Warmińska prowincja paleogeograficzna plejstocenu (północno-wschodnia Polska)

Warmiñska prowincja paleogeograficzna plejstocenu

(pó³nocno-wschodnia Polska)

Wojciech Morawski*

The Warmia Palaeogeographic Province of the Pleistocene (north–eastern Poland). Prz. Geol., 53: 477–488.

S u m m a r y . The historic area of Warmia (western part of NE Poland) can be considered as a separate geologi-cal unit. In particular it applies to its Pleistocene sedimentary complex with a very limited occurrence of morainic deposits, commonly forming discontinuous horizons. Intermorainic deposits predominate, including mainly ice-dam lake deposits which occur at different levels. The sub-Pleistocene relief variations reach up to 400 m, with glaciotectonic upthrustings of Neogene deposits extending to the topographic surface. The province area coincides with the Warmia ice-sheet lobe of the last glaciation (Main Stadial of the Vistulian Glaciation). The eastern bound-ary of the area is represented by an interlobe zone coincident with the western slope of the Mazury–Suwa³ki Anteclise. The boundary is a tectonic discontinuity zone extending down to the crystalline basement. The eastern, anteclise area was stable during the Pleistocene, while the area of Warmia (Peri-Baltic Syneclise) was unstable mainly due to cyclic ice-sheet loads which resulted in subsidence in the Warmia region. It, in turn, caused a bending of the ice sheet body, movement acceleration and a change in ice flow direction in Warmia. During interglacials, relaxation uplifting movements triggered stronger erosional processes. These movements were dependent on surface relief, stimulating the formation of deeply rooted glaciotectonic structures.

Key words: Pleistocene, palaeogeography, straigraphy, glaciotectonic structures, glacial morpholineaments, ice-sheet movement,

geophysical methods, NE Poland

Niniejsze opracowanie jest prób¹ dokonania syntezy, w ujêciu regionalnym, dla badanego przez autora od wielu lat obszaru Warmii, potraktowanego jako odrêbn¹ prowincjê paleogeograficzn¹ plejstoceniu. Aktualny stan wiedzy umo¿liwia przedstawienie syntetycznych wniosków uzupe³niaj¹cych wczeœniej wykonane tu opracowania plej-stocenu i jego pod³o¿a (Rühle, 1986; Galon, 1968; Galon & Roszkówna, 1967; Roszko, 1968; S³owañski, 1976a, b; Mañkowska & S³owañski, 1977, 1978, 1979, 1980; Marks, 1980, 1984, 1988; Mojski, 1985).

Warmia odnosi siê do obszaru o znaczeniu histo-rycznym nie maj¹cego swojego odpowiednika w podziale Polski na regiony fizyczno-geograficzne wed³ug Kondrac-kiego (2002). Teren Warmii nale¿y do wielu jednostek geo-morfologicznych ró¿nego rzêdu, zgodnie z podzia³em wed³ug Gilewskiej (1991). Jest to w przybli¿eniu trójk¹tny obszar (por. ryc. 1) po³o¿ony pomiêdzy granic¹ pañstwa na pó³nocy, Mazowszem na po³udniu, Dolnym Powiœlem na zachodzie oraz Mazurami na wschodzie. Wed³ug podzia³u obszaru Polski na jednostki tektoniczne (Po¿aryski, 1969, 1974) Warmia obejmuje wschodni¹ czêœæ syneklizy pery-ba³tyckiej. Wschodni¹ granicê tego obszaru wyznacza zachodnia krawêdŸ anteklizy mazursko-suwalskiej (Kotañski, 1977) a granica zachodnia pokrywa siê w przy-bli¿eniu ze stref¹ roz³amów w pod³o¿u krystalicznym (Tyski, 1974). W niniejszym opracowaniu omówiono cha-rakterystyczne cechy plejstocenu Warmii ze szczególnym uwzglêdnieniem paleogeografii, glacitektoniki i form rze-Ÿby terenu uformowanych przez ostatnie zlodowacenie.

Metodyka badañ

Podstaw¹ syntetycznych wniosków stratygraficznych, paleogeograficznych i strukturalnych dla obszaru Warmii s¹ opracowania kartograficzne. Dotyczy to w szczególnoœci map geologicznych przegl¹dowych w skali 1: 200 000 oraz map szczegó³owych w skali 1:50 000 (SMGP), wraz z tekstami objaœniaj¹cymi. Kilkanaœcie arkuszy SMGP z obszaru Warmii, wykonanych w ostatnich latach, dostar-czy³o ogromnego materia³u faktograficznego na temat pe³nej sekwencji osadów plejstoceñskich.

Profil plejstocenu dla po³udniowej czêœci prowincji warmiñskiej zosta³ szczegó³owo omówiony pod wzglêdem stratygraficznym i paleogeograficznym przez autora w oddzielnym opracowaniu (Morawski, 2004b). Wobec generalnego braku datowanych palinologicznie stanowisk interglacjalnych starszych od interglacja³u eemskiego, stratygrafia plejstocenu na terenie Warmii opiera siê g³ównie na korelacjach poziomów morenowych, które s¹ mo¿liwe dziêki regionalnym syntezom obejmuj¹cym lito-typy glin zwa³owych (Kenig, 1998; Lisicki, 2003).

W ramach badañ przeprowadzonych na terenie Warmii dokonano reinterpretacji setek wierceñ archiwalnych na podstawie szczegó³owo zbadanych profili kilkudziesiêciu nowych wierceñ kartograficznych. W p³ytkich badaniach strukturalnych podjêto równie¿ próby wdro¿enia metod geofizycznych dotychczas stosowanych do g³êbokich badañ g³ównie naftowych. Przy konstruowaniu przekro-jów geologicznych i analizach stylu strukturalnego keno-zoiku, w tym szczególnie ukszta³towania pod³o¿a plejstocenu, obok badañ elektrooporowych (metod¹ son-dowañ) standardowo wykonywanych dla opracowania poszczególnych arkuszy SMGP, zastosowano równie¿ badania elektrooporowe w wersji obrazowania oporno-œciowego, p³ytk¹ sejsmikê refleksyjn¹ wysokiej rozdziel-czoœci oraz analizê pó³szczegó³owego zdjêcia grawimetrycznego. Wdro¿eniu metodyki kompleksowego zastosowania tych metod geofizycznych zosta³o poœwiêco-ne obszerpoœwiêco-ne opracowanie wykonapoœwiêco-ne na obszarze po³udnio-wej Warmii (Morawski, 2004a).

W regionalnej analizie strukturalnej dotycz¹cej g³êbszego pod³o¿a wykorzystano kartograficzne opraco-wania lineamentów grawimetrycznych — pionowych gra-nic gêstoœci wyznaczonych z pola)G (Kucharski, 1995; Doktór i in., 1995), jak równie¿ fotolineamentów uzyska-nych z interpretacji zdjêæ satelitaruzyska-nych (Graniczny & Doktór, 1995; Doktór i in., 1995).

Dokonano rekonstrukcji kierunków ruchu l¹dolodu ostatniego zlodowacenia na terenie Warmii i obszarach s¹siednich na podstawie analizy orientacji morfolineamen-tów polodowcowych (linijnych form pozytywnych — aku-mulacyjnych form szczelinowych oraz linijnych form negatywnych — g³ównie rynien). Analiza ta pozwoli³a stwierdziæ ich uporz¹dkowanie w cztery krzy¿uj¹ce siê zespo³y. Jest to sieæ odziedziczona po pierwotnych spêka-niach a nastêpnie szczelinach w l¹dolodzie, które powsta³y * Pañstwowy Instytut Geologiczny, ul. Rakowiecka 4,

w wyniku naprê¿eñ stycznych w jednoosiowym stanie naprê¿eñ spowodowanym ruchem l¹dolodu, czyli w wyni-ku poziomego œciskania. Sieæ ta jest z³o¿ona z systemów ekstensyjnego i œciêciowego. Rekonstruowany na podsta-wie ich orientacji kierunek ruchu lodu jest zgodny z zespo³em pod³u¿nym w systemie ekstensyjnym oraz z wypadkow¹ systemu œciêciowego. Ta prawid³owoœæ sta³a siê podstaw¹ opracowania metodyki rekonstrukcji regio-nalnych i lokalnych kierunków ruchu lodu (Morawski, 2003c, 2005a). Tak zrekonstruowane kierunki ruchu lodu zosta³y punktowo potwierdzone wykonanymi w ods³oniê-ciach pomiarami kompresyjnych struktur glacitektonicz-nych (Morawski, 2003c, 2004c). Analiza regionalna kierunków ruchu lodu wykonana dla obszaru pó³nocno-w-schodniej Polski pozwoli³a stwierdziæ zró¿nicowanie tych kierunków w poszczególnych lobach ostatniego l¹dolodu

plejstoceñskiego na tym obszarze (Morawski, 2005a). Badania te dostarczy³y nowych materia³ów do regional-nych analiz paleogeograficzregional-nych a w szczególnoœci w istotny sposób potwierdzi³y s³usznoœæ wyodrêbnienia lobu warmiñskiego.

Plejstocen prowincji warmiñskiej

Charakterystyczn¹ cech¹ plejstocenu tego obszaru — szczególnie jego czêœci po³udniowej jest nieci¹g³oœæ serii glin zwa³owych (ryc. 2). Przewodnie dla korelacji straty-graficznych osady glacjalne wystêpuj¹ w poszczególnych profilach wierceñ w postaci soczewek po³o¿onych na ró¿-nych wysokoœciach. W wielu profilach obserwuje siê jedy-nie wystêpowajedy-nie poziomów bruku lub ca³kowity brak serii morenowych. Kompleksy glin zwa³owych starszego

przypuszczlny zasiêg lobu warmiñskiego inferred extent of the Warmian lobe

Pasym Barczewo Braniewo Bartoszyce Korsze Reszel Bisztynek Lidzbark Warmiñski Dobre Miasto Jeziorany Biskupiec DŸwierzuty Szczytno Wielbark Nidzica _Muszaki Or³owo Olsztynek D¹brówno Lubawa I³awa ELBL¥G Orneta Mor¹g OLSZTYN Ostróda ¯elazna Góra Pieniêzno G³êbock Szkotowo

Jez. Sasek Wielki Sasek Wielki Lake

Jez. Szoby Szoby Lake Jez. Dadaj Dadaj Lake Jez. Omulew Omulew Lake Jez. £añskie £añskie Lake Om ul_ew Jez. Kownatki Kownatki Lake Jez. Narie Narie Lake Drwê ca Gub e_r £yn a P a_s³ê ka Jez. Dru¿no Dru¿no Lake Jez. Jeziorak Jeziorak Lake Góra Dylewska Dylewska Mt ? ? ? ? ? ? 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200 220 240 260 280 300 m n.p.m. m a.s.l. 20° 0 10 20 30 40 50 km 21° 20° 21° 53 20°' 53 20°' 54 ° 54 ° LOB MAZURSKI MAZURIAN LOBE W A R M I A N L O B E L O B W A R M I Ñ S K I LOB WIS£Y VISTULA LOBE R O S J A R U S S I A Morze Ba³tyckie Baltic Sea Zalew Wiœla ny Vistula Lagoon

maksymalny zasiêg l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y

maximum limit of ice sheet

during the Main Stadial of the Vistulian Glaciation zasiêg fazy pomorskiej (czêœciowo wg Roszko, 1968; czêœæ zachodnia wg Ga³¹zka, 2004a)

Pomerania phase limit (partly after Roszko, 1968; western part after Ga³¹zka, 2004a)

zasiêgi etapów recesyjnych limits of the recesional zones

Ryc. 1. Lob warmiñski na tle szkicu hipsometrycznego Warmii (hipsometria na podstawie banku danych grawimetrycznych Z. Petecki) Fig. 1. The Warmia ice-sheet lobe against hypsometry of the Warmia region (hypsometry based on gravity data by Z. Petecki)

plejstocenu o du¿ej mi¹¿szoœci wystêpuj¹ lokalnie, tylko w g³êbokich rozciêciach erozyjnych lub depresjach egzara-cyjnych. Natomiast osady miêdzymorenowe tworz¹ czêsto kompleksy o znacznej mi¹¿szoœci. Serie wodnolodowcowe wystêpuj¹ jako wype³nienia koryt, nieraz g³êboko wciê-tych jedne w drugie. Charakterystyczn¹ cech¹ po³udniowej Warmii jest wystêpowanie serii osadów zastoiskowych o znacznej mi¹¿szoœci, przy czym zastoiska te maj¹ zwykle jedynie lokalny zasiêg. Bardzo czêstym zjawiskiem jest wystêpowanie luk sedymentacyjnych, obejmuj¹cych w szczególnoœci interglacja³y. Takie wykszta³cenie profili plejstocenu warmiñskiego wskazuje na intensywnoœæ cyklicznie powtarzaj¹cych siê procesów erozyjnych i denudacyjnych, które spowodowa³y usuniêcie serii more-nowych i interglacjalnych. Najprawdopodobniej g³ówn¹ przyczyn¹ tych procesów by³o wystêpowanie cyklicznych ruchów pionowych w ca³ym plejstocenie.

Te cechy plejstocenu warmiñskiego powoduj¹, ¿e kore-lacja profili licznych wierceñ i opracowanie na ich podsta-wie szczegó³owej i wiarygodnej stratygrafii napotyka na powa¿ne trudnoœci. Sytuacja zmienia siê doœæ istotnie w pó³nocnej czêœci omawianego obszaru, gdzie poziomy gla-cjalne tworz¹ bardziej ci¹g³e serie, nieraz o znacznej mi¹¿szoœci. W tych samych profilach wierceñ w superpo-zycji wystêpuje nieraz nawet 8 poziomów morenowych (np. rejon Pieniê¿na; Rabek & M³yñczak, 2003a): dwa kompleksy osadów ze zlodowacenia nidy, serie osadów ze zlodowaceñ wilgi (san 2) i odry oraz po dwa kompleksy osadów odpowiadaj¹cych zlodowaceniom warty i wis³y (por. ryc. 2).

Oddzielne zagadnienie paleogeograficzne stanowi wyznaczenie na obszarze Warmii zasiêgów l¹dolodów trzech stadia³ów zlodowacenia wis³y. Zasiêg stadia³u dol-nego (toruñskiego) obejmuje prawdopodobnie jedynie fragment pó³nocno-zachodni Warmii, gdzie zosta³ udoku-mentowany od zachodu, do rejonu ¯elaznej Góry (Rabek, 2003). W po³udniowej i wschodniej czêœci Warmii wystê-puje tylko jeden cykl glacjalny zlodowacenia wis³y odpo-wiadaj¹cy stadia³owi górnemu — g³ównemu (por. ryc. 2). Zasiêg stadia³u œrodkowego (œwiecia) ma na terenie War-mii skomplikowany przebieg. Osady tego stadia³u wystê-puj¹ w zachodniej i œrodkowej czêœci Warmii do rejonu Olsztyn–Barczewo (Rumiñski, 1996, 2003a). Nie stwier-dzono ich dalej na pó³nocny wschód, np. w rejonie Jezioran (Morawski, 2003a, b, d), jak równie¿ na pó³noc od Olszty-na w rejonie Dobrego Miasta (Rumiñski, 2003b). Poja-wiaj¹ siê dalej na pó³nocny zachód w rejonie Orneta–Pieniê¿no–¯elazna Góra (Rabek & M³yñczak, 2003a; Rabek, 2003). A zatem zasiêg stadia³u œrodkowego jest znacznie mniejszy ni¿ przyjmowano dotychczas (por. Marks, 1991; Lindner & Marks, 1996).

Pe³na analiza paleogeograficzna zlodowacenia wis³y zmierzaj¹ca do dok³adnego wyznaczenia zasiêgów l¹dolo-dów trzech stada³ów na obszarze Warmii bêdzie mo¿liwa po opracowaniu brakuj¹cych kilkunastu arkuszy SMGP. Dotyczy to w szczególnoœci obszarów: Olsztynek–Jedwab-no w czêœci po³udniowej, Ostróda–£ukta w czêœci œrodko-wej oraz znacznego obszaru Warmii pó³nocnej w rejonie Orneta–Lidzbark Warmiñski–Bisztynek–Górowo I³awec-kie–Bartoszyce. Dodatkowe zagadnienie dyskusyjne wymagaj¹ce dalszych badañ stanowi problem

ewentualne-B B j jj N S G A W W W W W W W O O O O O N A A? G+S N S S N O O O W2 W W W W O OO M? M? N N N N A S S W2 S N W3 Ee O W3 W3 W2 O G S O W3 H W3 W3 O S W2 B W3 B W2 W3 B O W2 O O O O O O O B G G G G S S S N N N N S S G GO W2 W2 W2 W3 W3B G W2 W2 B B B O B B B B B B B B B B B B Ee B B B B B B B S G G G G W2 W3 W3 W2 N N N A? P N S S G G G O O O N N N N N N N M E+Ol A Pc K M+Pl ? M+Pl E+Ol K Pc E Ol Ol E Pc K Ol Ol W2 S Ng Ng Ee Ee N M Ee W A? N B Ee G W2 W2 W3 O O W2 G B W3 B B j j j j j j P? W3 B E+Ol M+Pl M+Pl M+Pl M+Pl M+Pl

(maksymalny zasiêg l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y w rejonie Kownatki-Szkotowo – poza lini¹ przekroju) (maximum ice-sheet limit during the Main Stadial of the Vistulian Glaciation in the Kownatki-Szkotowo region – outside the cross-section line)

maksymalny zasiêg l¹dolodu fazy pomorskiej maximum ice-sheet limit during the Pomeranian Phase maksymalny zasiêg l¹dolodu

stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y w rejonie Or³owo-£yna maximum ice-sheet limit during the Main Stadial of the Vistulian Glaciation in the Or³owo-£yna region

etap recesyjny recessional zone etap recesyjny recessional zone etap recesyjny recessional zone NIDZICA OLSZTYN DOBRE_MIASTO

JEZIORANY LIDZBARK WARMIÑSKI ORNETA PIENIʯNO ¯ELAZNA GÓRA G£ÊBOCK holocen zlodowacenie wis³y interglacja³ eemski zlodowacenie warty, stadia³ górny zlodowacenie warty, stadia³ œrodkowy zlodowacenie odry interglacja³ wielki zlodowacenie wilgi zlodowacenie sanu zlodowacenie nidy interglacja³ podlaski zlodowacenie narwi przemieszane osady neogeñskie

Holocene Vistulian Glaciation Eemian Interglacial

Wartanian Glaciation, Upper Stadial Wartanian Glaciation, Middle Stadial Odranian Glaciation Great Interglacial Sanian 2 Glaciation Sanian 1 Glaciation Nidanian Glaciation Podlasian Interglacial Narewian Glaciation mixed Neogene deposits

PL EJ STO C EN PL EIS T O C E N E M+Pl Ol E Pc K osady wodnolodowcowe glaciofluvial deposits osady zastoiskowe

ice-dam lake deposits

osady morenowe

morainic deposits

osady interglacjalne

interglacial deposits

osady moren czo³owych i martwego lodu

frontal and dead-ice moraine deposits

osady kemów kame deposits mio-pliocen Mio-Pliocene oligocen Oligocene eocen Eocene paleocen Palaeocene kreda Cretaceous uskoki faults H B Ee W3 W2 O M G S N P A Ng nasuniêcia glacitektoniczne glaciotectonic thrusts j jeziora lakes N 300 200 100 0 -100 -200 -300 300 200 100 0 -100 -200 -300 m n.p.m. m a.s.l. 0 5 km 0 20 km S m n.p.m. m a.s.l.

Ryc. 2. Syntetyczny przekrój geologiczny przez teren Warmii (przybli¿ony przebieg na ryc. 3). Po³udniowa czêœæ (szczegó³owa) wg

Moraw-skiego, 2004b. Pó³nocna czêœæ (przegl¹dowa) na podstawie kolejnych arkuszy SMGP (Rumiñski, 1996a, 2003b; Morawski, 2003a; Rabek & M³yñczak, 2003a; Rabek, 2003) oraz map geologicznych w skali 1: 200 000 (Ba³uk, 1978, 1979; Mañkowska & S³owañski, 1978; Mañ-kowska & S³owañski, 1977), wykorzystano równie¿ dane z projektów badañ dla nie opracowanych jeszcze arkuszy SMGP (Morawski & Krysiak, 2001; Rabek & M³yñczak, 2003b; Rabek & Œwierszcz, 1995; Kacprzak & Lisicki, 2001; Rabek & M³yñczak, 2001)

Fig. 2. Synthetic geological cross-section through Warmia(aproximate route on Fig. 3). Southern part (shown in detail) after Morawski,

2004bc. Northern part (in overview mode) based on sheets of the Detailed Geological Map of Poland (Rumiñski, 1996a, 2003b; Morawski, 2003a; Rabek & M³yñczak, 2003a; Rabek, 2003) and Geological Maps in 1 : 200 000 scale (Ba³uk, 1978, 1979; Mañkowska & S³owa-ñski, 1978; Mañkowska & S³owaS³owa-ñski, 1977). Data gathered for mapping projects (Morawski & Krysiak, 2001; Rabek & M³yñczak, 2003b; Rabek & Œwierszcz, 1995; Kacprzak & Lisicki, 2001; Rabek & M³yñczak, 2001) were also used

go zasiêgu stadia³u œwiecia na po³udnie od Warmii na obszarze Wysoczyzny Nidzickiej i M³awskiej jak równie¿ pó³nocnego Mazowsza (Ga³¹zka i in., 1998; Ga³¹zka & Marks, 2001a; Lisicki, 1998). Koncepcji tej wydaj¹ siê przeczyæ datowane palinologicznie stanowiska organoge-nicznych osadów interglacja³u eemskiego wystêpuj¹ce na terenie Wysoczyzny Nidzickiej (Morawski i in., 1999) oraz na obszarze pó³nocnego Mazowsza (Morawski, 2001c). Osady eemskie zalegaj¹ tam w aktualnie istniej¹cych zag³êbieniach bezodp³ywowych jedynie pod cienkimi osa-dami stokowymi i nie s¹ przykryte glin¹ zwa³ow¹, brak równie¿ jakiegokolwiek bruku, który móg³ by œwiadczyæ o erozji serii morenowej.

Taki profil plejstocenu na obszarze Warmii pozwala stwierdziæ jej odrêbnoœæ w stosunku do terenów

s¹sied-nich. Dotyczy to zarówno rejonu dolnej Wis³y i Wzniesie-nia Elbl¹skiego (np. Drozdowski, 1974, 1986; Mojski, 1992; Makowska, 1992, 1999, 2004a, b; Wysota, 1999, 2002) jak i terenu Mazur (np. Lisicki, 1997, 2001; Pochoc-ka-Szwarc & Lisicki, 2004), czy tym bardziej Suwalszczy-zny (np. Krzywicki, 1987; Bruj & WoŸniak, 1990; Ber, 2000). Na obszarach tych wystêpuj¹ profile osadów plej-stoceñskich przewa¿nie o znacznej mi¹¿szoœci i o ci¹g³ych jednostkach litostratygraficznych ze znacznym udzia³em glin zwa³owych i z rozpoznawalnymi seriami osadów interglacjalnych. Poziomy przewodnie zwykle wystêpuj¹ na podobnej wysokoœci co u³atwia jednoznaczne korelacje stratygraficzne. N N N N N N N PIENIʯNO

BOGUCHWA£Y JEZIORANY MR¥GOWO

KOBU£TY GIERZWA£D I£AWA

P R O W I N C J A W A R M I Ñ S K A

WARMIAN PROVINCE

przypuszczlny zasiêg lobu warmiñskiego

inferred extent of the Warmian lobe

maksymalny zasiêg l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y

maximum limit of ice sheet

during the Main Stadial of the Vistulian Glaciation

zasiêg fazy pomorskiej (czêœciowo wg Roszko, 1968; czêœæ zachodnia wg Ga³¹zki, 2004a)

Pomerania phase limit (partly after Roszko, 1968; western part after Ga³¹zka, 2004a)

zasiêgi etapów recesyjnych

limits of the recesional zones

akumulacyjne formy miêdzylobowe

interlobe depositional landforms

przybli¿ony przebieg przekroju syntetycznego (ryc. 2)

approximate route of synthetic cross-section (Fig. 2)

diagramy orientacji morfolineamentów polodowcowych dla obszarów wybranych przyk³adowo arkuszy SMGP, z wypadkowym kierunkiem ruchu l¹dolodu (wg Morawskiego, w druku a)

diagrams of glacial morpholineaments orientationsfor selected areas of several sheets of the Detailed Geological Map of Poland, with the resultant direction of ice movement given (after Morawski, in print a)

przekrój sejsmiczny (ryc. 4)

seismic cross-section (Fig. 4)

JEZIORANY N N Gu be r £yna Omu lew Drwê ca Pa s_³êk a J. Narie J. Dru¿no J. Jeziorak J. Dadaj J. Sasek Wielki J. Omulew J. £añskie J. Kownatki J. Szoby Pasym Barczewo Braniewo Bartoszyce Korsze Kêtrzyn Reszel Bisztynek Lidzbark Warmiñski Dobre Miasto Jeziorany Mr¹gowo Biskupiec DŸwierzuty Szczytno Wielbark Nidzica Muszaki Or³owo Olsztynek D¹brówno Lubawa I³awa ELBL¥G Orneta Mor¹g OLSZTYN Ostróda ¯elazna Góra Pieniê¿no G³êbock Szkotowo 0 10 20 km ? ? ?

?

?

?

LOB MAZURSKI

W A R M I A N L O B E

L O B

W A R M I Ñ S K I

LOB WIS£Y

ark. CHE£M¯A ok. 30 km na W

sheet CHE£M¯A ~30 km to W

Ryc. 3. Kierunki ruchu l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y na obszarze lobu warmiñskiego i lobów s¹siednich

Fig. 3. Movement directions of the ice sheet of the Main Stadial of the Vistulian Glaciation in the area of the Warmia ice-sheet lobe and

Glacitektonika i ukszta³towanie powierzchni podplejstoceñskiej

Zagadnieniu zaburzeñ glacitektonicznych po³udniowej Warmii autor poœwiêci³ oddzielne opracowanie (Moraw-ski, 2004c) wyró¿niaj¹c trzy typy tych zaburzeñ: spiêtrze-nia proglacjalne, wyciœniêcia diapirowe i g³êboko zakorzenione nasuniêcia.

Pierwsze z nich s¹ obserwowane w ods³oniêciach wyro-bisk eksploatacji kruszywa; dotyczy to zwykle moren spiê-trzonych w strefach marginalnych. Ewenementem wœród doœæ powszechnych zaburzeñ glacitektonicznych wystê-puj¹cych w strefie przypowierzchniowej, jest fa³d wachla-rzowy udokumentowany na przestrzeni kilkuset metrów w kopalni ¿wiru w Kronowie na N od Barczewa. Jest to obszar deglacjacji arealnej po³o¿ony ok. 50 km. na pó³noc od strefy marginalnej (Morawski, 2003c).

Pozosta³e dwa typy zaburzeñ glacitektonicznych wydaj¹ siê byæ istotnymi elementami strukturalnymi cha-rakteryzuj¹cymi styl budowy geologicznej kenozoiku pro-wincji warmiñskiej. G³êboko zakorzenione struktury s¹ znane z wychodni neogenu na powierzchni terenu lub spo-radycznie lokalizowane punktowo pojedynczymi wierce-niami, co nie pozwala na ich przestrzenne rozpoznanie. Kompleksowemu zastosowaniu metod geofizycznych, do badañ tego typu struktur by³ poœwiêcony, kierowany przez autora projekt finansowany przez KBN (Morawski, 2004a). Szczegó³owe badania geofizyczne zosta³y prze-prowadzone w rejonie Or³owo–£yna (œrodkowa czêœæ po³udniowej Warmii), gdzie wystêpuje wypiêtrzenie osa-dów neogeñskich do powierzchni terenu, rozpoznane wczeœniej do g³êbokoœci ponad 100 m wierceniami wyko-nanymi w ramach poszukiwania wêgla brunatnego (Ciuk, 1968). Przeprowadzono badania metod¹ p³ytkiej sejsmiki refleksyjnej wysokiej rozdzielczoœci (Krzywiec i in., 2004) oraz metod¹ obrazowania elektrooporowego (Twarogow-ski, 2004) w siatce krzy¿uj¹cych

siê przekrojów. Stwierdzono dwie generacje zaburzeñ. Pierwsza z nich to diapirowe wyciœniêcia osa-dów mioceñskich zakorzenione na g³êbokoœci 100–150 m, spo-wodowane naciskiem pionowym l¹dolodu zlodowacenia wis³y. Druga to piêtrowo u³o¿one (dupleksowanie) nasuniêcia (³uski) glacitektoniczne siêgaj¹ce do g³êbokoœci do 300 m z zaanga-¿owaniem osadów mioceñskich i oligoceñskich (Piwocki, 2004). Struktury te powsta³y przed lub w trakcie zlodowacenia odry, byæ mo¿e wieloetapowo, w wyniku pionowego nacisku l¹dolodu (Morawski, 2004c).

Mo¿na przypuszczaæ, ¿e podobne, g³êboko siêgaj¹ce struktury glacitektoniczne wystê-puj¹ równie¿ w innych miejscach na obszarze Warmii. Przyk³ado-wo, w rejonie Szkotowa na W od Nidzicy, w profilu wiercenia badawczego stwierdzono zabu-rzenia z przefa³dowaniem osa-dów mioceñskich i oligoceñskich równie¿ do g³êbokoœci ok. 300 m (Ciuk, 1972). Na wschód od D¹brówna w Jankowicach strop osadów mio-pliocenu zosta³ nawiercony ju¿ na wysokoœci 160 m n.p.m., jest to prawdopodobnie

strefa ich silnego wypiêtrzenia (Ga³¹zka & Marks, 2001a). Wychodnie miocenu i stwierdzone wierceniami studzien-nymi zaburzenia z przefa³dowaniem osadów mioceñskich i plejstoceñskich wystêpuj¹ w rejonie Olsztynka (Morawski, 2004b). Podobnie g³êboko zakorzenionych struktur mo¿na siê spodziewaæ w rejonie Olsztyna, Lidzbarka Warmiñ-skiego (por. ryc. 2) oraz Braniewa. Struktury tego typu maj¹ znacz¹cy wp³yw na styl ukszta³towania powierzchni podplejstoceñskiej na terenie Warmii. Jest rzecz¹ dysku-syjn¹ czy za powierzchniê tê nale¿y uznawaæ litologiczny strop osadów mio-plioceñskich, czy strukturalny sp¹g kompleksu odk³utych i sfa³dowanych glacitektonicznie osadów mioceñskich i oligoceñskich — np. w postaci nasuniêæ powsta³ych w wyniku dupleksowania. Wydaje siê natomiast, ¿e w przypadku zakorzenionych wypiêtrzeñ o charakterze diapirowym, powierzchni¹ podplejstoceñsk¹ jest nadal strop litologiczny osadów mio-plioceñskich mimo, ¿e obecnie znajduj¹ siê one we wtórnym po³o¿eniu uformowanym w plejstocenie.

Niezale¿nie od struktur glacitektonicznych na ukszta³towanie powierzchni podplejstoceñskiej na terenie Warmii ogromny wp³yw maj¹ w¹skie, ale bardzo g³êbokie obni¿enia o „dolinnym” wygl¹dzie, zagadkowej genezie, siêgaj¹ce do g³êbokoœci od ok. 20 m p.p.m. w rejonie Nidzicy (Morawski, 2001b) do ok. 200 m p.p.m. w rejonie ¯elaznej Góry (Rabek, 2003 — por. ryc. 2). S¹ one zwykle wype³nione osadami wodnolodowcowymi, ewentualnie interglacjalnymi oraz zastoiskowymi, rzadziej i tylko czêœciowo glinami zwa³owymi. Osady te s¹ zaliczane do zlodowaceñ narwi i nidy (np. Mañkowska & S³owañski, 1977, 1978, 1979, 1980; Rumiñski, 1996; Morawski, 2001a, b; Rabek, 2003). Formy te maj¹ przewa¿nie przebieg zbli¿ony do po³udnikowego pokrywaj¹cy siê z rozleg³ymi elewacjami i depresjami w pod³o¿u plejstocenu, zgodny wed³ug Marksa (1988) z rozci¹g³oœci¹ struktur podke-nozoicznych. W L O B W A R M I Ñ S K I E WA R M I A N L O B E M A Z U R I A N L O B EL O B M A Z U R S K I s t r e f a m i ê d z y l o b o w a i n t e r l o b e z o n e STR E F A NIE C I¥ G£O Œ CI D IS C ON TINU ITY Z ON E

1

2

3

lokalizacja profili wierceñ badawczych

location of boreholes 1400 1300 1200 1100 1000 900 800 700 600 500 400 300 200 100 1400 1300 1200 1100 1000 900 800 700 600 500 400 300 200 100 czas (m s) tim e (m s) 430 276 126 581 731 881 1031 1181 1331 1481 1631 1781 1931 2081 2231 CDP_SLOC migracja migration

Ryc. 4. Przekrój sejsmiczny przez strefê miêdzylobow¹ Biskupiec–Pasym, z lokalizacj¹ wierceñ

(lokalizacja przekroju na ryc. 2)

Fig. 4. Seismic section across the Biskupiec–Pasym interlobe zone, with boreholes location

Wystêpowanie zakorzenionych wyniesieñ mio-pliocenu (diapirowe wyciœniêcia) nieraz w s¹siedztwie g³êbokich obni¿eñ w pod³o¿u powoduje, ¿e deniwelacje powierzchni podplejstoceñskiej na terenie Warmii osi¹gaj¹ niemal 400 m, co trzeba uznaæ za cechê wyró¿niaj¹c¹ ten obszar. Takie zró¿nicowanie morfologii pod³o¿a potêguje wspomnian¹ wy¿ej nieci¹g³oœæ poszczególnych serii litostratygraficz-nych plejstocenu i ich po³o¿enie na ró¿litostratygraficz-nych wysokoœciach. Jest ono zapewne równie¿ powodem lokalnego wystêpo-wania licznych kompleksów osadów zastoiskowych o znacznych mi¹¿szoœciach.

Na podstawie badañ sejsmicznych, wykonanych na terenie po³udniowej Warmii stwierdzono œcis³y zwi¹zek g³êboko siêgaj¹cych nasuniêæ glacitektonicznych, ze strukturami tektonicznymi, obejmuj¹cymi górn¹ kredê i paleogen, a wygasaj¹cymi w neogenie (Morawski, 2004b). Stwierdzono wystêpowanie sk³onu strukturalnego, który w procesie dupleksowania odegra³ rolê stopnia rampowego oraz towarzysz¹cych mu stref nieci¹g³oœci prawdopodob-nie uskoków (por. ryc. 2). Brak danych siêgaj¹cych g³êbiej (poni¿ej górnej kredy) oraz podobnych badañ w innych miejscach, nie pozwala przes¹dziæ jaka jest geneza tych struktur. Najbardziej prawdopodobne wydaje siê wi¹zanie ich z procesami neotektonicznymi udokumentowanymi na obszarze Peribalticum przez wielu autorów (Gudelis, 1960; Rühle, 1967, 1973; Kubicki & Ryka, 1982; Bara-niecka, 1981; Marks, 1988; Lisicki, 1997; Ber, 2000). Niew¹tpliwy zwi¹zek z kszta³towaniem struktur w pod³o¿u plejstocenu mia³y równie¿ ruchy glaciizostatyczne

(Lisz-kowski, 1993; Niewiarowski, 1983; Marks, 1988; Ber, 2000).

Lob warmiñski l¹dolodu zlodowacenia wis³y

Spojrzenie na Warmiê jako odrêbn¹ jednostkê (prowincjê) geologiczn¹ ma swe Ÿród³o w pierwszej kolejnoœci w ana-lizie danych powierzchniowych wykazuj¹cej specyfikê rzeŸby polodowcowej powsta³ej w wyniku dzia³alnoœci ostatniego l¹dolodu. Wyznaczenie jego maksymalnego zasiêgu na odcinku warmiñskim napotyka na trudnoœci wynikaj¹ce z braku wyraŸnych marginalnych form akumu-lacyjnych. W starszych opracowaniach (Mañkowska & S³owañski, 1978; Rühle, 1986) jako formy marginalne ostatniego zlodowacenia interpretowano wysokie wzgórza po³o¿one na pó³noc od Nidzicy i Muszaków. W wyniku szczegó³owych prac kartograficznych (Morawski, 2001a, b) oraz realizacji szerokiego programu badañ litologicz-nych (Morawski & Kenig, 1999) stwierdzono, ¿e s¹ to moreny akumulacyjne stadia³u m³awy zlodowacenia war-ty, tworz¹ce aktualnie ostañce erozyjne. Formy te oraz wysoka krawêdŸ Wysoczyzny Nidzickiej (Ró¿ycki, 1972) stanowi³y zaporê, której nie przekroczy³o czo³o ostatniego l¹dolodu. Przy braku form marginalnych, g³ównymi for-mami pozwalaj¹cymi na wyznaczenie maksymalnego zasiêgu l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y s¹ rynny subglacjalne, a konkretnie ich po³udniowe zakoñcze-nia. Istotnym wskaŸnikiem maksymalnego zasiêgu l¹dolo-du jest równie¿ po³udniowa granica wystêpowania licznych zag³êbieñ bezodp³ywowych w tym jezior (Morawski, 1999), podkreœlona przez liniê mis koñco-wych, np. jeziora Kownatki i Szoby (ryc. 1, 3). Brak form akumulacyjnych w strefie marginalnej mo¿e œwiadczyæ o tym, ¿e maksymalny zasiêg osi¹gn¹³ jedynie lód bardzo ubogi w materia³ morenowy. Równie¿ okres postoju czo³a l¹dolodu w tej strefie musia³ byæ stosunkowo krótki. Ruchowi nasuwczemu towarzyszy³o prawdopodobnie gwa³towne i nierównomierne piêtrzenie siê mas lodu, które spowodowa³o g³êboko siêgaj¹ce zaburzenia glacitekto-niczne i diapirowe wyciœniêcia plastycznych osadów mio-plioceñskiego pod³o¿a. 180 160 140 120 100 80 60 40 -40

1

3

piaski, mu³ki , i³y zastoiskowe

sands, silts , ice-dam lake clays

piaski, ¿wiry wodnolodowcowe

sands, glaciofluvial gravels

gliny zwa³owe tills PL EJS T OC EN PL EI S T O C E N E

2

Ryc. 5. Brak korelacji pomiêdzy profilami litologicznymi

plejsto-cenu z wierceñ usytuowanych na terenie lobu warmiñskiego (1), w strefie miêdzylobowej (2) i na terenie lobu mazurskiego (3). Loka-lizacja wierceñ na przekroju sejsmicznym — por. ryc. 4

Fig. 5. Lack of correlation between Pleistocene lithological

profi-les from borehoprofi-les situated in the area of the Warmian lobe (1), in the interlobe zone (2) and in the area of the Mazurian lobe (3). For location of boreholes in seismic profile — see Fig. 4

LOB WARMIÑSKI WARMIAN LOBE Narew Bug Warta Toruñ 0 100 km Wis³a Gdañsk WARSZAWA Olsztyn ? ? Morze Ba³tyckie Baltic Sea LOB MAZURSKI MAZURIAN LOBE LOB WIS£Y VISTULA LOBE

kierunki ruchu lodu

ice flow directions

strefy miêdzylobowe

interlobe zones

maksymalny zasiêg l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y

maximum limit of ice sheet during the Main Stadial of the Vistulian Glaciation

Ryc. 6. Powstanie lobu warmiñskiego l¹dolodu stadia³u g³ównego

zlodowacenia wis³y.

Fig. 6. The formation of the Warmian lobe of the Main Stadial of

Nowe dane kartograficzne, stratygraficzne i paleoge-ograficzne z obszaru Warmii pozwalaj¹ na wyodrêbnienie lobu warmiñskiego (Morawski, 2003d) o kszta³cie trójk¹tnego klina pomiêdzy lobem mazurskim na wscho-dzie a lobem wis³y na zachowscho-dzie (ryc. 1, 3). Lob ten wyod-rêbni³ siê w l¹dolodzie stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y i obejmowa³ po³udniow¹ czêœæ obszaru okreœlonego jako prowincja warmiñska. Rozpoznanie lobu warmiñskie-go powoduje przesuniêcie dotychczasowej granicy wschodniej lobu Wis³y (dawnej granicy zachodniej lobu mazurskiego) z rejonu garbu lubawskiego — masywu Góry Dylewskiej (Kondracki, 1952; Galon & Roszkówna, 1967; Marks, 1984; Ga³¹zka & Marks, 2000) ku zachodo-wi. Wydaje siê, ¿e w œwietle badañ Ga³¹zki (2004a, b) zachodnia granica lobu warmiñskiego przebiega w rejonie I³awy na granicy strumieni lodowych wiœlanego i

ma³dyc-kiego. Zagadnienie przebiegu zachodniej granicy lobu

warmiñskiego w jego czêœci pó³nocnej (rejon Elbl¹ga), a co za tym idzie zasiêgu lobu wis³y w tym rejonie, nale¿y obecnie uznaæ za otwarte, wymagaj¹ce dalszych badañ. Problem ten dotyczy równie¿ granicy pomiêdzy prowincj¹

warmiñsk¹ a prowincj¹ dolnej Wis³y. Dalszych badañ wymaga równie¿ uk³ad lobów na obszarze prowincji war-miñskiej w fazach recesyjnych ostatniego zlodowacenia. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e w fazie pomorskiej na obszarze Warmii istnia³y dwa loby oddzielone stref¹ miêdzylobow¹ biegn¹c¹ od Jeziora Nerie na po³udniu przez wzniesienia na pó³noc od Mor¹ga do wzniesieñ w rejonie Elbl¹ga (por. ryc. 1).

Granic¹ wschodni¹ lobu warmiñskiego jest strefa miê-dzylobowa o przebiegu NNE–SSW, biegn¹ca od okolic Korszy na pó³nocy, przez Biskupiec, Pasym, do rejonu Jab³onki nad Jeziorem Omulew (ryc. 3). Szerokoœæ tego pasa wynosi zwykle kilka kilometrów, w jego obrêbie na przestrzeni ok. 60 km wystêpuj¹ wyd³u¿one, szczelinowe formy akumulacyjne zbudowane z osadów powsta³ych na kontakcie z lodem — g³ównie z piasków ze ¿wirami i g³azami oraz wk³adkami glin zwa³owych. Po stronie zachodniej strefie tej towarzyszy ci¹g jezior rynnowych, wyd³u¿onych zgodnie z przebiegiem strefy (ryc. 1, 3). Ten linijny ci¹g form polodowcowych zosta³ pod koniec poprzedniego stulecia szczegó³owo skartowany, a formy

GARBOWO TROUGH BRUZDA NAPI WODA NAPIWODAPURDA PURDA GRABOWO 0 10 20 km 54 00° ' 54 00° ' 21 00° ' 20 00° ' 53 20° ' Pasym Barczewo Braniewo Bartoszyce Korsze Kêtrzyn Reszel Bisztynek Lidzbark Warmiñski

Dobre Miasto Jeziorany

Mr¹gowo Biskupiec DŸwierzuty Szczytno Myszyniec Wielbark Nidzica Muszaki Or³owo Olsztynek D¹brówno Lubawa I³awa ELBL¥G Orneta Mor¹g OLSZTYN Ostróda ¯elazna Góra Pieniê¿no G³êbock Szkotowo

Paleostruktury przedarenidzkie (wg Kotañskiego, 1977): Pre-Arenig structures (after Kotañski, 1977):

wyniesienia elevations obni¿enia depressions

izohipsy stropu krystaliniku (wg Ksi¹¿kiewicza i in, 1974)

isohypses of top of crystalline basement (after Ksi¹¿kiewicz et al., 1974) fotolineamenty (wg Granicznego i Doktora, 1995)

photolineaments (after Graniczny & Doktór, 1995)

uskoki (wg ibidem) faults (after ibidem)

przypuszczalny zasiêg lobu warmiñskiego inferred extent of the Warmian lobe akumulacyjne formy miêdzylobowe

interlobe depositional landforms

HIP OT ET YC ZN E WY NIE SIE NIE GI¯ YC KO -S ZC ZY TN O -R Ó¯ AN HY PO TH ET ICA L GI¯ YC KO -S ZC ZY TN O -R Ó¯ AN ELE VAT ION -1500 -2000 -2500 -3000 -4000

A N T E K L I Z A

M A Z U R S K O

-- S U W A L S K A

S Y N E K L I Z A

P E R Y B A £ T Y C K A

PERI-BALTIC SYNECLISE

?

?

?

MAZURY-SUWA£KI

ANTECLISE

Ryc. 7. Mapa fotolineamentów na tle struktur pod³o¿a na terenie Warmii Fig. 7. Photolineaments against the basement structures in the Warmia region

zosta³y opisane jako moreny czo³owe (Gagel & Müller, 1897; Gagel, 1902).

W ramach prowadzonych obecnie przez autora prac w tym rejonie, w 2004 r. zosta³ wykonany przekrój sejsmicz-ny (ryc. 4), o przebiegu w przybli¿eniu W–E, czyli prosto-padle przecinaj¹cy strefê miêdzylobow¹ (ryc. 3). Analiza przebiegu refleksów sejsmicznych wskazuje, ¿e w osi omawianego pasa form miêdzylobowych wystêpuje piono-wa strefa nieci¹g³oœci z ugiêciem piono-warstw o amplitudzie do 100 m. Wed³ug wstêpnych danych strefa ta mo¿e siêgaæ do pod³o¿a krystalicznego, po³o¿onego tu na g³êbokoœci ok. 1500 m p.p.m. (Ksi¹¿kiewicz i in., 1974). Na linii przekro-ju sejsmicznego zosta³y wykonane nastêpnie trzy wierce-nia badawcze z pe³nym rdzeniowaniem (ryc. 5). Wiercenie nr 1 (Klucznik) zosta³o zlokalizowane na terenie, który obejmowa³ lob warmiñski, wiercenie nr 2 (Nerwik) jest usytuowane w osi formy miêdzylobowej (strefa szwu), a wiercenie nr 3 (S¹p³aty) na obszarze wysoczyzny szczyt-nieñskiej uformowanej przez lob mazurski. Ju¿ wstêpne wyniki badañ dobitnie wskazuj¹, ¿e strefa miêdzylobowa obejmuje w profilu pionowym nie tylko utwory ostatniego

zlodowacenia, ale ca³y profil plejstocenu. Zestawienie ju¿ samych profili litologicznych, jeszcze bez interpretacji stratygraficznej (ryc. 5), wykazuje brak korelacji pomiêdzy profilami ca³ego plejstocenu po obu stronach strefy miê-dzylobowej. Ta wyraŸna odrêbnoœæ w wykszta³ceniu profi-lu plejstocenu potwierdza, ¿e omawiana strefa jest granic¹ nie tylko lobów ostatniego zlodowacenia, ale równie¿ granic¹ prowincji sedymentacyjnych warmiñskiej i mazurskiej, o za³o¿eniach strukturalnych, siêgaj¹cych prawdopodobnie nawet do pod³o¿a krystalicznego.

Po³udniow¹ granicê lobu warmiñskiego wyznacza wspomniany wy¿ej maksymalny zasiêg l¹dolodu stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y w rejonie Nidzicy (ryc. 1, 3).

Granica pó³nocna lobu warmiñskiego jest dyskusyjna. Dotyczy to w szczególnoœci zagadnienia czy faza pomorska jest na omawianym obszarze faz¹ recesyjn¹, czy ponow-nym nasuniêciem l¹dolodu po jego wycofaniu siê mo¿e nawet w rejon Skandynawii. Za ponownym nasuniêciem wydaje siê wskazywaæ np. odmienny sk³ad eratyków stwierdzony przez Ga³¹zkê (2004b) w lokalnie dwu-dzielnej glinie zwa³owej w rejonie I³awy w zasiêgu fazy

Pasym Barczewo Braniewo Bartoszyce Korsze Kêtrzyn Reszel Bisztynek Lidzbark Warmiñski Dobre Miasto Jeziorany Mr¹gowo Biskupiec DŸwierzuty Szczytno Myszyniec Wielbark Nidzica Muszaki Or³owo Olsztynek D¹brówno Lubawa I³awa ELBL¥G Orneta Mor¹g OLSZTYN Ostróda ¯elazna Góra Pieniê¿no G³êbock Szkotowo ? 0 10 20 km 54 00° ' 54 00° ' 21 00° ' 20 00° ' 53 20° ' Paleostruktury przedarenidzkie (wg Kotañskiego, 1977): Pre-Arenig structures (after Kotañski, 1977): wyniesienia elevations obni¿enia depressions

?

?

?

Lineamenty grawimetryczne – pionowe granice gêstoœci wyznaczone z pola G (wg Kucharskiego, 1995):∆ Gravity lineaments – vertical density boundaries determined from the gravity field (after Kucharski, 1995):

na g³êbokoœci 1 km at depth of 1 km na g³êbokoœci 3 km at depth of 3 km na g³êbokoœci 5 km at depth of 5 km

przypuszczalny zasiêg lobu warmiñskiego inferred extent of the Warmian lobe wypiêtrzenia osadów neogeñskich i g³êboko zakorzenione zaburzenia glacitektoniczne elevations of Neogene deposits and deeply rooted

glaciotectonic deformations

Ryc. 8.Strefowoœæ paleoform pod³o¿a na terenie Warmii Fig. 8. Zonation of basement structures in the Warmia region

pomorskiej. Z drugiej jednak strony na badanym obszarze œrodkowej i zachodniej Warmii, w szczegó³owych opraco-waniach kartograficznych nie stwierdza siê dodatkowego poziomu morenowego odpowiadaj¹cego fazie pomorskiej (np. Morawski, 2003a, b; Petelski & Gondek, 2001; Rabek, 2003; Rabek & M³yñczak, 2003a; Rumiñski, 1996, 2003a, b), co wydaje siê sugerowaæ traktowanie fazy pomorskiej jako recesyjn¹. W zwi¹zku z tym zasiêg fazy pomorskiej na terenie Warmii, zosta³ przedstawiony na ryc. 1 i 3, jako linia postoju przyjmuj¹c, ¿e ewentualne nasuniêcie mog³o mieæ jedynie charakter lokalny. Orientacyjnie zaznaczono równie¿ linie etapów postojowych ni¿szej rangi w okresie recesji ostatniego zlodowacenia, wyznaczone na podsta-wie analizy ci¹gów form czo³owomorenowych (ryc. 1–3). Obszar lobu warmiñskiego dokumentuj¹ m.in. kierunki ruchu l¹dolodu uzyskane z analizy orientacji przestrzennej morfolineamentów polodowcowych, czyli linijnych form zarówno pozytywnych, jak i negatywnych (Morawski, 2003c, 2005a). Analiza orientacji tych form zosta³a wyko-nana dla obszarów przyk³adowo wybranych arkuszy SMGP opracowanych przez ró¿nych autorów (Ga³¹zka, 2003; Ga³¹zka & Marks, 2001b; Kacprzak & Lisicki, 1999; Lisicki, 2001; Morawski, 2003a; Rabek & M³yñczak, 2003a; Trzepla & Drozd, 1999; Trzmiel, 2003) zarówno z Warmii, jak i terenów s¹siednich (ryc. 3). Kierunek nasu-wania siê lobu warmiñskiego jest bardzo uporz¹dkowany — niemal dok³adnie z pó³nocy. Zosta³ on potwierdzony punktowo kierunkami ruchu lodu wynikaj¹cym z orientacji kompresyjnych struktur glacitektonicznych, spiê-trzaj¹cych osady powierzchniowe w wyniku nacisku tan-gencjalnego czo³a l¹dolodu. Kierunek ruchu l¹dolodu z pó³nocy w obrêbie lobu warmiñskiego zosta³ równie¿ potwierdzony kierunkami transportu eratyków przewod-nich, wyznaczonymi przez Ga³¹zkê (2004b). Dotyczy to w szczególnoœci zachodniej czêœci lobu warmiñskiego w rejonie I³awy.

Analiza kierunków ruchu lodu na terenie lobu warmiñ-skiego (ryc. 3) wskazuje, ¿e s¹ one identyczne zarówno poza zasiêgiem fazy pomorskiej, jak i w jej obrêbie, co wydaje siê sugerowaæ, ¿e lob warmiñski funkcjonuj¹cy w ca³ym okresie stadia³u g³ównego zlodowacenia wis³y obej-mowa³ obszar w przybli¿eniu odpowiadaj¹cy prowincji warmiñskiej. Dotyczy to centralnej i wschodniej czêœci Warmii, dalszych badañ wymaga natomiast czêœæ zachod-nia — na zachód od Mor¹ga, gdy¿ w fazie pomorskiej byæ mo¿e wyodrêbni³ siê tam oddzielny lob albo ku wschodowi przesunê³a siê granica lobu wis³y. Szczególnie interesuj¹ce z punktu widzenia wniosków paleogeograficznych jest porównanie kierunków ruchu lodu z obszarów arkuszy Gierzwa³d i I³awa SMGP (Ga³¹zka & Marks, 2001; Ga³¹zka, 2003) po³o¿onych po obu stronach Góry Dylewskiej (ryc. 3). Na obu tych obszarach kierunek ruchu lodu jest ten sam — z pó³nocy, mimo ¿e po stronie zachod-niej (I³awa) dominuje zespó³ form o orientacji NE–SW, a po stronie wschodniej (Gierzwa³d) zespó³ form o orientacji NW–SE. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e formy te s¹ odziedziczo-ne po zespo³ach szczelin w l¹dolodzie o orientacji uprzy-wilejowanej dla tensyjnego otwierania siê — w obu przypadkach na zewn¹trz od Góry Dylewskiej. Analizowa-ny obszar jest zatem po³o¿oAnalizowa-ny w strefie rozchodzenia siê pola naprê¿eñ na zewn¹trz od przeszkody w pod³o¿u l¹dolodu. Przedstawiony uk³ad orientacji ca³ej analizowa-nej sieci orientacji przestrzenanalizowa-nej morfolineamentów polo-dowcowych (por. ryc. 3), mo¿e œwiadczyæ o tym, ¿e Góra Dylewska nie stanowi³a nunataka, lecz zosta³a pokryta przez l¹dolód, który mimo przeszkody w pod³o¿u nasun¹³ siê na ni¹ z pó³nocy ku po³udniowi. A zatem masyw ten nie spowodowa³ lokalnych zmian w generalnym kierunku nasuwania siê l¹dolodu, co sugeruje Marks (1988), a co za tym idzie nie stanowi³ strefy miêdzylobowej.

Na terenie s¹siaduj¹cego od wschodu lobu mazur-skiego orientacja morfolineamentów polodowcowych wykazuje kierunek ruchu l¹dolodu z NNW ku SSE (por. ryc. 3). Natomiast od strony zachodniej s¹siaduje lob Wis³y, który wykazuje kierunki silniej skrêcaj¹ce ku wschodowi, a¿ do kierunku z W ku E w rejonie na po³udnie od Torunia. Na ryc. 3 przyk³adowo pokazuje to diagram z obszaru arkusza Che³m¿a (Trzepla & Drozd, 1999) usy-tuowanego ok. 30 km na zachód od omawianego obszaru Warmii. Stwierdzona we wszystkich trzech lobach mazurskim, warmiñskim i lobie Wis³y odmiennoœæ generalnej orientacji sieci morfolineamentów polodowcowych, a zatem i pierwotnej sieci spêkañ w l¹dolodzie, sugeruje nastêpstwo czasowe — nierównoczesnoœæ aktywnoœci tych lobów. Niew¹tpliwie najszybciej i najdalej posuwa³ siê lob wis³y, wykorzystuj¹c istniej¹c¹ ju¿ dolinê pra-Wis³y. Na obsza-rze warmiñsko-mazurskim natomiast najprawdopodobniej w pierwszym etapie l¹dolód (lob mazurski) nasuwa³ siê z NNW ku SSE (ryc. 6; por. te¿ Marks, 2002) co zapewne spowodowa³o, ¿e jego maksymalny zasiêg na odcinku mazurskim nie jest równole¿nikowy lecz ma przebieg WSW–ENE, czyli w przybli¿eniu prostopad³y do kierunku ruchu lodu. Najprawdopodobniej w wyniku obci¹¿enia l¹dolodem nast¹pi³o ugiêcie pod³o¿a na zachodnim sk³onie anteklizy mazursko-suwalskiej, co równie¿ spowodowa³o ugiêcie lub pêkniêcie l¹dolodu na tej linii. Powsta³a strefa miêdzylobowa Korsze–Biskupiec–Pasym–J. Omulew. W wyniku obni¿enia pod³o¿a nast¹pi³o prawdopodobnie przyspieszenie ruchu lodu na obszarze Warmii, czemu towarzyszy³a niewielka zmiana kierunku. Dalszy ruch l¹dolodu na tym obszarze odbywa³ siê ju¿ z pó³nocy ku po³udniowi, przypuszczalnie ju¿ tylko po zachodniej stro-nie strefy miêdzylobowej — utworzy³ siê lob warmiñski (ryc. 6). Zmiana kierunku ruchu mog³a byæ jedynie lokal-nym efektem orientacji strefy ugiêcia NE–SW. Ruch lodu nast¹pi³ na bardzo niewielkim odcinku, gdy¿ jego czo³o napotka³o znacz¹c¹ przeszkodê morfologiczn¹ w postaci kra-wêdzi Wysoczyzny Nidzickiej. Byæ mo¿e w tym samym cza-sie powsta³a strefa ograniczaj¹ca lob warmiñski od zachodu, która jednak nie zosta³a dotychczas dostatecznie zbadana.

Zwi¹zek stylu strukturalnego plejstocenu z budow¹ geologiczn¹ i tektonik¹ pod³o¿a

Trójk¹tny obszar Warmii w sugestywny sposób pokry-wa siê ze schematem tektoniki pod³o¿a tego obszaru. WyraŸny zwi¹zek paleostruktur przedarenidzkich przed-stawionych przez Kotañskiego (1977) dla obszaru Polski pó³nocno-wschodniej z geologi¹ plejstocenu i polo-dowcow¹ rzeŸb¹ terenu zauwa¿y³ Ber (2000) i szcze-gó³owo omówi³ g³ównie w odniesieniu do obszaru Suwalszczyzny, nawi¹zuj¹c równie¿ do tektoniki pod³o¿a krystalicznego.

Granic¹ wschodni¹ lobu warmiñskiego l¹dolodu ostatniego zlodowacenia, któr¹ uznano równoczeœnie za granicê prowincji warmiñskiej, jest omówiona wy¿ej strefa miêdzylobowa Biskupiec–Pasym. Przebieg tej strefy pokrywa siê z zachodnim sk³onem anteklizy mazursko-su-walskiej, a dok³adniej ze sk³onem wyró¿nionego przez Kotañskiego (1977) hipotetycznego wyniesienia Gi¿yc-ko–Szczytno–Ró¿an (por. ryc. 7). Na odcinku warmiñskim wyniesienie to pokrywa siê z wysoczyzn¹ Szczyt-no–Biskupiec (Mr¹gowo)–Reszel (Kêtrzyn) uformowan¹ przez lob mazurski (por. ryc. 1). Obszar ten charakteryzuje siê kompleksem osadów plejstoceñskich o mi¹¿szoœci 150–250 m, le¿¹cym na doœæ wyrównanym pod³o¿u mio-plioceñskim, po³o¿onym na wysokoœci ok. 40–80 m n.p.m. Kompleks plejstoceñski charakteryzuje siê wyj¹tko-wo pe³nym profilem, np. w rejonie Mr¹gowa wystêpuje w superpozycji 11 kompleksów osadów glacjalnych, przedzie-lonych seriami osadów miêdzymorenowych.

Udokumento-wane zosta³y równie¿ 4 serie interglacjalne (Lisicki, 2001). W obszarze bezpoœrednio przylegaj¹cym od wschodu do strefy miêdzylobowej, profil plejstocenu jest ju¿ zreduko-wany do 140 m i wystêpuje jedynie 6 poziomów glacjalnych (por. profil wiercenia S¹p³aty nr 3 na ryc. 5). Po zachodniej stronie strefy miêdzylobowej przebiega pas obni¿eñ, w obrêbie którego wystêpuje wiele jezior (por. ryc. 1). Strefa ta pokrywa siê w przybli¿eniu z wydzielon¹ przez Kotañskie-go (1977) bruzd¹ Napiwoda–Purda–Garbowo, przebie-gaj¹c¹ wzd³u¿ zachodniej krawêdzi anteklizy mazursko-suwalskiej (ryc. 7).

Strefa miêdzylobowa Biskupiec–Pasym pokrywa siê z przebiegiem znacz¹cych fotolineamentów przedstawionych na ryc. 7. Natomiast strefa ta nie odzwierciedla siê w orien-tacji lineamentów grawimetrycznych (pionowe granice gêstoœci wyznaczone z pola)G na g³êbokoœciach 1, 3 i 5 km) przedstawionych na ryc. 8 . W pó³nocnej czêœci, w rejo-nie Reszla–Kêtrzyna, nastêpuje skrêt ku wschodowi zarów-no bruzdy brze¿nej wed³ug Kotañskiego (1977), jak i tym bardziej krawêdzi stropu pod³o¿a krystalicznego wed³ug Ksi¹¿kiewicza i in. (1974). W tym samym miejscu urywaj¹ siê fotolineamenty, zmieniaj¹c kierunek na niemal równole-¿nikowy (ryc. 7). Tê zmianê kierunku bardzo wyraŸnie wykazuj¹ równie¿ lineamenty grawimetryczne (ryc. 8). Z punktu widzenia analizy form polodowcowych i profilu osa-dów plejstoceñskich jest mo¿liwe poprowadzenie granicy lobu warmiñskiego, jak i granicy prowincji równie¿ bardziej ku wschodowi. Taki wariant NE fragmentu granicy lobu warmiñskiego, poprowadzonej po ci¹gu moren czo³owych (form miêdzylobowych ?) w rejonie Reszla i Kêtrzyna zaznaczono na ryc. 7, 8.

Na obszarze Warmii powierzchnia stropowa pod³o¿a krystalicznego (Ksi¹¿kiewicz i in., 1974) opada od ok. 1500 m p.p.m. na wschodzie do ok. 4000 m p.p.m. na zachodzie (por. ryc. 7). Paleostruktury przedarenidzkie (Kotañski, 1977) o przebiegu wyd³u¿onym po³udnikowo — naprzemianleg³e wyniesienia i obni¿enia — uk³adaj¹ siê promieniœcie, zgodnie z trójk¹tnym kszta³tem tej czêœci syneklizy peryba³tyckiej i obszaru lobu warmiñskiego (prowincji warmiñskiej). Taki uk³ad struktur zmienia siê w pó³nocnej czêœci Warmii w strefie Mor¹g–Orneta–Dobre Miasto–Lidzbark Warmiñski–Korsze (ryc. 7). Strefa ta o przebiegu WSW–ENE bardzo wyraŸnie pokrywa siê z prze-biegiem wi¹zki lineamentów grawimetrycznych na linii Bartoszyce–Lidzbark Warmiñski i dalej ku zachodowi (por. ryc. 8). Ten sam przebieg ma wiele znacz¹cych foto-lineamentów (ryc. 7). Strefa ta ma swój odpowiednik w rzeŸbie terenu w postaci pasa obni¿eñ Bartoszyce–Lidzbark Warmiñski–Orneta i dalej ku zachodowi w kierunku Mal-borka (por. ryc. 1). Nale¿y zwróciæ uwagê, ¿e jednoczeœnie na pó³noc od tej strefy zasadniczo zmienia siê styl budowy geologicznej plejstocenu w stosunku do po³udniowej czê-œci Warmii. Generalnie obni¿a siê po³o¿enie powierzchni podplejstoceñskiej, wzrasta iloœæ i mi¹¿szoœæ serii glin zwa³owych, profil osadów plejstoceñskich jest znacznie pe³niejszy, a po³o¿enie poszczególnych kompleksów i ich kontynuacja pozioma bardziej konsekwentna (por. ryc. 2). Byæ mo¿e omawiana strefa powinna stanowiæ pó³nocn¹ granicê prowincji warmiñskiej.

Zachodnia granica lobu warmiñskiego o przebiegu SE–NW dok³adnie pokrywa siê z przebiegiem wyd³u¿onych paleostruktur przedarenidzkich (ryc. 7, 8). Pokrywa siê równie¿ z przebiegiem uskoków (elementy strukturalne przedalpejskie (Ksi¹¿kiewicz i in., 1974) pokazanych na ryc. 7. Wed³ug Tyskiego (1974) jest to stre-fa roz³amów w pod³o¿u krystalicznym. Na tej samej linii wystêpuj¹ znacz¹ce fotolineamenty (Doktór i in., 1995; Graniczny & Doktór, 1995).

Zestawienie map fotolineamentów (ryc. 7) i lineamentów grawimetrycznych (ryc. 8) pozwala równie¿ na wiele dal-szych korelacji struktur pod³o¿a z elementami morfologii

terenu, jak i budow¹ geologiczn¹ serii plejstoceñskich na obszarze Warmii. I tak dominuj¹ce w morfologii izolowa-ne wzniesienia po³o¿oizolowa-ne w rejonie Elbl¹ga, Górowa, Mor¹ga, Jezioran, Olsztynka oraz Góra Dylewska (ryc. 1) nie odzwierciedlaj¹ siê w uk³adzie fotolineamentów (ryc. 7). Jedynie w przypadku Górowa, Mor¹ga i Jezioran wystêpowaniu wzniesieñ towarzysz¹ fotolineamenty ko³owe o zagadkowej genezie. W rejonie Jezioran line-ament taki obejmuje dwa pola kemowe. S¹ to dwa obszary o wymiarach 3 ´ 3 km bêd¹ce zgrupowaniem kopulastych wzgórz wznosz¹cych siê do 40 m nad poziom otaczaj¹cej wysoczyzny. Pokrywê wzgórz o mi¹¿szoœci od kilku do kilkunastu metrów stanowi glina zwa³owa, a j¹dra s¹ zbu-dowane z piasków drobnoziarnistych. Formy te zosta³y przez autora (Morawski, 2005b) zinterpretowane jako kemy inglacjalne, powsta³e w wyniku zape³niania kawern wewn¹trz l¹dolodu powsta³ych na skrzy¿owaniach spêkañ w l¹dolodzie. Badania elektrooporowe i wiertnicze wskazuj¹ na brak serii morenowych (glin zwa³owych) w profilu plejstocenu w obrêbie tych masywów kemowych, oraz na lokalne wyniesienie stropu mio-plioceñskiego o kilkadziesi¹t metrów. Dane te sk³oni³y autora do postawie-nia hipotezy, ¿e mog¹ to byæ formy festonowej labilnoœci pod³o¿a (por. Ber, 2000) powoduj¹cej cykliczn¹ erozjê osadów morenowych i sedymentacjê osadów miêdzymore-nowych (Morawski, 2005b).

Omawiane wzniesienia na terenie Warmii nie odzwier-ciedlaj¹ siê wyraŸnie równie¿ w przebiegu lineamentów gra-wimetrycznych (ryc. 8). Lineamenty te przewa¿nie uk³adaj¹ siê wokó³ tych obszarów, co mo¿e sugerowaæ zwi¹zek z podobnymi wyniesieniami w g³êbokim pod³o¿u otoczonymi powierzchniami nieci¹g³oœci.

Analiza orientacji przestrzennej morfolineamentów polo-dowcowych, na podstawie której wyznaczono kierunki ruchu l¹dolodu (patrz wy¿ej) wykazuje, ¿e orientacja analizowa-nych form linijanalizowa-nych nie odzwierciedla siê w zasadzie w orien-tacji fotolineamentów. Wyj¹tkiem s¹ du¿e rynny subglacjalne oraz omówiona wy¿ej strefa miêdzylobowa Bisku-piec–Pasym. Zwi¹zek orientacji linijnych form polodowco-wych ze strukturami pod³o¿a (Marks, 1988; Ga³¹zka & Marks, 2000) jest zdaniem autora poœredni. Orientacja form jest najprawdopodobniej odziedziczona po sieci spêkañ w l¹dolodzie, a czêsto obserwowana, lokalna dominacja poszczególnych kierunków (zespo³ów) jest uwarunkowana lokaln¹ predyspozycj¹ do otwierania szczelin, w znacznym stopniu zale¿n¹ od ukszta³towania pod³o¿a. Doskona³ym przyk³adem jest opisany wy¿ej rejon Góry Dylewskiej.

Bardzo interesuj¹cych informacji dostarcza zestawie-nie lokalizacji wypiêtrzeñ osadów mio-plioceñskich, stwierdzonych w postaci wychodni oraz wierceniami i badaniami elektrooporowymi, ze strefowoœci¹ wystêpowa-nia i zagêszczeniem lineamentów grawimetrycznych (ryc. 8). W kilku przypadkach znajduj¹ siê one w wyraŸnych wêz³ach krzy¿owania siê lineamentów. Dotyczy to np. omówionych wczeœniej rejonów Or³owa i Szkotowa, a tak¿e Jankowic k. D¹brówna, Morlin k. Ostródy, Olsztyn-ka, Lidzbarka Warmiñskiego i Braniewa. Taka zbie¿noœæ mo¿e œwiadczyæ o tym, ¿e g³êboko siêgaj¹ce zaburzenia glacitektoniczne i diapirowe wypiêtrzenia mog¹ byæ pre-dysponowane labilnoœci¹ struktur w g³êbokim pod³o¿u, zwi¹zanych z pionowymi granicami gêstoœci. Zbie¿noœæ ta zachêca do dalszych badañ nad tym zagadnieniem na dro-dze typowania stref w wêz³ach lineamentów grawime-trycznych do g³êbokich badañ strukturalnych. Z drugiej strony nale¿a³o by sprawdziæ czy wychodnie osadów mio-plioceñskich nie zwi¹zane z wêz³ami lineamentów gra-wimetrycznych s¹ zakorzenione, czy mo¿e stanowi¹ kry w obrêbie osadów plejstoceñskich — tak w³aœnie by³y one inter-pretowane dotychczas, np. w rejonie Nidzicy (Mañkowska & S³owañski, 1978, 1980) oraz na po³udnie od Lidzbarka War-miñskiego (Mañkowska & S³owañski, 1977, 1979).

Podsumowanie

Niniejsze opracowanie jest prób¹ spojrzenia na plejsto-cen Warmii w ujêciu prowincji paleogeograficznych, czyli obszarów, na których w wyniku okreœlonych uwarunko-wañ geologiczno-strukturalnych, procesy geologiczne w okresie plejstocenu przebiega³y w podobny i specyficzny sposób. W tym znaczeniu prowincje paleogeograficzne nale¿y rozumieæ jako jednostki stosunkowo niskiego rzêdu i nie nale¿y ich wi¹zaæ z prowincjami geomorfologicznymi stanowi¹cymi jednostki najwy¿szego rzêdu wg nomenkla-tury Gilewskiej (1991).

Prowincja warmiñska zosta³a wyodrêbniona zarówno na podstawie cech morfologicznych (odrêbnoœæ rzeŸby polo-dowcowej powsta³ej w wyniku dzia³alnoœci lobu warmiñ-skiego l¹dolodu ostatniego zlodowacenia), jak i charakterystycznych cech profilu ca³ego plejstocenu. Na obszarze tym paleogeografia plejstocenu jest silnie uzale¿nio-na od cech strukturalnych pod³o¿a, w tym g³êbokiego, do krystalicznego w³¹cznie. Wydaje siê, ¿e obszar Warmii by³ w plejstocenie terenem wyj¹tkowo silnej labilnoœci pod³o¿a, co dotyczy³o zapewne zarówno procesów w skali ca³ej pro-wincji, jak i skomplikowanych ruchów œciœle lokalnych. Jest to obszar szczególnej intensywnoœci procesów neotekto-nicznych zwi¹zanych zarówno z przetrwa³¹ tendencj¹ do subsydencji, która uformowa³a syneklizê peryba³tyck¹, jak i w wyniku po³o¿enia w obrêbie niecki brze¿nej (np. Znosko, 1960; Motyl-Rakowska & Schoeneich, 1970; Kubicki i in., 1972; Po¿aryski, 1974). Kompakcja osadów pokrywy osa-dowej by³a prawdopodobnie bardzo nierównomierna zarówno za spraw¹ wystêpowania paleostruktur tektonicz-nych w obrêbie syneklizy peryba³tyckiej, jak i zró¿nicowa-nia mi¹¿szoœci pokrywy osadowej rosn¹cej ze wschodu ku zachodowi na stosunkowo niewielkim odcinku od ok. 1500 do ponad 4000 m (Ksi¹¿kiewicz i in., 1974). Mo¿na przy-puszczaæ, ¿e w zwi¹zku z tym by³ to równie¿ obszar szcze-gólnie podatny na ruchy glaciizostatyczne zwi¹zane z cyklicznym obci¹¿aniem i odci¹¿aniem l¹dolodami (Ber, 2000). Wydaje siê, ¿e wszystkie te przyczyny labilnoœci jak i jej skutki by³y na obszarze Warmii znacznie bardziej intensywne, ni¿ na przylegaj¹cym od wschodu obszarze mazurskim (prowincja mazurska). Obszar anteklizy mazursko-suwalskiej poza tendencj¹ wznosz¹c¹ by³ obsza-rem znacznie sztywniejszym, a jednoczeœnie przy cieñszej pokrywie osadowej mniej podatnym na ruchy glaciizosta-tyczne. Mo¿na przypuszczaæ, ¿e obci¹¿enie pod³o¿a wkra-czaj¹cymi l¹dolodami powodowa³o zdecydowanie odmienne efekty na obszarze anteklizy i syneklizy. Ró¿nice w osiadaniu pod³o¿a mog³y powodowaæ ugiêcie ca³ej cza-szy l¹dolodu wzd³u¿ zachodniej granicy anteklizy i powsta-wanie tam stref miêdzylobowych w kolejnych l¹dolodach, w ca³ej historii plejstoceñskiej. Mog³o nastêpowaæ przyspieszanie ruchu czêœci l¹dolodów wkraczaj¹cych na teren syneklizy, wyodrêbniaj¹cych siê w loby, co z kolei powodowa³o silniejsz¹ egzaracjê, intensywniejsze procesy g³êboko siêgaj¹cej glacitektoniki, relatywnie ubo¿sz¹ sedy-mentacjê poziomów glacjalnych i brak form w strefie margi-nalnej. W okresach miêdzylodowcowych odprê¿eniowe ruchy wznosz¹ce powodowa³y silniejsz¹ erozjê i denudacjê, a nierównomiernoœæ tych ruchów zró¿nicowan¹ morfologiê, w efekcie zaœ powstawanie zastoisk na ró¿nych poziomach.

Pierwszorzêdne znaczenie w prezentowanej koncepcji ma przedstawiona wy¿ej strefa miêdzylobowa Kor-sze–Biskupiec–Pasym–J. Omulew usytuowana wzd³u¿ pogranicza anteklizy mazursko-suwalskiej i syneklizy peryba³tyckiej (ryc. 7). Labilnoœæ tej strefy wyraŸnie odzwierciedla siê zarówno w strefie nieci¹g³oœci refleksów sejsmicznych prawdopodobnie w ca³ym profilu pokrywy osadowej (por. ryc. 4), jak i w ca³ym profilu litofacjalnym plejstocenu praktycznie pozbawionym przewodnich poziomów morenowych (ryc. 5). Ta stosunkowo w¹ska

strefa oddziela obszary o bardzo odmiennym wykszta³ceniu plejstocenu. Natomiast zachodnia granica prowincji warmiñskiej nie jest ju¿ tak jednoznaczna i wymaga dalszych wszechstronnych badañ.

Literatura

BA£UK A. 1978 — Mapa geologiczna polski 1:200 000 arkusz M³awa. Inst. Geol. Warszawa.

BARANIECKA M.D. 1981 — The Ma³opolska Kujawska and Mazo-wiecka phase treated as tectonic phases in Quaternary of Poland. [W:] Wspó³czesne neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce: 183–193. Ossolineum. Wroc³aw.

BER A. 2000 — Plejstocen Polski pó³nocno-wschodniej w nawi¹zaniu do g³êbszego pod³o¿a i obszarów s¹siednich. Pr. Pañstw. Inst. Geol., 170: 1–89 .

BRUJ M. & WO
NIAK P. 1990 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000 arkusz Olecko. Pañstw. Inst. Geol.

CIUK E. 1968 — Utwory trzeciorzêdowe i czwartorzêdowe w okolicy Or³owa na pó³noc od Nidzicy (woj. olsztyñskie). Biul. Inst. Geol., 208: 67–93. CIUK E. 1972 — Syntetyczny profil stratygraficzny utworów trzecio-rzêdowych rejonu olsztyñskiego. Kwart. Geol., 16: 1029–1031. DOKTÓR S., GRANICZNY M. & KUCHARSKI R. 1995 — Spra-wozdanie z opracowania mapy liniowych elementów strukturalnych Polski w skalach 1:200 000 i 1:500 000 na podstawie kompleksowej analizy komputerowej zdjêæ geofizycznych i teledetekcyjnych. Pañstw. Inst. Geol.

DROZDOWSKI E. 1974 — Geneza Basenu Grudzi¹dzkiego w œwietle osadów i form glacjalnych. Pr. Geogr. IG PAN, 104: 1–136.

DROZDOWSKI E. 1986 — Stratygrafia i geneza osadów zlodowace-nia Wistulian w pó³nocnej czêœci dolnego Powiœla. Pr. Geogr. IG PAN, 146: 1–90.

GAGEL C. 1902 — Geologische Karte von Preussen und benachbarten deutschen Ländern 1: 25 000 Blatt Passenheim (arkusz Pasym). Preuss. Geol. Landesanst. Berlin.

GAGEL C. & MÜLLER G. 1897 — Die Entwickelung der ostpreussi-schen Endmoränen in den Kreisen Ortelsburg und Neidenburg. Separa-tabdruck aus dem Jahrdbuch der Königl. Preuss. Geologischen Landesanstalt für 1897. Berlin.

GALON R. 1968 — Ewolucja sieci rzecznej na przedpolu zanikaj¹cego l¹dolodu. [W:] Ostatnie zlodowacenie skandynawskie w Polsce. I.G. PAN, Pr. Geogr., 74: 101–120.

GALON R. & ROSZKÓWNA L. 1967 — Zasiêgi zlodowaceñ skandy-nawskich i ich stadia³ów na obszarze Polski. [W:] Galon R. & Dylik J. (red.) — Czwartorzêd Polski: 18–38. PWN .

GA£¥ZKA D. 2003 — Szczegó³owa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000 arkusz I³awa. Pañstw. Inst. Geol.

GA£¥ZKA D. 2004a — Badania eratyków przewodnich z glin zwa³owych w s¹siedztwie strefy miêdzylobowej rejon I³awy (pó³nocna Polska). [W:] XI konferencjia „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Supraœl: 37–39. GA£¥ZKA D. 2004b — Zastosowanie makroskopowych badañ era-tyków do okreœlenia stratygrafii glin lodowcowych œrodkowej i pó³nocnej Polski. Praca doktorska Arch. Wydz. Geol. UW: 1– 255. GA£¥ZKA D., KUSIÑSKI J.T.J. & MARKS L. 1998 — Próba rewizji zasiêgu l¹dolodu zlodowacenia wis³y w po³udniowej czêœci Mazur. [W:] V konferencja „Stratygrafia plejstocenu Polski”. Iznota: 21–23. GA£¥ZKA D. & MARKS L. 2000 — Wp³yw pod³o¿a czwartorzêdu na rzeŸbê wschodniego obrze¿enia Garbu Lubawskiego. [W:] Dorobek i pozycja polskiej geomorfologii u progu XXI wieku. V Zjazd Geomor-fologów Polskich: 35–36. Toruñ.

GA£¥ZKA D. & MARKS L. 2001a — Szczegó³owa mapa geologicz-na Polski w skali 1:50 000 arkusz D¹brówno. CAG Pañstw. Inst. Geol. GA£¥ZKA D. L. & MARKS D. 2001b — Szczegó³owa mapa geolo-giczna Polski w skali 1:50 000 arkusz Gierzwa³d. Pañstw. Inst. Geol. GILEWSKA S. 1991 — RzeŸba. [W:] L. Starkel (red.) — Geografia Polski. Œrodowisko przyrodnicze, PWN: 248–295.

GRANICZNY M. & DOKTÓR S. 1995 — Mapa fotolineamentów 1:200 000. CAG Pañstw. Inst. Geol.

GUDELIS V. 1960 — Neotectonic movements on the territory of the East Baltic Area in the Quaternary Period. Coll. Acta Geogr. Lith. Spec edit.: 201–204. Vilnius.

KACPRZAK L .& LISICKI S. 1999 — Szczegó³owa mapa geologicz-na Polski w skali 1:50 000 arkusz Kobu³ty. Pañstw. Inst. Geol. KACPRZAK L. & LISICKI S. 2001 — Szczegó³owa Mapa Geologicz-na Polski w skali 1:50 000. Projekt badañ dla arkuszy G³êbock Góro-wo i³aweckie. CAG Pañstw. Inst. Geol.

KENIG K. 1998 — Petrogaficzne podstawy stratygrafii glin moreno-wych Polski pó³nocno-wschodniej. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 380: 1–99.

KONDRACKI J. 1952 — Uwagi o ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 65: 513–597.

KONDRACKI J. 2002 — Geografia regionalna Polski. PWN. KOTAÑSKI Z. 1977 — Rozwój paleotektoniczny wyniesionej czêœci starej platformy w Polsce w wa³daju i w kambrze. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 303: 15–40.

KRZYWIEC P., MORAWSKI W., ZIENTARA P. & JÓ
WIAK W. 2004 — Badania metod¹ p³ytkiej sejsmiki refleksyjnej wysokiej