GEOLOGICZNA PRZESZŁOŚĆ POLSKI

WSTĘP

GÓRY ŚWIĘTOKRZYSKIE – POGRANICZE DWÓCH JEDNOSTEK TEKTONICZNYCH

WYDARZENIA Z MŁODSZEJ HISTORII GEOLOGICZNEJ POLSKI

ZLODOWACENIA PLEJSTOCEŃSKIE W POLSCE

Ile było zlodowaceń na terenie Polski?

Jak rozwijał się i zanikał lądolód?

Rzeźba staro- i młodoglacjalna

Formy o genezie lodowcowej lub wodnolodowcowej

Rys. 2.1. Jednostki tektoniczne Polski.

WSTĘP

Polska ma najbardziej zróżnicowaną budowę geologiczną w Europie. Na jej terenie obecne są wszystkie podstawowe piętra strukturalne od prekambryjskich, poprzez kaledońskie, waryscyjskie (=hercyńskie) aż po alpejskie. Najstarsze skały występują w Polsce północno – wschodniej, będącej fragmentem Platformy Wschodnioeuropejskiej, która w przybliżeniu odpowiada prastaremu kontynentowi Baltika. Polska zachodnia i południowa to mozaika kaledońskich i waryscyjskich jednostek tektonicznych, które na obszarze Polski południowej przykrywają znacznie młodsze osady pietra alpejskiego (Rys. 2.1). Są to Avalonia oraz bloki: łysogórski, małopolski i górnośląski. Avalonia i Blok Łysogórski graniczą z Baltiką wzdłuż linii szwu transeuropejskiego, zwanego strefą Teisseyre’a-Tornquista. Przyklejanie, czyli akrecja poszczególnych bloków następowała w erze paleozoicznej. Złożoną historię geologiczną ma Armoryka, na której leżą Sudety. Można w nich zobaczyć późnoproterozoiczne skały krystalicznego fundamentu tej jednostki tektonicznej (punkty wycieczkowe S 1.1, S 1.2, S 1.3.2)

Ciekawostki:
Avalonia wraz z blokiem górnośląskim oddzieliły się kiedyś od wielkiego południowego lądu Gondwana, prawdopodobnie jej afrykańskiej części. A więc fundamenty tych części Polski mają wiele wspólnego z obecnym kontynentem Afryki! Blok łysogórski najprawdopodobniej odsunął się na niewielką odległość od Baltyki, a potem znów z nią połączył. Pradzieje bloku małopolskiego są wciąż kontrowersyjne – może on, podobnie jak Avalonia i blok górnośląski, być fragmentem Gondwany lub mieć związek z Baltiką.

Zapis wydarzeń geologicznych odczytujemy z profilu geologicznego. Jest to następstwo warstw skalnych/osadu występujące w danym miejscu. Profil geologiczny można obserwować w odsłonięciu lub rdzeniu wiertniczym. Odsłonięcie (odkrywka) może być sztuczne, zrobione przez człowieka w celu pozyskania surowca mineralnego albo przy pracach budowlanych (wykopy pod fundamenty, przekopy drogowe) lub naturalne (np. wąwóz czy skarpa nad rzeką).

Karta ćwiczeń 2.1

Karta ćwiczeń 2.2

GÓRY ŚWIĘTOKRZYSKIE – POGRANICZE DWÓCH JEDNOSTEK TEKTONICZNYCH

Rys. 2.2. Szkic tektoniczny południowo-wschodniej Polski

Ogromna większość starych skał ukrywa się obecnie pod grubą pokrywą młodszych osadów i może być badana pośrednio metodami geofizycznymi (sejsmicznymi) albo wierceniami. Unikatowym „oknem” pozwalającym bezpośrednio dotknąć skał starych kontynentów są Góry Świętokrzyskie. Bloki łysogórski i małopolski (którego fragmentem jest region kielecki Gór Świętokrzyskich) obecnie kontaktują się ze sobą wzdłuż linii dyslokacji świętokrzyskiej (Rys. 2.2). Ponieważ w przeszłości geologicznej stanowiły one oddzielne bloki, zbudowane są z odmiennych typów skał, zawierają różne skamieniałości i różny zapis wydarzeń geologicznych. Mają zatem odmienne profile geologiczne. Profil skał starszego paleozoiku (kambr-dewon) bloku małopolskiego jest mniej kompletny niż w bloku łysogórskim. Zawiera więcej luk stratygraficznych, czyli odcinków czasu geologicznego, które nie mają w profilu geologicznym swoich odpowiedników w postaci osadzonych wówczas osadów (skał).

Karta ćwiczeń 2.3

Karta ćwiczeń 2.4

Karta ćwiczeń 2.5

WYDARZENIA Z MŁODSZEJ HISTORII GEOLOGICZNEJ POLSKI

Konsolidacja obszaru dzisiejszej Polski nastąpiła pod koniec ery paleozoicznej podczas orogenezy waryscyjskiej (hercyńskiej), która miała miejsce w późnym karbonie i wczesnym permie (ok. 315,2 ± 0,2 – 290,1 ± 0,26 mln lat temu). Podczas tych ruchów tektonicznych doszło m.in. do sfałdowania skał dewońskich w Górach Świętokrzyskich. Przykłady tych fałdowań możemy oglądać w punktach wycieczkowych GŚ 1.2, GŚ 5.1 i GŚ 6.3. Z końcową fazą orogenezy waryscyjskiej związana jest działalność wulkaniczna, której efekty można zobaczyć w Sudetach (S 2.1.1).

Później obszar Polski był kilkakrotnie zalewany przez morze w środkowym triasie (reprezentowanym przez skały wapienne określane jako wapień muszlowy), jurze, kredzie, paleogenie i neogenie. Zasięg tych transgresji był zróżnicowany, od lokalnego, obejmującego nieznaczne tereny po ogólnopolski. Największy zasięg miało morze późnojurajskie, pokrywające obszar całej Polski z wyjątkiem masywu Sudetów. Transgresje wdzierały się albo od północnego zachodu wzdłuż obniżonej strefy, tzw. bruzdy środkowopolskiej, biegnącej z północnego zachodu na południowy wschód Polski, albo z południa, od oceanu Tetydy (obecnie zmiażdżonego i sfałdowanego w łańcuchy alpejskie Alp i Karpat).

Ze skałami powstałymi w morzu kambryjskim (ok. 541 ± 1 – 485,4 ± 1,9 mln lat temu) będzie się można zapoznać na wycieczce w Góry Świętokrzyskie (GŚ 2.1 i GŚ 2.3). Skały powstałe w morzu dewońskim (ok. 419,2 ± 3,2 – 358,9 ± 0,4 mln lat temu) poznamy również na wycieczce w Góry Świętokrzyskie (GŚ 1.1, GŚ 1.2, GŚ 1.3, GŚ 1.4, GŚ 2.4, GŚ 3.4, GŚ 5.1 i GŚ 6.3). Morskie skały środkowego triasu (247,2 - 237 mln lat temu) zobaczymy na wycieczce na Górny Śląsk i Jurę Krakowsko-Częstochowską (JKC 1.3). Górnojurajskie skały (160-150 mln lat temu) będziemy oglądać podczas wycieczki na Górny Śląsk i Jurę Krakowsko-Częstochowską (JKC 2.1, JKC 2.2, JKC 2.3, JKC 3.2, JKC 3.3, JKC 3.4, JKC 3.5, JKC 4.1, JKC 4.2, JKC 4.3) oraz w Góry Świętokrzyskie (GŚ 4.1, GŚ 4.2, GŚ 4.3, GŚ 6.5). Skały powstałe w morzu górnokredowym (ok. 95 mln lat temu) zobaczymy w trakcie wycieczki w Sudety (S 1.2.2, S 2.2).

W okresach po ustąpieniu morza (po regresjach) panowały warunki lądowe. Sedymentacja miała wówczas miejsce w dolinach rzecznych i jeziorach, a obszary wyniesione ulegały procesom niszczenia, czyli erozji – tak jak ma to miejsce dzisiaj.

Kontynentalne (lądowe) osady wieku karbońskiego (ok. 350-340 mln lat temu) zobaczymy podczas wycieczki na Górny Śląsk i Jurę Krakowsko-Częstochowską ( JKC 1.1, JKC 1.2). Skały wieku permskiego (ok. 255 mln lat temu) zobaczymy na wycieczce w Góry Świętokrzyskie (GŚ 3.2). Skały dolnotriasowe (252,17 ± 0,06 – 247,2 mln lat temu) zobaczymy także w Górach Świętokrzyskich (GŚ 5.1, GŚ 6.2). Lądowe i przybrzeżne osady dolnej jury oglądać można na wycieczce świętokrzyskiej ( GŚ 5.2, GŚ 5.3, GŚ 6.4).

Pod koniec ery mezozoicznej rozpoczęła się orogeneza alpejska, która doprowadziła do nasunięcia i wypiętrzenia Karpat. W skład polskich Karpat wchodzą Beskidy i Tatry. Wtedy wyniesieniu uległy też starsze góry – Sudety i Góry Świętokrzyskie, a także bruzda środkowopolska, która przekształciła się w wał, obecnie zerodowany i przykryty osadami kenozoicznymi. Orogeneza alpejska zakończyła proces tektonicznego formowania się obszaru Polski. Od tego czasu dominują procesy erozji i sedymentacji osadów. Natężenie oraz charakter erozji był uzależniony w znacznej mierze od warunków klimatycznych. W mezozoiku i wczesnym kenozoiku przeważał klimat ciepły typu podzwrotnikowego. Występujące na powierzchni skały węglanowe ulegały procesom krasowienia. Z formami krasu rozwiniętego w wapieniach krystalicznych zapoznamy się na wycieczce w Sudety (S 1.2.6), a w wapieniach dewońskich – na wycieczce w Góry Świętokrzyskie (GŚ 1.1, GŚ 1.4, GŚ 3.1). Formy krasowe powstałe w wapieniach jurajskich zobaczymy podczas wycieczki na Górny Śląsk i Jurę Krakowsko-Częstochowską (JKC 2.3, JKC 3.2, JKC 3.4, JKC 4.2, JKC 4.3), a także na wycieczce świętokrzyskiej (GŚ 4.2).

Dopiero pod koniec ery kenozoicznej, w plejstocenie, doszło do silnego oziębienia i rozwoju lądolodu skandynawskiego, który kilkakrotnie wkraczał na obszar Polski.

ZLODOWACENIA PLEJSTOCEŃSKIE W POLSCE

Czwartorzęd to najmłodszy okres w dziejach Ziemi, trwający od 2,6 mln lat temu do dziś. Dzieli się na plejstocen, zwany też epoką lodową (2,6 mln-11,7 tys. lat) i holocen (11,7 tys. lat do dzisiaj) (Rys. 2.3). W plejstocenie na obszar Polski kilkakrotnie nasuwały się lądolody skandynawskie.

Rys. 2.3 Tabela stratygraficzna czwartorzędu

Zmiany klimatyczne polegające na stopniowym ochładzaniu i osuszaniu klimatu rozpoczęły się w plejstocenie. W górach Skandynawii zaczęły rozwijać się lodowce. Zwiększenie opadów śniegu spowodowało jego gromadzenie się oraz przekształcenie kolejno w firn, lód firnowy i lód lodowcowy. Obniżenie granicy wiecznego śniegu spowodowało silny rozwój lodowców górskich i utworzenie masy lądolodu, zwanego też lodowcem kontynentalnym. Powierzchnia lądolodu przy największym jego zasięgu przekraczała 50 000 km2. W centralnej części lądolodu jego grubość (miąższość) wynosiła około 2,5 km. W częściach brzeżnych była mniejsza. W strefie cieńszego lądolodu powstawały strumienie lodowe poruszające się w różnym czasie i z różną prędkością w zależności od ukształtowania powierzchni, po której płynęły. Lądolód skandynawski przemieszczał się po Niecce Morza Bałtyckiego wkraczając na obszar Niżu Środkowoeuropejskiego. Obecnie lądolody występują tylko na Grenlandii i Antarktydzie, lecz w czasie zlodowaceń plejstoceńskich zajmowały znacznie większe obszary.

Ile było zlodowaceń na terenie Polski?

Rys. 2.4 Zasięg lądolodów zlodowacenia najstarszego (Narwi)

Różne są poglądy na liczbę i wiek zlodowaceń (glacjałów). Ostatnio najczęściej przyjmuje się, że było ich osiem. Ich nazwy pochodzą od rzek. Pierwszym (najstarszym) było zlodowacenie Narwi około 900 tys. lat temu (Rys. 2.4), które objęło najprawdopodobniej tylko północną cześć kraju. Po nim następowały zlodowacenia południowopolskie: Nidy, Sanu I, Sanu II oraz zlodowacenie Liwca w obrębie interglacjału mazowieckiego zwanego też wielkim. Kolejnymi zlodowaceniami były środkowopolskie (Odry i Warty) i północnopolskie (inaczej Wisły, bałtyckie) z trzema stadiałami: toruńskim, Świecia i górnym (inaczej leszczyńsko-pomorskim).

Rys. 2.5 Zasięg lądolodów zlodowaceń południowopolskich (Nidy, Sanu I i Sanu II)

Podział plejstocenu i holocenu z datami przedstawiony jest w tabeli stratygraficznej (Rys. 2.3). Zasięgi czterech kompleksów: zlodowaceń najstarszych, południowopolskich, środkowopolskich i północnopolskiego przedstawione są na załączonych mapkach: (Rys. 2.4) (Rys. 2.5) (Rys. 2.6) (Rys. 2.7)

Największy zasięg miały zlodowacenia południowopolskie (Rys. 2.5). Masy lądolodu pokryły całą Polskę, oparły się dopiero o Karpaty. Jednocześnie w Tatrach i Sudetach tworzyły się lodowce górskie. Młodsze zlodowacenia miały mniejsze zasięgi, ale to one ukształtowały urozmaiconą powierzchnię naszego kraju.

Zlodowacenia środkowopolskie (Rys. 2.6) to okres, gdy na obszarze dzisiejszej Warszawy istniały lądolody Odry i Warty. One są sprawcami pozostawienia tu dwóch pokładów glin zwałowych i licznych głazów narzutowych, które spotyka się na terenie miasta.

Rys. 2.6 Zasięg lądolodów zlodowaceń środkowopolskich (Odry i Warty)

Po okresach zlodowaceń następowały okresy ciepłe zwane interglacjałami, w których na zlodowacony wcześniej obszar wkraczała roślinność zielna, a później rozwijały się lasy. W czasie optimum interglacjałów panował klimat umiarkowany, lecz cieplejszy niż obecnie w Polsce. Wtedy Niecka Bałtyku była wolna od lądolodu. Wlewały się do niej od zachodu wody morskie (następowały transgresje morskie). Najstarsza taka transgresja miała miejsce około 440-347 tys. lat temu w czasie interglacjału mazowieckiego i sięgnęła do dzisiejszej doliny Pregoły – tam była zatoka morska. Z obszaru Polski północno-wschodniej ówczesne rzeki spływały do tego właśnie morza, a na obszarach wyżej położonych było wiele jezior.

Drugi raz w interglacjale eemskim (około 130-115 tys. lat temu) wody morskie wypełniły wolną od lodu nieckę Bałtyku – jedna z jego zatok znajdowała się w okolicy dzisiejszego Sztumu, Malborka i Elbląga. Bałtyk mieł wówczas połączenie z Morzem Białym. Wtedy zaczęła się kształtować dzisiejsza dolina Wisły.

Rys. 2.7 Zasięg lądolodów zlodowaceń północnopolskiego (Wisły)

Zlodowacenie Wisły to najmłodszy epizod glacjalny w plejstocenie (zlodowacenia północnopolskie) (Rys. 2.7). Rozpoczęło się, po interglacjale eemskim. W czasie zlodowacenia Wisły lądolód nasunął się na obszar północnej Polski trzykrotnie. Te chłodne okresy, jednostki niższego rzędu, w których rozwijał się lądolód (nie tylko w czasie zlodowacenia Wisły) nazywane są stadiałami, a ciepłe okresy między nimi interstadiałami. Najstarszy stadiał zlodowacenia Wisły nosi nazwę toruński (90-80 tys. lat temu). Lądolód nasunął się tu doliną Prawisły aż po Toruń. Drugi stadiał nazywany jest stadiałem Świecia (67-55 tys. lat temu.). Lądolód objął swym zasięgiem północną Polskę. Trzecim, najmłodszym stadiałem był stadiał główny, zwany też leszczyńsko-pomorskim (23-11,7 tys. lat temu). Jego fazą recesyjną, postojową, znaczoną ciągami moren czołowych, była faza pomorska (ok. 16-15,2 tys. lat temu). W okresie zlodowacenia Wisły lądolód skandynawski zajął ponad 30% powierzchni Polski.

Z działalnością dynamiczną mas lądolodu oraz z procesami jakie miały miejsce podczas jego zaniku związane jest ukształtowanie powierzchni północno-wschodniej Polski. Osady zlodowacenia północnopolskiego poznamy przede wszystkim na wycieczce do Wigierskiego Parku Narodowego (WPN 1.3, WPN 1.4, WPN 2.2, WPN 3.3) oraz na wycieczce świętokrzyskiej (GŚ 2.1) i po Warszawie (SW 2.4).

Gdy ostatni lądolód opuścił ziemie polskie rozpoczął się ciepły okres, który trwa do dziś – holocen.

Jak rozwijał się i zanikał lądolód?

Zanim kolejny lądolód dotarł do nas z północnej Szwecji i Finlandii mogło upłynąć kilkadziesiąt tysięcy lat. Ptaki i ssaki przyzwyczajone do umiarkowanego klimatu uciekały na południe. Na tundrowych pustyniach, które powstały na przedpolu lądolodu, przeżyły tylko mamuty, renifery, nosorożce włochate, lemingi i inne gatunki fauny przystosowane do surowych warunków klimatycznych.

Lądolód posuwał się wolno lecz systematycznie. Wypływające z niego wody niosły piasek i żwir. Przed czołem tworzyły się zbiorniki wodne zwane zastoiskami. Lądolód spiętrzał utwory złożone wcześniej, fałdował je i miażdżył. Czasem były one zamarznięte i twarde jak kamień. Wtedy udawało mu się przejść po nich bez zniszczeń. Procesy zaburzania osadów przez lądolód nazywamy procesami glacitektonicznymi.

Lądolód docierał do linii swego maksymalnego zasięgu, tu jego czoło zatrzymywało się może nawet na kilka tysięcy lat. Lód topniał, zamieniał się w wodę, która odpływała na południe. W bilansie dostawy lodu i odpływu wody następowała równowaga dynamiczna. Szerokie, nieraz na kilkaset metrów rynny odprowadzały wodę na przedpole lądolodu. Z wodą płynęły ogromne ilości piasku, które osadzały się tam w postaci sandru.

Z materiału wytopionego z czoła lądolodu, piasków, żwirów, głazów i glin tworzyły się moreny czołowe.

Zmiany klimatu (ocieplenie) doprowadzały do stopniowego ustępowania lądolodu z linii maksymalnego zasięgu. Przy następnym ochłodzeniu czoło lądolodu zatrzymywało się na kolejnej linii, tworzyły się znowu ciągi moren (tzw. recesyjnych). Podczas postojów czoło lądolodu wykonywało często ruchy oscylacyjne – pchnięcia do przodu i ustępowania. Te ruchy powodowały glacitektoniczne zaburzenia wcześniej złożonych osadów lub nadbudowę i zaburzenia moren czołowych. Powstawały wtedy tzw. moreny spiętrzone i moreny z wyciśnięcia. Potem lądolód stopniowo zanikał.

Rzeźba staro- i młodoglacjalna

Patrząc na mapę zasięgów lądolodów nietrudno się zorientować, że obszar zajęty dawniej przez lądolód zlodowacenia Wisły pokrywa się dokładnie z obszarami pojezierzy, a jednocześnie z obszarami występowania rynien polodowcowych i zagłębień bezodpływowych, powstałych głównie w wyniku wytapiania się brył martwego lodu, tj. lodu, który utracił kontakt z lądolodem. Formy te świadczą o młodości krajobrazu, o tym że procesy erozji i denudacji nie zdążyły jeszcze spłaszczyć pagórków i wzgórz oraz zapełnić osadami obniżeń, dolin i rynien, tak jak to jest na przykład na Mazowszu czy Podlasiu. Elementy rzeźby młodoglacjalnej można oglądać na wycieczce do Wigierskiego Parku Narodowego.

Efektem denudacji jest obniżenie, spłaszczenie i zaokrąglenie kształtów wyniesień. Proces jest długotrwały. Wyniesienia powstałe w czasie zlodowaceń środkowopolskich czy jeszcze wcześniej i nie pokryte lądolodem zlodowacenia Wisły mają połogie, łagodne kształty. Taką rzeźbę nazywamy rzeźbą staroglacjalną, w przeciwieństwie do rzeźby młodoglacjalnej, ze wspomnianymi wyżej rynnami polodowcowymi i zagłębieniami bezodpływowymi.

Deglacjacja frontalna to zanikanie lądolodu postępujące od jego czoła wskutek topnienia lodu zachodzącego szybciej niż jego dopływ. Lodowiec kurczy się, zachowując jednak swoją zwartość. Lód żywy lub aktywny to część lodowca, która podlega wyraźnemu przemieszczaniu, np. wskutek stałego zasilania z pola firnowego.

Deglacjacja arealna to powierzchniowe zanikanie lodowca powodujące obniżanie jego brzeżnej strefy. Pod tworzącą się wówczas pokrywą moreny powierzchniowej zachodzi rozpad na płaty martwego lodu. Martwy lód to bryły lodowe oddzielone od lodowca w czasie jego recesji (odwrotu), zwykle przykryte osadami lodowcowymi i wskutek tego topniejące powoli. Lód stagnujący to część lodowca, która już nie przemieszcza się i nie jest zasilana przez napływ nowych ilości lodu, lecz stopniowo topnieje (Rys. 2.8).

Rys. 2.8 Tworzenie się rzeźby młodoglacjalnej

Wysoczyzna lodowcowa to pagórkowata powierzchnia powstała w wyniku wytopienia się lądolodu. Zbudowana jest przeważnie z glin zwałowych, rzadziej ze żwirów i piasków lodowcowych. Pokryta jest miejscami osadami zastoiskowymi, a także niekiedy (i miejscami) piaskami eolicznymi. Na powierzchni glin występują też w niektórych miejscach piaski eluwialne, powstające ze zwietrzenia glin zwałowych. Osady wysoczyzny lodowcowej będą omówione na wycieczce Skarpa Warszawska. Gliny zwałowe, często o miąższościach rzędu kilku- kilkunastu metrów (i więcej), są głównym osadem, jaki pozostał po lądolodach. Materiał tworzący gliny zwałowe był wchłonięty przez lądolód podczas jego drogi ze Skandynawii na południe. Wytopił się z lodu w czasie recesji, zanikania lądolodu. Gliny zwałowe składają się z mieszaniny wszystkich frakcji: od ilastej, przez mułkowatą, piaszczystą, do żwirów i głazów.

Formy o genezie lodowcowej lub wodnolodowcowej

Morena czołowa – wzgórze lub ciąg wzgórz powstających wzdłuż czoła lodowca w okresie jego stagnacji (postoju) w wyniku wyciśnięcia (morena z wyciśnięcia) lub pchnięcia i spiętrzenia (morena spiętrzona) materiału podłoża bądź akumulacji (morena akumulacyjna) materiału transportowanego wewnątrz oraz w stopie lodowca (i wynoszonego wzdłuż płaszczyzn ślizgowych), a także materiału moreny powierzchniowej. Morena w pierwszym okresie po utworzeniu może zawierać w jądrze lód lodowcowy. Na zapleczu łuku moreny czołowej występuje często misa końcowa (zagłębienie końcowe), niezbyt głębokie obniżenie powstałe w strefie maksymalnego zasięgu jęzora lodowcowego, utworzone w wyniku egzaracji (erozji lodowcowej, żłobienia) i następnie wytapiania rozległego płata lodu martwego. Czasami zajęte jest ono przez jezioro morenowe. Z osadami moreny czołowej zapoznamy się w punktach wycieczkowych WPN 1.3, WPN 1.4, WPN 3.3.

Morena martwego lodu – wał lub wzgórze utworzone w strefie krawędzi martwego lodu w wyniku zsuwania się i spływania osadu wytapianego na jego powierzchni.

Oz – wydłużony, wąski, zwykle kręty wał lub ciąg wzgórz o stromych zboczach i falistej linii grzbietowej, zbudowany z piasków i żwirów rzeczno-lodowcowych (fluwioglacjalnych) osadzonych przez wody płynące w szczelinie (oz supraglacjalny) lub w tunelu w lodowcu (oz inglacjalny i subglacjalny); niekiedy jest częściowo lub całkowicie przykryty gliną lodowcową. Ogólny kierunek ozu jest na ogół zgodny z kierunkiem ruchu mas lodowych. Długość ozów wynosi do kilkunastu a nawet kilkudziesięciu kilometrów, zaś wysokość zwykle od kilku do kilkudziesięciu metrów.

Kem – garb, pagórek lub stoliwo o wysokości od kilku do kilkudziesięciu metrów i średnicy do kilkuset metrów, o stromych zboczach, powstający w obrębie lodowca lub martwego lodu, zwykle w przetainie (kem przetainowy) bądź szczelinie lodowej (kem szczelinowy), albo między sąsiednimi lobami i płatami lodowymi, z osadzonych tam mułków i iłów (kem jeziorno-lodowcowy – limnoglacjalny) i/lub utworów piaszczysto-żwirowych (kem rzeczno-lodowcowy – fluwioglacjalny). W czasie wytapiania otaczających ścian lodowych, w brzeżnych partiach kemu zachodzi intensywne osuwanie się osadu wskutek zaniku podparcia. Do kemów zalicza się też tarasy kemowe (inaczej kemy marginalne), listwy akumulacyjne, przeważnie piaszczysto-żwirowe, utworzone przez wody roztopowe między krawędzią lądolodu lub płata martwego lodu, a zboczem żłobu lodowcowego, rynny lodowcowej bądź wznoszącego się przedpola. Osady kemu będziemy oglądać w punkcie wycieczkowym WPN 2.2.

Rynna polodowcowa (rynna lodowcowa, rynna subglacjalna, dolina rynnowa) – silnie wydłużone obniżenie o stromych zboczach i nie wyrównanym dnie, utworzone pod lodowcem w wyniku erozji (w tym niekiedy eworsji) wód lodowcowych (subglacjalnych). Orientacja rynien polodowcowych jest na ogół zgodna z dawnym kierunkiem ruchu lodowca i prostopadła do czoła lodowca. Na obszarze dawnego lobu lub jęzora lodowcowego rynny polodowcowe rozchodzą się wachlarzowato. Rynny polodowcowe zachowały się dzięki zakonserwowaniu w czasie deglacjacji przez bryły martwego lodu. W rynnach lodowcowych często występują jeziora rynnowe. Zagadnienie to będzie omawiane w punkcie wycieczkowym WPN 3.1.

Sandr (zandr, równina sandrowa, powierzchnia sandrowa, poziom sandrowy) – termin pochodzenia islandzkiego (sandur) oznaczający rozległy, płaski stożek napływowy, nachylony w kierunku odpływu wód, zbudowany z materiału piaszczysto-żwirowego, osadzonego przez wody proglacjalne (odlodowcowe) na przedpolu lodowca. Powstaje z połączenia szeregu stożków sandrowych. Zwykle tworzy się u wylotu bramy lodowcowej.

Głazy narzutowe, brukowce, kamienie polne, narzutniaki, eratyki – to fragmenty skał przetransportowane przez lodowce. Otoczone, gładkie, często o regularnych kształtach. Zaścielają powierzchnie wysoczyzn w całej niżowej Polsce. W niektórych miejscach jest ich szczególnie dużo. Pochodzą ze Skandynawii. Stamtąd, na skutek tzw. egzaracji (erozji lodowcowej, żłobienia) zostały wyrwane przez lądolód i następnie przetransportowane na południe. Tu, po stopieniu się lodu, zostały osadzone wraz z gliną lodowcową lub rzadziej ze żwirami i piaskami. Zbiór głazów narzutowych zobaczymy w punkcie wycieczkowym WPN 3.2.

Głazy narzutowe są więc świadkami ogromnej dynamiki lądolodów. Koncentracja głazów ma miejsce wtedy, gdy wody lodowcowe rozmyją glinę zwałową, piaski ze żwirami i głazami pochodzenia lodowcowego lub wodnolodowcowego. Taki proces może odbywać się wieloetapowo, w kilku fazach erozyjnych. Rozmywane lub przemywane osady stopniowo pozbawiane są drobniejszych frakcji: ilastej, mułkowej, piaszczystej i nawet żwirowej. W efekcie pozostaje rezydualny bruk lub pokrywa głazowo-żwirowa, pozostałość po dawnej często bardzo grubej serii osadów. Takie pokrywy lub bruki mogą dochodzić do kilkunastu metrów miąższości.

SPIS ILUSTRACJI

• Rys. 2.1. Jednostki tektoniczne Polski. – Na podstawie: Żelaźniewicz A., Aleksandrowski P., Bułą Z., Karnkowski P.H., Konon A., Oszczypko N., Ślączka A., Żaba J., Żytko K., 2011. Regionalizacja tektoniczna Polski. Wrocław, opracował Pieńkowski G.
• Rys. 2.2. Szkic tektoniczny południowo-wschodniej Polski. – Źródło: Żelaźniewicz A., Aleksandrowski P., Bułą Z., Karnkowski P.H., Konon A., Oszczypko N., Ślączka A., Żaba J., Żytko K., 2011. Regionalizacja tektoniczna Polski. Wrocław, zmienione
• Rys. 2.3. Tabela stratygraficzna czwartorzędu. – Opracował T. Krzywicki
• Rys. 2.4. Zasięg lądolodów zlodowacenia najstarszego (Narwi). – Na podstawie: Encyklopedia Geografia Polski. Wyd. Dragon, 2010, nieco zmienione
• Rys. 2.5. Zasięg lądolodów zlodowaceń południowopolskich (Nidy, Sanu I i Sanu II). – Na podstawie: Encyklopedia Geografia Polski. Wyd. Dragon, 2010, nieco zmienione
• Rys. 2.6. Zasięg lądolodów zlodowaceń środkowopolskich (Odry i Warty). – Na podstawie: Encyklopedia Geografia Polski. Wyd. Dragon, 2010, nieco zmienione
• Rys. 2.7. Zasięg lądolodów zlodowaceń północnopolskiego (Wisły). – Na podstawie: Encyklopedia Geografia Polski. Wyd. Dragon, 2010, nieco zmienione
• Rys. 2.8. Tworzenie się rzeźby młodoglacjalnej. – Rys. K. Pochocka-Szwarc