Czwartorzęd regionu gdańskiego

Czwartorzêd regionu gdañskiego

Józef Edward Mojski*

The Quaternary of Gdañsk region. Prz. Geol., 50: 705–708.

S u m m a r y. In the Gdañsk region the following specific features of Quaternary cover occur: Denivelations between the Quaternary base and present–day surface achieve more than 600 m. In the Vistula delta plain there are preserved traces of 2 (or even 3) Pleisto-cene marine transgressions (of Holsteinian?, Eemian, and HoloPleisto-cene or Atlantic or Littorina age). The Vistulian sequence consists of two glacial episodes dated by TL metod: older about 61–58 ka BP, and younger at 20 –12 ka BP. Thickest Holocene deposits in Poland (mainly marine and limnic sequence), exceeding 100 m in the Hel Spit.

Key words: dating, marine deposits, Holocene thickness

Pod okreœleniem „region gdañski” nale¿y rozumieæ czêœæ Polski na wschód od po³udnika 17° i na zachód od po³udnika 20°E. Pó³nocn¹ granic¹ jest brzeg morski a po³udniow¹ równole¿nik 53°30´. Granice l¹dowe s¹ doœæ umowne, tak zreszt¹ jak i granica pó³nocna. Obecnie zala-ny obszar l¹du by³ i jest bowiem pod wieloma wzglêdami podobny do czêœci l¹dowej, nie zalanej przez morze.

Region gdañski w swej przewa¿aj¹cej czêœci ma niedo-statecznie poznan¹ pokrywê kenozoiczn¹. Systematyczne prace wiertnicze i zdjêciowe zosta³y rozpoczête stosunko-wo niedawno. Koncentruj¹ siê one na poznawaniu czwar-torzêdu. Ods³oniêcia, poza stref¹ brzegow¹, ukazuj¹ jedynie najm³odsz¹ czêœæ osadów plejstoceñskich. Nieza-le¿nie jednak od stopnia rozpoznania, region gdañski cha-rakteryzuje siê kilkoma szczególnymi cechami swej pokrywy czwartorzêdowej. S¹ one przedmiotem artyku³u. 1. Deniwelacje pomiêdzy powierzchni¹ sp¹gow¹ czwartorzêdu i jego obecn¹ powierzchni¹ wynosz¹ ponad 600 m, przy czym amplituda powierzchni podczwartorzê-dowej mo¿e wynosiæ ok. 500 m. Wartoœci te dotycz¹ rów-nie¿ samego plejstocenu.

2. Region gdañski jest jedynym w kraju, gdzie wystêpuj¹ œlady przynajmniej dwóch, a mo¿e nawet i trzech zalewów morskich w czwartorzêdzie. Starszy nast¹pi³ w interglacjale eemskim, m³odszy w holoce-nie. Mo¿liwy najstarszy jest wieku mazowieckiego (holsztyñskiego).

3. W regionie gdañskim wystêpuj¹ najm³odsze w Polsce osady glacigeniczne, a wiêc i najm³odsza gla-cjalna rzeŸba.

4. Mi¹¿szoœæ holocenu jest najwiêksza w Polsce. Na Pó³wyspie Helskim wynosi ona przynajmniej 100 m.

Najni¿ej po³o¿ona powierzchnia podczwartorzêdo-wa znajduje siê w pobli¿u ujœcia Piaœnicy (ryc. 1 i 2). Znajduje siê tam g³êboka rynna, zapewne subglacjalna, której dno, udokumentowane wiertniczo, siêga 341 m poni¿ej poziomu morza (Mojski & Tomczak, 1994, 1995). Wiek wype³nienia tej rynny nie jest znany. Tworz¹ je g³ównie piaski. Rynna wciêta jest a¿ do tria-su. Przekrój geologiczny wzd³u¿ brzegu (ryc. 3) ukazu-je sporo podobnych rynien, ale znacznie p³ytszych. Powierzchnia podczwartorzêdowa znajduje siê tam na wysokoœci œrednio ok. 100 do 150 m poni¿ej poziomu morza i w takich przypadkach czwartorzêd le¿y zazwy-czaj bezpoœrednio na kredzie. Wysoko le¿¹ca powierzchnia podczwartorzêdowa natomiast wystêpu-je przewa¿nie na wysokoœci od 20 m poni¿ej poziomu morza do wysokoœci 20 m powy¿ej poziomu morza. Te

trzy strefy wysokoœciowe zalegania powierzchni pod-czwartorzêdowej odpowiadaj¹ zapewne trzem poziomom morfogenetycznym o zró¿nicowanej genezie i wieku. Ryn-ny powstawa³y w czasie ró¿Ryn-nych wiekowo nasuniêæ l¹dolodu skandynawskiego. Powierzchnia znajduj¹ca siê na wysokoœci od ok. 100 do 150 m poni¿ej poziomu morza jest najpewniej powierzchni¹ egzaracyjn¹, powsta³¹ (niejed-nokrotnie) podczas starszych zlodowaceñ. Ówczesne l¹dolo-dy zniszczy³y zatem przynajmniej 100 m osadów trzeciorzêdowych i do kilkudziesiêciu metrów osadów kredo-wych. Wreszcie powierzchnia najwy¿sza jest najbardziej ró¿-nowiekowa, ale i stosunkowo najmniej zniszczona. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e w czwartorzêdzie obni¿y³a siê ona przy-najmniej o kilkadziesi¹t metrów w stosunku do powierzchni jaka istnia³a przed plejstocenem glacjalnym.

Najwy¿ej le¿¹cym miejscem, zbudowanym z plejsto-cenu jest w regionie gdañskim Wie¿yca, siêgaj¹ca 329 m n.p.m. Zestawienie obu wartoœci, tj. — 341 (rynna Piaœni-cy) i 329 m (Wie¿yca) daje strefê wysokoœciow¹, w której zachodzi³y wszelkie zdarzenia w plejstocenie regionu gda-ñskiego, a wiêc owe ponad 600 m, o czym wspomnia³em na

705

Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 8, 2002

*Uniwersytet Gdañski, Instytut Oceanografii, ul. Marsza³ka Pi³sudskiego 46, 81-378 Gdynia

£EBA GDYNIA GDAÑSK MALBORK GRUDZI¥DZ BYDGOSZCZ PI£A S£UPSK SZCZECINEK

Klif Kêpy Swarzewskiej Kêpa Swarzewska Cliff

0 50km - 341 329 16ka 14 ka

?

?

329

wysokoœæ rynny Piaœnicy w m n.p.m. height Piaœnica subglacial channel in m a.s.l.

klif cliff

postoje czo³a l¹dolodu the main marginal zones of Vistulian ice-sheets Ryc. 1. Postoje czo³a l¹dolodu w czasie fazy pomorskiej (16 ka BP) i fazy gardzieñskiej (14 ka BP). W czarnych kó³kach wysokoœci n.p.m. Wie¿ycy i rynny Piaœnicy

Fig. 1. The main marginal zones of Vistulian ice–sheets during Pome-ranian Phase (16 ka BP) and Gardno Phase (14 ka BP). In circles: height above sea level in m (Wie¿yca hill and Piaœnica subglacial channel)

pocz¹tku. Nale¿y s¹dziæ, ¿e dla tak ma³ego obszaru owe ponad 600 m jest wartoœci¹ w skali naszego kraju czymœ wyj¹tkowym.

Œlady plejstoceñskie zalewu morskiego nad doln¹ Wis³¹ (ryc. 4) zosta³y rozpoznane ponad sto lat temu. Od dawna wiadomo, ¿e zalewem tym by³o morze eemskie (Makowska, 1984, 1995). Wykorzysta³o ono dawniejsze obni¿enie powierzchni przedeemskiej, zapewne genezy egzaracyjnej. Zalew mia³ charakter ingresji siêgaj¹cej od pó³nocy a¿ po okolice Kwidzyna, Susza, Pas³êka i From-borka na wschodzie. Wzd³u¿ zachodniego brzegu utwo-rzy³a siê na utworach glacigenicznych platforma abrazyjna, na któr¹ morze wkroczy³o tylko na krótko, w czasie maksymalnego zasiêgu, pozostawiaj¹c wyraŸny poziom bruku. Na zalewie istnia³y niewielkie wyspy (Hoj-ty, Jasna, Kaczynos, ¯ó³winiec, a na przed³u¿eniu zalewu na po³udnie, w dolinie ówczesnej Wis³y (?) jeziora, np. Jezioro Bia³ki i torfowiska z charakterystyczn¹ sekwencj¹ szaty roœlinnej, typow¹ dla interglacja³u eemskiego. Morze to nazwane zosta³o Morzem Tychnowskim (Samsonowicz, 1951).

Wczeœniej, wed³ug Makowskiej (1984) mia³a miejsce niewielka ingresja morza, zapewne u schy³ku

zlodowace-nia warty, nazwana przez tê autorkê Morzem

Sztumskim. Jego osady s¹ oddzielone od

Morza Tychnowskiego cienk¹ warstw¹ pia-sków ze ¿wirami, okreœlonymi przez Makowsk¹ (1984) jako osady rzeczne, czêœciowo facji korytowej. Interpretacja taka jest mo¿liwa i wówczas mielibyœmy nad doln¹ Wis³¹ do czy-nienia z dwiema ingresjami morza eemskiego. Jest jednak mo¿liwa i inna interpretacja. Otó¿ w obszarze delty Wis³y osady morza eemskiego s¹ przykryte cienk¹ warstw¹ piasków ze ¿wirami (ryc. 5). Tylko w zupe³nie pojedyñczych miej-scach towarzyszy im cienki pok³ad gliny more-nowej. I jest to w delcie Wis³y pe³na sekwencja osadów pozosta³ych tam z ostatniego zlodowace-nia. Nad nimi jest po³o¿ona warstwa osadów morskich, powsta³ych w czasie atlantyckiej transgresji Morza Ba³tyckiego nazywanej lito-rynow¹. A zatem sytuacja jest podobna do tej jaka panuje pomiêdzy dwoma pok³adami osa-dów, morza eemskiego (wed³ug Makowskiej, 1984). Analogia taka mo¿e prowadziæ do wnio-sku, ¿e pierwsza ingresja eemska, wed³ug Makowskiej (1984) mo¿e byæ znacznie starsza i pochodziæ z zalewu, np. morza holsztyñskie-go, z czasu interglacja³u poprzedzaj¹cego

zlo-dowacenie odry. Decyduj¹ce dla takiej

interpretacji jest stwierdzenie, ¿e odpowiedni-kiem ca³ego zlodowacenia jest cienka zazwyczaj warstwa piasków ze ¿wirem.

Podobna sytuacja ma miejsce na Nizinie Gar-dzieñsko–£ebskiej. I tam (ryc. 5) jedynym œladem ostatnie-go nasuniêcia l¹dolodu plejstoceñskieostatnie-go jest jedynie cien-ka warstwa piasków ze ¿wirami (Rotnicki & Borówcien-ka, 1995) rozwiniêta w postaci typowego bruku. Nad nim wystêpuj¹ powszechnie osady póŸnego glacja³u i morza litorynowego, a pod nim ró¿ne facje interstadia³u gru-dzi¹dzkiego z licznymi datami radiowêglowymi. Jest to wiêc kolejny przyk³ad obszaru o zredukowanej mi¹¿szoœci rozwoju litofacjalnego osadów ostatniego zlodowacenia skandynawskiego. I ten przyk³ad pochodzi z rozleg³ej wyraŸnej niziny nadmorskiej, podobnie, jak delta Wis³y. Spraw¹ dalszych badañ jest wykrycie przyczyn takiej sytuacji i poszukiwanie dalszych podobnych miejsc. Na podstawie znajomoœci wielu niecek koñcowych z ró¿nych czêœci ni¿owej Polski, mo¿na wyraziæ pogl¹d, ¿e zanik l¹dolodów w takich nieckach pozostawia³ jedynie cienk¹ warstwê piasku ze ¿wirem i lepiej lub gorzej rozwiniêty poziom bruku. Natomiast depozycja materia³u morenowe-go odbywa³a siê na obrze¿eniach niecek koñcowych,

pro-706

Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 8, 2002

300 200 100 0 -100 -200 -300 -400 [m] WIE¯YCA 329m RYNNA PIAŒNICY - 341m PIAŒNICA RIVER SUBGLACIAL CHANNEL

G£ÓWNA POWIERZCHNIA EGZARACYJNA MAIN EXARATION SURFACE

POWIERZCHNIA STROPOWA KREDY

CRETACEOUS TOP POWIERZCHNIA MORZA

EEMSKIEGO I LITORYNOWEGO MAXIMUM LEVEL OF EEMIAN

AND LITORINA SEAS

POWIERZCHNIA STROPOWA TRZECIORZÊDU

TERTIARY TOP

670

m

Ryc. 2. Najwa¿niejsze poziomy morfogenetyczne regionu gdañskiego Fig. 2. The main morphogenetic levels in the Gdañsk area

USTKA

gardzieñska morena czolowa

Gardno end moraine _BIA£OGÓRA Pradolina

Redy Kêpa Swarzewska Kêpa Or³owska SOPOT M i e r z e j a W i œ l a n a rynna subglacjalna subglacial channel

dno obni¿eñ egzaracyjnych bottom of the exaration depression m n.p.m. m a.s.l. m n.p.m.m a.s.l. 0 0 100 100 -300 -300 -200 -200 -100 -100 P E Pg H P W Cr N N 0 50km Cr

Ryc. 3. Budowa geologiczna brzegu miêdzy Jaros³awcem i wschodni¹ granic¹ pañstwa (wg Tomczak & Mojskiego, 1995); Cr — kreda, Pg — paleogen, N — neogen, P — plejstocen, H — holocen

Fig. 3. The geological structure of Polish coast between Jaros³awiec and eastern state boundary (Tomczak & Mojski, 1995); Cr — Creta-ceous, Pg — Palaeogene, N— Neogene, P — Pleistocene, H — Holocene

wadz¹c tam do powstania mi¹¿szych osadów morenowych czêsto w warunkach glacitektoniki.

Najm³odszym wreszcie morskim osadem w regio-nie gdañskim s¹ utwory morza litorynowego. Nazwa ta obejmuje t¹ czêœæ rozwoju basenu ba³tyckiego, kiedy morze wtargnê³o na obszar dzisiejszego l¹du (czêœæ delty Wis³y, Pó³wysep Helski, Nizina Gardzie-ñsko–£ebska i in.). Ten maksymalny zasiêg zalewu litorynowego mia³ miejsce ok. 6,5 do 6,3 ka BP. W obszarze delty Wis³y i nieco na zachód pozostawi³ on czêœciowo widoczne w rzeŸbie dzisiejszej linie brze-gowe, w postaci klifu, w delcie kopalnego. PóŸniej powsta³y w warunkach niewielkiej recesji trzy syste-my wydm brzegowych, w tym czêœciowo wa³ów, doskonale widocznych w dzisiejszej rzeŸbie naszych mierzei, z licznymi glebami subfosylnymi.

Na samej pó³nocy Polski wystêpuj¹ najm³odsze osady glacjalne. Tworz¹ one tzw. fazê gardzieñsk¹ w postaci bardzo wyraŸnego ³uku moreny czo³owej ze wzgórzem Rowokó³ i nieck¹ koñcow¹ z jeziorem Gardno. Ku zachodowi ta strefa marginalna jest uciêta klifem k. Dêbiny, ukazuj¹cym ca³¹ wewnêtrzn¹ budo-wê tej strefy (m.in. Jasiewicz, 1998). Natomiast ku wschodowi granica lobu jest s³abiej wykszta³cona i jest rysowana przewa¿nie wzd³u¿ po³udnikowo przebie-gaj¹cych wzgórz, nie ukazuj¹cych jednak budowy w³aœciwej morenie czo³owej. Na zapleczu strefy margi-nalnej znajduje siê Nizina Gardzieñsko–£ebska, gdzie, jak ju¿ wspomnia³em, brak jest na ogó³ gliny moreno-wej stadia³u g³ównego i pozosta³ z niej tylko bruk (Rotnicki & Borówka, 1995).

Osady glacigeniczne, w postaci g³ównie gliny morenowej, ods³aniaj¹ce siê w klifach pomiêdzy Sopotem i £eb¹ s¹ wydatowane za pomoc¹ termolumi-nescencji. Zdajê sobie sprawê z si³y argumentów przeciw datowaniu tym sposobem osadów glacigenicz-nych, a zw³aszcza gliny morenowej. Nie tu miejsce, aby zastrze¿enia takie rozwin¹æ szczegó³owo. Nie nale¿y jednak zapominaæ, ¿e w regionie gdañskim ist-nieje kilkaset dat uk³adaj¹cych siê w trzy ich przedzia³y, a ka¿dy z nich odpowiada przedzia³om czasowym, w których mia³a

miejsce deglacjacja l¹dolodu

skandynawskiego na pó³nocy naszego kraju. Liczne datowania (Olszak, 1999) pozwalaj¹ (ryc. 6) na korelacjê najstarszych, licz-nych datowañ z zimnym okresem warciañskim (daty > 152 ka BP), stadia³em œwiecia zlodowacenia wis³y (przedzia³ dat od 61 do 58 ka BP) i ze stadia³em g³ównym,

czyli leszczyñsko–pomorskim

tego¿ zlodowacenia (od 20 do 12 ka BP). Istnieje ponadto wiele datowañ wskazuj¹cych na obec-noœæ w regionie gdañskim osadów z czasu interstadia³u grudzi¹dzkie-go, a wiêc w przedziale od 57 do 26 ka BP. Datowane s¹ osady buduj¹ce klif, a wiêc widoczne w ods³oniêciach, co pozwala na bli¿sze ich zbadanie, jak i osady z profili wiertniczych w g³êbi l¹du. W ca³oœci region gdañski nale¿y do takich, w których datowanie termoluminescencyjne stosowa-707

Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 8, 2002

0 10km PRABUTY GDAÑSK TCZEW MALBORK SZTUM GNIEW KWIDZYN PAS£ÊK 6 4 5 3 2 5 3 2 7 1 3 7 6 4 ELBL¥G ZATOKA GDAÑSKA GULF OF GDANSK ZALEW W IŒLANY VISTULA LAGOON

Ryc. 4. Morze Tychnowskie w interglacjale eemskim (wg Makowskiej, 1995); 1 — obecny brak osadów morskich, 2 — cienka pokrywa osadów morskich na powierzchni abrazyjnej, 3 — obecnie wystêpuj¹ce tychnow-skie osady mortychnow-skie, 4 — granica Morza Tychnowtychnow-skiego, 5 — granica miedzy platform¹ abrazyjn¹ i g³êbsz¹ czêœci¹ zbiornika morskiego, 6 — granica delty i doliny Wis³y, 7 — granice eemskich dolin rzecznych Fig. 4. The Eemian Tychnowy Sea (Makowska, 1995); 1 — Pre-sent–day lack of marine deposits, 2 — thin cover marine deposits on a erosional surface, 3 — present–day marine cover, 4 — boundary of Tychnowy Sea, 5 — boundary between erosional surface and deeper part of marine area, 6 — boundary of delta river valley and pre-sent–day morainic plateau, 7 — boundaries of Eemian river valleys

100

0

-100

DOLINA DOLNEJ WIS£Y

LOWER VISTULA VALLEY

(Makowska, 1984) (Makowska, 1984) glina morenowa till ?mazowsze? [m] 100 0 -100 [m] W 50 0 -100 [m] 50 0 -100 [m] W E E 50 0 -50 [m] 50 0 -50 [m] S DELTA WIS£Y (Mojski, (1995) VISTULA DELTA (Mojski, (1995) holocen Holocene nonglacial deposits osady nieglacjalne NIZINA GARDZIEÑSKO-£EBSKA (Rotnicki i Borówka, 1995)

GARDNO-£EBA COASTAL PLAIN (Rotnicki & Borówka, 1995)

13,8 ka 34,3 ka 14,3 ka 22,3 ka 26,9 ka 24,3 ka eem Eemian N holocen Holocene ?Mazovian? 1km 0 10km 0 5km 0 eem Eemian 26,9 ka

g³ówne powierzchnie erozyjne

main erosional surface wiek osadów C

14

14_{C age of deposits}

Ryc. 5. Przyk³ady g³ównych powierzchni erozyjnych (linia przerywana) w regionie gdañskim Fig. 5. Examples of main erosional surfaces (dashed line) in Gdañsk area

ne jest powszechnie i wyniki którego nie mog¹ byæ pomija-ne w korelacjach stratygraficznych, zw³aszcza wówczas jeœli daty te potraktujemy nie jako wiek osadów, ale jako wartoœci wskaŸników wiekowych, co bywa u nas stosowa-ne dla innych obszarów i innych osadów. Chodzi tu zw³aszcza o lessy (Maruszczak, 1991), których najm³odsze poziomy odpowiadaj¹ wymienionym wy¿ej okresom och³odzeñ (ryc. 6).

Pó³wysep Helski w przewa¿aj¹cej czêœci jest zbudowa-ny z osadów holoceñskich (Tomczak, 1995). Osady te od nasady pó³wyspu do KuŸnicy maj¹ mi¹¿szoœæ zaledwie kil-kunastu metrów. Ni¿ej le¿y plejstocen o mi¹¿szoœci do ok. 150 m, cieniej¹c ku wschodowi do ok. 40 m. Dalej ku

po³udniowemu wschodowi holocen osi¹ga sta³¹

mi¹¿szoœæ, przynajmniej do 100 m, a pod nim plejstocen wype³nia rynny do 80 m g³êbokie. Holocen jest z³o¿ony z osadów mierzejowych wieku litorynowego o mi¹¿szoœci do 60 m. Osady te przykrywaj¹ starsz¹ czêœæ holocenu œciœ-le zwi¹zan¹ z wczeœniejsz¹ histori¹ basenu ba³tyckiego (ancylus – mastogloia). Powierzchniê buduj¹ osady eolicz-ne w postaci trzech geeolicz-neracji wydm, znanych wzd³u¿ ca³ego akumulacyjnego wybrze¿a polskiego, od Bramy Œwiny a¿ po Mierzejê Wiœlan¹. Te trzy generacje oddzielo-ne s¹ dwiema glebami subfosylnymi.

Geneza Pó³wyspu Helskiego by³a uwarunkowana za³amaniem linii brzegowej na pó³nocny wschód od W³adys³awowa. Powodowa³o to akumulacjê piasku niesio-nego wzd³u¿ brzegu od zachodu, w przed³u¿eniu kierunku linii brzegowej. Jednoczeœnie linia brzegu przesuwa³a siê w ca³oœci ku po³udniowemu zachodowi, niszcz¹c w ten sposób osady przedlitorynowe. Przesuwanie takie trwa³o bardzo krótko, ale by³o intensywne. Od paru tysiêcy lat po³o¿enie pó³wyspu nie zmienia siê. Œwiadcz¹ o tym daty radiowêglowe na pó³wyspie. Najstarsza z nich wynosi 5, 6 ka (Tomczak, 1995). Obecnie zachodz¹ce procesy brzego-we s¹ same w sobie przedmiotem wielu badañ i mog¹ byæ dobrym przyk³adem stosowania ró¿nych nowoczesnych metod, s³u¿¹cych zarówno celom naukowym, jak i zupe³nie utylitarnym, polegaj¹cych na ochronie polskiego brzegu.

Podane wy¿ej, wyró¿niaj¹ce cechy pokrywy czwarto-rzêdowej regionu gdañskiego nie s¹ zapewne jedynymi. Mo¿na by podaæ kilka innych. Podobnie zreszt¹, jak i region gdañski nie jest jedynym w Polsce, który ma szcze-gólne cechy pokrywy czwartorzêdowej. Warto jednak, jak s¹dzê, zwracaæ w przysz³oœci wiêcej uwagi na takie cechy w innych regionach Polski. Da³oby to naukowe podstawy do lepszej regionalizacji pokrywy czwartorzêdowej u nas, opartej o jej cechy charakterystyczne, co swego czasu autor niniejszej publikacji próbowa³ ju¿ przeprowadziæ (Mojski, 1977).

Literatura

JASIEWICZ J. 1998 — Stop 10. Dêbina. Till stratigraphy and glacio-tectonic style of the Gardno Phase end moraine. Field Symposium on glacial geology at the Baltic Sea Coast in Northern Poland, 13–19 Sep-tember 1998. Excursion Guide: 59–64.

MAKOWSKA A. 1984 — Osady morskie i rzeczne w rejonie doliny dolnej Wis³y. Budowa Geologiczna Polski. Stratygrafia, czêœæ 3 B: Kenozoik. Czwartorzêd. Wydawnictwa Geologiczne. Warszawa: 197–207. MAKOWSKA A. 1995 — Eem. Atlas Geologiczny Po³udniowego Ba³tyku. Tablica XVI. Red. Józef Edward Mojski. Pañstwowy Instytut Geologiczny. Sopot–Warszawa.

MARUSZCZAK H. 1991 — Zró¿nicowanie stratygraficzne lessów polskich. Podstawowe profile lessów w Polsce. Red. H. Maruszczak. Univ. Mariae Curie–Sk³odowska. Lublin: a. 13–35.

MOJSKI J. E. 1977 — Main structural units of the Quaternary of the Polish Lowlands. Biul. Inst. Geol., 305: 5–11.

MOJSKI J. E. 1995 — Geology and evolution of the Vistula delta and Vistula Bar. J. Coast. Res. Sp. Issue, 22: 141–150.

MOJSKI J. E. 1999 — Drobne jednostki stratygraficzne piêtra wis³y w obszarze peryba³tyckim. Prz. Geol., 47: 247–254.

MOJSKI J. E. & TOMCZAK A. 1994 — Wiêksze formy subglacjalne w rzeŸbie podczwartorzêdowej polskiego wybrze¿a. Acta Univ. Nicolai Copernici. Geografia, 27: 241–247.

OLSZAK I. J. 1999 — Chronostratigraphy of the western part of the cliff of Kêpa Swarzewska near Jastrzêbia Góra (Baltic coast). Peribal-ticum VII. Gdañskie Tow. Nauk.: 41–64.

ROTNICKI K. & BORÓWKA R. K. 1995 — The last cold period in the Gardno–£eba Coastal Plain. J. Coast. Res. Sp. Issue, 22: 225–230. SAMSONOWICZ J. 1951 — Interglacja³ eemski nad doln¹ Wis³¹. Roczn. Pol. Tow. Geol., 20: 303 – 308.

TOMCZAK A. 1995 — Budowa geologiczna strefy brzegowej. I i II. Tablice XXXIII i XXXIV. [W:] Atlas Geologiczny Po³udniowego Ba³tyku. Red. Józef Edward Mojski. Pañstwowy Instytut Geologiczny. Sopot–Warszawa.

708

Przegl¹d Geologiczny, vol. 50, nr 8, 2002

stratygrafia stratigraphy holocen Holocene stadia³ g³ówny Main Stadial interstadia³ grudzi¹dzki Grudzi¹dz Interstadial stadia³ œwiecia Œwiecie Stadial interstadia³ rudunek Rudunki Interstadial eem Eemian warta Wartanian wiek TL osadów w klifie Kêpy Swarzewskiej

(Olszak, 1999) TL ages of Kêpa Swarzewska deposits (Olszak, 1999) akumulacja lessów w Polsce (Maruszczak, 1987) accumulation of loesses in Poland (Maruszczak, 1987) brak gap brak gap 12 2012 GM 26 24 57 58 614 GM 99 152 - 187 LSg LMn LMd LMs LMg 72 5 GM 27 130 120 110 100 90 80 70 60 50 40 30 20 10 wiek TL (ka) TL age (ka) wiek (ka) age (ka)

Ryc. 6. Utwory glacigeniczne w rejonie gdañskim na przyk³adzie klifu Kêpy Swarzewskiej (wg Olszaka, 1999, uproszczone i zmie-nione). Wiek termoluminescencyjny w ka. 12 GM — iloœæ dat dla gliny morenowej, 24 — iloœæ dat dla utworów nieglacigenicznych, 20–12 — przedzia³ datowañ dla danej jednostki stratygraficznej, LSg — less starszy górny, LMn — less m³odszy najni¿szy, LMd — less m m³odszy dolny, LMs — less m³odszy œrodkowy, LMg — less m³odszy górny

Fig. 6. Glacigenic deposits in the Gdañsk area, as example of Kêpa Swarzewska cliff. TL age in ka (Olszak, 1999, simplified). 12 GM — the number of TL dates for till, 24 — the number of dates for nonglacial deposits, 20–12 — the partition of dates for each stratigraphic unit, LSg — Upper Older Loess, LMn — Lowest Younger Loess, LMd — Middle Younger Loess, LMg — Upper Younger Loess