Bloku Gorzowa. Pr. Inst. GeoI., 96: 1-178.
SCHOENEICH K. 1962 - Żywe procesy tektoniczne w północno-za
chodniej Polsce. Szcz. Tow. Nauk. T. III. Z.l. Szczecin: 1-96.
WIENHOLZ R. 1967 - Uber den geologischen Bau des Untergrundes in Nordostdeutschen Flachland. Jb. GeoI., l: 1-47.