R O C Z N I K P O L S K I E G O T O W A R Z Y S T W A G E O L O G I C Z N E G O A N N A L E S D E L A S O C l E T E G E O L O G I Q U E D E P O L O G N E
T o m (V o lu m e ) X X X I — 1961 Z e s z y t (F a s c ic u le ) 2—4 K r a k ó w 1961
CZESŁAW PACHUCKI
MORENY CZOŁOWE OSTATNIEGO ZLODOWACENIA NA OBSZARZE PERIBALTICUM
( 2 fig.)
Les moraines terminales de la derniere glaciation sur le territoire de Perihalticum
(2 fig.)
S t r e s z c z e n i e . Autor zestawił mapką moren czołowych ostatniego zlodowa
cenia w oparciu o szczegółowe m ateriały najnowszych badań czw artorzędu w strefie Peribalticum , a przede wszystkim we wschodniej części tego obszaru. Na podstawie przebiegu moren czołowych zostały wyprowadzone zasięgi poszczególnych stadia
łów i faz. Ciągi m oren czołowych nie biegną prostolinijnie, lecz tworzą falującą linię złożoną z wysuniętych na południe lobów: 1) odrzański, 2) wiślański, 3) m a
zurski, 4) niem eński i 5) naroćki. W szystkie te loby w pewien sposób odzwiercie
dlają rzeźbę podłoża, k tó ra w arunkow ała ich utworzenie się.
Stadium W arty zalicza autor do przedostatniego zlodowacenia. Maksymalny zasięg ostatniego zlodowacenia wyprowadzony został na podstawie badań całego szeregu autorów. Biegnie on po linii najdalej wysuniętego zasięgu stadiału branden- bursko-firankfurckiego. Dla ostatniego zlodowacenia przyjm uje autor tylko dwa sta- diały: 1) brandenlbursko-frankfurokii i 2) pomorski, w szystkie inne postoje lądolodu uw aża za fazy tych stadiałów. Uzasadnia to faktem , że między stadiałem branden
burskim a frankfurckim nie stwierdzono dotychczas żadnego interstadiału. Istnie
nie tylko dwu stadiałów potw ierdzają również dane paleoklimatyczne w yprow a
dzone przez K r i v a n a (1953) i E m i l i a n i e g o (1955).
WSTĘP
Na m iędzynarodow ym zjezdzie INQUA w roku 1932 uchwalono w y
danie m iędzynarodowej m apy czw artorzędu Europy. Poszczególne k raje zaczęły przeprow adzać badania w terenie i zbierać m ateriały do takiej m apy w edług w ydanej instrukcji. W ydarzenia ostatniej w ojny światowej przeszkodziły tem u dziełu. Większość krajów opublikowała w yniki swoich badań w form ie m ap i artykułów z m apkam i szkicowymi. W Niemczech została zredagow ana przez W o l d s t e d t a m apa czwartorzędowa w skali 1 : 1 500 000 i w ydana w 1935 r. Mapa czw artorzędu Estonii została zestawiona i w ydana w skali 1 : 200 000 w roku 1936. Oprócz tego m apka szkicowa m oren czołowych Estonii była opublikowana w pracach m ię
dzynarodowego kongresu geograficznego w A m sterdam ie (A. T a m m e- k a n n 1938), Dla Łotwy została zestawiona taka mapa w skali 1 : 400 000 (V. Z a n s 1935) (nie opublikowana). W czasopiśmie G eografiski R aksti
— 304 —
została opublikowana w 1935 r. przez Z a n s a m apka czw artorzędu Łotw y w skali 1 :2 500 000. O m orenach czołowych poszczególnych regionów Litw y pisał Cz. P a c h u c k i (1934, 1952), ale w całości m apa nie była publikowana. N atom iast m apka czw artorzędu szkicowa dla całej Litw y w skali 1 : 2 500 000 została zestawiona przez Pachuckiego i opublikow a
na w podręczniku geologii dla szkół średnich w 1938 r. M oreny czołowe Polski były tem atem szeregu artykułów w różnych czasopismach geogra
ficznych i geologicznych z rozm aitych regionów ( G a l o n 1929, 1937, 1938, 1952, 1952a, 1953, 1956, 1957, J. G l i n i c k a et al. 1936, Br. H a l i c k i 1934, 1938, 1950, J. K o n d r a c k i 1938, 1947, 1952, St. L e n c e w i c z 1927, Wł. N i e w i a r o w s k i 1959, Cz. P a c h u c k i 1952, St. P i e t k i e w i c z 1928, M. P r ó s z y ń s k i E. R i i h l e 1933, L. R o s z k ó w n a 1955, 1956, E. R i i h l e 1932, 1957, W. T y w o ń s k i 1953, S. W o ł ł o s o w i e z 1923). O statnio po wojnie została w ydana m apa geologiczna Polski w skali 1 : 300 000. Z tej m apy oraz z różnych publikacji została zestawio
na przez R u h 1 e g o i S o k o ł o w s k ą m apa czw artorzędu Polski w skali 1 :200 000 (1957). P iękna m apka stadiów i faz ostatniego zlodowacenia na terenie Polski zestaw iona przez L. R o s z k ó w n ę została opubliko
wana w arty k u le G a ł o n a (1956).
Syntetycznej m apy m oren czołowych na obszarze P eribalticum na podstawie nowszych badań dotychczas nie było. Taką m apkę podjąłem się sporządzić na podstawie istniejących nowych publikacji oraz własnych sipositrzeżeń z terenów północno-wschodniej Polski i całego obszaru Litwy.
Z A G A D N IE N IE Z A SIĘ G U ZLO D O W A C E N IA B A ŁT Y C K IEG O I JEGO ST A D IÓ W
M aksym alny zasięg i podział ostatniego zlodowacenia jest dotychczas kw estią sporną. Chodzi tu przede w szystkim o przynależności stadium W arty. Jedni badacze przydzielają to stadium do przedostatniego zlo
dowacenia (Riss — Saale — Dniepr), inni zaś um ieszczają je w ostatnim zlodowaceniu (W urm — Wisła — W ałdaj), a jeszcze inni uw ażają to sta dium za odrębne zlodowacenie. Chcąc zająć swoje stanow isko w spraw ie przynależności stadium W arty, przeprow adzałem 'badania w okolicy Trzebnicy i Milicza w latach 1949 — 1950. W yniki modicih badań potw ier
dziły pogląd W o l d s t e d t a (1954 b, 1955 b), C z a j k i (1931) i innych, że Wzgórza Trzebnickie ja k rów nież w zniesienia Siułów-Milicz-Krotoszyn są m orenam i czołowymi należącym i dio stadium Wairty. Różnice m oren okolic Trzebnicy i m oren ostatniego zlodowacenia północnych regionów pod względem morfologii, miąższości zw ietrzeliny oraz innych cech są tak wielkie, że przem aw iają za przynależnością stadium W arty do prze
dostatniego zlodowacenia. Na północy na obszarze ostatniego zlodowace
nia zw ietrzelina sięga zaledwie do 1 m, natom iast na teren ie W zgórz Trzebnickich należących do stadium W arty zw ietrzenie i w yługow anie w arstw y powierzchniowej sięga do głębokości 2 m, na pow ierzchni b rak zupełnie w apiennych narzutniaków , co w skazuje na długi okres w ietrze
nia. Również rziuca się w oczy bardzo w ielka ilość eolicznie oszlifowanych narzutniaków w ystępujących tu w postaci graniaków. Istnienie lessu na powierzchni Wzgórz Trzebnickich możemy uważać również jako jeden z dowodów zaliczania stadium W arty do przedostatniego zlodowacenia.
To w szystko w skazuje, że ta powierzchnia jest znacznie starsza niż po
wierzchnia obszarów ostatniego zlodowacenia, gdzie wyżej w ym ienionych zjaw isk brak.
F i g . 1. M o re n y c z o ło w e o s ta tn ie g o z l o d o w a c e n i a w o b s z a r z e P e rib a itic u m z e s t a w i ł C . P a c h u c k i . 1 — m o r e n y c z o ło w e s t a d i ó w i w a ż n i e j s z y c h f a z ; 2 — r e c e s y j n o - o s c y - l a c y j n e m o r e n y c z o ł o w e ; P — s t a d i u m p o m o r s k i e ; F — s t a d i u m f r a n k f u r c k i e ; B — s t a d i u m b r a n d e n b u r s k i e
F i g . 1. L e s m o r a i n e s t e r m i n a l e s d e l a d e r n i e r e g l a c i a t i o n d a n s l e P e r i b a l t i c u m p a r C . P a c h u c k i . 1 — le s m o r a i n e s t e r m i n a l e s d e s s t a d es ą t d e s p h a s e s r e s p e c t iv e s : 2 — le s m o r a i n e s t e r m i n a l e s d ’o s ic il la t io n ; P — l e s t a d e d e P o m e r a n i e ; F — l e s t a - d e F r i a n c f o u r t ; B — l e s t a d e d e B r a n d e n b o u r g ;
B d g — B y d g o s z c z ; D g — D y n e b u r g ; S — S u w a ł k i i ; O l s — O l s z t y n ; K N — K a l i n i n g r a d ; K H — K o p e n h a g a
T A L IIN
F ig . 2. S ta d ia i fa z y o s t a t n ie g o z lo d o w a c e n ia w o b s z a r z e P e r i h a l t ik u m z e s t a w ił C. P a c h u c k i
F ig . 2. S t a d e s e t p h a s e s d e la d e r n ie r e g la c ia t io n d a n s le P e r ib a lt ic u m (par C. P a c h u c k i)
— 305 —
Rzeźba obszaru ostatniego zlodowacenia różni się w ybitnie od rzeźby obszaru leżącego w zasięgu starszych zlodowaceń przede w szystkim sw ym i świeżymi form am i i licznymi jezioram i (S. M a j d a n o w s k i 1950). Czynniki erozji i denudacji nie zdążyły tu ta j w ciągu ostatnich 15 — 20 tysięcy la t zniszczyć tych form ani w większym stopniu prze
kształcić ich. Te różnice przekonyw ająco podkreślił i uzasadnił G a l o n (1939). Linia dzieląca te dwa morfologicznie różniące się obszary jest zew nętrzną granicą, czyli wyznacza n ajd alej na S w ysunięty zasięg ostatniego zlodowacenia. Rozdziela ona m oreny starsze od młodszych.
O przebiegu kraw ędzi lądolodu w nioskujem y z różnych utw orów m a r
ginalnych, a to głównie z rozmieszczenia m oren czołowych i sandrów.
M oren czołowych na pew nych odcinkach brak. Możliwe, że w wielu m iejscach nie doszło do utw orzenia się m aren czołowych, a w innych znów zostały one później zniszczone przez wody roztopowe z późniejszych postojów lądolodu, ja k również pnzez oscylacje lądolodu, k tó re niszczyły poprzednio utw orzone form y. Dlatego pow stają trudności w synchroni
zacji poszczególnych ogniw i ustaleniu ich wieku. Jeżeli ciągi m oren oddzielone isą od siebie pew ną przerw ą, to przyjm ujem y, że pasm a b ar
dziej zeiwnętrzne są starsze od pasm w ew nętrznych.
W procesie zlodowacenia możemy wyróżnić trzy zasadnicze etapy rozwoju: etap narastania, etap stabilizacji, czyli m aksym alnego zasięgu i etap topnienia („cofania się”) lądolodu. W okresie zlodowacenia w yróż
niam y stadiały i fazy. Przez staidiał rozum iem y okres aktyw nej ekspansji lodowca, kiedy to lądalód transgredow ał i osiągnąwszy swój m aksym al
ny zasięg zatrzym ał się n a dłuższy okres ozasu lub oscylował na nie
w ielkich przestrzeniach, a potem na skutek większego ocieplenia cofał się ku północy. Po stopnieniu lądolodu w ytw orzyły się w zagłębieniach zabagnionych osady organogeniczne interstadialne. Gdy lądolód ponownie transgredoiwał, przykrył te osady. Toteż powinny się one znajdow ać tu i ówdzie w śród osadów initerstadiailnych jako dowód większej przerw y czasowej między jednym a drugim nasunięciem lądolodu.
S tadiały i fazy ostatniego zlodowacenia ustalane są na podstaw ie badań geomorfologicznych i geologiczno^straty graficznych. Lądolód nie wyco
fyw ał się równom iernie, ale zatrzym yw ał się na pew nych liniach przez dłuższy czas, a naw et z m iejsc postoju oscylował. W tych w arunkach pow stały ciągi m oren czołowych w yznaczające poszczególne postoje i oscylacje. W yróżniam y zatem ciągi m oren czołowych istadialne, fazjalne i oscylacyjne jako odzwierciadilenie pew nych zasięgów lądolodu. Dla te renów Niemiec północnych P. W o l d i s t e d t już w roku 1927 (1927, 1931) w ydzielił w obrębie ostatniego zlodowacenia trzy zasaidnicze stadiały:
brandenburski, frankfurcki i pomorski. W Polsce L e n c e w i c z (1927) podaje ich odpowiedniki polskie: 1) leszczyńskie, 2) poznańskie i 3) po
m orskie. R i i h l e (1957) w ysuw a now e nazw y: stadiał południowowiel- kopolski, staidiał wielkopolsko-dobrzyński i staidiał pomorski.
Dla w yjaśnienia straty g rafii i paleografii czw artorzędu ciekawe są w yniki badań paleoklim atycznych oparte n a spostrzeżeniach astronom icz
nych. W ielką wagę m ają tu badania uczonych w ęgierskich B a c s a k a i K r i v a n a . K r i v a n (1953) w oparciu o ew olucję solarnych typów klim atycznych M iłankovica-Bacsaka przedstaw ił tabelarycznie podział paleoklim atyczny plejstocenu. Z tej tabeli widzimy, że e p o k a W urm składa się z dwóch odcinków Wi i W2 + W3. Pomiędlzy Wi, k tó ry jest uw ażany przez K rivana za zlodowacenie W arty, a W 2 istn ieje niedługi
— 306 —
okres m iędzy lodowcowy. W2 od W3 oddziela d ł u g o t r w a ł y in tersta- diał. Również C. E m i l i a n i (1953), w yprow adzając krzyw ą paleotem - p eratury, otrzym uje podobny obraz, tj. w epoce ostatniego zlodowacenia w ystępują dwa chłodne oikresy W*i i Wn, a pomiędzy nim i jedno ocieple
nie. W yłączając zlodowacenie W arty z ostatniego zlodowacenia, otrzy
m ujem y W2 K riw ana jako stadiał pierwszy, a W3 jako stadiał drugi.
W szystkie inne postoje lodowcowe w obrąbie W2 i W3 będą odpowiednimi fazam i tych dw u stadiałów. W edług K r i v a n a i E m i l i a n i e g o znacz
ne ocieplenie podczas ostatniego zlodowacenia istniało jeden raz. W ynika stąd, że mogły istnieć tylko dw a stadiały: brandenfoursko-frankfurcki i pomorski, przedzielone interstadiałem „m azurskim ” (Szafer). Te dwa stadiały zaznaczają się aktyw ną ekspansją lądolodu. W o l d s t e d t (1954 a) w yraził w ątpliw ość co do interstadiału m azurskiego, tw ierdząc, że jest on p rzy k ry ty soliflukcyjnym osadem morenowym . W o l d s t e d t w ostatnich sw ych pracach (1954, 1954 a, 1956) dzieli zlodowacenie W isły
— Wiirrn na trzy okresy: wczesny, środkowy i późny. Do wczesnego przydziela on stadiał szczeciński, n ad nim umieszcza in terstad iał riksdorf- ski. Środkowy okres obejm uje stadiały brandenburski, fran k fu rck i i po
m orski. Do późnego okresu zalicza w szystkie fazy postpom or skie. W. S z a- f e r (1952) dzieli rów nież ostatnie zlodowacenie na trzy części: wczesny, główny i późny. W edług S z3 a f e r a wczesny okres zaczyna się stadiałem brandenburskim , po nim następuje interstadiał oryniacki. Główny glacjał tw orzą stadiały fran k fu rck i i pom orski przedzielone interstadiałem m a
zurskim . Późny glacjał rozpoczyna się starszym dryasem . Między sta dium brandenburskim a frankfurckim nie było praw dopodobnie długiej przerw y czasowej, pomietważ pomiędzy nim i nie stwierdzono dotychczas jakiegokolwiek interstadiału. U ważałbym za słuszne nie w yróżniać tych dw u stadiałów jako odrębnych, ale łączyć je w jeden stadiał branden- bursko-frankfurcki.
M ORENY CZOŁOWE S T A D IU M B R A N D E N B U R S K O -F R A N K F U R C K IE G O
Zasięg lądolodu na odcinku m iędzy Łabą a W artą po ujściu Prosny do W arty, ciągnący się przez miejscowości H avelberg-B randenburg-G ubin- -Zielona G óra-Leszno-G ostyń-Jarocin, zaliczany jest do odrębnego sta dium brandenburskiego. Poza ty m odcinkiem na teren ie Danii, jak rów nież na M azurach i teren ie L itw y zasięg stadium brandenburskiego został przekroczony i p rzy k ry ty przez m oreny fazy frankfurckiej (poznańskiej), a m iejscam i naw et zasięgiem stadium pomorskiego. Możliwe jest, że zasięg brandenburski (leszczyński) w ynurza się spod stadium pomorskiego na południe od Suwałk, przecina N iem en na północ od Grodna, w ygina się lobem i dalej biegnie w kieru n k u północo-wschodnim na południe i wschód od W ilna. Ale może to być również stadium frankfurckie (poz
nańskie), ponieważ na tym odcinku na północ od tych m oren w ystępują ciągi m oren stadium pomorskiego.
W edług w yników badań petrograficznych przeprow adzonych przez R. T a r v y d a s a (1958) na obszarze wzniesień Ejszyszki na południe od W ilna narzutniaki stadium brandenbursko-frankfurckiego zbliżone są do narzutniaków stadium pomorskiego (badane przez tegoż R. T a r v y d a s a na obszarze L itew skiej R. R.), jednakowoż istnieją pewne różnice, które w ykazują na teren ie okolic Ejszyszki większą ilość skał ze środkowej i północnej Szwecji, a brak natom iast skał ze wschodniej Finlandii, co
— 307 —
w skazuje na w yodrębnienie tego zasięgu od stadium pomorskiego. S ta
dium frankfurckie (poznańskie) ciągnie się na zachodzie przez środkową Danię, przy H am burgu tw orzy nieduży lob, a następnie biegnie w kie
ru n k u południowo-wschodnim , tworząc zachodnie skrzydło rozległego lobu odrzańskiego, przecinającego Odrę przy F rankfurcie. Na wschód od O dry biegnie niem al że równoleżnikowo przez Poznań, Gniezno, Go
sty ń aż do doliny Wisły, gdzie wybrzusza się tw orząc lob W isły. (R. G a- l o n 1950, 1952, 1957, E. R i i h l e 1957). Po wschodniej stronie Wisły jego granica zm ienia kierunek na północo-wschód i przechodzi przez Lipno- Rypin, Nidzicę ( R o s z k ó w n a 1955), a stąd przez teren położony na po
łudnie od jeziora Śniardw y (J. K o n d r a c k i 1952), dalej zaś w kierunku ENE przez G rajew o-A ugustów do Niem na (Cz. P a c h u c k i 1952, E. i R u h l e 1957) w okolicy kanału augustowskiego, skąd biegnie dalej w kierunku północo-wschodnim aż poza Wilno (Cz. P a c h u c k i 1938, R. T a r v y d a s et al. 1958). Stadium to m a charakter transgresyw ny
i oscylacyjny.
W w iślańskim lobie na przestrzeni od największego zasięgu stadium frankfurckiego (poznańskiego) do m oren czołowych stadium pomorskiego w ystępuje duża ilość ciągów m oren czołowych recesyjno-oscylacyjnych.
Tu można wyróżnić trzy pasy m oren czołowych. Pierw szy pas Chodzieży biegnie od Chodzieży w kierunku przez W ęgrowiec, Janowiec, Mogilno, jez. Gopło, Radziejów i S od Lubaniec. ( W o l d s t e d t (1955) próbował wydzielić te n ciąg m oren w odrębny stadiał). D rugi pas ciągnie się praw ie równoleżnikowo od Jastrow a przez W ięcbork-M roczę (R. G a l o n 1952) po wschodniej stronie Wisły rozpościera się w okolicy W ąbrzeżno-R adzyń- -Brodnica (R. G a l o n 1929, R. G a l o n , L. R o s z k ó w n a 1953).
Trzeci pas daje się wyróżnić na przestrzeni Okonek, Człuchów, Choj- nice-Tuchola i stąd na G rudziądz (R. G a l o n 1952, 1953, 1956, 1957).
W idzimy z tego, że stadium frankfurckie (poznańskie) miało duży zasięg i długo trw ało. G a l o n (1952 a) stw ierdził na obszarze pomiędzy rzeką B rdą a pradoliną Noteci aż 26 m arginalnych stref stadium frankfurckiego oddalonych po 3,5 km jedna od drugiej.
Na skutek stw ierdzenia dobrze wykształconych m oren czołowych w okolicy W ięcborka i W ąbrzeźna sięgających do 40 m wysokości wysuwa się możliwość ustalenia nowego stadium . W o l d s t e d t skłonny jest p rz y . jąć, że pasmo Tuchola-W ąbrzeżno-Iław a-Szczytno-Ełk należy do pier
wszej najdalej na południe w ysuniętej fazy stadium pomorskiego. G a l o n (1956, 1957) uważa, że nie ma podstaw do przyjęcia tego pasma za odręb
ne stadium , jak również nie do przyjęcia jest pogląd W o l d s t e d t a, by uw ażać to za najdalej w ysuniętą fazę stadium pomorskiego. Tem u zagad
nieniu jest poświęcona osobna praca L. R o s z k ó w n y (1956).
Po wycofaniu się lądolodu stadium frankfurckiego na północ utw orzy
ły się osady interstadialne, które zostały stw ierdzone na terenie Polski jako interstadiał m azurski, a na terenie L itw y jako interstadiał Uły.
MORENY CZOŁOWE STADIUM POMORSKIEGO
Po interstadialnej przerw ie „m azurskiej” nastąpiło ponowne ochło
dzenie i lądolód posunął się na południe. Tym razem zatrzym ał się na lin ii stadium pomorskiego. Stadium to miało już m niejszy zasięg niż po
przednie. Co praw da na zachodzie, na terenie Danii, jak również na Po
jezierzu M azurskim oraz na terenie Litw y m oreny stadiału pomorskiego
20 R ocznik PTG
— 308 —
docierają aż do zasięgu poprzedniego stadiału. Największe wysunięcie lą dolodu na południe miało m iejsce w obniżeniu zatoki Pom orskiej, gdzie w ytw orzył się szeroko w ygięty lob dolnej O dry. M oreny czołowe tego lobu ciągną się nieprzerw anym pasm em przez Szlezwig i wschodni Hol
sztyn w kieru n k u południo-wschodnim, w yginają się nad O drą i po prze
kroczeniu jej biegną na praw ym odcinku niem al równoleżnikowo do B er- linka, skąd skręcają łukiem na północ do miejscowości W ęgorzyno, a dalej skierow ują się na północo-wschód aż po okolice K ościerzyny w pobliżu Gdańska. Nad zatoką Gdańską w ytw orzył się drugi lob, ale już znacznie m niejszych rozmiarów. Pasm o m oren czołowych jest tu też m niej zw arte, co nastręcza pew ne trudności w ustaleniu granicy tego stadiału.
M oreny czołowe wschodniego skrzydła lobu dolnej W isły skierow ują się na północo-wschód przez P rabuty-S usz aż po Morąg (L. R o s z k ó w n a 1956). D alej na wschód kształtuje się nowy lob Łyny, k tó ry w ygina się na południe od Olsztyna i skręca aż do miejscowości Biskupiec (J. K o n d r a c k i 1952). Od tego m iejsca w kierunku wschodnim po północnej stronie jeziora Śniardw y, przez M ikołajki, Ełk, Olecko aż po jezioro Hańczy, tworząc lekko w ygięty lob m azurski (1. c.). Od jeziora Hańczy m oreny czołowe stadiału pomorskiego przybierają kierunek południo- -wschodni aż po Niem en, w yginają się nad N iem nem, a dalej przyjm ują już kierunek północo-wschodni biegnąc przez Troki, W ilno aż po Świę- ciany (Cz. P a c h u c k i 1952). W ytw orzył się tu lob niem eński. Od Święcian m oreny czołowe zaw racają znowu na południo-wschód i, o ta
czając jezioro Narocz od południa, stw arzają jeszcze jeden, ostatni na om awianym obszarze (J. G l i n i c k a et al. 1936). W idzimy, że n a j
większy zasięg lądolodu podczas stadiału pomorskiego tw orzył falującą linię złożoną z w ysuniętych na południe lobów: odrzańskiego, w iślań- skiego, Łyny, m azurskiego, niem eńskiego i narockiego.
W szystkie te loby w pew ien sposób odzw ierciadlają rzeźbę podłoża, która w arunkow ała ich utw orzenie się. Lądolód pomorskiego stadium był m niejszy, a więc prawdopodobnie i cieńszy od lądolodu poprzednich sta
diałów, gdyż powierzchnia podłoża odbiła się w w ykształceniu bardzo w yraźnych lobów. Znane jest w zniesienie podłoża w okolicy Łeby na zachód od Gdańska, które powodowało, że lądolód był ham owany, a w kra
czał obniżeniem odrzańskim i w iślańskim bez przeszkód dalej na połud
nie. Po wschodniej stronie W isły są w zniesienia podłoża elbląskiego, które również ham owały przepływ lądolodu na południe i tu utw orzyły się skrzydła lobów wiślańskiego i łyńskiego. N astępnie w zniesienie Gołdap- -Suw ałki uw arunkow ało utw orzenie się lobów m azurskiego od strony za
chodniej i niem eńskiego od wschodu. O statecznie znane są również wzniesienia podłoża wzdłuż wschodniej granicy Litw y, k tó re w płynęły na odgraniczenie lobu niem eńskiego od narockiego.
R. G a l o n (1952 a, 1957) przyjm uje, że ruchy tektoniczne w pleisto- cenie zróżnicowały pow ierzchnię w pobliżu B ałtyku, a w szczególności u ujścia O dry i W isły, co dało powód do utw orzenia się tych dużych lobów. Oprócz tego możliwe jest przypuszczenie, że egzaracyjna działal
ność spływającego lądolodu wcześniejszych zlodowaceń przyczyniła się też do zróżnicowania pow ierzchni przed ostatnim zlodowaceniem.
Pom orskie m oreny czołowe m ają cechy odrębnego stadiału przez swój ch arak ter w ybitnie transgresyw ny. P rzecinają one ciągi starszych faz stadiału poznańskiego, jak to stw ierdza R. G a l o n (1957), a gdzie indziej przekraczają naw et ciągi m oren głównego postoju stadiałów
— 309 —
starszych np. na M azurach i Suwalszczyźnie (por. mapę). W idzim y stąd, że ciągi m oren stadiału pom orskiego przebiegają niezgodnie w stosunku do ciągów m oren starszych stadiałów. Przed m orenam i stadium pom or
skiego rozpościerają się na olbrzym ich przestrzeniach obszary sandrow e, co w skazuje na długotrw ały postój lądolodu tegoż stadium . Przew ażnie duże sandry przy styku dwóch odrębnych lobów.
Stadiał pom orski zasługuje na uwagę i z tego powodu, że jest to o statni stadiał zlodowacenia bałtyckiego. N iektórzy badacze (V. G u d e - l i s 1958) przyjm ują, że od chwili, kiedy brzeg lądolodu zaczął się cofać bezpow rotnie ze swej głównej linii zasięgu stadium pomorskiego, za
kończył się plejstocen, a zaczęła się epoka holoceńska.
Lądolód stadium pomorskiego topniał i wycofywał się pew nym i eta
pam i, w okresach stagnacji pozostawiając szereg m oren czołowych należą
cych do jego młodszych faz. Na obszarze wschodniego skrzydła lobu w iślańskiego L. R o s z k ó w n a (1955) w yróżniła aż 12 faz recesyjno- -oscylacyjnych. J. K o n d r a c k i (1952) na obszarze Pojezierza M azur
skiego w yróżnił 9 faz składających się z około 20 m niejszych recesyjnych etapów. Na Suwalszczyźnie i na terenach południowej oraz wschodniej L itw y m oreny czołowe zostały stw ierdzone i prześledzone przez autora niniejszego arty k u łu i tu również wyróżniono 8 odrębnych ciągów m o
renow ych poczynając od południa do dużej m oreny kow ieńskiej łącznie CC. P a c h u c k i 1934, 1936, 1938). Ciąg m oren czołowych tw orzących lob Niewiaży (kowieński) należy jeszcze do m oren biegnących przez pół
nocne Pom orze (faza 2, p atrz mapka).
Lob narocki został zbadany przez G l i n i c k ą , M ą t w i e j e w ó w n ę i O k o ł o w i c z a (1936), którzy w yodrębnili tu 7 ciągów fazowych m oren czołowych.
Po w ycofaniu się lądolodu z Pom orza, cofający się lądolód utw orzył w okresach postojów m oreny czołowe, które możemy śledzić jeszcze na terenach północnej Litw y, Łotwy, Estonii oraz południow ej Szwecji.
Okres od wycofania się lądolodu z Pom orza aż do linii północnego w y
brzeża Zatoki Fińskiej do fazy m oren Salpausselka został nazw any przez D e G e e r a (1909) Gotiglac jąłem .
Duży łu k m oreny czołowej w północnej Litwie, szczegółowo opisany przez D o s s a (1910), w ygina się na pograniczu Łotwy i L itw y tworząc lob zemgalski (patrz m apka faza 3). Lob te n swoim wschodnim skrzydłem skręca na północ, przekracza Dźwinę i zostaje przerw any wysoczyzną środ
kow ą łotewską, która rozdziela lob zem galski od lobu lubańskiego we wschodniej Łotwie. Lob lubański wysuwa się daleko na południe, gdzie m oreny czołowe przekraczają Dźwinę w yginając się na południe od D yna- burgu. Recesyjno-oscylacyjne m oreny czołowe tego lobu w ystępują na te renie północno-wschodniej Litw y i w okolicy Brasław ia (w swoim czasie zostały opisane przez J. K o n d r a c k i e g o ) (1938) oraz w południowo- wschodniej części Łotwy na obszarze Letgalii. M oreny czołowe tej (3 na mapce) fazy w północno-zachodniej części L itw y są przeryw ane i sk rę
cając w południowo-zachodnim kierunku dochodzą do B ałtyku, a poza Bałtykiem , przecinając południową część w yspy Oland, zjaw iają się w po
łudniow ej Szwecji w okręgu K risiansstad.
Podczas następnej (IV — VII) fazy recesyjnej lodowiec zatrzym ał się w północnej części Łotwy, gdzie m oreny czołowe dzisiaj w ystępujące po zachodniej stronie Zatoki Ryskiej oraz na wschodzie w okolicach Cesis, Valm iera, Sm iltene (północna część W yżyny W idzemskiej) tw orzą lob
20*
— 310 —
ryski. W północno-wschodniej części tejże w yżyny istnieje nieduży lob G auja, którego północno-wschodnie skrzydło wchodzi na tery to riu m estońskie. Na zachód od Zatoki Ryskiej w okolicy W indawy m oreny zm ie
niają k ierunek i ciągną się na południo-zachód, a dalej przez B ałtyk w kraczają przez wyspę Oland do Szwecji.
Całym szeregiem m oren czołowych zaznacza się postój lądolodu w po
łudniowo-wschodniej Estonii, gdzie w ystępuje wiele rozrzuconych m oren czołowych wokół w yżyn H aanja i O tapaa. Ten południowo-wschodni zespół m oren czołowych daje się połączyć w jeden ciąg po zachodniej stro nie jez. P ejpus (faza 4). Oprócz tego w yodrębnia się jeszcze główny ciąg estońskich m oren czołowych, k tóre z północnej Estonii biegną w k ie
ru n k u południowo-zachodnim i nad północno-wschodnim brzegiem Zato
ki Ryskiej w ytw arzają lob Parnaw y. Z tym ciągiem łączą się m oreny w ystępujące na w yspie Saarem a (na mapce faza 5). O statecznie jako odrębny ciąg zostają w yróżnione przez T a m m e k a n n a (1938) m oreny północno-zachodniej Estonii (połączone na mapce linią fazy 6).
Na załączonej m apce stadiów i faz ciągłym i grubszym i liniam i w y
kreśliłem zasięgi stadialne, a cieńszym i liniam i zasięgi faz cofającego się lądolodu aż do fazy m oren Salpausselka włącznie. Fazowych ciągów zaznaczono 7, a łącznie ze stadialnym i 10 ciągłych linii. Nie będę omawiał przebiegu stadialnych ciągów, ponieważ są one opisane na początku tego artykułu.
Pierw szy ciąg m oren z okresu recesji lądolodu stadiału pomorskiego ciągnie się od jeziora Narocz do okolic Święcian, a stam tąd w kierunku SW do Niem na (na południe od Kowna), przez południową Litw ę do okolic jeziora W isztyniec, następnie przez północną część Pojezierza Ma
zurskiego i przez środkowe Pomorze; dalej wybrzeżem H olsztynu i Szle- zwigu, w yginając się nad cieśniną Małego Bełtu, przechodzi na zachodnie w ybrzeże wyspy Fionii, skręcając przez Langeland, zachodzi na zachodnią część wyspy Zelandii i w kracza na północną Jutlandię. D ruga faza ciągnie się ze wschodu przez środkową Litwę, tw orząc w ielki lob ko
wieński, od którego na południe rozpościera się szeroki sandr i wielkie zastoisko iłów wstęgowych. Zachodnie skrzydło tego lobu wysoko wznosi się na północ do m iasta Szawle, następnie skręca na W yżyny Żmudzkie i biegnie na południe otaczając od południa Zalew K uroński. Dalej na zachód przekracza Zatokę G dańską i ciągnie się północnym brzegiem P o
morza, a dalej przez wyspę Rugię i, w yginając się przez m eklem burską zatokę, wkracza na wyspę Lolland, stąd skręca k u północy biegnąc wschodnim brzegiem wyspy Zelandii, przekracza Sund i wchodzi na Skanię, a dalej zaw racając tw orzy głęboki lob i powraca znów na sam cypel północnej Jutlandii.
P rzyjm ując term inologię D e G e e r a wyżej w ym ienione fazy należa
łoby zaliczyć do D aniglacjału, potem nastaje G otiglacjał. Południow a faza G otiglacjału, czyli trzecia w naszej kolejności, zaczyna się od wschodu w ielkim lobem lubańskim w okolicy D ynaburga. Zachodnie skrzydło tego lobu wznosi się wysoko na północ, obejm uje wysoczyznę środkowej Łotwy, dalej, skręcając na południo-zachód, tw orzy drugi lob północno- -litew ski (zwany przez Łotyszów lobem zemgalskim). Stąd skręca i biegnie przez W yżynę Żmudzką do Zaleiwu Kurońskiego, a dalej n a za
chód wzdłuż w ybrzeża Bałtyku, w ybrzuszając się n ad Zatoką Pom orską, skręca na wyspę Borholm , a stąd przez południową część wyąpy Oland w kracza do południowej Szwecji. N astępna faza — ©zwarta zaczyna się
— 311 —
od północnego brzegu jeziora P ejpus i ciągnie się przez południową Esto
nię, otacza zatokę Ryską, północnym brzegiem K urlandii przechodzi przez B ałtyk i przez Oland dochodzi do Szwecji. Faza środkowej Estonii (nr 5) w ygina się lobem połnocno-wschodnim brzegiem Zatoki Ryskiej i biegnie przez w yspę Sarem a, Bałtyk, w yspę G otland do Szwecji. O statnia faza estońska (nr 6) ciągnie się linią falistą wzdłuż północnego brzegu Estonii, dalej przez B ałtyk po północnej stronie w yspy G otland i przez Szwecję.
L inia ta pokryw a się z linią 12 000 lat w edług E. H. D e G e e r a (1954).
O statnie dwie fazy stanow ią ciągi m oren Salpausselka jako połnocna g ra
nica Gatiglaciału i początek Finiglacjału.
W szystkie te ciągi zostały skonstruow ane przez autora niniejszego arty k u łu na podstaw ie w yraźnie zaznaczających się m oren czołowych, przypuszczalnie odpow iadają rzeczyw istym zasięgom lądolodu, który w edług E. H. D e G e e r a (1954) w przeciągu sześciu tysięcy lat odstąpił od stadium pomorskiego aż do zasięgu m oren południowofińskich (Salpauss- elka).
Początek cofnięcia się ze stadium pomorskiego w edług E. H. D e G e e r a (1954) m iał m iejsce 16 000 lat przed n. e., a od chwili jak lądolód zatrzym ał się n a północnym w ybrzeżu Zatoki Fińskiej, przyjm uje się
11 000 lat. Od tego m om entu niektórzy geologowie liczą początek holocenu, chociaż jak wiem y, inni przew ażnie radzieccy uczeni (V. G u d e 1 i &
1958), proponują obniżyć tę granicę aż do stadium pomorskiego.
Zakład Geologii Unii w. M.C.S. w Luiblinie
WYKAZ LITERATURY BIBLIOGRAPHIE
B e u r l e n K. (1933), Der Riickzuig des dliluvialen Inlandeises aus Nordd-eutschland.
Z. Gletscherk. Bd. 31. H. 1 — 3.
C h a r l e s w o r d t h J. K. (1957), The Q uartem ary Era w ith special reference to its glaciation. Vol. 2, London.
C z a j k a W. (1931), Das Schlesiche Landriicken, eine Landesbunde Schlesien.
Veroff. schles. Ges. Erdk., E. V. 11.
D o s s B. (1910), Uber Idas Vorkommen ©iner Endmorane sowie von Drum lins. Asar und B andertone im nordl. Lithauen. Zbl. Miner. n r 22.
E m i l i a n i C. (1955), Pleistocene Tem peratures. J . Geol., 63.
D e G e e r (1909). Some stationary iceborders of the last glaciation. Geol. Foren.
Forhandl. 31.
D e G e e r E. H. (1954), Skandinaviens geokronologi. Geol. Foren. Forhandl. 76.
D e G e e r E. H. (1956), Orographie et glaciation dans la vallee Baltique. Cahiers geol. No 35 — 36, Seysisel.
D e G e e r E. H. (1957), Old and new dating of Swedish ice lakes and term als of Bolling and Allerod. Geol. Forhandl. Bd.79.
G a l o n R. (1929), Morfologia doliny Drwęcy. Bad geogr., Poznań.
G a l o n R. (1937), Geologia i morfologia P rus Wschodnich. Słownik geogr. Państwa Polskiego. T. I., Warszawa.
G a l o n R. (1938), Versuch einer K lassifikaiion d er Endmoranen im polnischen und deutschen Flachland. C. r. Congr. Intern. Geogr. Vol. I, Amsterdam.
G a l o n R. (1952), Formy polodowcowe okolic W ięcborka (The M oraine Landscape in the neighbourhood of W ięcbork-Bydgoszcz district). Studia Soc. Sc. Torunen- sis. Sec. C. Vol. I, nsr 5. Toruń.
— 312 —
G a l o n R. (1952 а), O fazach postoju lądolodu na obszarze Pomorza. (The process of (recession of the ice sheet in Pom erania). Księga pam. 75-lecia TNT, Toruń.
G a l o n R. & R o s z k ó i w n a L. (1953). Przeglądowa m apa geomorfologiczna wo
jewództwa bydgoskiego (A general geomorphological m ap of the Bydgoszcz D i
strict). Prz. geogr. Vol. 25, No 3.
G a l o n R. (1956), The problem of the la st glaciation in Poland. Prz. geogr., 28.
Supl., Warszawa.
G a l o n R. (1957), Zagadnienie ostatniego zlodowacenia w Polsce. Kosmos B., z. 3/
G i l l b e r g G. (1956), Den glaciala utvercklingen inom Sydsvenska Hoglandets v astra randzon. Geol. Forh. Bd. 78, Stockholm.
G l i n i c k a J., M a t w i e j e w ó w n a L., O k o ł o w i c z W. (1986), O zasiągu i fazach zlodowacenia bałtyckiego na Pojezierzu Narockim. Pr. TPN, 10, Wilno.
G r i p p K. (1924), tJber die aussenste Grenze der letzten Vereisung in N ord-w est- deutsohlanid. Mitt. Geogr. Ges. Bd. 36, Hamburg.
G r i p p K. (1938), Endmoranen. C. r. Congr. Intern. Geogr., Amsterdam.
G u d e l i s V. (1958), Some problems of stratigraphy and paleogeography of late Q uartem ary in Europe and North America according to new data. Geogr. Year- -Book I, Vilnius.
H a l i c k i B r. (1934), O zasiągu zlodowacenia w Polsce północno-wschodniej.
Posiedź, nauk. Państw. Inst. Geol. n r 41, Warszawa.
H a l i c k i Br . (1938), C arte du Q uaternaire de la Pologne. Verh. III. Intern. Quar- tdr. Conf. (INQUA), Wien.
H a l i c k i B r . (1951), Podstawowe profile czw artorzędu w dorzeczu Niemna (Prin
cipal sections of the Pleistocene in the Niemen-Basin I — Summary). Acta geol.
pol. Vol. 2, Warszawa.
H a r t n a c k W. (1931), Die O berflachengestaltung der ostpommerischen Grenzmark.
D er Nordosten, Gdańsk.
H a m m e n Th . van der (1957), The stratigraphy of th e late glacial. Geol.
Mijnbouv. 19 Jaarg. No 7.
H a m m e r Th. van der (1957 a), A new interpretation of Pleniglaciial stratigrapihi- cal sequence in M iddle and W estern Europe. Geol. Mijnbouw, 19 Jaarg. No 12.
H a u s e n H. (1913), O ber die Entw icklung der Oberflachenfoirmen in den ru s- sisohen Ostseelander. Fenia 34. No 3, Helsingfors.
H e n n i n g E. (1923), Bemerkungen zu r Ruckzugsrichtungen des Inlandeises in Narotschsee-Gebiet. Zbl. Miner., S tuttgart.
J a k o w i e w S. A. (1943), O k artie otłożenij czetwierticzinoj sistiem y jew rapiejskoj czasti SSSR i sopriedielnych s nieju tierrito iii w massztalbie 1 : 2 500 000. Tr. 2 Wsiesojuz. Geogr. Sjezda, 11, Leningrad.
J l l i e s H. (1952), Eisrandlagen und Eiszeitliche Entw asserung in der Umgebung von Bremen. Abh. naturwiss. Verein Bremen, 33, Bremen.
K n a u e r J. (1935), Die Ablagerungen der alteren Wiirm-Eiezeit im suddeutschen und inorddeutschen Vereisungsgelbiet. Abh. Geol. Landesunters. boyer Oberberg- amt, Miinchen.
K n a u e r J. (1937), Sind die Pommersehen Moranen Vorriickunigs oder Ruckzugs- m oranen der W urmzeit. Z. Gletscherk.
K o n d r a c k i J. (1938), Studia nad morfologią i hydrografią Pojezierza B rasław - skiego. Prz. geogr. T. 17, Warszawa.
K o n d r a c k i J. (1947), Z morfogenezy doliny dolnego Niemna. Prz. geogr. T. 21, Warszawa.
K o n d r a c k i J. (1952), Uwagi o ewolucji morfogenioznej Pojezierza Mazurskiego (Remarks about morphological evoluition of the M azurian Lake D istrict — Sum -
— 313 —
mary). Z badań czw artorzędu w Polsce. Biul. Państw. Inst. Geol. 65. T. I, W ar
szawa.
K r i v a n P. (1955), Die klim atische Gliederung des m itteleuropa isch en Fleistocans.
Acta Geol. Acad. Sc. Hung. Vol. 3, f. 4, Budapest.
K r y g o w s k i B. (1948), Morfologia dorzecza Odry. Inst. Zach., Poznań.
L e n c e w i c z St. (1927), Dyluwium i morfologia środkowego Powiśla. Pr. Państw.
Inst. Geol. II, Warszawa.
L e w i ń s k i J. (1929), Dyluwium Polski i Daniii (Das Diluviun von Poland und Danemark). Rocz. Pol. Tow. Geol. Vol. 6, Kraków.
M a a s J. (1900), tlb e r Endm oranen in W estpreussen und amgrenzenden Gebieten.
Jb. Preuss. Geol. Landesanst., Berlin.
M a j d a n o w s k i St. (1949), The southern lim it of the Baltic Glaciation in the European P lain in the light of the extent of lake-channels Biul. Soc. Amis. Sc.
Poznań.
M a j d a n o w s k i St. (1950), Zagadnienie rynien jeziornych na Niżu Północnoeuro- pejskim (The problem of lake-channels in the European Plain). Bad. fizjogr.
nad Polską zach. n r 2, z. I, Poznań.
M a s a r o w i c z A. N. (1951), ZonalnosIt, czetwierticznych otłożenij Jewropy. Biul.
Kom. izucz. czetw. perioda, Moskwa.
M i l t h e r s V. (1950), Die Gliederung und V erbreitung der skandinavischen Verei- sungen in Nordwesteuropa. Geol. Foren. Fomhanl. Bd. 72, H. 3, Stockholm.
M o r t e n s e m H. (1924), Beitr. z. Entwickl. d. glazial Morphologie Litauens. Geol.
Arch. Bd. 3, Koniigisiberg.
N i e w i a r o w s k i Wł. (1959), Fom iy polodowcowe i typy deglacjacji na wyso- czyźnie chełmińskiej (Glacial forms and types of deglaciation on the m oraine pla
teau of Chełmno (Bydgoszcz District). Studia Soc. Sc. Torunensis. Vol. IV No 1.
Sec. C, Toruń.
N o w a k J. (1952), Ewolucja niżowego krajobrazu Polski (L’evoLution du relief gla- ciere sur la Plaine Polonaise). Wiad. M uzeum Ziemi. Vol. 6. 2, Warszawa.
O r v i k u K. (1934), Die Endmoraine von Kuusifcu. Eosti Loodus Tartu.
P a c h u c k i Cz. (1934), The glacial elements in the relief of southern Lithuania.
Kosmos. Vol. 15, Kaunas.
P a c h u c k i Cz. (1936, V erlauf der Endmoranen und die Entstehung der Baltischen Hohenrucken in Ost-Litauen. Kosmos. Vol. 17, Kaunas.
P a c h u c k i C z (1938), Kurze Ubersicht d er glazialen Morphologie Siidlitauens.
Kosmos. Vol. 19, Kaunas.
P a c h u c k i Cz. (1938a), Geologia ir fizine geografija, p. 217 — 222, Kaunas.
P a c h u c k i Cz. (1952), O przebiegu moren czołowych ostatniego zlodowacenia północno-wschodniej Polski i terenów sąsiednich (The direction of the course of th e term inal m oraines of the last glacial age in the north-eastern p a rt of Poland and the neighbouring countries). Biul. Państw. Inst. Geol. 65, I, Warszawa.
P a c h u c k i Cz. (1952a), Badania geologiczne na arkuszu 1 :100 000 Trzebnica i Sy
ców. Z badań czwartorzędu w Polsce. T. 2. Biul. Państw. Inst. Geol. 6 6, Warszawa.
P a w ł o w s k i St. (1938), Le probleme des m oraines term inales. C. r. Congr.
internat. Geogr., Amsterdam.
P i e t k i e w i c z St. (1928), Pojezierze Suwalszczyzny zachodniej (Esquisse m orpho- logique de la p artie oocidentale du district du Suwałki). Prz. geogr. Vol. 8, W ar
szawa.
P h i l i p p H. (1921), Beitrag zur Kenntnis des Endm oraneverlaufs im Ostlichen Balticum N. Jb. Miner.
P r ó s z y ń s k i M., R i i h l e E. (1933), Jeziora rynnowe pod Grodnem w pradolinie Kotry i Rotniczanki. Prz. geogr. Vol. 13, Warszawa.
— 314 —
R o s z k ó w n a L. (1955), Moreny czołowe zachodniego Pojezierza Mazurskiego (Endimoraines of the W estern Maziurian Lake District). Studia Soc. Sc. Torunen- sis. Sec. C, vol. 2, Toruń.
R o s z k ó w n a L. (1956), Zagadnienie zasięgu stadium pomorskiego nad dolną Wisłą (On the southern boundary of the Pom eranian stage in the lower W istula area).
Studia Soc. Sc. Torunensis. Sec. C, Toruń.
R ii h 1 e E. (1932), Jezioro Hańcza na Pojezierzu Suwalskim (Der Hańcza See auf der Suw ałkenseenplatte). Wiad. Służby geogr. n r 4, Warszawa.
R i i h l e E. (1957), Maipa utworów czwartorzędowych Polski w skali 1 :2 000 000.
Biul. Inst. Geol. T. 118. Z badań czwartorzędu. Vol. 8, Warszawa.
S o b o l e w D. N. (1932), Sistema glacialnych morfo obrazowani j siewiero-polskoj i biełoruskoj nizmiemnosti. II. IN QUA.
S c h o t t C. (1933), Die Form engestaltung der Eisrandlagen Norddeutschlands.
Z. Gletscherk. 21.
S i m o n W. G. (1937). Geschiebezahlungen und Eisrandlagen in Siidost-Holstein.
Mitt. Geogr. Ges. Naturhist. Mus., Liibeck.
S z a f e r W. (1952), Schyłek plejstocenu w Polsce (Decline of the Pleistocene in Polamd). Biul. Państw. Inst. Geol. 65. Z badań czw artorzędu w Polsce. T. 1, Warszawa.
T a m m e k a n n A. (1938, Die Endmoranen on Estland. C. r. Congr. intern. Geogr., Amsterdam.
T a r v y d a s R., G u d e l i s V. (1958), A contribution to the question of the regula
rities of the spread of crystal indicator ^boulders of the last and penultim ate glaciation in the territo ry of the Lithuanian SSR. Liet. T SR MA. Geol. Geogr.
Inst. Vol. 6, Vilnius.
T y w o ń s k i W. (1953), Fazy cofającego się lodowca okolicy Wąbrzeźno (La phase recessive du glacier dams les environs de Wąbrzeźno. Spraw. T N w Toruniu.
Vol. 5, nr 1 — 4, Toruń.
W e n n b e r g G. (1943), Eisstrome iiber Schonen w ahrend der letzten Eiszeit. Lunds Univ. Arsskrift N. F. Bd. 2, Bd. 39, no 3.
W o l d s t e d t P. (1925), Die „Aussere” und die „Innere” Baltisidhe Endmorane in der W estlichen Umrandung der Ostsee. Zbl. Miner. Abt. B.
W o l d s t e d t P. (1927), Die Gliederung des jungeren Diluvium in der N orddeutsch
land und ihre Parallelisierung m it anderen Gebieten. Z. Geol. Ges., Berlin.
W o l d s t e d t P. (1931), Uber Randlagen der letzten Vereisung in Ostdeutschland und Polen und uber die Herausbildung des N etze-W arthe-U rstrom tales. Jb.
Preuss. Geol. Landesanst., Berlin.
W o l d s t e d t P. (1935), Geologisch-morphologische U bersichtskarte des Norddeuts- chen Vereisungsgebietes 1 : 1 500 000. Preuss. Geol. La ndesanst., Berlin.
W o l d s t e d t P. (1938), t)b er Vorstoss und Ruokzugsfronten des Inlandeises in N orddeutschland. Geol. Rdsch. Bd. 29.
W o l d s t e d t P. (1942), Uber die Ausdehnung der letzten Vereisung in N orddeutsch
land. Ber. Reichsamt Bodenforsch, Wien.
W o l d s t e d t P. (1954), Saaleeisizeit, W artestadium . Weichseleiszeit im N orddeutsch
land. Eiszeitalter u. Gegenw. Bd. 4 — 5.
W o l d s t e d t P. (1954 a), Das Eiszeitalter II Aufl., Stuttgart.
W o l d s t e d t P. (1955), N orddeutschland und die lamgrenzendem Gebiete in Eisizeit- alter II Aufl., Stuttgart.
W o l d s t e d t P. (1955 a), Die Gliederung des Pileistozans im Norddeutschland und angrenzenden Gebieten, Geol. Fóren. Fórhandl. 77, Stockholm.
W o l d s t e d t P. (1956), Uber die Gliederung der W urmeiszeit und die Stellug der Losse in łhr. Eiszeitalter u. Gegenw. Bd. 7.
— 315 —
W o l d s t e d t P. (1958), Die Gliederung des Fleistozans in Europa. Actes INQUA V, M adrid.
W o ł ł o s o w i c z S. (1923), O grzędach morenowych ziemi narockiej i granicy młodszego zlodowacenia w dorzeczu Wilii (Sur les moraines term inales du pays de Narocz et sur la lim ite de la seconde glaciation dans le bassin de la Vilia).
Spraw. Państw. Inst. Geol. 2, Warszawa.
W r i g h t H. E. (1957), Late glacial chronology of Europe a discusion Am. J. Sc.
Vol. 253, No 7.
W u n d e r l i c h E. (1947), Die Oberflachengestaltung des norddeutschen Flachlan- des- Geogr. Abh., Berlin.
Z a n s V. (1935), L atvijas Kvartargeologiska K arte, Riga.
Z a n 3 V. (1935 a), Glacial Striae and Phenomena of Ice-Friction on the rocks of Latvia. Geogr. Raksti 5, Riga.
RESUME
A b s t r a c t . L’auteur a dresse une carte des m oraines term inales de la derniere glaciation, se basant sur les donnees detaillees de la plus recente etude du Q uaternaire dans la zone du Peribalticum et surtout dans la partie orientale de ce territoire. L ’extension des stades et des phases respectives fu t deduite sur la base du cours des m oraines term inales. Les cordons des m oraines term inales ne sont pas rectilignes mais form ent une ligne ondulee composee de lobes allonges vers le Sud: 1) lobe de 1’Odra, 2) de la Vistule, 3) des Maizury, 4) du Nieanen, et 5) de Na
rocz. Dans un certain sens, tous ces lobes refletent le relief du sous-foassement qui a conditionne leur formation.
L ’auteur place la phase de W arta a l'avant-derniere glaciation,. L’extension m axim ale de la derniere placiation fut deduite d’apres les investigations d’un grand nombre d’auteurs. Elle suit la ligne de 1’extension la plus allongee des stades de Brandenibourg et de Francfort. L’auteur accepte seulem ent deux stades pour la derniere glaciation: 1) de Brandenibourg et de Francfort et 2) de Pom eranie. et con
sidere tous les autres stationnem ents glaciaires comme des phases des stades. II le motive p a r le fait que jusqu’a present on n ’a pas constate d’intarstade entre le stade de Brandenbourg et de Francfort. Les donnees paleoolimatiques de K . r i v a n (1955) et d’E m i 1 i a n i confirm ent aussi l’existence de deux stades seulement.
Les m oraines term inales sont l ’un des plus im portant elem ents de la morphologie et du cours des glaciations du pleistocene. En etudiant les m oraines term inales on p eu t const a te r et observer lies extensions des gla
ciations admisi que distinguer certains stades et phases de recession et d ’oscillation.
L ’extension m axim ale et la division de la d ern iere glaciation est juis- q u ’a present contestee: II s’agit avant to u t de la position stratig rap h iq u e de la phase de W arta. C ertains observateurs placent cette phase a l ’avant- -d em iere glaciation, d ’autres — a la derniiere et d ’autres encore siont d ’avis que cette phase constitue une glaciation independante.
D ’apres mes recherches dans la region des Monits Kocie et de Milicz e t ayant une bonne oonniaissamce du te rra in d e la derniere glaciation, j ’ai constate de si grandes differences du point de vue de la morphologie, de la puissance des produits d’alteration aonsi que d’autres tra its carac-
— 316 —
teristiques — q u ’el'les m ’ont convaincus que la phase de W arta app artien t sans aucun doute a la derniere phase de P avant-derniere glaciation sinon elle constitue une glaciation imdependante. Les produits d’alteration su r le te rra in N ord de la dern iere glaciation atteignent a peine 0,5 a 1,0 m, par contrę s u r le te rra in de la phase de W arta dans les environs de Trzebnica, l ’alteration et la dissolution de la surface attednt la profondeur de 2,0 m. Le m anque com plet de blocs erratiq u es calcaires sur la surface de ce te rra in dem ontre une longue periode d ’alteration. De m em e on y trouve un grand nomibre de blocs erratiques p d is en f orme de dreikan- ter. F inalem ent la presence du loess et les deform ations criogeniques sur la surface de ce te rra in d em o n trm t que cette su rface est beaucoup plus ancienne que la surface de la dern iere glaciation ou ces phenom enes n ’apparadissent pas. La surface du te rra in de la d ern iere glaciation differe rem arquablem ent du te rra in situe au Sud — c ’est-a-d ire dan s l ’extension des anciemnes glaciations — avant tout par ses nouvelles formes, nom - breux lacs, car cela n ’ap p arait pas su r le te rra in de la glaciation de W arta.
S ur le te rra in de la dern iere glaciation de l ’Allem agne d u Nord, W o l d s t e d t (1927) a distingue en 1927 trois stades principaux de B randen- bourg, de F rancfort et de Pom eranie. D ernierem ent, il accepte encore u n stade de Szczecin, connu seulem ent par la coupe stratigraphique.
E n tre la phase de Brandembourg et de F rancfort, il n ’y a pas eu pro- bablem ent de longue interruption, parce q u ’on n ’a pas constate entre ces deux phases aucun interstade. De m a p art, je tro u v e qu ’il serait ju ste de ne pas faire ide difference entre ces stades, m ais de les u n ir en un seu'l stade de B raindenbourg-Francfort. On pourradt presum er que les m oraines de B randenbourg representent une phase d ’extension m axim ale du stade de Francfort.
Ce point de vue est confirm e p ar les donnees ipaleoclimatiques de K r i- v a n (1955); danls son tableau (a l’exception de Wi oornme phase de la W arta de ra v a n t-d e m ie re glaciation) on voit que la hausse de la tem pe
ra tu re pendant la d ern iere glaciation eu lieu seulem ent une fois. De meme C. E m i l i a n i (1955) dans sa courve de la paleotem perature obtient pour la dern iere glaciation deux periodes de basse tem p eratu re separee seulem ent p a r une periode plus chaude. II en resu lte que seule
m ent deux stades pouvaient exister, celui de B randenbourg-F rancfort et celui de Pom eranie.
Apres la re tra ite vers le Nord de la calotte glaciaire de la phase de F rancfort des sedim ents in terstad iau x se sont formes, q u i su r le te rra in de la Pologne fu ren t determ ines coimme l ’in terstad e de M azury ou Aurd- gnacien et sur le te rra in de la L ithuanie comme l ’interstade d ’Ula (Gu
delis 1958).
U ne baisse reiteree de la tem p eratu re suivit l ’a rre t interstadial e t la calotte glaciaire s ’est avancee vers le Midi, a la ligne de l ’extension la plus eloignee de la phase de Pom eranie. Cette phase avait une plus petite extension que la precedente. Toutefois su r le te rra in du D anem ark ainsi q u ’a l ’Est du Pojezierze de M azury e t sur le te rra in de la L ithuanie, les m oraines du stade de Pom eranie atteig n en t l ’extension du stade prece
dent. L ’extension de la calotte glaciaire d u ra n t le stade de Pbm eranie form ait une ligne ondulee composee de lobes allonges vers le Midi: lobes de l ’Oder, de la V istule, de Łyna, de M azury, du N iem en et du Narocz.
Tous ces lobes refleten t dans u n certain sens le relief du sous-bassem ent qui a conditionne le u r form ation.
— 317 —
Les m oraines term inales de Pom eranie ont des tra its caracteristiques d ’u n stade special, c’est-a-d ire u n caractere specialem ent transgressif.
Elies tran ch en t les cordons d ’anciennes phases du stade de F rancfort et m em e par endroit trav ersen t les cordons des m oraines des anciens stades.
De grands te rrain s de sander s ’etalent d evant les m oraines term inales de la phase de Pom eranie. Cela indique avant tout un long stationnem ent de cette calotte glaciaire. Le stade de Pom eranie m erite Inattention parce que c ’est le d ern ier stade de la glaciation du W tirm. C ertains auteurs acceptent (G u d e l i s 1958) que du m om ent que le bord de la calotte glaciaire a commence a recu ler sans reto u r de sa ligne principale de l ’extension du stade de Pom eranie, le Pleistocene s ’est term ine e t le Ho- locene a commence.
La calotte glaciaire du stade de Pom eranie recu lait de la plus grande extension p a r etapes e t ces etapes ont laiissees un nom bre de m oraines term inales appartenamit a ses plus jeunes phases. L. R ol sz к ó w n a (1955) a distingue 12 phases Ide recession-oscillation su r le te rra in de l ’aile orien
ta le du lobe de la Vistule. J. K o n d r a c k i (1952) a distingue 9 phases sur le Pojezierze d e Maziury, C z. P a c h u c k i (1934, 1936) constata 8 cordons de m oraines у com pris la grande m oraine de Kowno su r les te rrain s de la L ithuanie m eridionale et orientale et G l i n i c k a e t a'utres (1936) distin g u eren t 7 cordons de m oraines term in ales s u r le te rra in du lobe de Narocz.
A cceptant la term inologie de D e G e e r , les phases m entionnees ci- -dessus, devraient etre qualifiees au D aniglacial e t ensuite au G otigla- cial. Nous qualifions un g ran d arc de la m oraine term inale en Lithuanie septentrionale qui form e le lobe dit de Zemgal, au prem ier cordon des m oraines term inales du Gotiglacial a 1’Est. L ’aile orientale de ce lobe to u m e au Nord, tra v e rse la Dwina et est coupee p a r I’elevation centrale de la Lettonie, qui divise le lobe de Zem gal du lobe suivant de L ubań en Lettomie orientale. Le lobe d e Lubań s ’allonge profonidement au Sud ou les m oraines term inales trav e rse n t de nouveau la Dwina faisant une courbe au Midi de Dynaibourg. Les m oraines term inales d ’oscillation de ce lobe apparaissent su r le te rra in de la L ithuanie N ord-E st dans les environs de Braislav ainsi que dans la p a rtie Sud-Est de la Lettonie (Letgalie). Les m oraines term inales de cette phase a l ’Ouest s’etendent a trav e rs la p a r
tie N ord-O uest de la L ithuanie e t to u rn an t dans la direction Sud-O uest aboutissent a la m er Baltique; au dela de la B altique ©lies trav ersen t la p artie m eridionale de l ’ile Oland et apparaissent en Suede m eridionale.
D urant la phase suivante le glacier a stope dans la p artie septentrio
nale de la L ettonie ou les m oraines term inales de Cesis, V alm iera, Sm il- ten s (partie septentrionale de l’elevation de Widzem) ainsi que les m orai
nes de la p artie occidentale du Golfe de Riga — formeint le lobe de Riga.
A l ’Ouest du Golfe de Riga, aux environs de W indawa, les m oraines changent de cours et se dirigent au Sud-O uest et ensuite par la B altique fo n t irru p tio n p a r l ’ile d ’Oland en Suede. Dans la p artie N ord-Est de l ’elevation de W idzem, u n p etit lobe G auja existe et son aile N ord-Est ap p arait deja su r le te rrito ire de rE stonie.
Le stationnem ent de la calotte glaciaire en Estonie N ord-Est est m a r
que par u n nom bre de m oraines term inales qui sont parsem ees autour des elevations H aanja et O tapaa. Cet ensem ble Sud-O uest de m oraines term inales se reu n it en u n cordon du cote Ouest du lac Peipus en des m oraines dites m oraines de T artu. O utre cel on distingue encore le
— 318 —
cordon principal des m oraines term inales estoniennes, qui de l ’Estonie- S eptentrionale se dirige dans le sens Sud-O uest e t form e le lobe d e Parnaw a au bord N ord-Est du Golfe de Riga. Les m oraines apparaissant su r l ’ile Sarem a se lien t a ce cordon. F inalem ent on distingue les mo
raines N ord-O uest de l ’Estonie comme u n cordon independant.
Se basant su r le cours des m oraines term inales, j ’ai trace p a r des lignes.
accentuees, les extensions des stades et p a r des lignes moins accentuees les extensions des phases de la calotte glaciaire en re tra ite a la phase des m oraines de Salipausselka incluisivememt.
La prem iere phase de la calotte glaciaire reculante du stade de Po
m eranie de l ’Est a l ’Ouest, se dirige du lac Narocz, aux environs de Swięciany et dela dans la direction Sud-O uest au N iem en au Sud de Kowno, par la L ithuanie m eridionale aux environs du lac W isztyniec, ensuite p ar la partie septentrionale du Pojezierze de M azury, par la Po
m eranie centrale, par la cóte de Holstein et-Schleswig, faisant u ne courbu- re au-dessus du d etroit du P etit Belte, elle passe au rivage Ouest de la.
Fkmie, to u rn an t p ar le Langeland, elle oontoum e la partie Ouest de 1 ’ile Zeland et entre au Ju tla n d du Nord. La seconde phase se dirige de 1’E s t par la L ithuanie centrale form ant le grand lobe de Kowno. L ’aile Ouest de ce lobe s ’eleve au Nord jusqu’a la ville Sauliai. Elle contourne ensuite les elevations de Żmudź et se dirige vers le Sud, environnant du cóte Sud la lagunę de K uroń. Plus loin a l ’Ouest elle traverse le golfe de Gdańsk e t se dirige par le bord Nord de Pom eranie et par 1’ile Rugia,, faisant une oourbe par le golfe de M ecklem bourg et en tre dans 1’ile de Lolland. Dela elle to u rn e vers le Nord par le bord E st de 1’ile Zeland, traverse le Sund et en tre en Skanie. P lus loin se reto u rn an t elle form e un profond lobe et revient de nouveau au Ju tlan d . La troisiem e phase commence a l ’Est par u n grand lobe de L ubań dans les environs de D ynabourg. Du lobe m entionne ci-desisus se form e vers 1’Ouesit u n second grand lobe N ord-lithuanien (de Zemgal) qui tourne ensuite vers le Sud a la lagunę de K uroń et passe le long du rivage de la B altique, entre dans l ’ile Bornholm et dela par la partie Sud de l ’ile O land entre en Suede m eridionale. La quatriem e phase commence au rivage Nord du lac Peipus et s ’etend en Estonie du Sud, oontourne le Golfe de Riga,, se dirige par le rivage de la Courlande, passe la B altique et par l’ile d ’Oland atteigne la Suede. La phase de l ’Estonie centrale se courbe par lobe au bord Nord du Golfe de Riga et se dirige par l ’ile Sarem a, la B altique et l ’ile G otland en Suede. La derniere phase estonienne-
(nr 6 IX) is’etend en u ne ligne ondulee le long du bord N ord de l ’Estonie et par la B altique du cóte Nord de Tile G otland et p ar la Suede. Cette ligne correspond a la ligne de 12 000 ans d ’apres E, H. D e G e e r (5).
Les deux dernieres phases constituent les cordons des m oraines de- Salpausselka, lim ite du Gotiglacial et com m encem ent du Finiglacial.
Laboratoire de Geologie
Universite Marie Curie-Skłodowska Lublin
traduit par Z. Michałowska.
