OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE

PLEJSTOCEN KUJAW I DYNAMIKA LOBU WISŁY W CZASIE OSTATNIEGO ZLODOWACENIA Ciechocinek, 3 7 września 2007 r. Wojciech Wysota, Paweł Molewski Instytut Geografii, Uniwersytet Miko³aja Kopernika, Toruñ OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE WSTĘP Problem zasięgu, wieku i dynamiki nasunięć lądolodu skandynawskiego w lobie Wisły podczas poźnego vistulianu jest przedmiotem rozważań badaczy od blisko 100 lat. Początkowo obiektem badań geologów, głównie niemieckich, były formy polodowcowe, a w szczególności glacjomarginalne, które już wówczas próbowano łączyć w strefy/linie wyznaczające granice zasięgu lądolodu (m.in. Keilhack, Berendt, 1894; Keilhack, 1898; Behr, Tietze, 1911, 1912; Korn, 1912; Tietze, 1917). Jednakże opracowania te ograniczone były zasadniczo do obszaru Wielkopolski, a jedynie nieliczne sięgały po dolinę Wisły. Wyznaczono wówczas dwa zasadnicze, równoległe do siebie ciągi morenowe, tj. południowy, tzw. moreny leszczyńskiej (Keilhack, Berendt, 1894; Behr, Tietze, 1911; Tietze, 1917) oraz północny, znany pod nazwą moreny środkowopoznańskiej (Korn, 1912). Odkrycie osadów i form morenowych w Kotlinie Płockiej (Prawosławlew, 1905; Rutkowski, 1916) dało asumpt do powstania koncepcji tzw. zlodowacenia dolinowego (Lencewicz, 1922, 1927; Lewiński, 1924; Lewiński i in., 1927). Głównym zwolennikiem tej koncepcji był Lencewicz (1927, 1936), który określił je jako wielką oscylację i nadał jej rangę odrębnego, najmłodszego zlodowacenia skandynawskiego. Jednakże kluczowymi opracowaniami, w których wyznaczono zasięg ostatniego zlodowacenia w obszarze lobu Wisły były prace Woldstedta, dotyczące zasięgu zlodowaceń na Niżu Polskim i Niemieckim (m.in. Woldstedt, 1931, 1950). Na podstawie m.in. kryterium występowania jezior, które jako pierwszy zastosował Tietze (1917), Woldstedt określił tu zasięg najmłodszego zlodowacenia. Granica tego zasięgu wyznaczona przez cytowanego autora w ogólnych zarysach potwierdzona została przez Majdanowskiego (1947, 1950), który zastosował nadrzędne w stosunku do jezior kryterium morfologiczne południowego zasięgu rynien jeziornych. We wczesnych pracach Woldstedta (1929, 1931, 1935) po raz pierwszy pojawiła się koncepcja lobu Wisły w stadiale (fazie) poznańskim (frankfurckim), w którym lądolód przekroczył formy marginalne stadiału (fazy) leszczyńskiego (brandenburskiego) ostatniego zlodowacenia. Swój pogląd autor ten podtrzymał w wielu swoich późniejszych opracowaniach (m.in. Woldstedt, 1950, 1954). Do koncepcji Woldstedta wyraźnie nawiązał w swoich wcześniejszych publikacjach Mojski (1968 fig. 1, str. 667; 1969), który stwierdził, że w strefie lobu Wisły (między Witkowem a Nidzicą) granica osadów fazy leszczyńskiej znajduje się pod przykryciem osadów lodowcowych fazy poznańskiej. W ogólnych założeniach do granicy zasięgu ostatniego lądolodu wyznaczonej przez

14 Wojciech Wysota, Paweł Molewski Woldstedta (op. cit.) nawiązują w swoich pracach Galon i Roszkówna (Galon, 1956; Galon, 1961; Galon, Roszkówna, 1961, 1967; Roszko, 1968). Cytowani autorzy na podstawie kryteriów geomorfologicznych rozdzielają jednak zasięgi faz leszczyńskiej i poznańskiej w lobie Wisły, przyjmując maksymalną granicę ostatniego zlodowacenia w fazie leszczyńskiej, a na jej niedalekim zapleczu linię pomaksymalnego zasięgu w fazie poznańskiej. Do ich ujęcia zasięgu obydwu faz nawiązują w swoich pracach również inni autorzy (m.in. Krygowski, 1961; Konieczny, 1961, 1965). We wschodniej Wielkopolsce linię zasięgu fazy poznańskiej wyznaczył Rotnicki (1963), kwestionując wcześniejsze poglądy (Galon, 1956, 1961; Galon, Roszkówna, 1961, 1967; Krygowski, 1961; Konieczny, 1961, 1965), określające jej zasięg na linii biegnącej od Powidza w kierunku Sompolna, w otoczeniu południowego krańca rynny Gopła, i dalej na wschód w kierunku Wisły, na zapleczu fazy leszczyńskiej. Na wschód od Gniezna Rotnicki (1963) przesunął granicę zasięgu fazy poznańskiej na południe, określając jej przebieg wzdłuż linii Gniezno Powidz Konin, co według autorów sugeruje zbliżony zasięg obydwu faz na wschód od Konina. Niestety opracowanie Rotnickiego (1963) nie odnosi się do dalszego przebiegu form glacjomarginalnych fazy poznańskiej w kierunku doliny Wisły. W późniejszych latach, mimo ustaleń Rotnickiego (1963), wielu badaczy (m.in. Niewiarowski, 1983a, b; Pasierbski, 1984) nadal uznawało linię zasięgu fazy poznańskiej wyznaczoną przez Galona i Roszkównę (Galon, 1956, 1961; Galon, Roszkówna, 1961, 1967). Istotnymi problemami obok zasięgu i wieku obydwu omawianych faz ostatniego zlodowacenia są relacje przestrzenne ich form i osadów w lobie Wisły oraz charakter fazy poznańskiej transgresyjny albo recesyjny. Jak już wspomniano Woldstedt (1931, 1950, 1954), a także w swoich wcześniejszych pracach Mojski (1968, 1969), przyjmują jednoznacznie transgresyjny charakter fazy poznańskiej i przekroczenie zasięgu fazy leszczyńskiej w lobie Wisły. Transgresyjny charakter fazy poznańskiej przyjmują również Galon i Roszkówna (Galon, 1956; Galon, 1961, 1967; Galon, Roszkówna, 1961, 1967), jednakże według tych autorów, jak już nadmieniono, w lobie Wisły lądolód w fazie poznańskiej jedynie zbliżył się do zasięgu lądolodu w fazie leszczyńskiej, nie przekraczając go (fig. 1 a). Większość starszych poglądów odnośnie omawianych problemów oparta była na często niejednoznacznych kryteriach morfostratygraficznych, choć istniały już wówczas nieliczne dane litostratygraficzne, będące zapisem zdarzeń glacjalnych w lobie Wisły. W południowo-wschodniej części Kujaw w Kaliskiej udokumentowano stanowisko osadów interglacjału eemskiego, przykryte jedną warstwą gliny morenowej ostatniego zlodowacenia (Domosławska-Baraniecka, Mojski, 1960; Domosławska-Baraniecka, 1961). W tym samym czasie Łyczewska (1960) i Ber (1960) w zboczu doliny Wisły w okolicy Dobrzynia n. Wisłą opisują dwa pokłady glin morenowych, rozdzielone osadami piaszczystymi, które Łyczewska (1960) zaliczyła do fazy leszczyńskiej i fazy poznańskiej ostatniego zlodowacenia. W 1968 roku Ber w tym samym rejonie wśród osadów ostatniego zlodowacenia wydzielił dwie gliny zwałowe, które zaliczył do fazy leszczyńskiej, choć nie wykluczył, że górna warstwa gliny może reprezentować fazę poznańską. Skompski (1969) na południe od Dobrzynia n. Wisłą, w zboczu doliny Kamienicy, również wyróżnił dwie warstwy glin morenowych, rozdzielone osadami wodnolodowcowymi, które zinterpretował jako zapis dwóch nasunięć lądolodu w obrębie fazy poznańskiej, tj. starszej podfazy gąbińskiej i młodszej podfazy płockiej. Mojski (1984) sugeruje, że opisywane przez wyżej wymienionych autorów (op. cit.) dwie gliny morenowe ostatniego zlodowacenia odsłaniające się w zboczu doliny Wisły w okolicy Dobrzynia odpowiadają fazie leszczyńskiej (dolna) i fazie poznańskiej (górna). Według tego autora fazę poznańską należy jednak traktować jako podfazę zaniku lądolodu fazy leszczyńskiej. W swej najnowszej pracy Mojski (2005) wyraża pogląd, że zagadnienie zasięgu i zaniku ostatniego lądolodu w lobie Wisły między Płockiem a Włocławkiem jest dyskusyjne, choć przychyla się do koncepcji, że lob Wisły powstał w fazie leszczyńskiej, natomiast podczas fazy poznańskiej lądolód stacjonował 40 km bardziej na północ (Mojski, 2005, s. 231). Nowe ujęcie zagadnienia odnośnie maksimum rozprzestrzenienia i recesji ostatniego lądolodu w obszarze na zachód od Wisły przedstawił Kozarski (1986, 1988, 1991, 1995).

OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE 15 W oparciu o kryteria morfo- i litostratygraficzne Kozarski (1991) uważa, że po okresie maksymalnego rozprzestrzenienia lądolodu w fazie leszczyńskiej jego czoło wycofało się na nową linię postojową w środkowej części Niziny Wielkopolskiej. Na wschód od Konina czoło lądolodu fazy poznańskiej sięgnęło dalej w wyniku dodatniego bilansu masy (Kozarski, 1991, s. 94). Zatem według cytowanego autora faza poznańska miałaby w obszarze lobu Wisły charakter transgresyjny (fig. 1 b). O zasięgu faz leszczyńskiej i poznańskiej na wschód od Konina wypowiedzieli się również Stankowska, Stankowski (1988, 1991), którzy przyjęli, iż dalej na wschód między Kramskiem a Brodowem występuje szeroka i zróżnicowana morfologicznie strefa marginalna będąca odpowiednikiem procesów rządzących przekształceniami skraju lądolodu podczas dwóch faz zlodowacenia vistuliańskiego, tj. fazy leszczyńskiej i fazy poznańskiej (Stankowska, Stankowski, 1991, s. 564). Odrębnym problemem jest granica maksymalnego zasięgu ostatniego lądolodu w fazie leszczyńskiej na południe od Konina, szeroko dyskutowana ostatnio w pracy Petery i Forysiaka (2003). Istotnymi pracami, dokumentującymi wykształcenie form i osadów związanych z maksymalnym zasięgiem ostatniego zlodowacenia w zachodniej części lobu Wisłą są opracowania Domosławskiej-Baranieckiej (1965, 1969), Baranieckiej (1989) i Roman (2003), dotyczące południowo-wschodnich Kujaw i południowej części Kotliny Płockiej. Cytowane autorki przyjmują, że maksymalny zasięg zlodowacenia wisły na tym obszarze wyznaczają formy i osady glacjomarginalne stadiału głównego, jednak nie odnoszą go ani do fazy leszczyńskiej ani fazy poznańskiej. Reasumując można stwierdzić, że w świetle dotychczasowych badań i wyrażonych poglądów rysuje się kilka podstawowych pytań dotyczących przebiegu zdarzeń glacjalnych w lobie Wisły w stadiale głównym ostatniego zlodowacenia: czy maksymalny zasięg lądolodu w stadiale głównym nastąpił w fazie leszczyńskiej czy poznańskiej? jakie są relacje przestrzenne między zasięgami lądolodu podczas fazy leszczyńskiej i fazy poznańskiej? czy faza poznańska miała charakter recesyjny czy transgresyjny? czy istnieje odrębność litostratygraficzna fazy leszczyńskiej i fazy poznańskiej? NOWE SPOJRZENIE NA REKONSTRUKCJĘ ZDARZEŃ GLACJALNYCH W LOBIE WISŁY Zdaniem Wysoty (2002) istnieją jednoznaczne dowody, potwierdzone datowaniami osadów (Wysota i in., 2002), na rozdzielność litostratygraficzną faz leszczyńskiej i poznańskiej w obszarze południowej części dolnego Powiśla. Cytowany autor wyniki swoich badań koreluje z położonym w rejonie konińskim stanowiskiem interglacjału eemskiego w Mikorzynie koło Ślesina (Kozydra, Skompski, 1996), w którym stwierdzono dwie gliny lodowcowe stadiału głównego przedzielone cienkimi warstwami osadów glacjofluwialnych bądź powierzchniami nieciągłości, podkreślonymi strukturami szczelin i klinów mrozowych rozwiniętych w niższym pokładzie gliny (Stankowski i in., 1999). Wyniki swoich badań Wysota (2002) odnosi również do wspomnianych, udokumentowanych m.in. przez Skompskiego (1969) dwóch odrębnych glin morenowych ostatniego zlodowacenia we wschodniej części Kotliny Płockiej. Zdaniem Wysoty (2002) badania w południowej części dolnego Powiśla w zestawieniu z wyżej wymienionymi stanowiskami dowodzą, że faza poznańska reprezentowana jest przez samodzielną jednostkę litostratygraficzną związaną z odrębnym, ponadregionalnym nasunięciem lądolodu podczas stadiału głównego zlodowacenia wisły, które na wschód od Konina przekroczyło zasięg fazy leszczyńskiej (Wysota, 2002, s. 126). Koncepcja Wysoty (2002) znajduje potwierdzenie w wynikach badań osadów plejstoceńskich w kamieniołomie Wapienno, w północnowschodniej części Pojezierza Gnieźnieńskiego (Sokołowski, 2007). Na podstawie przeprowadzonych tu szczegółowych badań stwierdzono obecność trzech pokładów glin morenowych, rozdzielonych nieciągłymi warstwami osadów wodnolodowcowych i horyzontami klinów mrozowych. Datowania OSL osadów wodnolodowcowych zalegających pomiędzy dolną i środkową gliną oraz przykrywających górną glinę wskazują (Piotrowski i in., 2005; Wysota i in., 2006; Sokołowski, 2007), że gliny środkowa i górna re-

16 Wojciech Wysota, Paweł Molewski prezentują dwa nasunięcia lądolodu w stadiale głównym zlodowacenia wisły. Najnowsze wyniki badań sedymentologicznych i stratygraficznych, opartych także o datowania luminescencyjne osadów, pochodzą również z badanego już wcześniej (Kurlenda, 1971; Wiśniewski 1976; Jeziorski, 1991a, b, c) stanowiska osadów plejstoceńskich w zboczu doliny Wisły w Nieszawie, w północno-wschodniej części Wysoczyzny Kujawskiej (Wysota i in., 2004; Molewski, Wysota, 2006; Molewski, 2007; Molewski i in., 2007). W stanowisku tym wyróżniono m.in. cztery pokłady glin morenowych będących zapisem trzech nasunięć lądolodu skandynawskiego. Datowania OSL osadów podścielających jednostki glin morenowych oraz przeprowadzona korelacja litostratygraficzna nie dają jednak podstaw do jednoznacznej interpretacji stratygraficznej (Wysota i in., 2004; Molewski, Wysota, 2006). Analizowane jednostki glin są związane bądź z nasunięciem leszczyńskim i poznańskim stadiału głównego ostatniego zlodowacenia, bądź ze zlodowaceniem warty i stadiałem głównym zlodowacenia wisły. Zdaniem Molewskiego (2007) w świetle koncepcji Kozarskiego (1991) sugerującego transgresyjny charakter lądolodu fazy poznańskiej w lobie Wisły, stanowisk położonych w strefie maksymalnego zasięgu obydwu faz stadiału głównego zlodowacenia wisły, w których stwierdza się występowanie dwóch pokładów glin morenowych nie można w sposób jednoznaczny korelować na większym obszarze (np. z dolnym Powiślem Wysota, 2002) i interpretować jako dowód ponadregionalnego nasunięcia lądolodu. Według Molewskiego (2007) rozdzielności litostratygraficznej obydwu faz należy poszukiwać na południe od badanego przez Wysotę (2002) obszaru południowej części dolnego Powiśla, poza strefą maksymalnego zasięgu ostatniego lądolodu, w północnej i środkowej części Wysoczyzny Kujawskiej. Najnowsze badania cytowanego autora w siedmiu stanowiskach kluczowych w obrębie wyżej określonego obszaru dowodzą, iż występuje w nich tylko jeden pokład gliny morenowej korelowany ze stadiałem głównym zlodowacenia wisły (Molewski, 2007). Sytuacja ta oraz uzyskane wyniki datowań OSL (Molewski i in., 2007) wspierają tezę Kozarskiego (1991), iż faza poznańska nie ma samodzielności litostratygraficznej i ma charakter recesyjny. Przyjęcie tezy przeciwnej, tj. o ponadregionalnej transgresywności fazy poznańskiej, wymagałoby założenia, iż z nasunięciem tym związana była intensywna egzaracja w lobie Wisły i usunięcie starszych osadów w tym glin zwałowych fazy leszczyńskiej albo, iż zasięg fazy leszczyńskiej był na badanym obszarze mniejszy niż fazy poznańskiej, za czym opowiada się cytowany autor. W takiej sytuacji istniejący poziom gliny morenowej byłby zapisem sedymentologicznym fazy poznańskiej ostatniego zlodowacenia. Na obszarze lobu Wisły w kilku stanowiskach badawczych istnieją przekonywujące dowody sedymentologiczne, m.in.: niewielka miąższość glin bazalnych, obecność glin deformacyjnych, bruków głazowych z rysami lodowcowymi i struktur płużenia oraz liczne hiatusy erozyjne, świadczące o szybkim ruch lodu i wzmożonej erozji subglacjalnej (Wysota i in., 2004; Molewski, Wysota, 2006; Molewski, 2007; Sokołowski, 2007). Molewski (2007) sugeruje również, iż przy założeniu jednokrotnego nasunięcia lądolodu w lobie Wisły, niezależnie od wieku tego nasunięcia w fazie leszczyńskiej albo poznańskiej, lądolód wykazywał większą dynamikę w obniżeniach terenu, tj. na linii doliny Wisły i obniżenia rynny Gopła (tzw. lob Gopła, Maik, 1961) niż w obrębie wysoczyzny. W konsekwencji w tych dwóch obszarach rejestrowany jest litostratygraficzny zapis (okolice Dobrzynia n. Wisłą, stanowisko Mikorzyn) więcej niż jednego nasunięcia lądolodu. Nasunięcia te miałyby wówczas charakter lokalnych oscylacji. Udokumentowana wzmożona aktywność lodu w lobie Wisły podczas stadiału głównego ostatniego zlodowacenia wpisuje się w szerszą koncepcję dynamiki tzw. południowego sektora lądolodu skandynawskiego, którego głównym elementem składowym na tym obszarze był wiślański strumień lodowy (Punkari, 1993; Boulton i in., 2001; Marks, 2002). Należy jednak wspomnieć, że sugestie, co do występowania strumieni lodowych w południowej części niecki Bałtyku pojawiły się już znacznie wcześniej (m.in. Kummerow, 1950/51 vide Kliewe, 1961). W odniesieniu do lobu Wisły koncepcję strumienia wiślanego zaadoptował i udokumentował w południowej części dolnego Powiśla Wysota (2002, 2007).

Fig. 1. Scenariusze zdarzeń glacjalnych w lobie wisły podczas stadiału głównego ostatniego zlodowacenia według: a Galona (1967), b Kozarskiego (1991), c koncepcji Wysoty, (2002), d postulowany przez Molewskiego (2007). Stanowiska badawcze: Ko Kozłowo, St Starogód, Ki Kiełp, Kr Kornatki, Rz Rzęczkowo, Łą Łążyn, Go Golub, Sł Słoszewy, Gr Grążawy, Du Dulsk, Mł Młodocin, Wa Wapienno, Ba Barcin, Ra Raciążek, Ni Nieszawa, KM Kołuda Mała, Go Gocanówko, Ml Mielnica, Ka Kazimierz, Jó Jóźwin, Mi Mikorzyn, Lu Lubstów, Kl Kaliska, Br Baruchowo, Do Dobrzyń n. Wisłą, Km Kamienna, Gł Głowina

18 Wojciech Wysota, Paweł Molewski Strumień lodowy Wisły był jednym z drugorzędnych strumieni lodowych zasilanych przez główny, bałtycki strumień lodowy. Z dotychczasowych badań wynika, że prędkość płynięcia lodu w obrębie strumienia jest dwu- lub nawet trzykrotnie większa niż mas lodowych w jego sąsiedztwie (m.in. Patterson, 1997). Na podstawie istniejących numerycznych modeli paleoglacjologicznych ostatniego lądolodu skandynawskiego (m.in. Arnold, Sharp, 2002; Siegert i in., 2004) można zakładać, że lód w obrębie strumienia wiślańskiego płynął z prędkością około 400 500 m na rok. Najprawdopodobniej w obszarze dolnego Powiśla strumień ten miał szerokość rzędu 50 70 km i rozszerzał się w brzeżnej części lądolodu w postaci lobu wypustowego Wisły. Jak wykazują modele paleoglacjologiczne strumieni lodowych podobnego typu (m.in. Patterson, 1997) miąższość lodu w ich obrębie była mniejsza niż w ich otoczeniu, a profil podłużny ulegał wyraźnemu spłaszczeniu. SCENARIUSZE ZDARZEŃ GLACJALNYCH W LOBIE WISŁY PODCZAS STADIAŁU GŁÓWNEGO OSTATNIEGO ZLODOWACENIA Zaprezentowane wcześniej starsze koncepcje odnośnie zasięgu i dynamiki lądolodu stadiału głównego w lobie Wisły miały przez ostatnie kilkadziesiąt lat ugruntowaną pozycję w polskiej literaturze naukowej. Szczególną rolę w ostatnim okresie odegrała koncepcja rozwoju zdarzeń paleogeograficznych Kozarskiego (1986, 1988, 1991), przeniesiona na obszar lobu Wisły z terenu Wielkopolski, która w pewnym stopniu zatarła inne koncepcje (m.in. Galon, 1961, 1967; Galon, Roszkówna, 1961, 1967) (fig. 1 a, 1 b). Jednocześnie pojawiły się kontrowersyjne poglądy odnośnie możliwości wkroczenia starszych lądolodów podczas zlodowacenia Wisły, aż po Kotlinę Płocką (Marks, 1988). Nowsze wyniki badań w obszarze lobu Wisły oraz obszarów sąsiednich pozwoliły na zaproponowanie odmiennych od dotychczasowych scenariuszy zdarzeń glacjalnych na tym obszarze w czasie stadiału głównego ostatniego zlodowacenia. Wysota (2002) w oparciu o szczegółowe badania w południowej części dolnego Powiśla i ich korelację z sąsiednimi obszarami przypuszcza, że po maksimum ostatniego zlodowacenia w fazie leszczyńskiej nastąpiła recesja lądolodu, która we wschodniej Wielkopolsce sięgała przynajmniej po linię Noteci Warty, a na linii doliny Wisły mogła sięgać jeszcze dalej na północ, prawdopodobnie aż po okolice Gniewu (fig. 1 c). Z kolei nastąpiła ponowna, rozległa i szybka transgresja lądolodu w fazie poznańskiej, która dotarła po środkową Wielkopolskę, a na wschód od Konina w lobie Wisły przekroczyła zasięg fazy leszczyńskiej. Na podstawie najnowszych badań w północnej i środkowej części Wysoczyzny Kujawskiej, Molewski (2007) suponuje, iż maksymalny zasięg fazy leszczyńskiej w lobie Wisły, mógł być znacznie mniejszy niż zakładano dotychczas. Przebiegał on przez obszar północno-zachodniej i północnej części Wysoczyzny Kujawskiej (fig. 1 d). Po recesji lądolodu sięgającej po środkową Wielkopolskę i na północ od Wysoczyzny Kujawskiej, nastąpiła jego ponowna transgresja w fazie poznańskiej, obejmująca jednak tylko obszar lobu Wisły. PODSUMOWANIE Dotychczasowe badania w lobie Wisły i obszarach sąsiednich nie dały jak dotąd jednoznacznej odpowiedzi na zadane wcześniej pytania. Zdaniem autorów problem wieku i zasięgu ostatniego lądolodu skandynawskiego w lobie Wisły pozostaje kwestią otwartą. Być może dalsze badania litostratygraficzne i chronostratygraficzne przyniosą nowe fakty pozwalające na bardziej szczegółowe odtworzenie zdarzeń paleogeograficznych w tym obszarze. Z dotychczasowych doświadczeń autorów wynika, iż szczególną rolę w prowadzonych badaniach odgrywają datowania wieku osadów (głównie datowania OSL). Wielka zmienność litologiczna i luki stratygraficzne w osadach plejstoceńskich sprawiają, iż wnioskowanie stratygraficzne, nie podparte wiarygodnymi datowaniami, często prowadzi do pewnego schematyzmu interpretacyjnego, a w konsekwencji błędnych wniosków.

OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE 19 LITERATURA ARNOLD N., SHARP M., 2002 Flow variability in the Scandinavian ice sheet: modelling the coupling between ice sheet flow and hydrology. Quater. Sci. Rev., 21: 485 502. BARANIECKA M.D., 1989 Zasięg lądolodu bałtyckiego w świetle stanowisk osadów eemskich na Kujawach. Geol. Morza, 4: 131 135. BEHR J., TIETZE O., 1911 Über den Verlauf der Endmoränen bei Lissa (Prov. Posen) zwischen Oder und russischer Grenze. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt, 32: 60 75. BEHR J., TIETZE O., 1912 Die Fortsetzung der Lissaer Endmoränen nach Russisch Polen und die Endmoräne bei Mława. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt, 33: 98 113. BER A., 1960 The age of the foldings near Dobrzyń. Bull Acad. Pol. Sci. Ser. Geol. et Geogr., 8, 1: 49 52. BER A., 1968 Stratygrafia czwartorzędu okolic Dobrzynia nad Wisłą. Acta Geol. Pol., 18, 3: 663 675. BOULTON G.S., DONGELMANS P., PUNKARI M., BROADGATE M., 2001 Palaeoglaciology of an ice sheet through a glacial cycle: the European ice sheet through the Weichselian. Quater. Sci. Rev., 20: 591 625. DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., 1961 The limit of the last Glaciation near Chodecz (Eastern Kujawy). W: VIth INQUA Congress, Guide-Book of Excursion From the Baltic to Tatras, 1, North Poland, Łódź: 139 141. DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., 1965 Stratygrafia czwartorzędu okolic Chodcza na Kujawach. Biul. Inst. Geol., 187: 85 105. DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., 1969 Ze stratygrafii i rozwoju czwartorzędu Południowych Kujaw. W: Przew. XLI Zjazdu Pol. Tow. Geol., Konin: 49 58. DOMOSŁAWSKA-BARANIECKA M.D., MOJSKI, J.E., 1960 Z problematyki geologii czwartorzędu Mazowsza i Kujaw. Prz. Geol., 4: 195 200. GALON R., 1956 The problem of the last Glaciation in Poland. Reprinted from Przegląd Geograficzny, 28: 75 93, Wyd. Nauk. PWN, Warszawa. GALON R., 1961 General Quaternary Problems of North Poland. W: VIth INQUA Congress, Guide- Book of Excursion From the Baltic to Tatras, 1, North Poland, Łódź: 5 53. GALON R., 1967 Czwartorzęd Polski Północnej. W: Czwartorzęd Polski (red. R. Galon, J. Dylik.), Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: 106 166. GALON R., ROSZKÓWNA L., 1961 Extents of the Scandinavian Glaciations and of their recession stages on the Territory of Poland in the light of an analysis of the marginal forms of inland ice. Prz. Geogr., 33, 3: 347 361. GALON R., ROSZKÓWNA L., 1967 Zasięgi zlodowaceń skandynawskich i ich stadiałów recesyjnych na obszarze Polski. W: Czwartorzęd Polski (red. R. Galon R., J. Dylik), Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: 18 38. JEZIORSKI J., 1991a Kopalne osady aluwialne rzeki roztokowej z okresu interglacjału lubelskiego między Włocławkiem a Ciechocinkiem. Prz. Geol., 39, 5 6: 284 292. JEZIORSKI J., 1991b Litostratygrafia osadów neoplejstocenu we wschodniej części Równiny Inowrocławskiej i w Dolinie Wisły między Włocławkiem a Ciechocinkiem. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych (red. A. Kostrzewski), UAM, Poznań: 471 496. JEZIORSKI J., 1991c Warciańska sekwencja glacjalna w okolicach Nieszawy. Prz. Geol., 39, 2: 68 75. KEILHACK K., 1898 Die Oberflächenformen des norddeutschen Flachlandes und ihre Entstehung. Geographische Zeitschrift., 4: 481 508. KEILHACK K., BERENDT G., 1894 Endmoränen in der Provinz Posen. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt, 14: 235 252. KLIEWE von H., 1961 Vergleichende Betrachtungen zur glaziären genese der Odermüdungsinseln. Geogr. Berichte, 20/21, 3/4: 232 240. KONIECZNY S., 1961 Limit of the Baltic glaciation between Gniezno and Konin. W: VIth INQUA Congress, Guide-Book of Excursion From the Baltic to Tatras, 1, North Poland, Łódź: 130 131. KONIECZNY S., 1965 Niektóre problemy geomorfologii plejstocenu i recesji lądolodu bałtyckiego w północno-wschodniej części Niziny Wielkopolskiej, Pr. Wydz. BiNoZ UAM, Geografia, 2, Poznań: 1 30. KORN J., 1912 Die Mittel-Posensche Endmoräne und die damit verbundenen Oser. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt, 33: 478 518. KOZARSKI S., 1986 Skale czasu a rytm zdarzeń geomorfologicznych vistulianu na Niżu Polskim. Czas. Geogr., 57, 2: 247 270. KOZARSKI S., 1988 Time and dynamics of the last Scandinavian ices-sheet retreat from northwestern Poland. Geogr. Pol., 55: 91 101. KOZARSKI S., 1991 Paleogeografia Polski w Vistulianie. W: Geografia Polski, Środowisko geograficzne (red. L. Starkel), Wyd. Nauk. PWN, Warszawa: 80 105. KOZARSKI S., 1995 Deglacjacja północno-zachodniej Polski: warunki środowiska i transformacja

20 Wojciech Wysota, Paweł Molewski geosystemu (~20 ka 10 ka BP). Dok. Geogr. PAN, 1, Wrocław: 1 82. KOZYDRA Z., SKOMPSKI S., 1996 Osady międzymorenowe w okolicy Mikorzyna na Wysoczyźnie Konińskiej. Prz. Geol., 44: 945 949. KRYGOWSKI B., 1961 Geografia fizyczna Niziny Wielkopolskiej, cz. I. Geomorfologia. Pozn. Tow. Przyj. Nauk, Wydz. Matemat.-Przyr., Poznań: 1 203. KURLENDA Z., 1971 Geology of the north middle Kujawy (Neogene Quarternary). Acta Geogr. Debrecina, 15 16: 85 113. LENCEWICZ S., 1922 Nowe moreny czołowe na Niżu Polskim. Prz. Geogr.; 1: 108 114. LENCEWICZ S., 1927 Dyluwium i morfologia środkowego Powiśla. Pr. Państw. Inst. Geol., 2, 2: 67 220. LENCEWICZ S., 1936 Mapa geologiczna Kotliny Płockiej 1 : 200 000. W: Pr. Państw. Inst. Geol., 2, 2. LEWIŃSKI J., 1924 Zaburzenia czwartorzędowe i morena dolinowa w pradolinie Wisły pod Włocławkiem. Spraw. Nauk. Państw. Inst. Geol., 1: 8. LEWIŃSKI J., ŁUNIEWSKI A., MAŁKOWSKI S., SAM- SONOWICZ J., 1927 Przewodnik geologiczny po Warszawie i okolicy. Wyd. Oddz. Warszawskiego Komisji Fizjograficznej Polskiej Akademii Umiejętności, Warszawa: 1 178. ŁYCZEWSKA J., 1960 Uwagi na temat czwartorzędu Kujaw wschodnich. Biul. Inst. Geol., 150: 245 258. MAIK M., 1961 Morphological limit of the last glaciation along the line Radziejów Koło. W: VIth IN- QUA Congress, Guide-Book of Excursion From the Baltic to Tatras, 1, North Poland, Łódź: 132 134. MAJDANOWSKI S., 1947 Rozmieszczenie, gęstość i kierunek rynien jeziornych na Niżu Polskim. Prz. Geogr., 21: 37 69. MAJDANOWSKI S., 1950 Zagadnienia rynien jeziornych na Niżu Europejskim. Bad. Fizjogr. nad Pol. Zach., 2, 1: 170 173. MARKS L., 1988 Relation of substrate to the Quaternary paleorelief and sediments western Mazury and Warmia (Northern Poland). Geologia, 14, 1, Wyd. AGH, Kraków: 1 76. MARKS L., 2002 Last Glacial Maximun in Poland, Quater. Sci. Rev., 21: 103 110. MOJSKI J.E., 1968 Podstawy podziału zlodowacenia północnopolskiego. Kwart. Geol., 12, 3: 665 679. MOJSKI J.E., 1969 Stratygrafia zlodowacenia północnopolskiego na obszarze Niżu Polskiego i Wyżyn Środkowopolskich. Biul. Inst. Geol., 220: 115 162. MOJSKI J.E., 1984 Mezoplejstocen, Niż Polski i niziny środkowopolskie. W: Budowa Geologiczna Polski. Stratygrafia, 3b. Kenozoik. Czwartorzęd, Wyd. Geol., Warszawa: 218 255. MOJSKI J.E., 2005 Ziemie polskie w czwartorzędzie, PIG, Warszawa: 1 404. MOLEWSKI P., 2007 Neotektoniczne i glacjodynamiczne uwarunkowania wykształcenia plejstocenu Wysoczyzny Kujawskiej. Wyd. UMK, Toruń, w druku. MOLEWSKI P., WYSOTA W., 2006 Litostratygrafia osadów neoplejstocenu w zboczu doliny Wisły w Nieszawie kontrowersje i nowe dane. W: Drogami wędrówek i badań profesora Rajmunda Galona w 100-ną rocznicę urodzin (1906 2006) (red. A. Olszewski, K. Chutkowski.), Przewodnik sesji terenowych, Ogólnopolski Zjazd Geografów Polskich, 55 Zjazd PTG, Toruń, 13 17 września 2006, Wyd. Turpress: 240 244. MOLEWSKI P., CHRUŚCIŃSKA A., OCZKOWSKI H.L., PRZEGIĘTA K.R., 2007 Chronostratigraphy of the Vistulian Glaciation (Weichselian) on the Kujawy Moraine Plateau (central Poland) based on the lithostratigraphic research and the OSL datings. Geochronometria, w druku. NIEWIAROWSKI W., 1983a Postglacjalne ruchy skorupy ziemskiej na Pojezierzu Kujawskim w świetle badań geomorfologicznych. Prz. Geogr., 55, 1: 13 29. NIEWIAROWSKI W., 1983b The origin and development of marginal channels and valleys: a case study the Kuyavian Lake District. W: Studies in Quaternary Geomorphology (red. D.J. Briggs, R.S. Waters). Intern. Symp. Ser., Univ. Press, Cambridge: 97 108. PASIERBSKI M., 1984 Struktura moren czołowych jako jeden ze wskaźników sposobu deglacjacji obszaru ostatniego zlodowacenia w Polsce. Rozp. UMK, Toruń. PATTERSON C.J., 1997 Southern Laurentide ice lobes were created by ice streams: Des Moines lobe in Minnesota, USA. Sed. Geol., 111: 249 261. PETERA J., FORYSIAK J., 2003 The problem of the Last Glaciation extent in Central Poland. Geol. Quart., 47, 4: 357 366. PIOTROWSKI J.A., WYSOTA. W., MURRAY A.S., 2005 Dating Weichselian ice advances in Poland: is there evidence of a widespread isotope stage 4 glaciation? W: Proceedings of the Internationala Field Symposium, Kola Penisula, NW Russia, September 4 9, 2005, Apatity: 50 52. PRAWOSŁAWLEW P., 1905 K izuczenju lednikowych obrazowanij siewiernoj czasti Carstwa Polskogo. Trudy i Prot. zas. Obszcz. Jestiestwoisp. Imp. Uniw. Warszawa, 15: 1 95. PUNKARI M., 1993 Modelling of the dynamics of the Scandinavian ice sheet using remote sensing and GIS methods. W: Glaciotectonics and mapping glacial deposits (red. J.S. Aber), Canadian Plains Research Center, University of Regina: 232 250. ROMAN M., 2003 Rozwój rzeźby plejstoceńskiej okolic Gostynina, Acta Geogr. Lodz., 84: 1 154. ROSZKO L., 1968 Recesja ostatniego lądolodu z terenu Polski. W: Ostatnie zlodowacenia skandy-

OSTATNI LĄDOLÓD SKANDYNAWSKI W LOBIE WISŁY KONTROWERSJE I NOWE SPOJRZENIE 21 nawskie w Polsce (red. R. Galon), Pr. Geogr. IG PAN, 74: 65 100. ROTNICKI K., 1963 Zagadnienie zasięgu stadiałów leszczyńskiego i poznańskiego w południowozachodniej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej. Bad. Fizjogr. nad Polską Zach., 11: 133 189. RUTKOWSKI F., 1916 Spostrzeżenia z dyluwium okolic Gostynina. Spraw. Tow. Nauk. Warsz. 1914 1916, 1, 4 6: 373 404. SIEGERT M.J., DOWDESWELL J.A., 2004 Numerical reconstructions of the Eurasian Ice Sheet and climate during the Late Weichselian. Quater. Sci. Rev., 23: 1273 1283 SKOMPSKI S., 1969 Stratygrafia osadów czwartorzędowych wschodniej części Kotliny Płockiej. Biul. Inst. Geol., 220: 175 258. SOKOŁOWSKI R.J., 2007 Stratygrafia i sedymentologia osadów plejstocenu w kamieniołomie Wapienno, NE Wielkopolska. Maszynopis pracy doktorskiej, UMK, Toruń. STANKOWSKA A., STANKOWSKI W., 1988 Maximum extent of the Vistulian ice sheet in the vicinity of Konin, Poland: a geomorphological, sedimentological and radiometric evidence. Geogr. Pol., 55: 141 150. STANKOWSKA A., STANKOWSKI W., 1991 Morfo-, lito- i chronostratygrafia vistulianu we wschodniej Wielkopolsce. W: Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych (red. A. Kostrzewski),Wyd. Nauk. UAM, Ser. Geogr., 50: 563 571. STANKOWSKI W., BLUSZCZ A., NITA M., 1999 Stanowiska osadów górnoczwartorzędowych Mikorzyn i Sławoszewek w świetle badań geologicznych, datowania radiowęglowego i termoluminescencyjnego oraz analiz palinologicznych. W: Geochronologia górnego czwartorzędu Polski w świetle datownia radiowęglowego i luminescencyjnego (red. A. Pazdur, A. Bluszcz, W. Stankowski, L. Starkel), Wyd. Instytutu Fizyki Politechniki Śląskiej, Gliwice: 87 111. TIETZE O., 1917 Die Äussersten Endmoränen der jüngsten Vereisung Norddeutschlands. Geolo. Rdsch., 7, 3/4: 110 122. WIŚNIEWSKI E., 1976 Rozwój geomorfologiczny doliny Wisły pomiędzy Kotliną Płocką a Kotliną Toruńską, Pr. Geogr. IGiPZ PAN, 119: 1 124. WOLDSTEDT P., 1929 Das Eiszeitalter. Grundlinien einer Geologie des Diluviums. 1929, Enke, Stuttgart: 1 406. WOLDSTEDT P., 1931 Über Randlagen der letzten Vereisung in Ostdeutschland und Polen und über die Herausbildung des Netze-Warthe Urstromtales. Jb. Preuss. Geol. Landesanstalt, 52: 59 67. WOLDSTEDT P., 1950 Norddeutschland und angrenzende Gebiet in Eiszeitalter. F. Enke Verlag, Stuttgart. WOLDSTEDT P., 1954 Das Eiszeitalter. Grudlinien einer geologie des Quartär. F. Enke Verlag, Stuttgart. WYSOTA W., 2002 Stratygrafia i środowiska sedymentacji zlodowacenia wisły w południowej części dolnego Powiśla. Wyd. UMK, Toruń: 1 144. WYSOTA W., 2007 Successive subglacial depositional processes as interpreted from basal tills in the Lower Vistula valley (N Poland). Sed. Geol., 193: 21 31 WYSOTA W., LANKAUF K.R., SZMAŃDA J., CHRUŚCIŃ- SKA A., OCZKOWSKI H.L., PRZEGIĘTKA K.R., 2002 Chronology of the Vistulian (Weichselian) glacial events in the Lower Vistula region, middlenorth Poland. Geochronometria, 21: 137 141. WYSOTA W., MOLEWSKI P., SOKOŁOWSKI R.J, SZMAŃDA J., 2004 Sekwencja glin morenowych zlodowacenia wisły w Nieszawie, NE Kujawy. W: Gliny morenowe typy genetyczne i środowiska depozycji (red. W. Wysota), Terenowe warsztaty sedymentologiczne, Toruń, 6 7 września 2004, Wyd. UMK, Toruń: 11 17. WYSOTA W., PIOTROWSKI J.A., MURRAY A.S., 2006 The age and the extent of Weichselian ice advances in Poland in the light of OSL dating. W: Late Pleistocene glacigenic deposits in the central part of the Scandinavia ice sheet (red. P. Johansson, J.P. Lunkka, P. Serala), Abstracts, The INQUA Peribaltic Group Field Symposium in Finland, September, 11 15 2006, Geological Survey of Finland, Rovaniemi: 51.