Trzy żywioły Trygława - woda

Pierwszym z trzech, determinujących losy "Trygława", omówionych w poprzedzających artykułach żywiołów była ziemia, czyli holoceńskie, a więc już pomorskie otoczenie głazu, jego "druga ojczyzna". Drugim, a historycznie pierwotnym opisanym żywiołem, wśród którego zrodziła się, według naszej hipotezy, skała macierzysta "Trygława" to ogień, czyli paleozoiczna, a biorąc pod uwagę jej protolitycznych przodków, nawet prekambryjska historia głazu. Dzisiaj czas zakończyć ten historyczno-geologiczny tryptyk próbą rekonstrukcji drogi "Trygława", przeniesienia go przez lodowy żywioł wody ze Skandynawii na Pomorze, która - jak każda "ostatnia droga", kończy się na cmentarzu, w przypadku "Trygława" - na cmentarzu tychowskim.

Na początek popatrzmy na prawdopodobnego skalnego "kuzyna" pomorskiego "Trygława", czyli skały - jak przypuszczamy, o możliwie zbliżonej charakterystyce petrograficznej, która znacznie później niż "Trygław" oderwana została od zbocza Åreskutan (foto: Ola Bergqvist, sierpień 2014). Bierzemy jednak pod uwagę kilka, hipotetycznych ale równie prawdopodobnych, szczytów górskich jako skałę macierzystą "Trygława", o których traktuję w poprzedzającym artykule "Trzy żywioły Trygława - ogień". Są to, dla przypomnienia - Åreskutan, Snasahögarna - Tväräklumparna i Helags. I jeszcze jedno ujęcie tego głazu, od strony szczytu góry (foto: Sara Rönne, sierpień 2015).

Jak widać na powyższych zdjęciach zbocza góry Åreskutan, narzutniak ten nie zdążył opuścić jej przed stopnieniem lodowca. I tak pozostał u początku drogi, na południowym stoku szczytu, spękany holoceńskim wietrzeniem, ale nie tak gładki, jak "Trygław". Nasz głaz bowiem, kilkanaście tysięcy lat wcześniej - w okresie plejstocenu, przebył we wnętrzu lądolodu, podróż nie kilkukilometrową - jak ten głaz na fotografii, ale - jak sądzę, tysiąckilometrową drogę, a następnie, po trwałym osadzeniu w osadach morenowych, poddany został wygładzającej obróbce powierzchni (mutonizacji) przez rozdrobniony materiał skalny, przemieszczający się w stopie lodowca. To wygładzenie "Trygława" w zasadniczy sposób spowolniło wietrzenie głazu w okresie holoceńskim. Rzuca się w oczy na pierwszym zdjęciu, zbliżone do "Trygława" zabarwienie głazu, a także wyraźna podatność na łupkowacenie obydwu skał.

Zapezentujmy powyżej ogólny widok masywu Åreskutan, pierwszego bohatera naszej opowieści (źródło: Areskutan.se, 29 stycznia 2014). Ujęcie w kierunku północnym, na zalodzoną rzekę Indalsälven, przechodzącą w jezioro rynnowe Åresjön, na pierwszym planie. To w tej pradolinie przesuwał sie jeden ze strumieni rodzącego się lądolodu skandynawskiego, który mógł zabrać z tej góry blok skalny, który dotarł na Pomorze. Oto poniżej mapa tej okolicy.

Złoża geologiczne, zawierające skałę macierzystą "Trygława", musiały już przed oderwaniem się od nich, w wyniku detrakcji glacjalnej, tego ogromnego bloku skalnego, charakteryzować się dużym stopniem spękania i szczelinowością, charakterystyczną dla skał metamorficznych, dla których protolitem prawdopodobnie były czarne łupki skały osadowej krawędzi paleokontynentu Bałtyki, na styku z paleoceanem Japetus. O procesach powstawania skały, z której zbudowany jest "Trygław", traktuje wspomniany artykuł "Trzy żywioły Trygława - ogień". Tutaj podkreślmy, że to właśnie charakter złoża skalnego, z którego pochodzi "Trygław" (złoże alimentacyjne),  obok jego składu petrograficznego, decydował o jego tak zwanej bloczności, czyli skłonności do pękania wielkich bloków skalnych wzdłuż zwietrzałych szczelin.

Analizując literaturę, w której badacze starają się odtworzyć przebieg i zasięg stadiałów i interstadiałów zlodowacenia Wisły (Vistulianu), to jest od 117 tysięcy lat temu do połowy holocenu, widoczne są podejścia z różnych stron, różnymi narzędziami i metodami badawczymi, a zatem i różne są wyniki tych badań. Nie ma w tym nic złego, jest to normalny proces ścierania się poglądów i w efekcie postępu naukowego.

Na marginesie sformułowania "zlodowacenie Wisły" chciałbym zauważyć, że polscy geologowie w ostatnich latach z upodobaniem stosują w swoich pracach naukowych niezgodne z zasadami polskiej ortografii zwroty "zlodowacenie wisły, odry, warty, sanu" itd. Tłumaczą to potrzebą rozróżnienia, iż chodzi tutaj nie o zalodzenie Wisły, Odry, Warty czy Sanu, ale o okresy i zasięgi poszczególnych transgresji lądolodu skandynawskiego na ziemie Polski. Pomijając ewidentny konflikt z podstawowymi prawidłami językowymi, takie wyjaśnienie jest merytorycznie niedojrzałe, bowiem zakłada, że czytelnik polskiej pracy naukowej o zlodowaceniach plejstoceńskich może pomylić je z ... dzisiejszymi zalodzeniami tych rzek, jeżeli te ostatnie napisane będą z dużej litery.

Podobny błąd, chociaż jeszcze bardziej pokrętnie tłumaczony, od kilku dziesięcioleci popełniają polscy historycy, którzy zamiast pisać "Wiking" z dużej litery, tak jak piszą "Norman", "Wareg" - w zasadzie synonimy Wikinga, używają zwrotów w rodzaju "epoka wikingów", "port wikingów" czy "grób wikinga". Uważają bowiem, że w odróżnieniu od Normanów i Waregów Wikingowie zawodowo zajmowali się napadami i grabieżami (od czego ma wywodzić się ich nazwa), a nazwa zawodu czy czynności nie może być pisana z dużej litery.

Chociaż ogólnie przyjęty jest pogląd, że Góry Skandynawskie w większym lub mniejszym stopniu, ale zawsze w okresie zlodowacenia Wisły częściowo pokryte były lokalnymi lodowcami, albo całkowicie czaszą lądolodu, to istotne jest dla nas zbadanie obszarów w otoczeniu, wspomnianych w dwóch poprzedzających artykułach, gór Åreskutan/Helags - dla ustalenia, kiedy nastąpiła erozja ich zboczy przez lodowiec, który stając się częścią lądolodu skandynawskiego, zainicjował transport bloku skalnego "Trygława".

Na początek rzućmy okiem na charakter morfologiczny bezpośredniego otoczenia masywu Åreskutan, w ujęciu satelitarnym z wysokości 130 km (źródło: Google Earth). Z lewej (zachodniej) strony wykreślona został przebieg linii granicznej między Szwecją i Norwegią, mniej więcej odpowiadający położeniu wododziału, oddzielającego zlewiska Morza Pólnocnego i Bałtyku. 

Obszar na zdjęciu reprezentuje jedną trzecią powierzchni prowincji Jämtland (Jemtland). Cała prowincja jest zasadniczo regionem górskim, z dominującym na pograniczu norwesko-szwedzkim pasmem górskim Sylan. Jego najwyższe szczyty to Storsylen, po stronie norweskiej - 1.762 m n.p.m. i Sylarna, po stronie szwedzkiej - 1.728 m n.p.m. Oto widok na Sylarnę od strony kotła polodowcowego (źródło: Svenska Turistföreningen).

Na południowo-wschodnim krańcu pasma Sylan położony jest drugi, obok Åreskutan, masyw górski, o którym tutaj będziemy mówić - Helags (Helagsfjället). Oto kolejne zdjęcie satelitarne, przesunięte nieco bardziej na południe wobec poprzedniego, obejmujące położenie obydwu tych gór, a także góry Sylarna. 

Naniosłem również zakładane przeze mnie pierwotne kierunki (SE) rodzących się strumieni lodowych w relatywnie gwałtownie przyrastającym w swojej masie lodowcu. Kierunek ten jest wyraźnie potwierdzony m.in. w położonym na północny wschód od masywu Helags płaskowyżu Mieskentjakke, w liniowo ukształtowanych formach glin polodowcowych i drumlinów, jak na poniższej ilustracji (źródło:  Ingmar Borgström, 1979 - "Geomorphological map 18 C SYLARNA").

Przybliżmy jeszcze jeden aspekt geomorfologiczny prowincji jemtlandzkiej. Oto poniżej widok na północne zbocze góry Sylarna, od strony wypływającej spod jej podnóża rzeki Sylälven (foto: Fanny Bergman).  Widoczne są geologiczne skutki długotrwałego pokrycia w całości tego łańcucha górskiego przez masyw lądolodu - ścięte wierzchołki szczytów, wygładzone stoki, doliny wypełnione osadami moreny dennej, sprzyjające powstawaniu prostych form wegetacji roślinnej.

Jednak powierzchniowo dominują rozległe doliny polodowcowe, z gęstą siecią jezior i rzek, z najniżej w tej prowincji położonym terenem na poziomie 35 m n.p.m. Największe z jezior, powstałe po zagłębieniu wydrążonym przez ostatni lądolód, to jeziora Storsjön i Kallsjön. Oto poniżej widok z północno-wschodniego stoku Åreskutan na jezioro Kallsjön (foto: Sten Eriksson), ze ściętą przez lodowiec ścianą masywu.

Poniższa stara fotografia z lat 1950-tych (edytowana, źródło: Postcards with mountains), opublikowana w formie widokówki, została wykonana z południowego stoku masywu Åreskutan, w kierunku południowo-zachodnim, w górę rzeki Indalsälven, na widniejący na horyzoncie, odległy o około 45 km, masyw górski Snasahögarna. Jego najwyższy szczyt Stornasen ma wysokość 1.463 m n.p.m. i jest nieznacznie wyższy od góry Åreskutan. 

Przez podłużną dolinę, którą wyrzeźbił jeden ze spływających w kierunku południowo-wschodnim strumieni tworzącego się w epoce lodowej lądolodu i wypełnił moreną denną (uzupełnioną osadami holoceńskimi), przepływa wspomniana wyżej rzeka Indalsälven, która zbiera wody ze wspomnianych wyżej jezior Kallsjön, Storsjön i  położonych na niej i w jej dorzeczu innych jezior rynnowych i wpada do Bałtyku.

Jeszcze raz ten sam aspekt panoramy na pradolinę rzeki Indalsälven, w zachodącym słońcu, z przybliżeniem widoku masywu Snasahögarna, na fotografii wykonanej 27 lutego 2022 roku (źródło: Areskutan.se).

A poniżej widok z przeciwnej strony, na masyw Åreskutan, z pradoliną górnego biegu rzeki Indalsälven, na obrazie olejnym Fritza Rosenthala z 1934 roku (źródło: Stadsauktion Sundsvall).

Rzeka Indalsälven, o całowitej długości 420 km, po zakończeniu epoki lodowej, w trakcie obecnej epoki holoceńskiej, w wyniku postglacjalnych ruchów izostatycznych, zmieniła swój środkowy i dolny bieg z kierunku SSE na SEE (źródło: Karna Lidmar-Bergström & Mats Olvmo, 2015 - "Plains, steps, hilly relief and valleys in northern Sweden – review, interpretations and implications for conclusions on Phanerozoic tectonics"). 

Jest to przesłanka wskazująca, w odróżnieniu od dzisiaj dominującego w tej części Szwecji południowo-wschodniego kierunku spływu rzek, na prawdopodobieństwo przybrania przez strumień lodowy lądolodu, poza regionem Jamtlandii, wektora południkowego, w kierunku Skanii. Pamiętajmy przy tym, że im bardziej odległa w czasie od swojego stadium inicjalnego i im bliższa geograficznie miejsca swojej inicjacji znajdowała się określona część korpusu lądolodu, tym mniejszy był wpływ ukształtowania rodzimego podłoża skalnego na tworzenie się i dynamikę strumieni lodowych.

A oto masyw  Snasahögarna z bliska, w ujęciu jak wyżej - od strony północno-wschodniej, dokładnie od strony miejscowości Handöl, w pobliżu jeziora Ånnsjön, położonego na wysokości 526 m n.p.m. (foto: Dlearn, Pixabay). Na pierwszym planie szczyt Storsnasen, dalej w głębi, po lewej stronie Tväräklumparna (1412 m n.p.m.).

Głównym kierunkiem spływu mas lodowcowych z rejonu Åreskutan był kierunek południowo-wschodni. Oto widziana z tej góry panorama w tymże kierunku, z gęstą siecią, wyżłobionych przez lądolód  dolin, wypełnionych obecnie polodowcowymi jeziorami rynnowymi (foto: Jake Rude).

Jeszcze widok na północne zbocze Åreskutan, zdjęty z północnego brzegu jeziora Kallsjön (źródło: Campus Äre - Magasinet) ... 

... i widok z odwrotnej strony - ze szczytu Åreskutan na jezioro Kallsjön (foto: Tola69, lipiec 2010). Widzimy, w jak wielkiej skali kolejne lodowce przykrywające i odsłaniające tą część Gór Skandynawskich, zmieniły krajobraz po orogenezie kaledońskiej sprzed około 400 milionów lat. Rzeźba postglacjalna jest tutaj znacznie zniszczona przez erozję (m.in. spłaszczone szczyty górskie, rozległe doliny) i należy do rzeźby staroglacjalnej.

Wracając do badań nad odtworzeniem procesów glacjalnych ostatniego zlodowacenia, należy zwrócić uwagę osiągnięcia badawcze norweskiego naukowca Oli Fredin, który w interesującym nas regionie badał i nanosił na mapy dostrzeżone in situ i na zdjęciach lotniczych i satelitarnych, różne formy rzeźby glacjalnej, a zwłaszcza relikty moren bocznych (lateralnych), poprzedzających ostatni stadiał zlodowacenia Wisły. Datowanie tych form polodowcowych metodą izotopów kosmogenicznych (technika stosunkowo nowa, trudna do opanowania) nie było niestety jednoznaczne i konkluzywne, ale wystarczające dla stwierdzenia, że formy te powstały w początkowych stadiałach Vistulianu. Innym wnioskiem z tych badań było stwierdzenie, że powstały one przez strumienie lodowca kierujące się albo na zachód do fiordów norweskich, albo na wschód - do szwedzkich dolin. Dzięki tym badaniom (Fredin 2004) wiemy, że interesujący nas region bywał w ostatnich stu tysiącach lat, a przed ostatnim zlodowaceniem, wolny od lodu.

Kolejnym, istotnym etapem rozpoznania kierunków poruszania się lądolodu na konkretnych obszarach, byłoby zbadanie pozostawionych przez niego "zapisów" tych kierunków, jakie na dużej części terenów Skandynawii pozostały nadal czytelne. W oparciu o analizę wielu rodzajów takich śladów, takich jak kierunków bruzd wyżłobionych w twardym, macierzystym podłożu przez materiał skalny niesiony w stopie lodowca (ang. glacial striations), kierunków ułożenia dłuższych osi toczonych w morenie dennej kamieni, pozostawionych w glinach zwałowych. 

Powyższa mapa (till lineations - rysy polodowcowe w glinach) przedstawia efekt takich badań (Kleman et al. 1997), z wytyczoną przez mnie prowizoryczną trasą przebiegu strumienia lodowego, albo raczej zmiennych w czasie i kierunkach strumieni, które przeniosły "Trygława" przez Skandynawię.

Oto powyżej fragment zachodniego zbocza góry Åreskutan, którą podejrzewamy, że może zawierać skałę macierzystą, od której oderwany został tychowski głaz (Gottlander 2015). Wyraźne są zadry, wygłady i równoległe rysy lodowcowe.

Załączmy tutaj jeszcze jedno zdjęcie niemal pionowo ściętej przez lodowiec ściany tej góry, o mniejszym stopniu wygładzenia, co ma miejsce w wyższych partiach zbocza (foto: Lisa Fahlåker wykonane w lipcu 2019).

Podążając za naniesionym na powyższej mapie zapisem kierunków ruchu  strumieni lodowych  na poszczególnych  obszarach pokrytych lądolodem widzimy, że droga "Trygława" prowadziła z hipotetycznych zboczy Åreskutan (1420 m n.p.m.) lub Helags (1797 m n.p.m.) w kierunku SE, aby w prowincjach Hälsingland i Dalarna zmienić kurs na południowy, zasadniczo utrzymany aż do Smalandii, gdzie odchylił się nieco w kierunku SSE, i taki pozostał aż do Tychowa. Zauważmy, że mapa odzwierciedla ślady pozostawione przez lądolód w ostatnich fazach jego aktywności, co dotyczy zwłaszcza śladów w morenie dennej, a w mniejszym stopniu tych na podłożu skalistym.

Taki kierunek strumienia lądolodu, jaki zaznaczyłem na powyższej mapie czerwoną linią,  nie jest zwykle wykreślany w publikowanych mapach, na których pokazywany jest wielki strumień lodowy, idący na tym odcinku - w osi południowego Bałtyku ze wschodu na zachód, do dzisiejszej Zatoki Meklemburskiej i południowej Jutlandii, z odchyleniami wachlarza lobowego z północnego wschodu - na Pomorze i do Meklemburgii. 

Powyższa mapa (źródło: Google maps) wskazuje miejsca wypływu i zmieniające się kierunki strumieni lodowych z rejonów gór Åreskutan i Helags, jakie zostały geomorfologicznie zapisane w formie jezior rynnowych. 

Oto panorama (foto: Sten Ericksson) na rozległą dolinę polodowcową, którą podążał strumień lodowy z rejonu Åreskutan w kierunku niecki bałtyckiej. Strumień ten mógł nieść na swoim grzbiecie przyszłego, pomorskiego "Trygława". Dzisiaj dno doliny wypełnia jezioro rynnowe Åresjön oraz rzeka Åre.

Na powyższej fotografii, u podnóża masywu Åreskutan, widzimy miasteczko Åre. Jeszcze na przełomie XIX/XX wieku, jak widzimy na poniższej pocztówce z tego okresu, była to niewielka osada.

Widoczne na mapie z  kierunkami strumieni lodowych, wychodzących z rejonów gór Åreskutan i Helags, pozostawione w rzeźbie terenu ślady tych strumieni, znajdują potwierdzenie w poniższej mapie, odtwarzającej, co prawda w sposób mocno uproszczony - statyczny, hipotetyczny przebieg tych strumieni.

Autorka publikacji (Roman 2017) podpisuje mapę jako "Główne paleo-strumienie lodowe ostatniego lądolodu skandynawskiego, za Punkari 1997" (Main palaeo-ice streams of the last Scandinavian Ice Sheet, after Punkari 1997). Na nakreślonych granicach maksymalnego zasięgu lądolodu, w jego różnych miejscach, podane zostały różne daty osiągnięcia przez krawędź lądolodu danego odcinka: od 22-19 ka dla szelfu norweskiego, do 17 ka dla Wyżyny Wałdajskiej w Rosji. 

  

Wiadomo więc, że mapa przedstawia teoretyczny model zasięgu lądolodu, zmienny w okresie 5 tysięcy lat, który ta mapa obejmuje. W ciągu tego okresu lądolód w jednych rejonach był w natarciu, w innych zaś w odwrocie - jako skutek zmiany w dynamice i kierunkach strumieni lodowych, które podane są na tej mapie - schematycznie i w uproszczeniu, jako stałe.

W pracach naukowych zawierających takie mapy autorzy często nie precyzują, ani nie zastrzegają, że przebieg strumieni lodowych dotyczy konkretnego okresu i stadium lądolodu, co może być błędnie odbierane przez czytelników, że kierunki strumieni lodowych były niezmienne podczas całego zlodowacenia, czyli - dla południowego Bałtyku, przez okres około 10 tysięcy lat. 

Jest to nieprawda, która z powodu powierzchownych nieraz analiz, przemycana bywa niestety do prac naukowych. Gdyby lądolód nasuwał się na ziemie Polski tylko z "ulubionego" północnego wschodu, nie byłoby w Polsce eratyków pochodzących spod Oslo, a nawet ze szwedzkiej Dalarny. Niektórzy nasi badacze (Górska 2003) słusznie zauważają że transgresja lądolodu następowała również z północnego zachodu, ale brak jest rzetelnych, wielostronnych badań co do zmiennego przebiegu strumieni lodowych na terenach Polski w okresie ostatniego zlodowacenia.

Oto powyżej zestaw map z hipotetycznym przebiegiem kierunków strumieni lodowych w obrębie Skandynawii i południowego Bałtyku, w różnych okresach transgresji lądolodu: 50-45.000 BP (Before Present - lat temu), 29-27.000 BP, 23-21.000 BP i 19-17.000 BP (źródło: Thomas Birk, Niels Vinther - "Geodetektiven : casebaserede forløb i naturgeografi", 2019).

Wesprzyjmy się jeszcze owocami badań (Boulton et al. 2003) przebiegu strumieni lodowych ostatniego lądolodu skandynawskiego, z których część była efemeryczna, trwająca krótko, ale większość miała trwały kierunek przebiegu w dłuższym okresie czasu. Poniższa ilustracja jest próbą rekonstrukcji układu strumieni lodowych w okresie od maksymalnego zasięgu 20 tysięcy lat temu, poprzez stadium recesji lądolodu, aż do początku holocenu (obrys krawędzi lądolodu grubszą linią na północy Skandynawii i strumienie lodowe C, D, E z tego okresu). Jest to więc okres, w którym nastąpił transport "Trygława" na dzisiejsze jego miejsce, stąd poniższa mapa ma duże znaczenie dla badania kierunku, z którego nastąpiła ta "dostawa".

 

Na mapę tą naniosłem hipotetyczną trasę strumienia, a raczej strumieni lodowych, które przetransportowały "Trygława" na Pomorze, jak przypuszczam - ze środkowego segmentu Gór Skandynawskich. Jak widać, przebieg ten jest ogólnie zgodny z kierunkami strumieni lodowych na tym odcinku - za wyjątkiem niecki bałtyckiej, gdzie autorzy mapy nanieśli grubą linią główny strumień lodowy lądolodu - Bałtycki strumień lodowy (Baltic Ice Stream, z pięcioma potokami dystalnymi - od B1 do B5), idący ogólnie z północnego wschodu na południowy zachód, rozdzielający się na wysokości Bornholmu na dwa potoki: B1, w kierunku W-NW (lob Bełtu) i B2, w kierunku S-SW (lob Odry).

Popatrzmy na skałę rodzimą w północnej części wyspy Bornholm, jaka wyłania się ponad powierzchnię moreny dennej, w miejscu zwanym Madsebakke (źródło: Klimadatastyrelsen). Jest to granitowa formacja skalna starszego wieku, całkowicie otoczona młodszymi skałami moreny dennej, będącymi materiałem uwolnionym ze stopy lądolodu (głównie gliny), w trakcie jego recesji. Jest to swoiste "okno" na starsze podłoże, silnie zerodowane w trakcie pierwotnej transgresji lądolodu. Skała taka zwana jest po angielsku inlier, i jak dotąd - nie ma polskiej nazwy. Jako, że dla sytuacji odwrotnej - kiedy to starsze skały otaczają leżący na nich fragment młodszej skały, istnieje polski termin "ostaniec" (ang. outlier), proponuję dla angielskiego terminu inlier stosować polski termin "wystaniec".

Wyraźny jest na powierzchni tej skały zapis kierunku ruchu strumienia lodowego, w formie głębokich, ułożonych równolegle bruzd: ENE > WSW. Należy sądzić, że ta granitowa formacja skalna (lokalna forma granitu drobnoziarnistego, tak zwany Hammer granite, od toponimu Hammerknuden), tworząca z innymi granitami i gnejsami, prekambryjski fundament wyspy sprzed 1.4-1.7 miliardów lat, jako tak zwane wypiętrzenie granitowe (granite dome), dominowała na powierzchni wyspy przed plejstoceńską epoką lodową, zarówno powierzchniowo, jak i wysokościowo, zanim jej najwyższe warstwy nie zostały ścięte przez procesy erozyjne w stopie lądolodu. Dzisiaj najwyższe miejsce na tej wyspie (Rytterknægten) wznosi się do wysokości 162 metrów n.p.m.

Spójrzmy jeszcze na skały w Madsebakke z poziomu powierzchni ziemi, na zdjęciu (źródło: alltrails.com) wykonanym od strony północnej. Natarcie lądolodu przebiegało z wschodniego północnego wschodu (ENE) - lewa strona zdjęcia, w kierunku zachodnio-południowo-zachodnim (WSW). Była to część bałtyckiego strumienia lodowego B1, skierowanego w kierunku Bełtu.

Z uwagi na fakt, że pozostawione na Bornholmie liczne i wyraziste bruzdy polodowcowe w skałach krystalicznych są najlepiej zachowanym zapisem kierunków transgresji lądolodu, położonym najbliżej północnych krańców Polski, informacje te są ważne dla badań kierunków, dynamiki i chronologii procesów awansu lądolodu na terenach północnej Polski. Trzeba tutaj jednak zastrzec, że wyspa ta była poddana procesom abrazyjnym i depozycyjnym przez lob Bełtu, podczas gdy na aktualne wybrzeże polskie nacierały loby Wisły i Odry, później lob Parsęty.

Położenie wystańca w Madsebekke oraz kierunek natarcia lobu Bełtu pokazuje poniższa mapa reliefowa północnego krańca Bornholmu,  wykonana techniką LiDAR (Light Detection and Ranging) (źródło: Bornholm geologi, Wikipedia.dk).  Zwróćmy uwagę na zaznaczony w owalu profil drumlina, o nazwie Langebjerg, zorientowanego dokładnie w tym samym kierunku, co bruzdy na skale w Madsebekke. Drumlin ten powstał w wyniku osadzania się na wystającym z podłoża granitowym rdzeniu (ang. hard-bedrock drumlin) rozdrobnionego materiału skalnego, głównie glin zwałowych, przesuwającego się w stopie lądoldu. 

Spójrzmy na taką mapę w skali całej wyspy Bornholm. Głębokie bruzdy na powierzchni północnego Bornholmu są z pochodzenia dolinami ryftowymi - rozpadlinami powstałymi wskutek ruchów tektonicznych, oraz pęknięciami (faulfracture zones) krystalicznego podłoża wyspy. Największa dolina-bruzda tego rodzaju to Ekkodalen. 

Poniższa mapa rzeźby geomorfologicznej Bornholmu obrazuje w jego północnej części obszar abrazyjny - zespoły głębokich bruzd, przecinających w różnych kierunkach wysoko położony obszar prekambryjskiego podłoża skalnego. Obszar ten jest wyraźnie oddzielony od niżej położonego obszaru osadowego na południu. W obszarze osadowym kierunki przenoszenia materiału skalnego moreny dennej są wyraźnie zaznaczone przez wydłużone formy jakby drumlinowe i ozowe, układane  na linii E>W na krańcu wschodnim, skręcające na SEE>NWW na krańcu zachodnim.

W tle umieściłem główne, zmienne w czasie wektory transgresji lądolodu (według Glückert 1974). Według zaproponowanej przez autora chronologii, najstarszym kierunkiem był N>S, następnie NE>SW, a na końcu ESE>WNW. Należy brać pod uwagę, że poniższy zapis rys polodowcowych na krystalicznym wypiętrzeniu północnego Bornholmu, obejmuje ślady pozostawione nie tylko z ostatniego zlodowaceniu (LGM - Last Glacial Maximum), mającego w Polsce miejsce 22 tysiące lat temu, ale zapewnie i starsze - z pierwszego okresu zlodowacenia Wisły, które rozpoczęło się około 57 tysięcy lat temu. Dlatego też względny wiek, czyli sekwencja powstania zespołów bruzd w głównych kierunkach może być dla ostatniego natarcia lodowca (LGM) inna, niż uważa Gunnart Glückert. Moim zdaniem kierunek N>S, z trzech głównych, mógł w ostatnim zlodowaceniu być nie najstarszym, ale najmłodszym, w jakim podążało czoło lądolodu w otoczeniu Bornholmu.

Doliny ryftowe tworzą się w wyniku powstających uskoków tektonicznych, ale północna część wyspy zasadniczo pozbawiona jest uskoków tektonicznych, na co wskazuje poniższa mapa (źródło: Henrik I. Petersen et al., 2003 - "Burial depth and post-Early Cretaceous uplift of Lower–Middle Jurassic strata in the Fennoscandian Border Zone based on organic maturity"). Z kolei niewidoczne na powierzchni części południowej (vide powyższa mapa), liczne tam uskoki tektoniczne (vide poniższa mapa geologiczna, podpowierzchniowa), przykryte są polodowcowymi osadami plejstoceńskimi.

Chociaż geneza pokazanej na powyższej mapie bruzd nie wiąże się z procesami tektonicznymi, to niewątpliwie ich stan obecny jest skutkiem aktywnością plejstoceńskich lodowców. Ich pogłębienie i poszerzenie wiąże się z erozją glacjalną, zarówno w fazie transgresji, jak i regresji lądolodu. Należy zauważyć, że erozja miała swój największy zakres wzdłuż dolin położnych w osi natarcia strumienia lodowego, stąd dokumentuje ona zapis głównych kierunków awansu lodowca.

Przyjrzyjmy się bliżej kierunkowi strumienia lodowego, niosącego Trygława w niecce bałtyckiej, w pobliżu Bornholmu. Oto mapa fizyczna południowego Bałtyku, z nakreślonym hipotetycznym przebiegiem tego strumienia i wklejonym wykresem głównych wektorów transgresji lądolodu na wysokości Bornholmu, według G. Glückerta. Zauważmy, że Głębia Bornholmska (Basen Bornholmski) ma swoją najdłuższą oś na kierunku NNW>SSE, w linii Karlshamn - Koszalin, czyli pokrywa się, z zaznaczonym czerwoną linią, kierunkiem transgresji lądolodu przez ten ówczesny suchy teren. 

Należy zgodzić się z powszechną wśród badaczy opinią, że główny potok lądolodu w tej części niecki bałtyckiej skierowany był ku południowemu zachodowi, czego dowodzi między innymi ułożenie w tym samym kierunku Ławicy Rønne (Rønne Bank), powstałej z materiału skalnego zdartego z prekambryjskiego wypiętrzenia Bornholmu, złożonego na zawietrznej tego wypiętrzenia. Najwyższy punkt tego spłycenia znajduje się zaledwie pięć metrów poniżej poziomu morza.

Do tego odcinka hipotetycznej trasy przebiegu powrócimy w dalszej części tego artykułu. Tymczasem spróbujmy ustalić, kiedy mógł nastąpić początek pokonywania drogi "Trygława" z hipotetycznego rejonu gór Åreskutan/Helags na Pomorze. Ten fragment Gór Skandynawskich został pokryty lodowcem wraz z zakończeniem się tam interglacjału eemskiego 117 tysięcy lat temu i trwał w większym lub mniejszym zalodzeniu przez cały okres zlodowacenia Wisły, aż do końca plejstocenu (Johnsen 2010).

Główna faza zlodowacenia Wisły zaczęła się około 70 tysięcy lat temu, wraz z początkiem okresu zwanego w Polsce pierwszym pleniglacjałem (70-55 ka). Pleniglacjał to najzimniejszy okres glacjału/zalodzenia znacznych obszarów, najbardziej intensywna faza epoki lodowcowej. Wówczas powstały w łańcuchu Gór Skandynawskich trzy lodowce lokalne, które stopniowo rozszerzały swój zasięg, aby połączyć się w jeden lądolód.

W okresach ciepłych masywy górskie w środkowej i północnej Skandynawii otoczone były lokalnymi lodowcami górskimi i czaszami lodowymi, ale ich szczyty i górne partie zboczy były wolne od lodu (tak zwane nunataki). Nawet w ostatnim interstadiale Ålesund (38-28 ka dla południowej Skandynawii) cała północna Skandynawia, łącznie z dzisiejszą Zatoka Botnicka, była pokryta polami lodowymi.

W stadiale Świecia (67-55 ka) lądolód pokrywał całą Skandynawię i  sięgał do południowo-zachodniej krawędzi niecki bałtyckiej, a w głównym stadiale Wisły (ang. LGM - 20.000 BP dla Polski) sięgał aż po południowe krańce Wielkopolski.

Zanim przejdziemy do rekonstrukcji wydarzeń z tamtych czasów rozwiejmy jeszcze jeden mit, obok wspomnianego wyżej, jakoby trwałego w zlodowaceniu Wisły kierunku lobu bałtyckiego i jego odgałęzień, jakim jest ilustrowanie działu lodowego (lododziału) lądolodu skandynawskiego - jakoby trwałego w okresie tego zlodowacenia, a przebiegającego na wschód od interesującego nas masywów Åreskutan i Helags. W takiej sytuacji, nachylona ku zachodowi górna płaszczyzna lądolodu zajmującego wschodni stok Gór Skandynawskich, musiałaby przez cały okres zlodowacenia, dostarczać lód tylko w kierunku zachodnim, do basenu Morza Norweskiego.

Oto z boku ilustracja, która temu przeczy, przedstawiająca hipotetyczny przebieg lododziału, wododziału oraz kierunki strumieni lodowych w południowo-zachodniej Skandynawii, w okresie 26-25 ka (Olsen et al. 2013). Zaznaczyłem na niej położenie gór Åreskutan (A) i Helags (H), które - jak widać, leżą na wschód od działu lodowego, w związku z tym strumienie odchodzą z tych gór w kierunku południowo-wschodnim. W świetle badań innych glacjologów należy sądzić, że wykreślony na tej mapie przebieg lododziału w okolicach Åreskutan i Helags miał miejsce nie 26-25 tysięcy lat temu, ale zapewne dwa, trzy tysiące lat wcześniej, aby później przesunąć się bardziej na wschód.

Mając na uwadze historię lodową Skandynawii, proponuję następującą hipotetyczną sekwencję wydarzeń, związanych z transportem "Trygława". Około 34 tysięcy lat temu leżący w północnej części Gór Skandynawskich (masywy Norra Storfjället - 1767 m n.p.m. i Marsfjället - oba w szwedzkiej Laponii, oraz Okstindan - w norweskiej prowincji Nordland), tak zwany lodowiec inicjalny, po wypełnieniu lokalnych kotłów lodowcowych, rozpoczął ekspansję wzdłuż wschodnich stoków tego łańcucha górskiego. Oto mapa Europy północnej z zaznaczoną białą obwódką lokalizacją lodowca inicjalnego, który zapoczątkował powstanie lądolodu skandynawskiego i ostatniego zlodowacenia Wisły.

Resztki tego lodowca z okresu plejstocenu i ostatniej epoki lodowej przetrwały do dzisiaj, w postaci lodowca górskiego Okstidbreen, położonego w pobliżu masywu Okstindan, mającego formę połączonych, spływających w różnych kierunkach, języków lodowych, położonego na wysokości od 1740 m do 750 m n.p.m., o powierzchni 46 km kwadratowych.

Oto panorama masywu Marsfjället (1590 m n.p.m.), widziana od południowego wschodu, z odległości 35 km, od strony polodowcowego jeziora rynnowego Malgomaj, 344 m n.p.m. (foto: Hans Lindman, wrzesień 2017). 

Pierwotne, znacznie wyższe wierzchołki i garby tego pasma górskiego, zostały zdarte, a sąsiadujące doliny wypełnione moreną denną, przez masy lądolodu dwukrotnie przewyższające obecną wysokość względną tych szczytów. Oto widok szczytu Marsfjället (foto: Wayne Snyder, czerwiec 2021), widziany od południa, ze szczytu pośredniego Gahkagaejsientjahke (1449 m n.p.m.).

Chociaż najszybciej rozrastał się w kierunku południowo-wschodnim, wykorzystując naturalne nachylenie podłoża w stronę niecki botnickiej, to jego tworząca się kopuła budowała języki lodowe we wszystkich kierunkach, w tym w kierunku południowo-zachodnim. Układ lodowców inicjalnych na Półwyspie Skandynawskim sprzed około 35 tysięcy lat przedstawia ilustracja z pierwszej części artykułu (Larsen et al. 2016).

Około 30 tysięcy lat temu, z kierunku północno-wschodniego czoło lądolodu dotarło do gór Åreskutan i Helags, zaznaczonego niebieską strzałką na mapie nieco wyżej (Boulton et al. 2003). Jak już wspomniano, doliny wokół tych gór wypełnione były już lokalnym lodowcem, z którym zderzył się potężniejący lądolód z północy. Można sądzić, że nie była to "kolizja czołowa", ale raczej wpełzanie wyższego lądolodu na powierzchnię miejscowej, niżej położonej czaszy lodowej.

Poniższa fotografia czarno-biała pokazuje fragment zbocza masywu Åreskutan, poszarpanego przez lodowiec w plejstocenie i zwietrzałego w holocenie (foto: Dan Barham, wykonane w lipcu 2010).

I jeszcze jedno zdjęcie zbocza Areskutan, chociaż kolorowe, niewiele różniące się od powyższego, wykonane również latem, 26 sierpnia 2018 (foto: Alexander Edsjö).

Z uwagi na znaczną różnicę w gęstości lodu między dolną warstwą lądolodu przy jego stopie, a górną warstwą firnową lokalnego lodowca, pod ciężarem wpełzających na miejscowy lodowiec mas lądolodu wystąpiły procesy wgniatania lokalnego lodowca w osi dolin górskich, już wcześniej wypełnionych lodem. 

Ta zwielokrotniona energia znajdowała ujście przez erozję podłoża, podcinanie od spodu ścian otaczających zboczy górskich i zwalanie się ze zboczy na grzbiet lądolodu dużych bloków skalnych (ang. rock slope failure; Fredin 2004). W taki zapewne sposób nasz "Trygław" rozstał się ze swoją skałą macierzystą, jako tak zwana kra skalna, i rozpoczął podróż "w nieznane". Zgodnie z morfologią terenu (nachylenie w kierunku SE) lądolód zsuwał się dalej na południowy wschód, wykorzystując powstałe we wcześniejszych stadiałach szerokie doliny rzeczne, docierając do prowincji Dalarna.

Powyższą mapę (Glückert 1974), z moją edycją kolorów, wykorzystuję dla przedstawienia hipotetycznego przebieg strumieni lodowych, niosących "Trygława" na południe (kolor niebieski). Autor naniósł na mapę główne kierunki strumieni lodowych na lądzie, odtworzonych w oparciu o udokumentowane ślady bruzd polodowcowych (ang. glacial striations), z kierunkami ruchu lodowca, a w przypadku krzyżujących się bruzd w określonych rejonach, bruzdy starsze zaznaczono pod młodszymi. Naniesiony jest również przebieg działu lodów w fazie maksymalnego zasięgu lądolodu (LGM  - 20 ka BP). Miejsca krzyżujących się kierunków strumieni lodowych, związanych z hipotetyczną trasą "Trygława", zaznaczyłem czerwonymi kółkami.

W ostatnich latach zaczyna wśród glacjologów  dominować pogląd, że główny lododział skandynawski w okresie LGM przebiegał w północnej Skandynawii znacznie bardziej na wschód, w szwedzkiej prowincji Norbotten, u północnego krańca dzisiejszej Zatoki Botnickiej. Oto powyżej mapa hipotetycznego zalodzenia Skandynawii 27 tysięcy lat temu (Larsen 2016), wraz z izoliniami grubości pokrywy lodowej (w metrach). Czerwonym trójkątem zaznaczyłem położenie masywu Areskutan. Jak widać, w owym czasie góra ta była całkowicie przykryta lodowcem, a blok skalny "Trygława" przemieścił się we wnętrzu lądolodu około 250 km na południe od tej góry.

W tym okresie, około trzech tysięcy lat po tym, jak skała "Trygława" została uniesiona z masywu Åreskutan lub Helags, góry te pokryte były lodem, spływającym - jak widać na powyższej mapie, oraz wcześniejszej mapie G. Glückerta (1974), w kierunku zachodnim, czyli przeciwnym niż kiedy "Trygław" rozpoczął swoją wędrówkę. 

Popatrzmy na bruzdy polodowcowe pozostawione na wyspie Ramsön w zachodniej Szwecji, prowincja Bohuslän (foto: Sven Erik Sundevall/SGU). 

Poniższa, schematyczna mapa prowincji Jämtland w rejonie masywu Åreskutan, ilustruje w formie "szpilek" zarejestrowane na współczesnej powierzchni ziemi bruzdy skalnym podłożu, pozostawione przez ostatni lądolód (źródło: "Geomorfologiska kartblad 19D ARE", 1981). Główka "szpilki" wskazuje początek tworzenia się bruzdy. Widzimy więc, że większość bruzd zarejestrowanych w rejonie  Åreskutan była ryta przez stopę lodowca w kierunku wschodnim i południowo-wschodnim. 

Z powyższego układu bruzd lodowcowych można przypuszczać, że jeżeli "Trygław" oderwał się od zbocza tej właśnie góry, to mogło to nastąpić prawdopodobnie z południowego, bądź wschodniego stoku Åreskutan. 

Poniższe, pełne uroku zdjęcie tej góry (foto: Jensod, Pixabay) zostało wykonane latem 2020 roku od strony wschodniej, gdzie stok wschodni jest na wprost, a stok południowy z lewej strony zdjęcia. To tutaj mogła rozpocząć się hipotetyczna podróż tychowskiego głazu. Na pierwszym planie, położone na wysokości 750 m n.p.m., polodowcowe oczko Lillådammen.

Ruszamy dalej w drogę. Oto poniżej, wykonane latem (Wikimedia, 2009), zdjęcie wschodniego zbocza szczytu Helags, z widocznym na pierwszym planie wytopiskiem, pozostawionym przez lodowiec. Na stoku tej góry, w tak zwanym cyrku lodowcowym, jeszcze wiek temu znajdował się najdalej wysunięty na południe lodowiec w Szwecji. Dzisiaj są tylko jego niewielkie resztki (z lewej strony, poza planem zdjęcia).

Wychodzący z kotła lodowcowego pomiędzy masywami Åreskutan i Helags, w kierunku SE, strumień lodowy - nazwijmy go ogólnie, na całej długości, jemtlandzko-parsęcki (ang. Jämtland-Parsęta Ice Stream), kierował się w kierunku południowo-wschodnim do niecki, jaką wypełnia dziś kompleks jezior, z największym z nich Jeziorem Storsjön na czele. 

Oto poniżej fotografia tego samego, jak wyżej, fragmentu zbocza masywu Helags (pozycja geograficzna podana na zdjęciu), przybliżająca szczegóły ściętej ściany przez wypływające z kotła lodowcowego masy lodu (foto: Joakim Hellgren, Google Earth). Widok w kierunku północnym, nachylenie kotła i spływ z niego lodu, wody i gruzu postglacjalnego w kierunku wschodnim. Zdjęcie wykonano w lipcu 2018.

Na podstawie poniższej cieniowanej mapy (Blomdin et al. 2021) oraz pracy innych badaczy (Dahl et al. 1997), przedstawiam hipotetyczne usytuowanie pierwotnego (inicjalnego) jemtlandzkiego kotła lodowcowego. W trakcie rodzącego się lądolodu, w okresie ostatniego ze zlodowaceń Wisły,  tworzyły się w tym regionie kolejne kotły lodowe, połączone z  biegiem czasu jednym masywem lądolodu. 

Na mapie wyznaczona została linia czoła lądolodu (tereny zacieniowane na wschód od linii) w okresie sprzed 10 tysięcy lat. Na zachód od tej linii, na terenach opuszczonych przez lodowiec kolorem szaroniebieskim zaznaczono poziom jeziora zastoiskowego.

Oto poniżej fotografia południowo-zachodniego zbocza masywu Åreskutan, wykonana w lipcu 2020 (foto: Pontus Svensson, Google Earth), skierowana w kierunku północno-zachodnim. Na pierwszym planie widoczne wygładzenia i bruzdy polodowcowe, wskazujące kierunek przesuwania się w tym miejscu (pozycja geograficzna podana na zdjęciu) języka lodowca z zachodu na wschód.

I jeszcze fotografia podobnego pochodzenia, jak na wierzchołku Åreskutan, skał na szczycie góry Helags (foto: Andreas Bengtsson, Google Earth), wykonana w sierpniu 2016. W odróżnieniu od skał z tej pierwszej góry, warstwa skalna widoczna poniżej uległa zwietrzeniu w okresie holoceńskim w znacznie większym stopniu. Widok w kierunku południowo-wschodnim.

U progu ostatniej epoki lodowej, w otoczeniu masywu Helags powstawały lokalne kotły lodowcowe, jednakże o znacznie mniejszej masie i potencjale transportowym, aniżeli olbrzymim kotle lodowym, tworzącym się na zachód od masywu Åreskutan. Oto cyfrowa wizualizacja w technologii LiDAR (oświetlenie od strony północnej) powstałych wokół masywu Helags kotłów lodowcowych (źródło: SGU). Czerwonym rombem zaznaczyłem miejsce, z którego została wykonana powyższa fotografia skalnego zbocza tej góry.

Na południe od tego jeziora niecki kolejnych jezior nabierają charakteru rynnowego, skierowane ogólnie wzdłuż osi południkowej. Pozostawiona przez stopę lodowca taka rzeźba terenu wskazuje, że w prowincji Helsinglandia (Hälsingland) jemtlandzki strumień lodowy napotkał na spiętrzone masy lodu, tworzące zachodnią krawędź czaszy lodowej, wypełniającej olbrzymi kocioł lodowcowy, powstały w niecce, którą dzisiaj tworzy dno Botnika Południowego. Przeszkoda ta, zapewne górująca nad grzbietem lobu jemtlandzkiego, spowodowała zmianę kierunku spływu tego lobu z południowo-wschodniego na południowy, z niewielkim odchyleniem, w pierwszej fazie na wschód, w drugiej - na zachód.

Botnicki kocioł lodowcowy wypełniany był masami lodu, niesionymi przez spływający do niego z północnego zachodu Bałtycki strumień lodowy (ang. Baltic Ice Stream). Z powodu względnego (i okresowego) zamknięcia tego kotła od południa progiem alandzkim (ang. Åland Threshold), którego najwyższe tereny tworzą dzisiaj Wyspy Alandzkie, w początkowej fazie wypełniania tego kotła, energia strumienia bałtyckiego została skierowana z kierunku południowego na południowo-zachodni, a nawet - przez pewien okres, na zachodni. 

Układ przestrzenny jemtlandzko-parsęckiego strumienia lodowego, wobec dużo większego i bardziej dynamicznego, głównego strumienia bałtyckiego, obrazuje mapa batymetryczna Bałtyku (źródło: T. Seifert, F. Tauber, B. Kayser 2001 - "A high resolution spherical grid topography of the Baltic Sea").

Naniesione zostały na niej kierunki tych dwóch strumieni (a inne, dla przejrzystości, zostały pominięte), we wczesnej fazie tworzenia się lądolodu skandynawskiego, w okresie około 35.000 BP - 30.000 BP.

Należy brać pod uwagę, że przed całkowitym wypełnieniem niecki botnickiej (jej najgłębszy punkt - 293 metrów pod poziomem morza), tak zwany próg alandzki nie był jeszcze archipelagiem, ale półwyspem - kontynuacją stałego lądu, zachodniej części późniejszej prowincji Turku i Pori, o wspólnym podłożu skalnym granitów rapakiwi. Jego najwyżej położone tereny mogły wznosić się do wysokości ponad 200 metrów nad poziomem morza. 

Oto fragment mapy batymetrycznej Bałtyku, uwzględniający jego północne akweny, na której widoczna jest geomorfologiczna spójność Wysp Alandzkich ze stałym lądem Finlandii (źródło: "The Baltic Sea – geology and geotourism highlights").

Wyspy Alandzkie powstały w ostatnim zlodowaceniu, w wyniku przerwania półwyspu alandzkiego przez nacierające od północy masy lądolodu. Dzisiaj zarysu tego półwyspu można dopatrzyć się, analizując batygrafię otaczającego je akwenu i topografię wysp powstałego archipelagu, o charakterystycznej formie szkierowej. Dominująca powierzchnia wysp wznosi się na wysokość zaledwie do 15 metrów n.p.m., podczas gdy dominująca powierzchnia otaczających wód ma głębokość do 10 metrów.

Można sądzić, że zasadniczy masyw dawnego półwyspu, o szerokości u podstawy (w kierunku NNW-SSE) około 120 km i długości (w kierunku W-E) około 150 km (mapa poniżej), zapewne o średniej wysokości kilkudziesięciu metrów nad poziomem morza, został niemal w całości starty przez masy lodowe w kolejnych zlodowaceniach plejstoceńskich i przeniesiony w formie osadów skalnych daleko na południe, w głąb kontynentu. Dzisiaj najwyższy szczyt archipelagu to Orrdalsklint, o wysokości 129.1 metrów n.p.m. Eratyki z Wysp Alandzkich znajdowane są na południu Polski, na przykład w pobliżu Chańczy, w Górach Świętokrzyskich, pochodzące ze zlodowaceń południowopolskich 730–430 tysięcy lat temu (Sanu I i Sanu II).

Po wypełnieniu niecki botnickiej ponad poziom wzniesień alandzkich  lądolód rozlał się z niej szeroko, w kierunku południowym i zaczął wypełniać nieckę Bałtyku właściwego, w jej najgłębiej położonej strefie Basenu Gotlandzkiego (do - 459 metrów). Basen ten, zwany również Basenem Północnym środkowego Bałtyku (ang. North Central Baltic Sea Basin), jest pozostałością uskoku tektonicznego z ery paleoproterozoiku (około 2-1.8 mld lat temu), wypełnionego skałami osadowymi z okresu wczesnego paleozoiku (540-420 mln lat temu).

Przebieg przewidywanej trasy transportu "Trygława" wewnątrz korpusu lądolodu w południowej Szwecji został wykreślony na poniższej mapie bruzd polodowcowych (źródło: SGU - Sveriges geologiska undersökning). Ich intensywność występowania, jak zaznaczono na mapie, nie wynika ze szczególnej w tych miejscach aktywności lodowca, ale z występującego tam skalistego podłoża, które pozwoliło zarejestrować w sposób trwały kierunki awansu lodowca.

Wykreślony na mapie, występujący w pobliżu trasy przemieszczania się "Trygława" ogólnie południkowy kierunek bruzd polodowcowych, kończy się na południowym wybrzeżu Szwecji, w prowincji Blekinge, w pobliżu miasta Karlshamn (zatoka Hanö). Dalej trasa przebiegała w niecce bałtyckiej, którą dzisiaj zajmuje morze.

Na powyższej mapie, na hipotetycznej trasie "Trygława", zaznaczone są dwa przykładowe miejsca, których cyfrowe fotografie - mapy (Möller 2018), wykonane w technice LiDAR, zamieszczone są poniżej. Chodzi tutaj o miejsca oznaczone w północnej części powyższej mapy literą H (kościół Hackvad), a w części południowej literą A (jezioro Åsnen). 

Mapy te (w różnej skali) przedstawiają ukształtowanie terenu, jakie pozostawił po sobie posuwający się na południe lodowiec. Charakterystyczne dla tych obszarów są drumliny - wydłużone i ułożone w kierunku awansu lodowca wzgórki. Kierunek ruchu lodowca, zmieniający się na trasie, zaznaczono dodatkowo pomarańczową linią. Jak widać, te szczegółowe mapy potwierdzają zgodność z nimi wykreślonego tutaj przebiegu szlaku, jaki prawdopodobnie przebył "Trygław". Lewa fotografia przedstawia drumliny o tak zwanym miękkim rdzeniu (ang. soft-core drumlins), zbudowane z gliny, mułu, piasku, żwiru i głazów w różnych proporcjach. Fotografia z prawej, o większym przybliżeniu, pokazuje nam drumliny zbudowane z twardego podłoża (ang. hard-bedrock drumlins), z zaznaczonymi strzałkami wystające z podłoża skały macierzyste, które sprowokowały powstanie na nich drumlinów.

Chociaż poniższa mapa (Bertil Ringberg, 1991) przedstawia przede wszystkim dynamikę zmian w morfologii prowincji Blekinge w okresie recesji lodowca, która nastąpiła wiele tysięcy lat później, niż przejście przez nią pomorskiego eratyka - i z tego punktu widzenia nie będzie przedmiotem naszej głębszej analizy, to jednak ukazuje ona dwie ważne dla nas, zachowane w dzisiejszej rzeźbie terenu, pozostałości działania lodowca od jego nasunięcia się około 22 tysiące lat temu: bruzdy polodowcowe (zaznaczone w czerwonym kółku) oraz zgrupowania drumlinów (zaznaczone w żółtym prostokącie).

Przyjrzyjmy się bliżej ułożeniu w tym rejonie bruzd i drumlinów zasadniczo w kierunku północ - południe, wskazującym nawet na ich jego tendencję do układania się w kierunku SSE, co jeszcze raz potwierdza prawidłowość przyjętej tutaj hipotetycznej trasy "wędrówki" naszego "Trygława". 

Tymczasem skierowany na południe lob jemtlandzki, utrzymał zasadniczo ten kierunek aż do Pomorza, gdzie nazywamy go lobem Parsęty. Z uwagi na mniejszy potencjał energetyczny, strumień ten był dużo słabszy i wolniejszy, niż lob bałtycki. Ten ostatni szybciej dotarł i wypełnił nieckę południowego Bałtyku, blokując u wybrzeży Skandii dalszy spływ lobu jemtlandzkiego na południe.

Lob jemtlandzki (zanim stał się parsęckim), z "Trygławem" w swoim grzbiecie, mógł dotrzeć na południe Szwecji (prowincja Blekinge) - w pobliże niecki bałtyckiej, być może około 22-20 tysięcy lat temu, aby spotkać tutaj przeszkodę nie do ominięcia - olbrzymie, stosunkowo szybko przesuwające się w poprzek, czyli z północnego wschodu na południowy zachód, morze lodowe. Różnica dynamiki pomiędzy tymi krzyżującymi się strumieniami lodu (w czerwonych obwódkach na mapie Glückert 1974) była tak ogromna, że lob jemtlandzki nie tylko nie miał możliwości utrzymania swojego kierunku południowego, ale nawet - z uwagi prostopadle działanie sił, na połączenie się z lobem bałtyckim, na wchłonięcie tego pierwszego przez drugi. 

W tej sytuacji lob jemtlandzki, który można już nazwać lobem parsęckim, pozostał u progu niecki bałtyckiej w pozycji stagnacyjnej, kumulując u swego czoła coraz większe ilości napływającego z północy, spiętrzanego lodu. Czerwone kółka na wcześniej zamieszczonej mapie G. Glückerta, wskazują wyraźnie na wielkie zagęszczenie zmiennych kierunków ruchu lodu wzdłuż południowego wybrzeża Skandynawii.

Po kilkuset latach, być może po ponad tysiącu lat, zakumulowane w lobie jemtlandzkim masy lodu zdołały przeważyć energię kinetyczną głównego strumienia bałtyckiego i przesunąć się dalej na południe, aby zatrzymać się w zagłębieniu Basenu Bornholmskiego. Tracący energię główny strumień bałtycki, omijając czoło strumienia parsęckiego od południa, rozprowadzał swoje masy lodu, a zatem i masy skalne moreny dennej, wachlarzowo - w kierukach od północnego zachodu, przez zachodni, do południowego zachodu. 

Na powyższej mapie batymetrycznej południowego Bałtyku (na podstawie Stigebrandt, 2016) wykreśliłem hipotetyczny przebieg osi parsęckiego strumienia lodowego (niebieska linia), a także naniosłem północny głównych depozytów skalnych lądolodu skandynawskiego (thick drift cover), według Kleman et al., 2008 (brązowa linia). Obszar położony na południe od brązowej linii charakteryzuje się znacznie większymi depozytami moreny dennej, głównie glin zwałowych, aniżeli obszar na północ od niego. Oznacza to, między innymi, że w okresie ekspansji lądolodu na południe od tej lini, tereny te - zwłaszcza Basen Arkoński oraz południowa część Basenu Bornholmskiego, położone były niżej, niż pokazuje mapa.

W okresie około 19 tysięcy lat temu, w wyniku ocieplenia klimatu, nastąpiła zasadnicza dezintegracja korpusu lądolodu, znajdującego się w zagłębieniu Basenu Bornholmskiego, a na terenach Polski północnej jego recesję, prawdopodobnie aż po krawędź niecki bałtyckiej (według dzisiejszej linii brzegowej). 

W następstwie zaniknięcia głównego lobu bałtyckiego uruchomił się, dotychczas blokowany w północnej części niecki bornholmskiej i nadal kumulujący zasoby lodu, lob parsęcki. Mieszając się z pozostałym w niecce bornholmskiej martwym lodem, spłynął on w kierunku Pomorza, a zasilany z północy - w miarę kolejnego ochłodzenia klimatu w fazie pomorskiej, wypełnił stopniowo i łagodnie nieckę odrzańską, aby zatrzymać się dłużej (200-300 lat?) na linii, jaką dzisiaj wyznacza odłożony w tym okresie pas moren czołowych tej fazy zlodowacenia.

Powyższa mapa fizyczna (z zakreślonymi granicami zlewni Morza Bałtyckiego, jednakże z niedokładnymi danymi batrymetrycznymi dna Bałtyku) obrazuje nam w przybliżeniu ukształtowanie podłoża na hipotetycznej trasie (linia czerwona) przemieszczania się "Trygława". Wykreślona na niej prosta linia WNW-ESE będzie wykorzystana w dalszej części artykułu, dla pokazania profilu podłoża lądolodu wzdłuż tej linii. 

Długość trasy transportu "Trygława", od kompleksu Åreskutan/Helags do Tychowa, jak już wspomniałem, przekracza nieznacznie 1.000 kilometrów. Jeżeli przyjmiemy, że cała podróż trwała 11 tysięcy lat, daje to nam średnią prędkość przemieszczania się głazu względem podłoża około 25 cm dziennie. Musimy pamiętać, że prędkość przesuwania się lądolodu skandynawskiego była bardzo zmienna i zależała dla "Trygława" od czynników takich, jak konkretna lokalizacja w masywie lądolodu, okres, ukształtowanie terenu, aktualny klimat, pora roku. Przemieszczenie się skały niesionej przez lodowiec z obrzeża strumienia lodowego do jego nurtu głównego mogło zwiększyć prędkość przesuwania się względem podłoża, przez pewien okres, do 1-2 metrów dziennie. W tak długim okresie zmiany klimatyczne powodowały również okresowe recesje czoła lodowca lub jego zatrzymanie na okres do kilkudziesięciu, a nawet kilkuset lat.

Odległość tysiąca kilometrów nie była niemożliwa do pokonania przez eratyki, które niósł w swoim wnętrzu ostatni lądolód. Złożony w morzu (100 m od brzegu), w pobliżu wsi Pudagla, na wyspie Uznam, narzutniak (prekambryjski granitoid o wieku 1,75 miliarda lat) pochodzi z rejonu Revsund, miejscowości położonej - tak jak góry Åreskutan/Helags, w prowincji Jämtland (zaznaczone na powyższej mapie fioletowym rombem). 

Głaz z Pudagla, zwany "Diablim Kamieniem" (Teufelsstein), odbył swoją podróż z Jamtlandii, jak można sądzić, przed "Trygławem". Jego ostateczny kształt - regularnie obły (4.0 x 3.8 x 2.7 m), o objętości 22 m3, wskazuje, że był toczony w pobliżu stopy lodowca i poddany silnej erozji, tak w trakcie transportu, jak i - już po osadzeniu w morenie dennej, przyszłym dnie Bałtyku, poddany erozji fluwio-glacjalnej. Jest to granit z dodatkiem niebieskiego kwarcu.

"Trygław", jak wiemy, niesiony w górnych warstwach lodowca, uniknął znacznej erozji w transporcie, natomiast został jej poddany dopiero po głębokim osadzeniu w pomorskiej morenie dennej, już jako skała quasi-barańcowa. Do tego rodzaju poglacjalnej morfologii powrócimy niżej. Oto zdjęcie eratyka z Pudagla, 28 kwietnia 2012 (autor: Erell, Wikipedia).

Podobny granit, jak z Pudagla, został przywleczony przez lodowiec z Revsund do Tarzow - miejscowości leżącej pomiędzy Wismarem i Szwerinem w Meklemburgii. Dystans, jaki przebyły te eratyki, jest więc zbliżony do długości i przebiegu hipotetycznej  trasy "Trygława".

W połowie tej trasy, w swojej ekspansji na południe,  jemtlandzko-parsęcki strumień lodowy wykorzystał rynnowe zapadlisko tektoniczne, które w części wypełnia dzisiaj polodowcowe jezioro Wetter (Vättern). Na północno-zachodnim obrzeżu tego zapadliska znajduje się ogromne składowisko, przemieszczonych w ostatnim zlodowaceniu eratyków, chrononych (i relikty puszczy pierwotnej) Park Narodowy Tiveden (zaznaczony na mapie). 

Prawdopodobnie większość z tych głazów pochodzi z miejscowego, granitowego podłoża, powstałego około miliarda lat temu. Można jednak przypuszczać, że między nimi są również eratyki przywleczone z bardziej odległych, północnych terenów. Może między nimi należałoby szukać petrograficznych kuzynów "Trygława"? Oto złożone tam przez lodowiec gigantyczne, sięgające wyskości 10 metrów  bloki skalne (foto: Fredrik Wilde).

Kolejny w tym parku z głazów narzutowych, a więc skał obcych, nie rodzimych, w rejonie ich złożenia przez lądolód (foto: Ronny von Frank-Einstein, 2015). Widoczna jest, wygładzona przez przesuwającą się stopę lodowca, powierzchnia stabilnie osadzonego na podłożu głazu (ułożonego w dłuższej swej osi na linii północ-południe), jak jest charakterystyczny dla skał rodzimych - tak zwany efekt mutonizacji. Ten blok skalny był zapewne złożony w okresie awansu lądolodu, raczej nie później, niż 20 tysięcy lat temu.

Należy przy tym zauważyć, że - w przeciwieństwie do terenów Polski, gdzie eratyki z zasady są mniej lub bardziej obłego kształtu, wynikającego z erozji ich powierzchni - zarówno w trakcie transportu w korpusie lodowca, jak i po ich złożeniu, w trakcie recesji lodowca, to znaczna część eratyków skandynawskich (pomijając efekty wietrzenia w okresie holoceńskim), w epoce lodowcowej - z uwagi na krótszy okres i niższą intensywność działania procesów erozyjnych, zachowało dzisiaj formę bliższą ich pierwotnej, po oderwaniu od skały macierzystej, z wieloma ostrymi krawędziami. 

Oto przykład, z tego samego parku narodowego (ten sam, co wyżej, autor zdjęcia). Wydaje się, że z uwagi na graniaste kształty tych głazów, wskazujące na nieobecność długotrwałego oddziaływania sił tarcia, zostały one uwolnione z głębi lodowca (jako jeszcze jednolity, niepokruszony przez późniejsze procesy wietrzenia, blok skalny) i złożone bez dalszego przemieszczania, w fazie recesji lądolodu, co miało miejsce w tym rejonie około 11 tysięcy lat temu.

Zastanówmy się, dlaczego lądolód, w trakcie swojego awansu (transgresji), nie zgubił "Trygława" po drodze, przemieszczając się ponad tak zróżnicowanymi morfologicznie terenami.

Spośród lodowców transgresywnych, są lodowce (lub części lądolodu) tak zwane zimne - typowe w strefie polarnej, i ciepłe - zwykle na obrzeżach lądolodu. Te pierwsze trwale przymarznięte są do podłoża, podczas gdy u drugich temperatura lodu przy podłożu jest bliska temperaturze topnienia. Te pierwsze rozprzestrzeniają się wewnętrznie - poprzez przesuwanie się górnych płaszczyzn ku krańcom lodowca, w wyniku deformacji struktury kryształowej lodu. Proces ten zwany jest pełzaniem lodowca (ang. creep). 

Niosący "Trygława" jemtlandzki strumień lodowy, na swoim skandynawskim odcinku w kierunku południowym, był częścią lodowca zimnego, gdy stopa lądolodu była względnie nieruchoma lub przesuwała się ku krańcom jego południowym krańcom z prędkością znacznie niższą, niż górna warstwa płaszcza lodowego, podczas gdy, położone głęboko warstwy bliskie podłoża pozostawały względnie nieruchome. O takim przebiegu procesów dynamicznych w tej części korpusu lodowcowego świadczyć może poniższy fragment mapy (Kleman et al 2008), przedstawionej w pierwszej części tego artykułu "Trzy żywioły Trygława - ziemia".

Wzdłuż naniesionej tutaj hipotetycznej trasy przemieszczania się "Trygława", widoczne są stosunkowo niewielkie zmiany geomorfologiczne w morenie dennej, w bezpośrednim sąsiedztwie strumienia jemtlandzkiego (kolor jasnoszary), co wskazuje na niewielką prędkość stopy lodowca i niewielką skalę zachodzących tam procesów depozycyjnych oraz na zasadniczy brak procesów erozyjnych. Tereny poddane silnej erozji oznaczono różowym kolorem, czego przykładem są norweskie fjordy i szkierowe Wyspy Alandzkie. Najciemniejszy kolor szary na obrzeżach lądolodu i w jego niecce centralnej, pokazuje obszary największej depozycji skalnej, związane - w pierwszym etapie, z awansem lodowca ciepłego (takim był też lądolód w etapie inicjalnym w Skandynawii), w drugim etapie - z jego dezintegracją i recesją.

Drugi, ciepły rodzaj lodowca, z uwagi na obniżone przez obecność wody siły tarcia, porusza się poprzez poślizg jego nie w pełni zamarzniętej stopy po podłożu, czyli poprzez tak zwany ślizg denny lub ślizg bazalny (ang. basal sliding). Lodowiec kontynentalny, czyli lądolód, może w pewnych swoich częściach, i w różnym czasie, być zimnym, a w innych ciepłym. Lodowiec ciepły ma zwykle większą dynamikę ruchu, niż zimny.

Moim zdaniem - to kolejna hipoteza: z wyjątkiem fazy inicjalnej lądolodu, kiedy miał on cechy ciepłego lodowca, a "Trygław" przesuwał się w kierunku SE, na pozostałym odcinku skandynawskiej części trasy "Trygława" - osadzonego w górnych warstwach masywu lodowego, niósł zimny lądolód, natomiast na odcinku niecki bałtyckiej – już ciepły. W zimnym lodowcu górne warstwy tworzyły z jego płaszcza "taśmociąg", który - bez opadania ku wnętrzu masywu przesuwał się ze swoją zawartością skalną na południe.

Od tak zwanej Głębi Bornholmskiej strumień jemtlandzki można już nazwać lobem Parsęty. Bardziej dynamicznie przesuwające się w nim masy lodu napotkały zwiększony opór, spowodowany stałym wznoszeniem się podłoża w kierunku Pomorza, jak ilustruje to powyższa mapa, opracowana na podstawie pomiarów głębokości i ukształtowania dna Bałtyku w polskiej strefie ekonomicznej (źródło: Państwowy Instytut Geologiczny). 

Zwiększone siły tarcia w stopie lodowca wywołały procesy egzaracji podłoża - zdzierania z niego materiału skalnego, włączania go w strefę moreny dennej w stopie lodowca i przenoszenia w kierunku jego natarcia. Tarcie to utrzymało podwyższoną temperaturę w strefie ślizgu i utrzymało masyw lodowy jako lądolód ciepły. Wskazany na mapie kierunek natarcia lobu Parsęty potwierdzony jest powstałym zagłębieniem w dzisiejszym dnie morskim, pomiędzy sąsiadującą od wschodu płycizną Ławicy Słupskiej, a szelfem Zatoki Pomorskiej.

Zaprezentujmy tutaj, obok "Trygława", jeszcze jeden poomorski pomnik przyrody, jaki zawdzięczamy ostatniemu zlodowaceniu, to jest rzekę Parsętę (foto: Beata Zbonikowska, 2012), na wysokości wsi Rościęcino.

Reasumując, jemtlandzki prąd lodowy, przechodząc przez Skanię, wszedł na nachylony ku południu stok niecki bałtyckiej, a jej ilasto-wapienne podłoże zmniejszyło opór w stopie lodowca, wywołując poślizg i przyśpieszenie awansu czoła lądolodu (poślizg bazalny). Na tym odcinku w masywie lodowca powstały siły ciągnienia - bardziej dynamiczne dolne warstwy lodowca wywołały "ssanie" górnych warstw ku dołowi, w głąb masywu. 

Należy tutaj pamiętać, że niemal cała niecka bałtycka, którą dzisiaj wypełnia morze, w trakcie awansu lądolodu na południe była pozbawiona wód morskich, a jedynie zasilana w okresach letnich wodami z paleorzek, tworzących dzisiejszą zlewnię Bałtyku. Poziom oceanu światowego w okresie maksymalnego zasięgu ostatniego zlodowacenia, 20 tysięcy lat temu, był o około 120 metrów niższy, niż obecnie. Znaczna część europejskiego szelfu, w tym Bałtyk i Morze Północne, była wtedy lądem stałym, który obejmował dzisiejszą Irlandię i Wyspy Brytyjskie. 

Jeszcze w okresie opuszczania przez lodowiec dzisiejszej Polski na linii Bałtyku, 14 tysięcy lat temu w fazie Gardna (a nie w "fazie gardna", jak lubią pisać geolodzy, ignorujący zasady polskiej pisowni), ocean światowy tylko częściowo obejmował północne akweny Morza Północnego, a niecka bałtycka - nadal odcięta od oceanu, stopniowo wypełniana była słodkimi wodami topniejącego lodowca i wodami rzecznymi.

Wracajmy do "Trygława", który zagłębiony w ciele lodowca, posuwał się po suchej niecce bałtyckiej w kierunku południowym. W konsekwencji wspomnianych sił ciągnących, głaz ten zaczął zniżać swoje położenie w korpusie lodowca, przechodząc z wolna do pozycji "podejście do lądowania". Tak oto, po dalekiej podróży z północy, wróciliśmy na Pomorze, gdzie głaz zakończył, przemierzając dystans nieco ponad tysiąca kilometrów, trwającą około 11 tysięcy lat swoją wędrówkę. Poniższa mapa hipsometryczna, wykonana w technice laserowej, pozwala nam prześledzić topografię terenu na ostatnim, pomorskim odcinku na trasie wędrówki Trygława.

Na mapie tej widoczny jest, usytuowany na północ od "Trygława", w pobliżu lini brzegowej Bałtyku, 8-kilometrowy wał morenowy Wzgórz Chełmińskich. Ich najwyższy szczyt to Góra Chełmska - Krzyżanka (136.2 m n.p.m.). Zauważmy, że jego dłuższa oś ułożona jest w tym samym kierunku, co oś lobu Parsęty. Może to oznaczać, że wyniesienie to powstało w wyniku akumulacji materiału skalnego, deponowanego nie przez czoło tego lobu, ale jego wschodnie obrzeże. Mogłaby więc być to morena boczna, a nie czołowa, jak się powszechnie uważa.

Lob Parsęty nie tylko przyniósł na Pomorze "Trygława", ale przede wszystkim wyrzeźbił w morenie dennej Pomorza pradolinę Parsęty. Poniższa mapa (na podstawie Gudowicz 2017) prezentuje zlewnię rzeki Parsęty i usytuowanie w niej skandynawskiego głazu.

I tak oto, po "wylądowaniu" na Pomorzu około 19-18 tysięcy lat temu, po krótkim okresie i dystansie toczenia i wleczenia (mowa o tym w pierwszej części tego "tryptyku", z podtytułem "ziemia"), "Trygław" spoczął w pozycji, w jakiej znajdujemy go dzisiaj. Przez kolejnych kilka tysięcy lat poddany został obróbce przez przesuwający się po nim, niesiony przez stopę lądolodu, materiał skalny. W fazie recesji lądolodu oraz w holocenie jego otoczenie zostało przykryte osadami moreny dennej, osadami eolicznymi oraz glebą. Do tego dodajmy jeszcze "osady" antropomorficzne, jakimi są pobliskie groby i urządzenia architektury cmentarnej. Tak wygląda nasz bohater z lotu ptaka (dzisiaj drona), od strony wschodniej, na początku kwietnia 2023 roku (foto: Beata Zbonikowska).

Zbliżając się do końca opisu wędrówki pomorskiego głazu w czasie i przestrzeni, a więc przez tysiące lat i setki kilometrów popatrzmy na schematyczny przekrój boczny korpusu lądolodu, w jego maksymalnym wymiarze i zasięgu. Jak olbrzymia masa lodu dzieliła spąg - strefę przyziemną lądolodu od jego "stropu", wskazuje poniższy rysunek (na podstawie: Lambeck et al. 2000), ilustrujący profil lądolodu skandynawskiego, według przecięcia wzdłuż linii WNW-ESE, zakreślonej na wyższej załączonej mapie fizycznej zlewni Bałtyku.

Autorzy przywołali pogląd innych badaczy (Denton, Hughes, ed. 1981), że górny profil lądolodu w okresie jego maksymalnego zasięgu (około 20 ka), wyglądał jak zaznaczone  tutaj pole w kolorze ciemnoniebieskim, podczas gdy sami uważają, na podstawie obliczeń zmian w poziomie mórz wywołanych topniejącym lądolodem, że jego profil w maksymalnym zasięgu wyglądał, jak na ilustracji pole jasnoniebieskie (z moją niewielką edycją). Różnica między obiema interpretacjami jest dość znaczna, jeżeli chodzi o maksymalną grubość pokrywy lodowej: 2400 do 3400 metrów. Jak widzimy, nauka stoi jeszcze przed bardzo wieloma zagadkami rangi podstawowej, związanymi z ostatnim zlodowaceniem.

Dla nas jednakże nie tyle istotna jest maksymalna miąższość lądolodu, ale ewolucja przyrostu masy lądolodu w czasie i na określonej przestrzeni geograficznej, aż po LGM, a nawet aż po fazę pomorską. Moim zdaniem obydwa profile, bardziej co do kształtu niż ich maksymalnej wysokości, mogą obrazować zmiany w kształcie płaszcza lądolodu od jego początków aż po maksimum glacjalne. Profile te doskonale obrazują ewolucję płaszcza lodowego wskazując, że w początkowych swych stadiach bardzo blisko odzwierciedlał ukształtowanie terenu, pokrywając go warstwą o jeszcze niewielkiej miąższości. W miarę wzrastania jego masy oraz ekspansji, morfologia podłoża miała coraz mniejsze znaczenie dla kierunków i dynamiki strumieni lodowych, regulujących odpływ lodu z rejonów jego akumulacji. Obydwa profile, traktowane przez różnych badaczy alternatywnie, związałem chronologicznie jako dwa kolejne etapy wzrostu lądolodu, proponując zupełnie "szkicowo", możliwy ogólny charakter przyrostu masy lodowca w dwóch okresach.

Powyższa panorama ze szczytu góry Helags (1797 m n.p.m.) w kierunku zachodnim  wyraźnie demonstruje krajobraz górski, którego ścięte, spłaszczone szczyty, wygładzone zbocza i poszerzone doliny są efektem silnej i długotrwałej erozji lądolodu, którego górna płaszczyzna znajdowała się co najmniej kilkaset metrów powyżej tych szczytów. Z prawej strony jezioro Sylsjön (853 m n.p.m.), foto: Lars Salomon, wrzesień 2012. I jeszcze rzut oka na masyw Helags od strony SWS (foto: Claes Grönlund), na pierwszym planie kocioł polodowcowy.

I tak dobiegamy do końca trzyczęściowego eseju geologicznego o "Trygławie". W ramach post scriptum, zatrzymajmy się jeszcze na chwilę nad trzema skandynawskimi eratykami, których charakter "obróbki" glacjalnej wskazuje, że miała ona miejsce w głazach unieruchomionych, głęboko i silnie osadzonych w morenie dennej przesuwającego się lądolodu. Pozostające w trwałej, nieruchomej pozycji stanowiły pewien rodzaj tak zwanego barańca - skalnego pagórka, który podlegał procesom mutonizacji przez przesuwającą się po nim stopę lodowca.

Pierwszym jest nienazwany (lub o zapomnianej, ludowej nazwie) głaz w Jasmundzkim Parku Narodowym, na wyspie Rugia,  o nieznanej charakterystyce petrograficznej (foto: czorneboh, Flickr, maj 2014). Podobnie, jak w przypadku "Trygława", w trakcie awansu lodowca jego łagodny skłon przedni został poddany procesom detersji - wygładzania drobnymi kamieniami i żwirami, natomiast bardziej stromy skłon tylny podlegał procesom detrakcji - wyrywania / obrywania.

Drugim jest "Buskam" (od słowiańskiej nazwy "boski kamień") - największy w Niemczech eratyk skandynawski, złożony w morenie dennej, która dzisiaj jest dnem Morza Bałtyckiego, 300 m od brzegu, w pobliżu miejscowości Göhren na Rugii (foto poniżej: Ostsee-Zeitung, 10-01-2020). 

Wstępna charakterystyka petrograficzna wskazuje, że głaz ten może pochodzić z północnej części wyspy Bornholm. Granit młotkowany, charakterystyczny dla Bornholmu, o jednolitej, ziarnistej strukturze, zawiera około 40% skalenia potasowego, 35% kwarcu, 20% plagioklazu i 5% biotytu. Jego wiek, od kiedy wyłonił się na powierzchni ziemi, wynosi około 1,4 mld lat.

Jest to tak zwany granit młotkowany o objętości 206 m3, masie 550 ton i obwodzie przy dnie morskim (na głębokości około 5 metrów) 27,5 m. W zależności od stanu i poziomu morza wystaje on na wysokość od 0,5 do 1,5 m ponad powierzchnię wody. Ułożony jest swoją dłuższą osią w kierunku NNW-SSE.

Poniższe zdjęcie wykonano na stromy stok skały - od strony południowej, czyli odlądowej, można powiedzieć - zawietrznej, nie poddanej atakowaniu przez fale.

Małe wgłębienia na szczycie tego głazu i następnego poniżej ("Kamienia diabelskiego") wskazują, że mogły one w czasach prehistorycznych pełnić funkcję miejsca kultu. 

Kolejna fotografia z głazem "Buskam" została wykonana od strony NNW, z wąskim bokiem skały na pierwszym planie (foto: Ostseebad Göhren). Profil ten pozwala dostrzec, rozpoczęty w schyłkowym plejstocenie i kontynuowany  w holocenie, w warunkach morskich, proces mutonizacji skały. Widoczna mutonizacja wskazuje, że złożony przez lądolód eratyk nieruchomo utkwił w swoim podłożu i w ten sposób stał się jego morfologiczną częścią, poddaną procesom erozji. 

Jak więc widzimy, mutonizacja jest procesem geologicznym, polegającym nie tylko na wyrywaniu i wygładzaniu skalnego podłoża przez lodowiec, ale może wiązać się z erozją podłoża, zachodzącą bez udziału lodowca, a  poprzez procesy wietrzenia, tutaj głównie wskutek działania wody, wiatru i kry lodowej.

Trzecim okazem jest największy eratyk w Danii, zwany "Damestenen", czyli Kamień Damy (częściowo odkopany, foto poniżej: Knud Mortersen), z wyspy Fionia. Jego obwód liczony jest na 45.8 m, wysokość na 10 m [w jego aktualnym ułożeniu, wysokość w pionie między dolną i górną krawędzią, a objętość na 370 m³. Zdjęcie wykonano od strony zachodniej.

Jego losy u schyłku plejstocenu mają wiele podobieństw do swego większego szwedzko-pomorskiego, geologicznie i petrograficznie jednakże odległego "kuzyna", jakim jest "Trygław". Jest szarym granitem, o wieku 1.7-1.8 Ma, prawdopodobnie pochodzącym ze szwedzkiej prowincji Småland. Niektórzy badacze oceniają, że został przyniesiony przez lądolód około 19-18 tysięcy lat temu. Moim zdaniem, mogło to nastąpić wcześniej - w głównym stadiale Wisły, który na Fionii nastąpił około 21 tysięcy lat temu - w trakcie awansu, a nie recesji lodowca, złożony w glinach zwałowych moreny dennej. Pozostawione są, typowe także dla "Trygława" i "skał baranich" (roche moutonnée), cechy mutonizacji oraz ułożenie jego dłuższego boku w osi natarcia lodowca z kierunku NNE, z asymetrycznym profilem podłużnym. Tak więc, z tego punktu widzenia, mimo że "Trygław" nie jest skałą rodzimą, należałoby go zaliczyć do mutona.

Potwierdzeniem procesów mutonizacji, jakie nastąpiły na zewnętrznej bryle Damestenen jest fakt jego największego wygładzenia na skłonie przednim i detrakcję (obrywanie) na ścianach tylnych, w jego dłuższej osi zgodnej z przeważającym kierunkiem, z którego nacierał lodowiec, jakim był północny północny wschód (NNE). Jest to ogólnie kierunek awansu lądolodu skandynawskiego na wyspie Fionii w okresie głównego stadiału Wisły - LGM (Piotrowski, Windelberg 2003). Nasi badacze w "Trygławie" tych cech uparcie nie dostrzegają. Z negatywnymi konsekwencjami dla ocenianej przez nich wartości naukowej pomorskiego głazu.

Na zakończenie tego, przedstawionego w trzech kolejnych artykułach, geologicznego tryptyku o pomorskim "Trygławie", powróćmy jeszcze do jego fizycznej wielkości, aby porównać go z największym w Europie, złożonym na lądzie polodowcowym eratykiem i określić wielkość sił, zaangażowanych przez lądolód skandynawski w przetransportowaniu tych dwóch bloków skalnych.

Największym głazem narzutowym w Europie jest nie - jak się popularnie sądzi, w tym pogląd ten propagują, niestety, nawet niektórzy badacze, estoński głaz "Ehalkivi", ale również w tym kraju złożony "Kabelikivi" (na poniższym zdjęciu, źródło: Wikipedia). Zauważmy widoczne na proksymalnym stoku (północno-wschodnia strona natarcia lodowca, po zagłębieniu się skały w morenie dennej i jej unieruchomieniu) efekty mutonizacji - silnie wygładzoną przez zawarty w przesuwającej się stopie lądolodu gruz lodowcowy, powierzchnię skały i bardziej stromy stok dystalny (strona SW).

O ile ten pierwszy - "Ehalkivi", usytuowany jest na przybrzeżnej płyciźnie, podobnie jak w Zalewie Kamieńskim "Głaz Królewski", w całości swojego obrysu spoczywa na powierzchni skalistego dna morskiego, to "Kabelikivi" przykryty jest - tak, jak "Trygław", w połowie swojej rzeczywistej wielkości, lądową moreną denną, składającą się z piasków i glin. 

W odróżnieniu od "Kabelikivi", który musiał zostać złożony we wczesnej fazie transgresji lodowca, eksponowana w całości na erozję wodną i wiatrową bryła  "Ehalkivi" (foto poniżej: 27crags.com) wskazuje, iż został on zdeponowany kilka tysięcy lat później, niż ten pierwszy, w fazie recesji lądolodu, w warunkach procesów fluwioglacjalnych.

Tak więc, z uwagi na ich różną ekspozycję w terenie i dokonane niepełne pomiary, podawane dane o wielkości obu głazów estońskich są nieporównywalne. W pierwszym bowiem przypadku dotyczą całego głazu, a w drugim - w przybliżeniu połowy jego rozmiarów. I nawet w tych warunkach główne parametry, czyli długość (18.7 m), szerokość (14.9 m) i widoczny obwód głazu (56.5 m) "Kabelikivi" są większe, niż w przypadku "Ehalkivi". Natomiast wysokości obu głazów różnią się już znacznie - wystająca ponad ziemię połowa bryły "Kabelikivi" ma 6.4 m, podczas gdy całkowita wysokość "Ehalkivi" to tylko 7.6 m. 

Oczywisty fakt, że "Kabelikivi" jest największym plejstoceńskim eratykiem w Europie, odnotował już w 1976 roku estoński geolog H. Viiding. Uznawanie "Ehalkivi" jako europejskiego rekordzisty jest klasycznym, medialnym fejk niusem, powtarzanym przez część naukowców z dziedziny geologii; co także w dzisiejszych czasach staje się "nową normalnością", która nie omija różnych dziedzin nauki, jak na przykład tworzone ostatnio fejk niusy w dziedzinie medycyny.

Chociaż i w przypadku naszego "Trygława" wśród badaczy są pewne rozbieżności, co do jego zewnętrznych rozmiarów, to dla porównania z głazem "Kabelikivi" podajmy te z Wikipedii: długość 16.0 m, szerokość 11.0 m, obwód przy powierzchni ziemi 50.0 m, wysokość 7.8 m (w tym 4 metry pod ziemią). Zastanówmy się nad całkowitym ciężarem wymienionych tutaj trzech głazów. Jak wiemy, "Trygław" to paragnejs (ogólnie - gnejs), o gęstości około 2.8 g/cm3; "Ehalkivi" to pegmatyt, o gęstości około 2.6 g/cm3; a "Kabelikivi" - granit (rapakiwi), o gęstości około 2.7 g/cm3. Biorąc pod uwagę publikowane w literaturze rozmiary tych bloków skalnych oraz przybliżoną gęstość tych skał, można przyjąć, jak sądzę, że ich objętość i ciężar wynoszą (inaczej, jak to podają inne źródła) około: "Trygław" - 690 m3 i 1.900 ton; "Ehalkivi" - 960 m3 i 2500 ton; "Kabelikivi" - 1.800 m3 i prawie 5.000 ton. 

Drugim co do wielkości, po "Kabelikivi", głazem narzutowym w Europie jest alpejski eratyk, zwany "Pierre des Marmettes", o aktualnej objętości około 1.600 m3 i masie 4.300 ton. Trzeba jednak dodać, że część tego bloku skalnego została zużyta do połowy XIX wieku jako materiał budowlany. Być może, w jego pierwotnej formie mógł być wielkością porównywalny z eratykiem z Estonii.

Oto poniżej rycina z widokiem głazu, położonym w gminie Monthey, w Szwajcarii (źródło: Robert Brown - "Our earth and its story", 1899).  Widoczne jest na rycinie wcięcie w owalną powierzchnię głazu - pozostałość po ubytku w wyniku eksploatacji kamieniarskiej. Na jego szczycie zbudowano w drugiej połowie XIX wieku domek strażnika, pilnującego, uprawianej jeszcze do lat 1930-tych, okolicznej winnicy.

Został on przyniesiony, a może bardziej stoczony, w okresie ostatniej epoki lodowcowej przez Lodowiec Rodanu, który jako część Lodowca Alpejskiego (jeden z jego strumieni lodowych) miał długość około 300 km, a dotrwał do dzisiaj w formie szczątkowej, o długości 8 km. Od 1874 roku - kiedy zaczęto mierzyć jego wielkość, jego średnie tempo redukcji - od półtora wieku jest stabilne - i wynosi 8,5 metra rocznie, ale na przykład w latach 2002/2003 jego język cofnął sie tylko o dwa metry. To uwaga dla wyznawców oficjalnej, mistyfikacyjnej teorii o przyśpieszaniu ocieplenia klimatycznego.

Skała macierzysta tego głazu, od której został oderwany, znajduje się w dolinie Val Ferret, a blok przebył drogę zaledwie około 40 km. Głaz tworzą granity z masywu Mont Blanc. Granit Montblanc ma kilka facji petrologicznych. Jego gruboziarnista, zwykle biało-czarna, normalna facja jest porfirowa z dużymi kryształami skalenia alkalicznego. 

Jednakże "Trygław" zdaje się dzierżyć jeden europejski rekord - wielkość zaangażowanych przez lądolód skandynawski sił w przeniesieniu jakiegokolwiek eratyka lądowego (nie wiemy nic o eratykach złożonych na dnie Bałtyku). Jeżeli porównamy wielkość pracy transportowej, wykonanej przez lądolód pomiędzy hipotetycznymi wychodniami "Trygława" (szwedzka prowincja Jämtland) i "Kabelikivi" (fińska prowincja Wschodnia Uusimaa), to stwierdzimy, że na przetransportowanie "Trygława" potrzebna była praca wielkości 1.9 miliona tonokilometrów, podczas gdy na przeniesienie "Kabelikivi" zużyta została praca zaledwie 0.6 miliona tonokilometrów, a dla eratyka "Pierre des Marmettes" tylko 0.2 miliona tonokilometrów. Świadczy to o olbrzymiej energii, skumulowanej w okresie ostatniego zlodowacenia w Lądolodzie Skandynawskim, w porównaniu do Lodowca Alpejskiego. 

 
Literatura:

Blomdin, Robin et al. 2021 - "Beskrivning till geomorfologiska kartan Jämtlands län", Sveriges geologiska undersökning, K 705.

Boulton, Geoffrey S. et al. 2003 - "Streaming flow in an ice sheet through a glacial cycle", Annals of Glaciology, Vol. 36.

Dahl, Svein Olaf et al. 1997 - "Cirque glaciers as evidence for a thin Younger Dryas ice sheet in east-central southern Norway",  "Boreas", Vol. 26.

Denton, George H., Hughes, Terence J. (eds.) 1981 - "The Last Great Ice Sheets", John Wiley and Sons Inc.

Fredin, Ola 2004 - "Mountain centered icefields in northern Scandinavia", Stockholm University, Faculty of Science, Department of Physical Geography and Quaternary Geology (praca doktorska).

Glückert, Gunnar 1974 - "Map of glacial striation of the scandinavian ice sheet during the last glaciation in Northern Europe", Bulletin of the Geological Society of Finland, Vol. 46.

Gottlander, Johanna 2015 - "Small-Scale Shear Zones and Deformation in Migmatite on Mt. Åreskutan", Institutionen för geovetenskaper, Uppsala universitet.

Górska, Maria 2003 - "Nowe znaleziska narzutniaków porfiru rombowego z Oslo na terenie północno-zachodniej Polski", Przegląd Geologiczny, Vol. 51, Nr 7.

Gudowicz, Joanna i Zwoliński, Zbigniew 2017 - "Kształtowanie się odpływu rzecznego w dorzeczu Parsęty w świetle modelowania hydrologicznego", Przegląd Geograficzny, Tom 89.

Johnsen, Timothy F. 2010 - "Late Quaternary ice sheet history and dynamics in central and southern Scandinavia", Stockholm University, Faculty of Science, Department of Physical Geography and Quaternary Geology (praca doktorska).

Kleman, Johan et al. 1997 - "Fennoscandian palaeoglaciology reconstructed using a glacial geological inversion model", Journal of Glaciology, Vol. 43, Nr 144.

Lambeck, Kurt et al. 1998 - "Sea-level change, glacial rebound and mantle viscosity for northern  Europe", Geophysical Journal International, Vol. 134.

Lambeck, Kurt et al. 2000 - "Global ice volumes at the Last Glacial Maximum and early Lateglacial", Earth and Planetary Science Letters, Vol. 181.

Larsen, Eiliv  et al. 2016 - "Causes of time-transgressive glacial maxima positions of the last Scandinavian Ice Sheet", Norwegian Journal of Geology, Vol. 96 Nr. 2.

Lüthgens, Christoph et al., 2020 - "Proposing a new conceptual model for the reconstruction of ice dynamics in the SW sector of the Scandinavian Ice Sheet (SIS) based on the reinterpretation of published data and new evidence from optically stimulated luminescence (OSL) dating", E&G Quaternary Science Journal, Vol. 69.

Möller, Per & Dowling, Thomas P. F. 2018 - "Equifinality in glacial geomorphology: instability theory examined via ribbed moraine and drumlins in Sweden", Geologiska Föreningen i Stockholm.

Öhrling, Christian et al. 2020 - "Glacial geomorphology between Lake Vänern and Lake Vättern, southern Sweden", Journal of Maps, Vol. 16, Nr 2.

Olsen, Lars et al. 2013 - "Quaternary glaciations and their variations  in Norway and on the  Norwegian continental shelf", Norges geologiske undersœkelse.

Piotrowski Jan A., Windelberg, Sophia 2003 - "Glazialtektonik weichselzeitlicher Ablagerungen in Zentral-Fünen, Dänemark", Eiszeitalter und Gegenwart, Vol. 53.

Ringberg, Bertil 1991 - "Late Weichselian clay varve chronology and glaciolacustrine environment during deglaciation in southeastern Sweden", Sveriges geologiska undersökning. 

Roman, Małgorzata 2017 - "Ice-flow directions of the last Scandinavian Ice Sheet in central Poland", Quaternary International, November 2017.

Stigebrandt, Anders 2016 - "Processes and factors influencing the through-flow of new deepwater in the Bornholm Basin", Oceanologia, Vol. 59.

Viiding, Herbert 1976 -  "Andmete kogumisest Eesti suurte rändrahnude kohta", w: "Eesti NSV maapõue kaitsest" (ed. H. Viiding), Tallin.