Epoka lodowa na Pomorzu

Będziemy tutaj mówić o ostatnim z dziesięciu rozpoznanych zlodowaceń na Pomorzu (jedenastu na Mazurach), jakie miały miejsce w plejstocenie - okresie samym w sobie zwanym epoką lodowcową. Skupimy się na ostatnich dziesięciu tysiącach lat tej epoki, to jest od około 20 do około 10 tysięcy lat temu, które decydująco wpłynęły na ukształtowanie się dzisiejszego krajobrazu pomorskiego. Skalne ślady wcześniejszych epok lodowych ukryte są, z wyjątkiem podszczecińskich Wzgórz Bukowych i Wzgórz Warszewskich,  pod osadami tej najmłodszej epoki lodowej, kończącej tak zwane zlodowacenie Wisły (vistulianu), oraz pod osadami holoceńskimi ostatnich dziesięciu tysięcy lat. Prześledźmy krótko najważniejsze etapy zmian geomorfologicznych, a także zmian w położeniu geograficznym systemu rzecznego, jakie zachodziły na ziemiach Polski w kolejnych fazach głównego stadiału zlodowacenia Wisły, zwanym w Polsce zlodowaceniem północnopolskim lub bałtyckim.

Oto położenie lądolodu skandynawskiego w Europie środkowej sprzed około 20.000 lat, to jest na początku recesji lodowca w jego najstarszej fazie Brandenburg-Leszno, wraz z zaznaczonym kolorem jasnoniebieskim pierwotnym przebiegiem koryta Paleorzeki Północnoeuropejskiej na odcinku od dzisiejszego górnego biegu Biebrzy do delty paleorzeki na terenach na wschód od powstałego wówczas wskutek obniżenia się wód w oceanach stałego lądu,  zwanym Doggerlandem, a od ośmiu tysięcy lat będącym ponownie dnem Morza Północnego. Paleorzeka ta miała ostateczne ujście do połączonej z Oceanem Atlantyckim Rynny Norweskiej.

Trzeba pamiętać, że paleorzeka wraz z systemem odwadniającym lądolód, a także leżący na południe od paleorzeki w strefie peryglacjalnej zasilający ją wodami opadowymi układ rzek przez większą część roku, w warunkach wiecznej zmarzliny (permafrost) był całkowicie zamarznięty, a uaktywniał się odprowadzając wody roztopowe do paleorzeki tylko w okresie letnim kilku miesięcy, kiedy przeciętna temperatura oscylowała między plus trzema i pięcioma stopniami Celsjusza. Dynamika wód fluwioglacjalnych w korytach rzecznych, to jest ich wolumen i szybkość przemieszczania się, a co za tym idzie - intensywność procesów erozyjnych i akumulacyjnych, były kilkanaście lub nawet kilkadziesiątkrotnie większe niż w dzisiejszych rzekach. Dzisiaj średni wieloletni przepływ wód Odry u jej ujścia wynosi 534 m³/sek, Wisły 1046 m³/sek, Renu 2170 m³/sek, Wołgi 8060 m³/sek.

O genezie powstania Paleorzeki Północnoeuropejskiej mówiłem w artykule "Prapomorzanie sprzed 11 tysięcy lat". Wykorzystujący dawne zapadliska tektoniczne system odprowadzania wód opadowych z głębi kontynentu europejskiego do mórz i oceanów powstał jeszcze w miocenie, około 10 milionów lat temu, za wyjątkiem Europy południowej, gdzie trwało jeszcze jako pozostałość po Morzu Sarmackim (Paratethys) Morze Panońskie. Pierwsze prarzeki Łaba, Odra i Wisła były dopływami Paleorzeki Bałtyckiej (zwanej także Eridanos), płynącej z terenów dzisiejszej Zatoki Botnickiej do powstałego jeszcze w permie Basenu Północnoeuropejskiego. O tym basenie i okresie piszę w artykule "Burzliwe narodziny Europy".

Zlodowacenia plejstoceńskie znacznie zmieniły przebieg rzek w obszarze swego oddziaływania na taki, jaki dzisiaj istnieje. Chociaż ewolucja układu rzek w szerszym kontekście geograficznym i czasowym wykracza poza zasięg niniejszego artykułu, warto wspomnieć że w okresach największych zlodowaceń ostatniego miliona lat Wisła i Odra zmieniały swój bieg w sposób radykalny - kierowały swe wody nie do niecki bałtyckiej, a do Morza Czarnego i do Morza Północnego.

I tak w obydwu glacjałach Sanu, przed około 700 i 500 tysiącami lat, Odra i Wisła płynęły od swych źródeł przez Bramę Morawską na południe, łącząc się z rzeką Morawą i wpadając do Dunaju. W trakcie ustępowania lądolodu system rzeczny powracał do pierwotnego, to znaczy rzeki wybierały odblokowane przez lodowiec pradoliny i koryta prowadzące na północ lub północny zachód. W okresie maksymalnego zlodowacenia Odry przed około 300 tysiącami lat rzeka Odra ponownie skierowała swoje wody przez Dunaj do Morza Czarnego, podczas gdy Wisła popłynęła do tego samego morza Kotliną Sandomierską, Bramą Przemyską i korytem Dniestru. W miarę ustępowania lodowca zmieniał się kierunek przepływu tych rzek. W końcowym okresie glacjału Odry rzeka Odra powróciła do jej naturalnego kierunku północno-zachodniego, płynąc Pradoliną Wrocławsko-Magdeburską oraz dalej pradoliną rzek Aller i Wezera, aby znaleźć ujście do słodkowodnego jeziora zastoiskowego w Doggerlandzie. Jezioro to, w miarę topnienia lądolodu skandynawskiego, uzyskało połączenie z wodami Oceanu Atlantyckiego, a po połączeniu się wód i wyrównaniu poziomów, szelf doggerlandzki stał się dnem Morza Północnego. Podobne sekwencja wydarzeń następowała w kolejnych zlodowaceniach.

W glacjale Warty około 180 tysięcy lat temu Odra wykorzystała koryto Pradoliny Wrocławsko-Magdeburskiej, aby połączyć się z Łabą i przepływając przez tereny Doggerlandu  znaleźć ujście w Zatoce Skagerrak w Morzu Północnym. Wisła "tymczasem" skierowała swe wody Pradoliną Wieprza - Tyśmienicy - Krzny do koryta Prypeci, skąd Dnieprem zaniosła je do Morza Czarnego. Oto poglądowy szkic tego układu rzek naniesiony na fragmencie mapy Europe Physical, London Geographical Institute 1920.

Wracajmy jednak do najbliższego nam czasowo i geograficznie głównego stadiału Wisły, który w zasadniczy sposób przemodelował ukształtowanie ziem północnej Polski. Na pierwszej mapie charakterystycznym zbiornikiem wodnym jest, powstałe w ukształtowanej w zakończonym przed 130 tysiącami lat zlodowaceniu Warty Kotlinie Warszawskiej, tak zwane jezioro zastoiskowe. Nie było ono jednak jeziorem zaporowym w tym sensie, że będąca w pewnym oddaleniu od lustra wody ściana lodowca nie stanowiła zapory przed dalszym powiększaniem się jeziora, ale jego poziom kontrolowany był progiem w Pradolinie Warszawsko-Berlińskiej w okolicach Łęczycy (Pradolina Bzury-Neru). 

Warszawskie zastoisko zaczęło tworzyć się od początku topnienia krawędzi lądolodu przed 20 tysiącami lat. Wypełniało się wodami topniejącego lodowca, pochodzącymi z powstałej w Kotlinie Płockiej rynny subglacjalnej, a także wodami napływającymi z górnego biegu Paleorzeki Północnoeuropejskiej oraz wodami Wisły i Bugu, będącymi dopływami paleorzeki, zasilanymi wodami opadowymi z południowych i wschodnich terenów Polski.

Na południe od lądolodu skandynawskiego, zaznaczone kolorem czerwonym, rozpościerają się utwory polodowcowe (głównie moreny denne i czołowe), powstałe w starszych zlodowaceniach plejstoceńskich (środkowo-polskich i południowo-polskich). Kolorem żółtym oznaczone są tak zwane sandry, czyli złoża sortowanych przez wody lodowca piasków. Te na północ od Paleorzeki Północnoeuropejskiej pochodzą ze zlodowacenia Wisły, natomiast te na południe od paleorzeki powstały w zlodowaceniu Warty lub starszych. Kolorem zielonym oznaczono najmłodsze utwory akumulacji rzecznej, naniesione przeważnie już w holocenie, czyli w ostatnich 10 tysiącach lat. 

Zanim lądolód cofnął się na pozycję fazy Frankfurt – Poznań 18.400 lat temu,  na zachód od dzisiejszego ujścia Prosny do Warty odsłonił niżej położone, powstałe jeszcze we wcześniejszych epokach lodowcowych koryto Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej. Spowodowało to około 19.000 lat temu przeniesienie od tego miejsca na zachód nurtu Paleorzeki Północnoeuropejskiej z Pradoliny Głogowsko–Baruckiej w koryto Pradoliny Warszawsko–Berlińskiej. Oto położenie lądolodu i paleorzeki w kolejnej, drugiej fazie głównego stadiału zlodowacenia Wisły.

W wyniku przyśpieszonego od tego okresu przepływu wód paleorzeki warszawskie zastoisko proglacjalne zaczęło zmniejszać swoje rozmiary, aż do zaniknięcia około 17.200 lat temu, kiedy lądolód odszedł jeszcze bardziej na północ i zatrzymał się na linii Chodzież – Rypin, w tak zwanej subfazie Kujawskiej. Nowe jezioro lodowe powstało natomiast w Kotlinie Płockiej, skąd część wód odpływała w okolicach Gostynina na południe Doliną Przysowy - Słudwi oraz dolinami Skrwy Południowej i Ochni do Paleorzeki Północnoeuropejskiej na odcinku dzisiejszej środkowej Bzury, a część kontynuowała swój odpływ korytem Wisły do Kotliny Warszawskiej. W końcowym etapie subfazy Kujawskiej, kiedy czoło lodowca stanęło na linii Wągrowiec - Lipno, wody z koryta Wisły przedostawały się od dzisiejszego ujścia Zgłowiączki we Włocławku w kierunku zachodnim pradoliną Bachorzy, aby zawrócić na południe przez rynnę polodowcową Jeziora Gopło i Noteci, w osi dawnej rzeki Goplenicy, a dzisiejszego Kanału Warta - Gopło, łącząc się z Paleorzeką Północnoeuropejską w Pradolinie Warszawsko-Berlińskiej w okolicach Konina.

W trakcie ustępowania lodowca po subfazie Kujawskiej jezioro zastoiskowe zaniknęło w Kotlinie Płockiej, a zaczęło formować się przed czołem lodowca w Kotlinie Toruńskiej, na północ od Aleksandrowa Kujawskiego. Zasilały go wody uchodzące podlodowcowymi rynnami Wisły oraz Drwęcy. Zastoisko toruńskie powiększało się w miarę odchodzenia czoła lodowca na pozycję subfazy Krajeńskiej. Jego poziom regulowany był przez próg, jaki pozostał po postoju czoła lodowca w korycie Wisły w fazie Kujawskiej, ponad którym wody roztopowe kontynuowały swój bieg do Paleorzeki Północnoeuropejskiej w dwóch kierunkach - korytem Wisły do Kotliny Warszawskiej,  oraz Pradoliną Noteci do Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej.

Kolejne przesunięcie się czoła lodowca na północ do subfazy Krajeńskiej, na linii Kalisz Pomorski - Wałcz - Złotów - Chełmno - Wąbrzeźno, było moim zdaniem decydujące dla zmiany kierunku odpływu wód w odsłoniętej wtedy Kotlinie Toruńskiej i wcześniej Kotlinie Płockiej. Nie ma dotychczas w polskiej paleogeografii ogólnie przyjętego okresu i opisu sposobu odwrócenia się kierunku spływu wód w tych kotlinach w trakcie ostatniej recesji lodowca. Moja hipoteza jest taka, że wody przestały płynąć korytem Wisły w kierunku południowo-wschodnim, a zwróciły się na zachód pierwszym  opuszczonym przez lodowiec fragmentem Pradoliny Toruńsko-Eberswaldzkiej około 16.900 lat temu, w następujących po sobie etapach. 

Przesuwający się do linii subfazy Krajeńskiej lodowiec odsłonił nie tylko Kotlinę Toruńską, ale i cztery główne rynny podlodowcowe: Pradolinę Drwęcy, Fordoński Przełom Wisły oraz koryta Brdy i Gwdy. Rynny te, za wyjątkiem ostatniej, odprowadzały wody topniejącego lodowca do Kotliny Toruńskiej i dalej do Kotliny Płockiej, a także do odsłoniętego koryta środkowego odcinka Pradoliny Noteci. Pradolinę tą od zachodu blokował (w miejscu zaznaczonym strzałką na poniższej mapie) grzbiet glin zwałowych przechodzący w jej poprzek, będący częścią łuku wysoczyzny morenowej pomiędzy Pojezierzem Krajeńskim i Pojezierzem Chodzieskim, a także pozostawione przez lodowiec pole martwego lodu. Oto pozycja Paleorzeki Północnoeuropejskiej w fazie Krajeńskiej.

Linia B-L oznacza przebieg czoła lodowca w okresie maksymalnego zlodowacenia około 20.500 lat temu w pasie Brandenburg - Leszno - Płock. Na południe od tej linii kolorem zielonym oznaczono tereny nie objęte zlodowaceniem Wisły (północno-polskim). Kolorem żółtym oznaczone są ziemie uwolnione przez lodowiec do fazy Krajeńskiej około 16.600 lat temu (linia K-W). Kolor jasnoniebieski przedstawia tereny pokryte wtedy lodowcem, z zaznaczonym przyszłym przebiegiem fazy Pomorskiej około 15.200 lat temu. Kolor ciemnoniebieski przedstawia kotliny Płocka i Torunia wypełnione do poziomu, w którym nastąpiło przerwanie wału moreny czołowej w okolicach Ujścia około 16.900 lat temu. Po powstaniu przełomu Ujścia zaniknęło toruńskie zastoisko, a Paleorzeka Północnoeuropejska przyjęła w tych kotlinach formę tak zwanej rzeki roztokowej, czyli płynęła wieloma splatającymi się i niestabilnymi nurtami.

Przełom Fordoński, jako rynna podlodowcowa, został ukształtowany w trakcie wycofywania się czoła lądolodu na pozycje subfazy Krajeńskiej około 17 tysięcy lat temu, a więc niedługo przed powstaniem Przełomu Ujścia. Przejął on z rynny Drwęcy funkcję głównego kanału odwadniającego lob Wisły, przyspieszając przedarcie się wód z Doliny Środkowej Noteci do Kotliny Gorzowskiej.

Zaznaczona na mapie wyspa w basenie toruńskim reprezentuje pochodzące jeszcze z pliocenu wzniesienie, poddane polodowcowej erozji wodnej, na którym w okresie młodszego dryasu około 11 tysięcy lat temu, po osuszeniu się basenu osadzały się wydmy, które dziś tworzą wzgórze zwane Górą Szwedzką. Dzisiaj wydmowe gleby Kotliny Toruńskiej porastają lasy Puszczy Bydgoskiej.

W okolicach Ujścia, w rejonie położonym blisko czoła lodowca, gdzie dynamika wód była najwyższa, doszło do przerwania wału morenowego na wysokości 70-72 m n.p.m.. Przełamanie zostało spowodowane nie tylko w wyniku erozji wału przez gromadzące się wody od wschodu, ale i  postępującym od strony zachodniej podmywaniem północno-zachodniego stoku moreny przez spływające w to miejsce roztopowe wody Gwdy. Dziś wysokość lustra wody u zbiegu Gwdy i Noteci wynosi 47.7 m n.p.m. 

Destrukcja osadów przełomu Ujścia objęła około 25-metrową warstwę glin zlodowacenia Wisły i sięgnęła do poziomu osadów tak zwanego interglacjału Eemskiego, okresu ciepłego między glacjałami Wisły i Warty. Bezpośrednio na tych ostatnich osadach (północne zbocze pradoliny i aktualne dno Noteci poniżej osadów holoceńskich)  leży około 5/10-metrowa warstwa  piasków i żwirów fazy Pomorskiej zlodowacenia, co wskazuje że przelewowy przełom Ujścia musiał powstać przed akumulacją w tym rejonie sandrów w fazie Krajeńskiej i Pomorskiej. 

Pochodząca z artykułu Magdaleny Ratajczak-Szczerby "Charakterystyka geomorfologiczna Doliny Środkowej Noteci", Landform Analysis 2011, powyższa mapa przedstawia zaznaczony przeze mnie polem kreskowanym hipotetyczny przełom Ujścia oraz na wschód od niego wypełnioną wodami lodowcowymi pradolinę. Strzałki wskazują możliwe dodatkowe kierunki przedarcia się w okresie początkowym wód przez wysoczyznę morenową (kolor brązowy), w miejscach obniżeń zajętych dzisiaj przez późniejsze warstwy sandrowe i eoliczne (odcienie koloru beżowego i żółtego), w kierunku zachodniej części Pradoliny Noteci, zanim wał morenowy blokujący koryto rzeki nie został rozmyty w stopniu tworzącym jedyny nurt poprzez ten przełom.  

Jeszcze jedna prezentacja tego samego fragmentu Pradoliny Noteci na mapie hipsometrycznej, dobrze oddającej szczegóły morfologiczne terenu, poddanego działaniu wód postglacjalnych.

Ślady dawnej obecności wału pozostawione zostały do dziś, kryjące się pod lekkim wzniesieniem wyznaczonym przez 50-metrową poziomicę, która w kształcie języka przebiega w poprzek pradoliny na wschód od Ujścia (po lewej stronie drogi widocznej na pierwszym planie na poniższej fotografii). Morenę, na której położone jest miasto Ujście oraz spokojną, leniwie meandrującą Gwdę obrazuje poniższe malownicze zdjęcie, publikowane na portalu Urzędu Miejskiego w Ujściu.

Miejsce to opisał J. N. Sadowski w swoim cennym dziele "Drogi handlowe greckie i rzymskie przez porzecza Odry, Wisły, Dniepru i Niemna do wybrzeży Morza Bałtyckiego", Kraków 1876: "Aż do roku bowiem 1775, w którym skutkiem budowy Kanału Bydgoskiego usuwano wszelkie zawady spławu na Noteci, znajdowała się na tej rzece w blizkości miasta Ujścia zapora z odwiecznych powałów drzewnych i wielkich głazów utworzona, pozostawiająca tylko mały przesmyk żegludze w czasie większej wody, która od wieków podnosiła wody Noteci na górnej jej części, sprawiając na  dolnej jej po­łowie bieg leniwy i roztaczający się w mielizny i bagna. Skutkiem tego górna część Noteci aż po Ujście, była nierównie bagnistszą niż obecnie. Miarę skutku zdziałanego przez uprzątnienie tych odwiecznych zawad, powziąć można z przytoczonego już szczegółu, że Gopło od tego czasu straciło półtora mili (prawie 13 km, przyp. massovia) swej długości".

Po otwarciu w okolicach Ujścia w kierunku zachodnim rozległego systemu zbiorników od Kotliny Warszawskiej po środkową część Pradoliny Noteci i zwrocie kierunku przepływu wód na zachodni, system ten stał się od tego okresu nurtem Paleorzeki Północnoeuropejskiej. Wody paleorzeki omijając kolejną przeszkodę, jaką był tak zwany lob Odry lądolodu skandynawskiego, wypełniający wówczas Kotlinę Gorzowską, kierowały się dolinami przełomowymi na południe, najpierw Poznańskim Przełomem Warty, a później rynną wzdłuż Bruzdy Zbąszyńskiej, którą dziś wyznacza ciąg jezior: Lubikowskie, Szarcz, Chłop, Lutol, Błędno i Chobienieckie. Dodam tylko, że lob lodowca to jego wysunięty, wybrzuszony poza główną linię czoła fragment, powstały w wyniku działania strumienia lodowego.  

W miarę erozji czoła lodowca w Kotlinie Gorzowskiej i przekształcania go w tzw. martwy lód, paleorzeka kierowała część swych wód tą kotliną, znajdując ujście na południe do Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej polodowcową rynną, którą dziś wyznaczają rzeki Postomia, Lenka (Łęcza) i Ilanka, wraz z zasilanymi przez nie jeziorami polodowcowymi Reczynek, Czyste Wielkie i Busko, prowadzące od Słońska przez Ośno Lubuskie do Kunic nad Odrą.

W kolejnym etapie paleorzeka przedarła się Kotliną Gorzowską jeszcze bardziej na zachód, aby natrafiając na ścianę martwego lodu wypełniającego Kotlinę Freienwaldzką (Oderbruch) skierować się na południe Lubuskim Przełomem Odry, łącząc się ponownie z Pradoliną Warszawsko-Berlińską. Oderbruch, wielka kotlina w formie wanny, powstała jeszcze w okresie zlodowacenia Warty, a jej południowe stoki zostały przekształcone około 17.200 lat temu, w fazie Chodzieskiej zlodowacenia Wisły. Wysoka na około 250 metrów n.p.m. w okresie maksymalnego zlodowacenia w fazie Leszno 20.000 lat temu pokrywa lodowa w Oderbruch (i w głębi całego lobu Odry), trzy tysiące lat później musiała być jeszcze bardzo gruba, bowiem lód stopniał tam ostatecznie dopiero 12 tysięcy lat temu, w ciepłym okresie Allerod. Od tamtych czasów pejzaż Oderbruch jeszcze bardziej złagodniał (foto: Innes Spannbauer).

Grubsza niż gdzie indziej na terenach Polski pokrywa lodowa wzdłuż pradoliny Odry znacznie spowolniała odejście lodowca z tego rejonu. Na wycofanie się na odległość 60 km, jaka dzieliła jego czoło w fazie Poznańskiej w stosunku do fazy Leszczyńskiej lądolód potrzebował około 1600 lat, czyli topniał (cofał się) z szybkością 37 metrów na rok. Pokonanie kolejnych 40 km wzdłuż doliny Odry do linii fazy Pomorskiej trwało dalsze 3.200 lat, czyli lądolód topniał w tym okresie i miejscu ze średnią prędkością zaledwie 12 metrów rocznie. Dla porównania w tym samym czasie i okresie 3.200 lat lodowiec pokonał dystans na południku od Gniezna do Bytowa z ponad 4,5-krotnie większą prędkością.

Fakty te potwierdzają, że "lodowa wanna" Oderbruch, o pojemności około 5 miliardów metrów sześciennych lodu, tworzyła lokalny mikroklimat opóźniający recesję lobu Odry. Podobną rolę odegrały wielkie zasoby lodu w Kotlinie Płockiej, które niemal zatrzymały recesję lobu Wisły w tym rejonie w okresie między fazą Leszczyńską a Poznańską. Różnica między obiema kotlinami była jednak taka że Kotlina Freienwaldzka była przez pierwszy okres wypełnioną martwym lodem "ślepą kiszką", a aktywny system odwadniający lądolód przebiegał poza nią, z Kotliny Gorzowskiej przez Lubuski Przełom Odry do Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej. 

W drugim przypadku, w miarę cofania się lodowca, Kotlina Płocka odsłaniała drożne koryto prarzeki, którym spływały wody spod lodowca. Moim zdaniem odmienne ukształtowanie geomorfologiczne Kotliny Freienwaldzkiej i Kotliny Płockiej w okresie ich pokrycia lądolodem, a zwłaszcza położenie tej pierwszej niemal prostopadle do osi strumienia lodowego, a tej drugiej w jego osi, było główną przyczyną dużo szybszej recesji lodowca w lobie Wisły, niż w lobie Odry. 

Względnie zamknięty od północnego zachodu charakter niecki Oderbruch dobrze obrazuje poniższe trójwymiarowe (w 25-krotnym przesadzeniu wysokości) zdjęcie Przełomu Eberswaldzkiego albo Bramy Eberswaldzkiej (Eberswalder Pforte), widok ze wschodu na zachód, opublikowane w artykule C. Dalchow, J. Kiesel "Die Oder greift ins Elbegebiet - Spannungsverhältnisse und Sollbruchstellen zwischen zwei Flussgebieten", Brandenburgische Geowissenschaftliche Beiträge, 2005. Widoczny jest wyraźny próg dzielący Oderbruch od odcinka Pradoliny Eberswaldzkiej prowadzącego do pradoliny rzeki Haweli (w głębi). Próg ten został w holocenie zerodowany przez rzekę Finow, która płynie w kierunku wschodnim i ma ujście do Odry.

Trwa między geomorfologami dyskusja, czy faza Poznańska na obszarze lobu Wisły była regresywna czy też transgresywna, a nawet czy przekroczyła linię zlodowacenia fazy Leszczyńskiej. Moim zdaniem dyskusja ta, która niczego dotąd nie rozstrzygnęła (brak jest miarodajnych dowodów datowania bezpośredniego osadów polodowcowych obydwu faz metodą OSL), nie uwzględnia że lądolód nie musiał się głęboko cofać (znajdować się w innej fazie), aby złożyć drugą warstwę glin morenowych, która interpretowana jest być może mylnie jako dowód na transgresję lodowca.

Nie uwzględnia się, że w korpusie lądolodu, w nawet względnie stabilnej pozycji, może nastąpić zmiana kierunku i dynamiki strumienia zasilającego albo powstanie nowego odgałęzienia strumienia, aby w jednym miejscu powstała jedna, a w drugim dwie warstwy zdeponowanych glin, bez zasadniczej zmiany pozycji czoła lodowca. Poza tym w stanie dynamicznej równowagi czoła lądolodu w skali kilku dziesięcioleci, mogą następować wahania w położeniu czoła na różnych jego odcinkach, rzędu kilkuset metrów lub kilku kilometrów, które nie świadczą ani o transgresji ani o regresji głównego frontu lodowca. Brak jest dotychczas w polskiej nauce spójnej rekonstrukcji procesów subglacjalnych, jakie zachodziły w lobach Wisły i Odry.

Oscylacja lodowca (czyli awans i recesja) nazwijmy krótkoterminowa, to znaczy w obrębie kilku dekad, jest charakterystyczna dla ewolucji lądolodu na Grenlandii w ciągu ostatniego wieku. Fakt ten potwierdza, że w obrębie przyjętych przez naukę faz postoju lodowca zlodowacenia Wisły mogły zachodzić podobne procesy krótkoterminowych i strefowych oscylacji, które nie wpływały na zmianę głównej pozycji lodowca, czyli na zmianę jego fazy. Ale to już osobny temat, wskazujący że być może istnieje wśród badaczy ostatniej epoki lodowej na ziemiach polskich pewna doza schematyzmu metodologicznego i interpretacyjnego.

Oto niecka Odry wyciśnięta przez zalegające przez ponad sześć tysięcy lat masy martwego lodu do głębokości poniżej poziomu morza, a dziś z naniesionymi głównie przez koryto Odry osadami holoceńskimi niewiele powyżej.

W okresie 16.900 BP, kiedy wody Paleorzeki Północnoeuropejskiej skierowały się przez Przełom Ujścia do Kotliny Gorzowskiej, wschodni kraniec Kotliny Eberswaldzkiej zablokowany był wałem moreny czołowej powstałej 200-300 lat wcześniej, w okresie subfazy Kujawskiej (Eberswalder Staffel). Kilkaset lat później, kiedy wody te dotarły do krawędzi Oderbruch, wypełnionej popękanymi blokami martwego lodu niecki, jak już wspomniałem, nurt Paleorzeki Północnoeuropejskiej skierował się z Kotliny Gorzowskiej do Lubuskiego Przełomu Odry (na powyższej mapie jest to "język" w kierunku Frankfurtu nad Odrą). Przeciskające się przez bloki lodowe Oderbruch wody paleorzeki oraz wody topniejącego lodu znajdowały swoje ujście do Pradoliny Berlińskiej w widocznej na mapie rynnie polodowcowej pomiędzy Wriezen i Seelow.

Zreasumujmy krótko te z pozoru chaotyczne relacje pomiędzy cofającym się lądolodem i dostosowującym się do zmieniających się warunków geomorfologicznych i hydrodynamicznych przebiegiem koryta Paleorzeki Północnoeuropejskiej. Począwszy od odwrócenia się kierunku spływu wód z Kotliny Toruńskiej do Kotliny Warszawskiej na odwrotny około 16.900 lat temu kolejne fragmenty Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej, od zachodniego krańca Kotliny Warszawskiej do Doliny Środkowej Odry były wyłączane z systemu odwadniającego lądolód skandynawski. Najpierw do Kotliny Śremskiej, później do Kotliny Kargowskiej, a w końcu zanikając jako aktywne koryto paleorzeki na całym polskim odcinku tej pradoliny. 

Tak oto doszliśmy do fazy Pomorskiej zlodowacenia około 15.200 lat temu. I tak w przybliżeniu wyglądał system odwadniający lądolód skandynawski w środkowym i dolnym biegu Paleorzeki Północnoeuropejskiej w fazie Pomorskiej, kiedy to rzeka opuściła ostatni, niemiecki, odcinek Pradoliny Warszawsko-Berlińskiej między ujściem Nysy Łużyckiej do Odry i ujściem rzeki Rhin do Haweli i przeniosła swój nurt w całości do Pradoliny Toruńsko-Eberswaldzkiej. Warto zauważyć, że historyczne granice Księstwa Pomorskiego przebiegały mniej więcej wzdłuż wału morenowego powstałego w fazie Pomorskiej, od Barth na zachodzie po Bytów na wschodzie.

Faza Pomorska, w której postój lodowca w mniej więcej tej samej pozycji trwał około 200-300 lat, najdłużej ze wszystkich faz ostatniego zlodowacenia, pozostawiła po sobie także największe zmiany we współczesnej rzeźbie ziem środkowej i północnej Polski. Srednioroczna temperatura spadła na Pomorzu w stosunku do okresu 17.000 BP, kiedy była najwyższą przed opuszczeniem tych ziem przez lądolód, o około dwa stopnie, osiągając około minus 6 stopni Celsjusza (w fazie Leszczyńskiej wynosiła około minus 7-8° C). Dla porównania dzisiaj średnioroczna temperatura na Pomorzu wynosi około plus 8° C. Faza Pomorska pozostawiła po sobie około 70 procent wszystkich polodowcowych pól sandrowych w Polsce. Na nich rosną dzisiaj wielkie skupiska leśne: Puszcza Drawska, Bory Tucholskie, Puszcza Piska i Puszcza Augustowska.

Bloki martwego lodu w Oderbruch nie przeszkodziły w przedarciu się Paleorzeki Północnoeuropejskiej do Pradoliny Eberswaldzkiej. Płynąca bezpośrednio wzdłuż ściany lodowca w okolicach Neuenhagen paleorzeka rozpoczęła w miejscu najbardziej na południe wysuniętej części jego czoła przyśpieszoną erozję i sprowokowała głębsze procesy recesyjne w fazie Pomorskiej.

Przypatrzmy się położeniu lobu Odry na początku fazy Pomorskiej, kiedy lądolód odsłonił najniższe miejsce w północno-zachodnim krańcu niecki, w którym na wysokości 36 metrów n.p.m. utworzyła się Brama Eberswaldzka, otwierająca wodom paleorzeki swobodny spływ Pradoliną Eberswaldzką. Mapa zaczerpnięta i opracowana z artykułu C. Lüthgens, M. Böse "Chronology of Weichselian main ice marginal positions in north-east Germany", E&G Quaternary Science Journal, Vol. 60, 2011.

Poziom najwyższej terasy 36 m n.p.m. w Przełomie Eberswaldzkim, regulującej wysokość lustra wody w paleorzece 15.200 lat temu odpowiadał wysokości terasy w Gorzowie 45 m n.p.m., w Ujściu 70 m n.p.m., a w Toruniu 80 m n.p.m.  

W wyniku postępującej w okresie kolejnych 300-400 lat intensywnej erozji, jaką dokonywała Paleorzeka Północnoeuropejska w Pradolinie Eberswaldzkiej, powstała tam niższa, ostatnia w historii pradoliny, terasa na wysokości 32 m n.p.m. Korespondowała ona z poziomem w Gorzowie 40 m n.p.m., w Ujściu 63 m n.p.m., w Toruniu zaś 77 m n.p.m. 

W okresie około 14.700 lat temu, kiedy lądolód cofnął się z rejonu Neuenhagen (zaznaczony literą A na poniższej mapie) na pozycję subfazy Angermünde-Chojna, wezbrane wody roztopowe między czołem lodowca a wałem morenowym złożonym w poprzek doliny Odry od Hohensaaten (litera B) do Osinowa Dolnego (litera C), 4 km na południowy zachód od Cedyni, dokonały w nim przełomu na poziomie około 33-32 metrów n.p.m. i zaczęły zasilać paleorzekę. 

Oto proponowana rekonstrukcja położenia Paleorzeki Północnoeuropejskiej w rejonie Bramy Eberswaldzkiej (na wysokości Niederfinow) w subfazie Chojeńskiej. Na przedpolu lodowca zaznaczone są trzy zastoiska (jeziora proglacjalne): w rejonie dzisiejszego Parsteiner See (okolice miasta Chorin), w pradolinie Odry na północ od Osinowa Dolnego (litera C) oraz w rejonie dzisiejszych jezior Ostrów i Mętno, na południe od Chojny. W pradolinie Odry zaznaczone są kanały spływu wód lodowcowych przed wypełnieniem się zastoiska i przerwaniem grzbietu morenowego w pobliżu Hohensaaten. Pola martwego lodu zalegały nie tylko w Oderbruch, ale w zastoiskach i na morenach przed czołem lodowca.

Post scriptum:

W nawiązaniu do poniższego wpisu Czytelnika dołączam jeszcze mapę z fragmentem górnego biegu Paleorzeki Pomorskiej sprzed około piętnastu tysięcy lat.