zobacz

PLEJSTOCEN KUJAW I DYNAMIKA LOBU WISŁY W CZASIE OSTATNIEGO ZLODOWACENIA
Ciechocinek, 3–7 września 2007 r.
Wojciech Wysota, Paweł Molewski
Instytut Geografii, Uniwersytet Miko³aja Kopernika, Toruñ
OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY
– KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE
WSTĘP
Problem zasięgu, wieku i dynamiki nasunięć
lądolodu skandynawskiego w lobie Wisły podczas poźnego vistulianu jest przedmiotem rozważań badaczy od blisko 100 lat. Początkowo
obiektem badań geologów, głównie niemieckich,
były formy polodowcowe, a w szczególności glacjomarginalne, które już wówczas próbowano
łączyć w strefy/linie wyznaczające granice zasięgu lądolodu (m.in. Keilhack, Berendt, 1894;
Keilhack, 1898; Behr, Tietze, 1911, 1912; Korn,
1912; Tietze, 1917). Jednakże opracowania te
ograniczone były zasadniczo do obszaru Wielkopolski, a jedynie nieliczne sięgały po dolinę
Wisły. Wyznaczono wówczas dwa zasadnicze,
równoległe do siebie ciągi morenowe, tj. południowy, tzw. moreny leszczyńskiej (Keilhack,
Berendt, 1894; Behr, Tietze, 1911; Tietze, 1917)
oraz północny, znany pod nazwą moreny środkowopoznańskiej (Korn, 1912).
Odkrycie osadów i form morenowych
w Kotlinie Płockiej (Prawosławlew, 1905; Rutkowski, 1916) dało asumpt do powstania koncepcji tzw. „zlodowacenia dolinowego” (Lencewicz, 1922, 1927; Lewiński, 1924; Lewiński
i in., 1927). Głównym zwolennikiem tej koncepcji był Lencewicz (1927, 1936), który określił je jako „wielką oscylację” i nadał jej rangę
odrębnego, najmłodszego zlodowacenia skandynawskiego.
Jednakże kluczowymi opracowaniami, w których wyznaczono zasięg ostatniego zlodowacenia w obszarze lobu Wisły były prace
Woldstedta, dotyczące zasięgu zlodowaceń na
Niżu Polskim i Niemieckim (m.in. Woldstedt,
1931, 1950). Na podstawie m.in. kryterium
występowania jezior, które jako pierwszy zastosował Tietze (1917), Woldstedt określił tu zasięg najmłodszego zlodowacenia. Granica tego
zasięgu wyznaczona przez cytowanego autora
w ogólnych zarysach potwierdzona została przez
Majdanowskiego (1947, 1950), który zastosował nadrzędne w stosunku do jezior kryterium
morfologiczne – południowego zasięgu rynien
jeziornych.
We wczesnych pracach Woldstedta (1929,
1931, 1935) po raz pierwszy pojawiła się koncepcja lobu Wisły w stadiale (fazie) poznańskim
(frankfurckim), w którym lądolód przekroczył
formy marginalne stadiału (fazy) leszczyńskiego (brandenburskiego) ostatniego zlodowacenia.
Swój pogląd autor ten podtrzymał w wielu swoich późniejszych opracowaniach (m.in. Woldstedt, 1950, 1954). Do koncepcji Woldstedta
wyraźnie nawiązał w swoich wcześniejszych
publikacjach Mojski (1968 – fig. 1, str. 667;
1969), który stwierdził, że w strefie lobu Wisły
(między Witkowem a Nidzicą) granica osadów
fazy leszczyńskiej znajduje się pod przykryciem
osadów lodowcowych fazy poznańskiej.
W ogólnych założeniach do granicy zasięgu ostatniego lądolodu wyznaczonej przez
14
Wojciech Wysota, Paweł Molewski
Woldstedta (op. cit.) nawiązują w swoich pracach Galon i Roszkówna (Galon, 1956; Galon,
1961; Galon, Roszkówna, 1961, 1967; Roszko,
1968). Cytowani autorzy na podstawie kryteriów geomorfologicznych rozdzielają jednak
zasięgi faz leszczyńskiej i poznańskiej w lobie
Wisły, przyjmując maksymalną granicę ostatniego zlodowacenia w fazie leszczyńskiej, a na jej
niedalekim zapleczu linię pomaksymalnego zasięgu w fazie poznańskiej. Do ich ujęcia zasięgu obydwu faz nawiązują w swoich pracach
również inni autorzy (m.in. Krygowski, 1961;
Konieczny, 1961, 1965).
We wschodniej Wielkopolsce linię zasięgu
fazy poznańskiej wyznaczył Rotnicki (1963),
kwestionując wcześniejsze poglądy (Galon, 1956,
1961; Galon, Roszkówna, 1961, 1967; Krygowski, 1961; Konieczny, 1961, 1965), określające
jej zasięg na linii biegnącej od Powidza w kierunku Sompolna, w otoczeniu południowego
krańca rynny Gopła, i dalej na wschód w kierunku Wisły, na zapleczu fazy leszczyńskiej.
Na wschód od Gniezna Rotnicki (1963) przesunął granicę zasięgu fazy poznańskiej na południe, określając jej przebieg wzdłuż linii Gniezno – Powidz – Konin, co według autorów sugeruje zbliżony zasięg obydwu faz na wschód od
Konina. Niestety opracowanie Rotnickiego
(1963) nie odnosi się do dalszego przebiegu
form glacjomarginalnych fazy poznańskiej w kierunku doliny Wisły. W późniejszych latach, mimo
ustaleń Rotnickiego (1963), wielu badaczy (m.in.
Niewiarowski, 1983a, b; Pasierbski, 1984) nadal uznawało linię zasięgu fazy poznańskiej wyznaczoną przez Galona i Roszkównę (Galon,
1956, 1961; Galon, Roszkówna, 1961, 1967).
Istotnymi problemami obok zasięgu i wieku
obydwu omawianych faz ostatniego zlodowacenia są relacje przestrzenne ich form i osadów
w lobie Wisły oraz charakter fazy poznańskiej
– transgresyjny albo recesyjny. Jak już wspomniano Woldstedt (1931, 1950, 1954), a także w swoich wcześniejszych pracach Mojski (1968, 1969),
przyjmują jednoznacznie transgresyjny charakter
fazy poznańskiej i przekroczenie zasięgu fazy leszczyńskiej w lobie Wisły. Transgresyjny charakter
fazy poznańskiej przyjmują również Galon i Roszkówna (Galon, 1956; Galon, 1961, 1967; Galon,
Roszkówna, 1961, 1967), jednakże według tych
autorów, jak już nadmieniono, w lobie Wisły lądolód w fazie poznańskiej jedynie zbliżył się do
zasięgu lądolodu w fazie leszczyńskiej, nie przekraczając go (fig. 1 – a).
Większość starszych poglądów odnośnie
omawianych problemów oparta była na często
niejednoznacznych kryteriach morfostratygraficznych, choć istniały już wówczas nieliczne dane
litostratygraficzne, będące zapisem zdarzeń glacjalnych w lobie Wisły. W południowo-wschodniej części Kujaw w Kaliskiej udokumentowano
stanowisko osadów interglacjału eemskiego,
przykryte jedną warstwą gliny morenowej ostatniego zlodowacenia (Domosławska-Baraniecka,
Mojski, 1960; Domosławska-Baraniecka, 1961).
W tym samym czasie Łyczewska (1960) i Ber
(1960) w zboczu doliny Wisły w okolicy Dobrzynia n. Wisłą opisują dwa pokłady glin morenowych, rozdzielone osadami piaszczystymi, które
Łyczewska (1960) zaliczyła do fazy leszczyńskiej
i fazy poznańskiej ostatniego zlodowacenia.
W 1968 roku Ber w tym samym rejonie wśród
osadów ostatniego zlodowacenia wydzielił dwie
gliny zwałowe, które zaliczył do fazy leszczyńskiej, choć nie wykluczył, że górna warstwa gliny może reprezentować fazę poznańską. Skompski (1969) na południe od Dobrzynia n. Wisłą,
w zboczu doliny Kamienicy, również wyróżnił
dwie warstwy glin morenowych, rozdzielone
osadami wodnolodowcowymi, które zinterpretował jako zapis dwóch nasunięć lądolodu w obrębie fazy poznańskiej, tj. starszej – podfazy gąbińskiej i młodszej – podfazy płockiej.
Mojski (1984) sugeruje, że opisywane przez
wyżej wymienionych autorów (op. cit.) dwie gliny morenowe ostatniego zlodowacenia odsłaniające się w zboczu doliny Wisły w okolicy Dobrzynia odpowiadają fazie leszczyńskiej (dolna)
i fazie poznańskiej (górna). Według tego autora
fazę poznańską należy jednak traktować jako
podfazę zaniku lądolodu fazy leszczyńskiej.
W swej najnowszej pracy Mojski (2005) wyraża
pogląd, że zagadnienie zasięgu i zaniku ostatniego lądolodu w lobie Wisły między Płockiem
a Włocławkiem jest dyskusyjne, choć przychyla
się do koncepcji, że lob Wisły powstał w fazie
leszczyńskiej, natomiast podczas fazy poznańskiej lądolód stacjonował 40 km bardziej na północ (Mojski, 2005, s. 231).
Nowe ujęcie zagadnienia odnośnie maksimum rozprzestrzenienia i recesji ostatniego lądolodu w obszarze na zachód od Wisły przedstawił Kozarski (1986, 1988, 1991, 1995).
OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY – KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE
W oparciu o kryteria morfo- i litostratygraficzne
Kozarski (1991) uważa, że po okresie maksymalnego rozprzestrzenienia lądolodu w fazie
leszczyńskiej jego czoło wycofało się na nową
linię postojową w środkowej części Niziny Wielkopolskiej. Na wschód od Konina „czoło lądolodu fazy poznańskiej sięgnęło dalej w wyniku
dodatniego bilansu masy” (Kozarski, 1991,
s. 94). Zatem według cytowanego autora faza
poznańska miałaby w obszarze lobu Wisły charakter transgresyjny (fig. 1 – b).
O zasięgu faz leszczyńskiej i poznańskiej na
wschód od Konina wypowiedzieli się również
Stankowska, Stankowski (1988, 1991), którzy
przyjęli, iż dalej na wschód między Kramskiem
a Brodowem „występuje szeroka i zróżnicowana morfologicznie strefa marginalna będąca odpowiednikiem procesów rządzących przekształceniami skraju lądolodu podczas dwóch faz zlodowacenia vistuliańskiego, tj. fazy leszczyńskiej
i fazy poznańskiej” (Stankowska, Stankowski,
1991, s. 564). Odrębnym problemem jest granica maksymalnego zasięgu ostatniego lądolodu
w fazie leszczyńskiej na południe od Konina,
szeroko dyskutowana ostatnio w pracy Petery
i Forysiaka (2003).
Istotnymi pracami, dokumentującymi wykształcenie form i osadów związanych z maksymalnym zasięgiem ostatniego zlodowacenia w zachodniej części lobu Wisłą są opracowania Domosławskiej-Baranieckiej (1965, 1969), Baranieckiej (1989) i Roman (2003), dotyczące południowo-wschodnich Kujaw i południowej części Kotliny Płockiej. Cytowane autorki przyjmują, że
maksymalny zasięg zlodowacenia wisły na tym
obszarze wyznaczają formy i osady glacjomarginalne stadiału głównego, jednak nie odnoszą go
ani do fazy leszczyńskiej ani fazy poznańskiej.
Reasumując można stwierdzić, że w świetle
dotychczasowych badań i wyrażonych poglądów
rysuje się kilka podstawowych pytań dotyczących
przebiegu zdarzeń glacjalnych w lobie Wisły
w stadiale głównym ostatniego zlodowacenia:
— czy maksymalny zasięg lądolodu w stadiale
głównym nastąpił w fazie leszczyńskiej czy
poznańskiej?
— jakie są relacje przestrzenne między zasięgami lądolodu podczas fazy leszczyńskiej
i fazy poznańskiej?
— czy faza poznańska miała charakter recesyjny czy transgresyjny?
15
— czy istnieje odrębność litostratygraficzna
fazy leszczyńskiej i fazy poznańskiej?
NOWE SPOJRZENIE
NA REKONSTRUKCJĘ ZDARZEŃ GLACJALNYCH
W LOBIE WISŁY
Zdaniem Wysoty (2002) istnieją jednoznaczne dowody, potwierdzone datowaniami osadów
(Wysota i in., 2002), na rozdzielność litostratygraficzną faz leszczyńskiej i poznańskiej w obszarze południowej części dolnego Powiśla. Cytowany autor wyniki swoich badań koreluje z położonym w rejonie konińskim stanowiskiem interglacjału eemskiego w Mikorzynie koło Ślesina
(Kozydra, Skompski, 1996), w którym stwierdzono dwie gliny lodowcowe stadiału głównego
przedzielone cienkimi warstwami osadów glacjofluwialnych bądź powierzchniami nieciągłości,
podkreślonymi strukturami szczelin i klinów mrozowych rozwiniętych w niższym pokładzie gliny
(Stankowski i in., 1999). Wyniki swoich badań
Wysota (2002) odnosi również do wspomnianych, udokumentowanych m.in. przez Skompskiego (1969) dwóch odrębnych glin morenowych ostatniego zlodowacenia we wschodniej
części Kotliny Płockiej. Zdaniem Wysoty (2002)
badania w południowej części dolnego Powiśla
w zestawieniu z wyżej wymienionymi stanowiskami dowodzą, że faza poznańska reprezentowana jest przez samodzielną jednostkę litostratygraficzną związaną z odrębnym, ponadregionalnym nasunięciem lądolodu podczas stadiału
głównego zlodowacenia wisły, które na wschód
od Konina przekroczyło zasięg fazy leszczyńskiej
(Wysota, 2002, s. 126).
Koncepcja Wysoty (2002) znajduje potwierdzenie w wynikach badań osadów plejstoceńskich w kamieniołomie Wapienno, w północnowschodniej części Pojezierza Gnieźnieńskiego
(Sokołowski, 2007). Na podstawie przeprowadzonych tu szczegółowych badań stwierdzono
obecność trzech pokładów glin morenowych,
rozdzielonych nieciągłymi warstwami osadów
wodnolodowcowych i horyzontami klinów mrozowych. Datowania OSL osadów wodnolodowcowych zalegających pomiędzy dolną i środkową
gliną oraz przykrywających górną glinę wskazują
(Piotrowski i in., 2005; Wysota i in., 2006; Sokołowski, 2007), że gliny środkowa i górna re-
16
Wojciech Wysota, Paweł Molewski
prezentują dwa nasunięcia lądolodu w stadiale
głównym zlodowacenia wisły.
Najnowsze wyniki badań sedymentologicznych i stratygraficznych, opartych także o datowania luminescencyjne osadów, pochodzą również z badanego już wcześniej (Kurlenda, 1971;
Wiśniewski 1976; Jeziorski, 1991a, b, c) stanowiska osadów plejstoceńskich w zboczu doliny
Wisły w Nieszawie, w północno-wschodniej części Wysoczyzny Kujawskiej (Wysota i in., 2004;
Molewski, Wysota, 2006; Molewski, 2007; Molewski i in., 2007). W stanowisku tym wyróżniono m.in. cztery pokłady glin morenowych
będących zapisem trzech nasunięć lądolodu
skandynawskiego. Datowania OSL osadów podścielających jednostki glin morenowych oraz
przeprowadzona korelacja litostratygraficzna nie
dają jednak podstaw do jednoznacznej interpretacji stratygraficznej (Wysota i in., 2004; Molewski, Wysota, 2006). Analizowane jednostki
glin są związane bądź z nasunięciem leszczyńskim i poznańskim stadiału głównego ostatniego zlodowacenia, bądź ze zlodowaceniem warty i stadiałem głównym zlodowacenia wisły. Zdaniem Molewskiego (2007) w świetle
koncepcji Kozarskiego (1991) sugerującego
transgresyjny charakter lądolodu fazy poznańskiej w lobie Wisły, stanowisk położonych w strefie maksymalnego zasięgu obydwu faz stadiału
głównego zlodowacenia wisły, w których stwierdza się występowanie dwóch pokładów glin
morenowych nie można w sposób jednoznaczny korelować na większym obszarze (np. z dolnym Powiślem – Wysota, 2002) i interpretować
jako dowód ponadregionalnego nasunięcia lądolodu. Według Molewskiego (2007) rozdzielności litostratygraficznej obydwu faz należy poszukiwać na południe od badanego przez Wysotę (2002) obszaru południowej części dolnego Powiśla, poza strefą maksymalnego zasięgu
ostatniego lądolodu, w północnej i środkowej
części Wysoczyzny Kujawskiej. Najnowsze badania cytowanego autora w siedmiu stanowiskach
kluczowych w obrębie wyżej określonego obszaru dowodzą, iż występuje w nich tylko jeden
pokład gliny morenowej korelowany ze stadiałem głównym zlodowacenia wisły (Molewski,
2007). Sytuacja ta oraz uzyskane wyniki datowań OSL (Molewski i in., 2007) wspierają tezę
Kozarskiego (1991), iż faza poznańska nie ma
samodzielności litostratygraficznej i ma charak-
ter recesyjny. Przyjęcie tezy przeciwnej, tj. o ponadregionalnej transgresywności fazy poznańskiej, wymagałoby założenia, iż z nasunięciem
tym związana była intensywna egzaracja w lobie Wisły i usunięcie starszych osadów w tym
glin zwałowych fazy leszczyńskiej albo, iż zasięg fazy leszczyńskiej był na badanym obszarze mniejszy niż fazy poznańskiej, za czym opowiada się cytowany autor. W takiej sytuacji istniejący poziom gliny morenowej byłby zapisem
sedymentologicznym fazy poznańskiej ostatniego zlodowacenia.
Na obszarze lobu Wisły w kilku stanowiskach badawczych istnieją przekonywujące dowody sedymentologiczne, m.in.: niewielka miąższość glin bazalnych, obecność glin deformacyjnych, bruków głazowych z rysami lodowcowymi i struktur płużenia oraz liczne hiatusy erozyjne, świadczące o szybkim ruch lodu i wzmożonej erozji subglacjalnej (Wysota i in., 2004;
Molewski, Wysota, 2006; Molewski, 2007; Sokołowski, 2007).
Molewski (2007) sugeruje również, iż przy
założeniu jednokrotnego nasunięcia lądolodu
w lobie Wisły, niezależnie od wieku tego nasunięcia – w fazie leszczyńskiej albo poznańskiej,
lądolód wykazywał większą dynamikę w obniżeniach terenu, tj. na linii doliny Wisły i obniżenia rynny Gopła (tzw. lob Gopła, Maik, 1961)
niż w obrębie wysoczyzny. W konsekwencji
w tych dwóch obszarach rejestrowany jest litostratygraficzny zapis (okolice Dobrzynia n. Wisłą,
stanowisko Mikorzyn) więcej niż jednego nasunięcia lądolodu. Nasunięcia te miałyby wówczas
charakter lokalnych oscylacji.
Udokumentowana wzmożona aktywność
lodu w lobie Wisły podczas stadiału głównego
ostatniego zlodowacenia wpisuje się w szerszą
koncepcję dynamiki tzw. południowego sektora
lądolodu skandynawskiego, którego głównym
elementem składowym na tym obszarze był wiślański strumień lodowy (Punkari, 1993; Boulton i in., 2001; Marks, 2002). Należy jednak
wspomnieć, że sugestie, co do występowania
strumieni lodowych w południowej części niecki Bałtyku pojawiły się już znacznie wcześniej
(m.in. Kummerow, 1950/51 vide Kliewe, 1961).
W odniesieniu do lobu Wisły koncepcję strumienia wiślanego zaadoptował i udokumentował
w południowej części dolnego Powiśla Wysota
(2002, 2007).
Fig. 1. Scenariusze zdarzeń glacjalnych w lobie wisły podczas stadiału głównego ostatniego zlodowacenia według: a – Galona (1967),
b – Kozarskiego (1991), c – koncepcji Wysoty, (2002), d – postulowany przez Molewskiego (2007). Stanowiska badawcze:
Ko – Kozłowo, St – Starogód, Ki – Kiełp, Kr – Kornatki, Rz – Rzęczkowo, Łą – Łążyn, Go – Golub, Sł – Słoszewy, Gr – Grążawy,
Du – Dulsk, Mł – Młodocin, Wa – Wapienno, Ba – Barcin, Ra – Raciążek, Ni – Nieszawa, KM – Kołuda Mała, Go – Gocanówko,
Ml – Mielnica, Ka – Kazimierz, Jó – Jóźwin, Mi – Mikorzyn, Lu – Lubstów, Kl – Kaliska, Br – Baruchowo, Do – Dobrzyń n. Wisłą,
Km – Kamienna, Gł – Głowina
18
Wojciech Wysota, Paweł Molewski
Strumień lodowy Wisły był jednym z drugorzędnych strumieni lodowych zasilanych przez
główny, bałtycki strumień lodowy. Z dotychczasowych badań wynika, że prędkość płynięcia
lodu w obrębie strumienia jest dwu- lub nawet
trzykrotnie większa niż mas lodowych w jego
sąsiedztwie (m.in. Patterson, 1997). Na podstawie istniejących numerycznych modeli paleoglacjologicznych ostatniego lądolodu skandynawskiego (m.in. Arnold, Sharp, 2002; Siegert
i in., 2004) można zakładać, że lód w obrębie
strumienia wiślańskiego płynął z prędkością około 400–500 m na rok. Najprawdopodobniej w obszarze dolnego Powiśla strumień ten miał szerokość rzędu 50–70 km i rozszerzał się w brzeżnej części lądolodu w postaci lobu wypustowego Wisły. Jak wykazują modele paleoglacjologiczne strumieni lodowych podobnego typu
(m.in. Patterson, 1997) miąższość lodu w ich
obrębie była mniejsza niż w ich otoczeniu, a profil podłużny ulegał wyraźnemu spłaszczeniu.
SCENARIUSZE ZDARZEŃ GLACJALNYCH
W LOBIE WISŁY
PODCZAS STADIAŁU GŁÓWNEGO
OSTATNIEGO ZLODOWACENIA
Zaprezentowane wcześniej starsze koncepcje odnośnie zasięgu i dynamiki lądolodu stadiału głównego w lobie Wisły miały przez ostatnie kilkadziesiąt lat ugruntowaną pozycję w polskiej literaturze naukowej. Szczególną rolę w ostatnim okresie odegrała koncepcja rozwoju zdarzeń paleogeograficznych Kozarskiego
(1986, 1988, 1991), przeniesiona na obszar lobu
Wisły z terenu Wielkopolski, która w pewnym
stopniu zatarła inne koncepcje (m.in. Galon,
1961, 1967; Galon, Roszkówna, 1961, 1967)
(fig. 1 – a, 1 – b). Jednocześnie pojawiły się
kontrowersyjne poglądy odnośnie możliwości
wkroczenia starszych lądolodów podczas zlodowacenia Wisły, aż po Kotlinę Płocką (Marks,
1988).
Nowsze wyniki badań w obszarze lobu Wisły oraz obszarów sąsiednich pozwoliły na zaproponowanie odmiennych od dotychczasowych
scenariuszy zdarzeń glacjalnych na tym obsza-
rze w czasie stadiału głównego ostatniego zlodowacenia. Wysota (2002) w oparciu o szczegółowe badania w południowej części dolnego
Powiśla i ich korelację z sąsiednimi obszarami
przypuszcza, że po maksimum ostatniego zlodowacenia w fazie leszczyńskiej nastąpiła recesja lądolodu, która we wschodniej Wielkopolsce
sięgała przynajmniej po linię Noteci–Warty, a na
linii doliny Wisły mogła sięgać jeszcze dalej na
północ, prawdopodobnie aż po okolice Gniewu
(fig. 1 – c). Z kolei nastąpiła ponowna, rozległa
i szybka transgresja lądolodu w fazie poznańskiej, która dotarła po środkową Wielkopolskę,
a na wschód od Konina w lobie Wisły przekroczyła zasięg fazy leszczyńskiej.
Na podstawie najnowszych badań w północnej i środkowej części Wysoczyzny Kujawskiej, Molewski (2007) suponuje, iż maksymalny zasięg fazy leszczyńskiej w lobie Wisły, mógł
być znacznie mniejszy niż zakładano dotychczas. Przebiegał on przez obszar północno-zachodniej i północnej części Wysoczyzny Kujawskiej (fig. 1 – d). Po recesji lądolodu sięgającej
po środkową Wielkopolskę i na północ od Wysoczyzny Kujawskiej, nastąpiła jego ponowna
transgresja w fazie poznańskiej, obejmująca jednak tylko obszar lobu Wisły.
PODSUMOWANIE
Dotychczasowe badania w lobie Wisły i obszarach sąsiednich nie dały jak dotąd jednoznacznej odpowiedzi na zadane wcześniej pytania.
Zdaniem autorów problem wieku i zasięgu ostatniego lądolodu skandynawskiego w lobie Wisły
pozostaje kwestią otwartą. Być może dalsze badania litostratygraficzne i chronostratygraficzne
przyniosą nowe fakty pozwalające na bardziej
szczegółowe odtworzenie zdarzeń paleogeograficznych w tym obszarze.
Z dotychczasowych doświadczeń autorów
wynika, iż szczególną rolę w prowadzonych badaniach odgrywają datowania wieku osadów
(głównie datowania OSL). Wielka zmienność litologiczna i luki stratygraficzne w osadach plejstoceńskich sprawiają, iż wnioskowanie stratygraficzne, nie podparte wiarygodnymi datowaniami, często prowadzi do pewnego schematyzmu interpretacyjnego, a w konsekwencji błędnych wniosków.
OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY – KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE
19
LITERATURA
ARNOLD N., SHARP M., 2002 – Flow variability in
the Scandinavian ice sheet: modelling the coupling between ice sheet flow and hydrology.
Quater. Sci. Rev., 21: 485–502.
BARANIECKA M.D., 1989 – Zasięg lądolodu bałtyckiego w świetle stanowisk osadów eemskich na
Kujawach. Geol. Morza, 4: 131–135.
BEHR J., TIETZE O., 1911 – Über den Verlauf der
Endmoränen bei Lissa (Prov. Posen) zwischen
Oder und russischer Grenze. Jb. Preuss. Geol.
Landesanstalt, 32: 60–75.
BEHR J., TIETZE O., 1912 – Die Fortsetzung der Lissaer Endmoränen nach Russisch – Polen und die
Endmoräne bei Mława. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt, 33: 98–113.
BER A., 1960 – The age of the foldings near Dobrzyń.
Bull Acad. Pol. Sci. Ser. Geol. et Geogr., 8, 1: 49–52.
BER A., 1968 – Stratygrafia czwartorzędu okolic Dobrzynia nad Wisłą. Acta Geol. Pol., 18, 3: 663–675.
BOULTON G.S., DONGELMANS P., PUNKARI M.,
BROADGATE M., 2001 – Palaeoglaciology of an
ice sheet through a glacial cycle: the European
ice sheet through the Weichselian. Quater. Sci.
Rev., 20: 591–625.
DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., 1961 – The limit of the last Glaciation near Chodecz (Eastern
Kujawy). W: VIth INQUA Congress, Guide-Book
of Excursion „From the Baltic to Tatras”, 1, North
Poland, Łódź: 139–141.
DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., 1965 – Stratygrafia czwartorzędu okolic Chodcza na Kujawach.
Biul. Inst. Geol., 187: 85–105.
DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., 1969 – Ze stratygrafii i rozwoju czwartorzędu Południowych
Kujaw. W: Przew. XLI Zjazdu Pol. Tow. Geol.,
Konin: 49–58.
DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., MOJSKI, J.E.,
1960 – Z problematyki geologii czwartorzędu
Mazowsza i Kujaw. Prz. Geol., 4: 195–200.
GALON R., 1956 – The problem of the last Glaciation
in Poland. Reprinted from „Przegląd Geograficzny”, 28: 75–93, Wyd. Nauk. PWN, Warszawa.
GALON R., 1961 – General Quaternary Problems of
North Poland. W: VIth INQUA Congress, GuideBook of Excursion „From the Baltic to Tatras”, 1,
North Poland, Łódź: 5–53.
GALON R., 1967 – Czwartorzęd Polski Północnej.
W: Czwartorzęd Polski (red. R. Galon, J. Dylik.),
Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: 106–166.
GALON R., ROSZKÓWNA L., 1961 – Extents of the
Scandinavian Glaciations and of their recession
stages on the Territory of Poland in the light of
an analysis of the marginal forms of inland ice.
Prz. Geogr., 33, 3: 347–361.
GALON R., ROSZKÓWNA L., 1967 – Zasięgi zlodowaceń skandynawskich i ich stadiałów recesyjnych na obszarze Polski. W: Czwartorzęd Polski
(red. R. Galon R., J. Dylik), Wyd. Nauk. PWN,
Warszawa: 18–38.
JEZIORSKI J., 1991a – Kopalne osady aluwialne rzeki roztokowej z okresu interglacjału lubelskiego
między Włocławkiem a Ciechocinkiem. Prz. Geol.,
39, 5–6: 284–292.
JEZIORSKI J., 1991b – Litostratygrafia osadów neoplejstocenu we wschodniej części Równiny Inowrocławskiej i w Dolinie Wisły między Włocławkiem a Ciechocinkiem. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych (red. A. Kostrzewski), UAM, Poznań: 471–496.
JEZIORSKI J., 1991c – Warciańska sekwencja glacjalna
w okolicach Nieszawy. Prz. Geol., 39, 2: 68–75.
KEILHACK K., 1898 – Die Oberflächenformen des
norddeutschen Flachlandes und ihre Entstehung.
Geographische Zeitschrift., 4: 481–508.
KEILHACK K., BERENDT G., 1894 – Endmoränen in
der Provinz Posen. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt,
14: 235–252.
KLIEWE von H., 1961 – Vergleichende Betrachtungen zur glaziären genese der Odermüdungsinseln. Geogr. Berichte, 20/21, 3/4: 232–240.
KONIECZNY S., 1961 – Limit of the Baltic glaciation
between Gniezno and Konin. W: VIth INQUA Congress, Guide-Book of Excursion „From the Baltic
to Tatras”, 1, North Poland, Łódź: 130–131.
KONIECZNY S., 1965 – Niektóre problemy geomorfologii plejstocenu i recesji lądolodu bałtyckiego w
północno-wschodniej części Niziny Wielkopolskiej, Pr. Wydz. BiNoZ UAM, Geografia, 2, Poznań: 1–30.
KORN J., 1912 – Die Mittel-Posensche Endmoräne und
die damit verbundenen Oser. Jb. Preuss. Geol.
Landesanstalt, 33: 478–518.
KOZARSKI S., 1986 – Skale czasu a rytm zdarzeń
geomorfologicznych vistulianu na Niżu Polskim.
Czas. Geogr., 57, 2: 247–270.
KOZARSKI S., 1988 – Time and dynamics of the last
Scandinavian ices-sheet retreat from northwestern Poland. Geogr. Pol., 55: 91–101.
KOZARSKI S., 1991 – Paleogeografia Polski w Vistulianie. W: Geografia Polski, Środowisko geograficzne (red. L. Starkel), Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: 80–105.
KOZARSKI S., 1995 – Deglacjacja północno-zachodniej Polski: warunki środowiska i transformacja
20
Wojciech Wysota, Paweł Molewski
geosystemu (~20 ka – 10 ka BP). Dok. Geogr.
PAN, 1, Wrocław: 1–82.
KOZYDRA Z., SKOMPSKI S., 1996 – Osady międzymorenowe w okolicy Mikorzyna na Wysoczyźnie
Konińskiej. Prz. Geol., 44: 945–949.
KRYGOWSKI B., 1961 – Geografia fizyczna Niziny Wielkopolskiej, cz. I. Geomorfologia. Pozn. Tow. Przyj.
Nauk, Wydz. Matemat.-Przyr., Poznań: 1–203.
KURLENDA Z., 1971 – Geology of the north middle
Kujawy (Neogene – Quarternary). Acta Geogr.
Debrecina, 15–16: 85–113.
LENCEWICZ S., 1922 – Nowe moreny czołowe na Niżu
Polskim. Prz. Geogr.; 1: 108–114.
LENCEWICZ S., 1927 – Dyluwium i morfologia środkowego Powiśla. Pr. Państw. Inst. Geol., 2, 2: 67–220.
LENCEWICZ S., 1936 – Mapa geologiczna Kotliny Płockiej 1 : 200 000. W: Pr. Państw. Inst. Geol., 2, 2.
LEWIŃSKI J., 1924 – Zaburzenia czwartorzędowe
i „morena dolinowa” w pradolinie Wisły pod Włocławkiem. Spraw. Nauk. Państw. Inst. Geol., 1: 8.
LEWIŃSKI J., ŁUNIEWSKI A., MAŁKOWSKI S., SAMSONOWICZ J., 1927 – Przewodnik geologiczny
po Warszawie i okolicy. Wyd. Oddz. Warszawskiego Komisji Fizjograficznej Polskiej Akademii
Umiejętności, Warszawa: 1–178.
ŁYCZEWSKA J., 1960 – Uwagi na temat czwartorzędu
Kujaw wschodnich. Biul. Inst. Geol., 150: 245–258.
MAIK M., 1961 – Morphological limit of the last glaciation along the line Radziejów – Koło. W: VIth INQUA Congress, Guide-Book of Excursion „From the
Baltic to Tatras”, 1, North Poland, Łódź: 132–134.
MAJDANOWSKI S., 1947 – Rozmieszczenie, gęstość
i kierunek rynien jeziornych na Niżu Polskim. Prz.
Geogr., 21: 37–69.
MAJDANOWSKI S., 1950 – Zagadnienia rynien jeziornych na Niżu Europejskim. Bad. Fizjogr. nad Pol.
Zach., 2, 1: 170–173.
MARKS L., 1988 – Relation of substrate to the Quaternary paleorelief and sediments western Mazury and Warmia (Northern Poland). Geologia,
14, 1, Wyd. AGH, Kraków: 1–76.
MARKS L., 2002 – Last Glacial Maximun in Poland,
Quater. Sci. Rev., 21: 103–110.
MOJSKI J.E., 1968 – Podstawy podziału zlodowacenia północnopolskiego. Kwart. Geol., 12, 3: 665–
–679.
MOJSKI J.E., 1969 – Stratygrafia zlodowacenia północnopolskiego na obszarze Niżu Polskiego i Wyżyn
Środkowopolskich. Biul. Inst. Geol., 220: 115–162.
MOJSKI J.E., 1984 – Mezoplejstocen, Niż Polski i niziny środkowopolskie. W: Budowa Geologiczna
Polski. Stratygrafia, 3b. Kenozoik. Czwartorzęd,
Wyd. Geol., Warszawa: 218–255.
MOJSKI J.E., 2005 – Ziemie polskie w czwartorzędzie, PIG, Warszawa: 1–404.
MOLEWSKI P., 2007 – Neotektoniczne i glacjodynamiczne uwarunkowania wykształcenia plejstoce-
nu Wysoczyzny Kujawskiej. Wyd. UMK, Toruń,
w druku.
MOLEWSKI P., WYSOTA W., 2006 – Litostratygrafia
osadów neoplejstocenu w zboczu doliny Wisły
w Nieszawie – kontrowersje i nowe dane. W: Drogami wędrówek i badań profesora Rajmunda
Galona w 100-ną rocznicę urodzin (1906–2006)
(red. A. Olszewski, K. Chutkowski.), Przewodnik
sesji terenowych, Ogólnopolski Zjazd Geografów
Polskich, 55 Zjazd PTG, Toruń, 13–17 września
2006, Wyd. Turpress: 240–244.
MOLEWSKI P., CHRUŚCIŃSKA A., OCZKOWSKI H.L.,
PRZEGIĘTA K.R., 2007 – Chronostratigraphy
of the Vistulian Glaciation (Weichselian) on the
Kujawy Moraine Plateau (central Poland) based
on the lithostratigraphic research and the OSL
datings. Geochronometria, w druku.
NIEWIAROWSKI W., 1983a – Postglacjalne ruchy skorupy ziemskiej na Pojezierzu Kujawskim w świetle badań geomorfologicznych. Prz. Geogr., 55,
1: 13–29.
NIEWIAROWSKI W., 1983b – The origin and development of marginal channels and valleys: a case
study the Kuyavian Lake District. W: Studies in
Quaternary Geomorphology (red. D.J. Briggs,
R.S. Waters). Intern. Symp. Ser., Univ. Press,
Cambridge: 97–108.
PASIERBSKI M., 1984 – Struktura moren czołowych
jako jeden ze wskaźników sposobu deglacjacji
obszaru ostatniego zlodowacenia w Polsce. Rozp.
UMK, Toruń.
PATTERSON C.J., 1997 – Southern Laurentide ice lobes were created by ice streams: Des Moines lobe
in Minnesota, USA. Sed. Geol., 111: 249–261.
PETERA J., FORYSIAK J., 2003 – The problem of the
Last Glaciation extent in Central Poland. Geol.
Quart., 47, 4: 357–366.
PIOTROWSKI J.A., WYSOTA. W., MURRAY A.S., 2005
– Dating Weichselian ice advances in Poland: is
there evidence of a widespread isotope stage 4
glaciation? W: Proceedings of the Internationala
Field Symposium, Kola Penisula, NW Russia, September 4–9, 2005, Apatity: 50–52.
PRAWOSŁAWLEW P., 1905 – K izuczenju lednikowych
obrazowanij siewiernoj czasti Carstwa Polskogo.
Trudy i Prot. zas. Obszcz. Jestiestwoisp. Imp.
Uniw. Warszawa, 15: 1–95.
PUNKARI M., 1993 – Modelling of the dynamics
of the Scandinavian ice sheet using remote sensing and GIS methods. W: Glaciotectonics and
mapping glacial deposits (red. J.S. Aber), Canadian Plains Research Center, University of Regina: 232–250.
ROMAN M., 2003 – Rozwój rzeźby plejstoceńskiej
okolic Gostynina, Acta Geogr. Lodz., 84: 1–154.
ROSZKO L., 1968 – Recesja ostatniego lądolodu z terenu Polski. W: Ostatnie zlodowacenia skandy-
OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY – KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE
nawskie w Polsce (red. R. Galon), Pr. Geogr. IG
PAN, 74: 65–100.
ROTNICKI K., 1963 – Zagadnienie zasięgu stadiałów
leszczyńskiego i poznańskiego w południowozachodniej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej.
Bad. Fizjogr. nad Polską Zach., 11: 133–189.
RUTKOWSKI F., 1916 – Spostrzeżenia z dyluwium
okolic Gostynina. Spraw. Tow. Nauk. Warsz.
1914–1916, 1, 4–6: 373–404.
SIEGERT M.J. , DOWDESWELL J.A., 2004 – Numerical reconstructions of the Eurasian Ice Sheet and
climate during the Late Weichselian. Quater. Sci.
Rev., 23: 1273–1283
SKOMPSKI S., 1969 – Stratygrafia osadów czwartorzędowych wschodniej części Kotliny Płockiej.
Biul. Inst. Geol., 220: 175–258.
SOKOŁOWSKI R.J., 2007 – Stratygrafia i sedymentologia osadów plejstocenu w kamieniołomie „Wapienno”, NE Wielkopolska. Maszynopis pracy
doktorskiej, UMK, Toruń.
STANKOWSKA A., STANKOWSKI W., 1988 – Maximum extent of the Vistulian ice sheet in the vicinity of Konin, Poland: a geomorphological, sedimentological and radiometric evidence. Geogr.
Pol., 55: 141–150.
STANKOWSKA A., STANKOWSKI W., 1991 – Morfo-,
lito- i chronostratygrafia vistulianu we wschodniej Wielkopolsce. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych (red. A. Kostrzewski),Wyd. Nauk. UAM, Ser. Geogr., 50:
563–571.
STANKOWSKI W., BLUSZCZ A., NITA M., 1999 – Stanowiska osadów górnoczwartorzędowych Mikorzyn i Sławoszewek w świetle badań geologicznych, datowania radiowęglowego i termoluminescencyjnego oraz analiz palinologicznych.
W: Geochronologia górnego czwartorzędu Polski
w świetle datownia radiowęglowego i luminescencyjnego (red. A. Pazdur, A. Bluszcz, W. Stankowski, L. Starkel), Wyd. Instytutu Fizyki Politechniki Śląskiej, Gliwice: 87–111.
TIETZE O., 1917 – Die Äussersten Endmoränen der
jüngsten Vereisung Norddeutschlands. Geolo.
Rdsch., 7, 3/4: 110–122.
21
WIŚNIEWSKI E., 1976 – Rozwój geomorfologiczny
doliny Wisły pomiędzy Kotliną Płocką a Kotliną
Toruńską, Pr. Geogr. IGiPZ PAN, 119: 1–124.
WOLDSTEDT P., 1929 – Das Eiszeitalter. Grundlinien
einer Geologie des Diluviums. 1929, Enke, Stuttgart: 1–406.
WOLDSTEDT P., 1931 – Über Randlagen der letzten
Vereisung in Ostdeutschland und Polen und über
die Herausbildung des Netze-Warthe Urstromtales. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt, 52: 59–67.
WOLDSTEDT P., 1950 – Norddeutschland und angrenzende Gebiet in Eiszeitalter. F. Enke Verlag, Stuttgart.
WOLDSTEDT P., 1954 – Das Eiszeitalter. Grudlinien
einer geologie des Quartär. F. Enke Verlag, Stuttgart.
WYSOTA W., 2002 – Stratygrafia i środowiska sedymentacji zlodowacenia wisły w południowej części dolnego Powiśla. Wyd. UMK, Toruń: 1–144.
WYSOTA W., 2007 – Successive subglacial depositional processes as interpreted from basal tills in
the Lower Vistula valley (N Poland). Sed. Geol.,
193: 21–31
WYSOTA W., LANKAUF K.R., SZMAŃDA J., CHRUŚCIŃSKA A., OCZKOWSKI H.L., PRZEGIĘTKA K.R.,
2002 – Chronology of the Vistulian (Weichselian)
glacial events in the Lower Vistula region, middlenorth Poland. Geochronometria, 21: 137–141.
WYSOTA W., MOLEWSKI P., SOKOŁOWSKI R.J,
SZMAŃDA J., 2004 – Sekwencja glin morenowych zlodowacenia wisły w Nieszawie, NE Kujawy. W: Gliny morenowe – typy genetyczne i środowiska depozycji (red. W. Wysota), Terenowe
warsztaty sedymentologiczne, Toruń, 6–7 września 2004, Wyd. UMK, Toruń: 11–17.
WYSOTA W., PIOTROWSKI J.A., MURRAY A.S., 2006
– The age and the extent of Weichselian ice advances in Poland in the light of OSL dating. W:
Late Pleistocene glacigenic deposits in the central part of the Scandinavia ice sheet (red. P. Johansson, J.P. Lunkka, P. Serala), Abstracts, The
INQUA Peribaltic Group Field Symposium in Finland, September, 11–15 2006, Geological Survey
of Finland, Rovaniemi: 51.