Piotr Paweł Woźniak, Piotr Czubla ROZDZIAŁ 11 Złożona sekwencja glacjalna osadów górnego vistulianu w stanowisku Gdynia Babie Doły Piotr Paweł Woźniak1, Piotr Czubla2 Uniwersytet Gdański, Katedra Geomorfologii i Geologii Czwartorzędu, ul. Bażyńskiego 4, 80-952 Gdańsk, e-mail: geopw@ug.edu.pl; 2 Uniwersytet Łódzki, Pracownia Geologii, ul. Narutowicza 88, 90-139 Łódź, e-mail: piczubla@geo.uni.lodz.pl 1 Wprowadzenie Trójdzielna sekwencja glacjalna (ang.: tripartite till sequence; Bennet, Glasser, 2009) stanowi interesujący przykład różnych możliwości interpretacji osadów w jednym profilu geologicznym. Powyższe określenie zastosowano dla występujących w profilach w północno-zachodniej Anglii dwóch warstw diamiktonowych pochodzenia lodowcowego, rozdzielonych osadami nieglacjalnymi (np. Jehu, 1909; Trotter, Hollingworth, 1932; Saunders, 1968). Tradycyjną interpretację takiej sekwencji osadów, w myśl której widziano w niej świadectwo dwóch nasunięć lądolodu (op. cit.), zastąpiono inną, wskazującą na możliwość powstania w trakcie tylko jednego epizodu glacjalnego (Boulton, 1977). Według niej dolny diamikton jest subglacjalną gliną bazalną, rzeczywiście znaczącą Ryc. 11.1. Lokalizacja stanowiska Babie Doły; szkic geomorfologiczny na podstawie: Mojski (1979) i Pikies, Zaleszkiewicz (2003); źródło ortofotomapy: geoportal.gov.pl.
94 Piotr Paweł Woźniak, Piotr Czubla nasunięcie lądolodu, natomiast osady leżące wyżej w profilu (piaszczyste osady glacifluwialne oraz górna warstwa diamiktonowa) należy wiązać z etapem deglacjacji i sedymentacją pomiędzy wałami martwego lodu. Osady glacifluwialne powstawały w czasie intensywnej ablacji, w znacznej części w środowisku supraglacjalnym, a górny diamikton jest interpretowany jako glina spływowa (redeponowany materiał morenowy wytopiony z martwego lodu). Na Pobrzeżu Kaszubskim trójdzielna sekwencja glacjalna występuje w czytelnej postaci w Babich Dołach. Opisywane stanowisko położone jest na Kępie Oksywskiej, na północnym skraju Gdyni (Ryc. 1.1, 11.1). W stropowej części morskiego klifu występują tam dwie warstwy diamiktonowe, rozdzielone osadami piaszczystymi i piaszczysto-mułowymi. Metody badań W pierwszej kolejności skartowano badane stanowisko, opisano cechy makroskopowe występujących w nim osadów i wyróżniono jednostki sedymentacyjne. Następnie wykonano szczegółowe badania gliny lodowcowej. W celu prześledzenia pionowej zmienności składu petrograficznego wykonano analizy frakcji 5 10 mm, bazujące na metodyce zaproponowanej przez Trembaczowskiego (1961) z modyfikacjami Rzechowskiego (1971). Próbki pobierano ze stref o miąższości nie większych niż 30 cm, a w spągu gliny nawet 10 cm. Dla każdej z nich wykonano także oznaczenia zawartości węglanów we frakcji >0,1 mm metodą Scheiblera (Myślińska, 1998). W oparciu o wyniki badań petrograficznych frakcji 5-10 mm dolny pokład diamiktonowy (bazalną glinę lodowcową) gliny lodowcowej podzielono na 2 subpoziomy. W każdym z nich oddzielnie przeprowadzono analizę cech kierunkowych i składu petrograficznego frakcji średnioi grubożwirowej. W tym celu wykonano pomiary orientacji dłuższej osi klastów o wyraźnym wydłużeniu (proporcje osi a:b co najmniej jak 1,5:1) i długości osi a od 2 do 10 cm. Zmierzono także orientację rys na górnej powierzchni dużych klastów w spągu gliny. Badania składu petrograficznego frakcji średnio- i grubożwirowej wykonano w oparciu o analizę eratyków przewodnich (Lüttig, 1958). W tym celu pobierano z gliny klasty o rozmiarach ponad 20 mm. Dla otrzymania wiarygodnego wyniku każda próbka musiała liczyć co najmniej 1000 klastów. Następnie określono udziały poszczególnych skał wskaźnikowych i proporcje pomiędzy nimi. W oparciu o eratyki przewodnie dla każdej z próbek obliczono położenie teoretycznego centrum głazowego (TCG; Lüttig, 1958) oraz wykreślono mapy kołowe, prezentujące udział procentowy oznaczonych eratyków wskaźnikowych. Obliczenia przeprowadzono w oparciu o metodę Lüttiga (1958), zmodyfikowaną przez Smeda (1993), Vinxa i in. (1997) i Czublę (2001). W ustaleniu wieku bezwzględnego osadów podścielających i przykrywających gliny posłużono się metodami luminescencyjnymi (TL i OSL). Ponadto wykonano także analizy granulometryczne osadów piaszczystych występujących pomiędzy warstwami diamiktonowymi.
Złożona sekwencja glacjalna osadów górnego vistulianu w stanowisku Gdynia Babie Doły 95 Opis i interpretacja profilu Dolny diamikton to górnovistuliańska bazalna glina lodowcowa o niewielkiej miąższości, od 1,4 do 1,7 m. Osady zalegające pod gliną glacjalną cechują się dużą zmiennością litologiczną i wiekową. Lokalnie zostały one znacznie zredukowane i w niektórych częściach klifu glina bazalna zalega bezpośrednio na piaskach pylastych neogenu. Najmłodsze z plejstoceńskich osadów podglinowych (osady fluwialne) pochodzą ze schyłku środkowego vistulianu. Wskazują na to wyniki wykonanych datowań luminescencyjnych (daty TL od 25,3±3,8 ka do 30,4 ±4,5 ka). W stropowej części osadów podścielających glinę występują struktury deformacyjne, związane z dynamicznym oddziaływaniem lądolodu na podłoże w warunkach ciepłego reżimu termicznego jego stopy (pseudolaminacja ze ścinania, drobne struktury ścięciowe i fałdowe oraz płaty deformacyjne, Ryc. 11.2). W dolnej części gliny można spotkać niewielkie płaty zdeformowanego materiału inkorporowanego z podłoża (m.in. piaski neogeńskie), a sama glina glacjalna ma zazwyczaj charakter niewyraźnie warstwowanego diamiktonu z dość dużą zawartością piasku. Około 40 cm od spągu występują kilkucentymetrowe przewarstwienia piaszczyste związane z subglacjalną sedymentacją wód płynących. Wyżej diamikton ma zazwyczaj charakter masywny, ale widoczne są partie wzbogacone w materiał żwirowy, znaczące etap wytapiania materiału morenowego w czasie stagnacji lądolodu (facja gliny wytopnieniowej). Nad gliną lodowcową zalega kompleks osadów, których powstanie można wiązać z sedymentacją pomiędzy bryłami martwego lodu (Ryc. 11.2). Wzdłuż klifu w Babich Dołach obserwuje się zmienną miąższość (największa około 1 m) tej części sekwencji. Zazwyczaj im mniejsza jest miąższość opisywanych osadów, tym mniejsze jest również ich zróżnicowanie litofacjalne. Kontakt z gliną glacjalną często ma charakter erozyjny. Wyżej występują zarówno facje znaczące przepływy bardziej dynamiczne (piasek średnioziarnisty warstwowany poziomo, litofacja Sh), jak i spokojniejszą depozycję z zawiesiny prawdopodobnie w basenie o charakterze niewielkiego zbiornika przepływowego (facje mułowe i mułowo-piaszczyste). Parametry granulometryczne (analiza wskaźników uziarnienia oraz wykresu C/M wg Passegi) pobranych próbek osadów (zob. Ryc. 11.2) wskazują na transport saltacyjny litofacji zbudowanych z najgrubszych frakcji (próbki nr 1 i 3). Wyraźnie zaznacza się gorsze wysortowanie i umiarkowanie ujemna skośność piasków przykrywających bezpośrednio glinę lodowcową efekt przemywania jej stropu. Sekwencję wieńczy warstwa diamiktonowa, występująca na ogół w postaci masywnego diamiktonu żwirowego. Miejscami zawiera ona nieduże, zdeformowane płaty innych osadów, zazwyczaj piaszczystych, znaczących przemywanie materiału morenowego. Genezę tej najwyższej części profilu w Babich Dołach można łączyć ze spływami grawitacyjnymi (najczęściej kohezyjnymi) morenowego materiału ablacyjnego z powierzchni brył martwego lodu. Przedstawiony kompleks osadów: bazalna glina lodowcowa osady depozycji pomiędzy bryłami martwego lodu spływowy materiał diamiktonowo-żwirowy odpowiada schematowi wyróżnianej w literaturze trójdzielnej sekwencji glacjalnej w nowszym, współczesnym rozumieniu (Bennet, Glasser, 2009; zob. Ryc. 11.3). Należy zaznaczyć, że w klifie w Babich Dołach nie napotkano mułów z materią organiczną i torfów, które wyróżniane są na cytowanej rycinie.
96 Piotr Paweł Woźniak, Piotr Czubla Ryc. 11.2. Profil osadów w górnej części klifu w Babich Dołach.
Złożona sekwencja glacjalna osadów górnego vistulianu w stanowisku Gdynia Babie Doły 97 Ryc. 11.3. Powstawanie trójdzielnej sekwencji glacjalnej (Bennet, Glasser, 2009, s. 234, nieznacznie zmienione). I: Na odłożonym subglacjalnie dolnym diamiktonie (bazalna glina lodowcowa) zalega martwy lód lodowcowy bogaty w materiał morenowy; pomiędzy wałami martwego lodu odbywa się sedymentacja glacifluwialna i paralimniczna; z martwego lodu wytapia się materiał morenowy, który następnie jest redeponowany spływami grawitacyjnymi. II: spływy diamiktonów prowadzą do powstania okrywy zalegających niżej osadów; w wyniku wytopienia się brył martwego lodu dochodzi do inwersji rzeźby; w powstałych obniżeniach odbywa się sedymentacja osadów jeziornych bogatych w materię organiczną i sedentacja torfu. Skład petrograficzny Złożoność sekwencji glacjalnej w Babich Dołach jest większa, niż wynika to z analizy samych cech makroskopowych tworzących ją osadów. W oparciu o wyniki badań petrograficznych frakcji 5-10 mm (zob. Woźniak, Czubla, w druku) bazalną glinę lodowcową (dolny poziom diamiktonowy) rozdzielono na 2 subpoziomy, różniące się głównie zawartością paleozoicznych dolomitów oraz skał bliskiego transportu (najczęściej mułowce i gezy z czertami oraz same czerty). Dolny subpoziom sięga do ok. 30-40 cm od spągu i cechuje się wysoką zawartością skał bliskiego transportu (14-20 %). W spągowej części górnego subpoziomu maksymalną wartość osiąga udział skał osadowych dalekiego transportu, w tym dolomitów 6 % (wobec około 3 % w dolnym subpoziomie) i znacznie maleje odsetek skał lokalnych do około 10%. W wyższych partiach górnego subpoziomu udział skał osadowych dalekiego transportu (w tym dolomitów) maleje, a w pobliżu stropu gliny dolomitów nie ma już zupełnie; maleje również frekwencja skał lokalnych (do ok. 3-4 %). Badania petrograficzne potwierdziły, że istnieje zbieżność zasięgu wydzielonych subpoziomów z zaobserwowaną w terenie zmianą barwy gliny: z 2,5Y 8/4 w skali barw Munsella (tj. bladożółty) w dolnej części na 7,5YR 7/3 (przytłumiony pomarańczowy) w części górnej. Niezwykle istotne jest wyraźne zróżnicowanie pomiędzy subpoziomami zaznaczające się w grupie eratyków dalekiego transportu (Ryc. 11.4). W grupie skał przewodnich, w dolnym
98 Piotr Paweł Woźniak, Piotr Czubla subpoziomie, najliczniejsze są skały alandzkie (nr 4 i 5) stanowiące ok. 31,0 %, zaś na eratyki z Dalarny (nr 11-19) oraz z Upplandu (nr 8 i 9, włącznie z regionem Sztokholmu - nr 10) przypada po 21,1 %. Eratyki z południowo-wschodniej Szwecji (Blekinge i Småland, nr 20-24) stanowią 15,5 % zespołu. Odmienny charakter ma zespół eratyków w górnym subpoziomie. Przeważają w nim skały ze Smålandu i Blekinge (34,1 %, nr 21-24). Ponad dwukrotnie mniej liczne są eratyki ze środkowego wybrzeża Szwecji (Uppland i okolice Sztokholmu, nr 8-10) stanowiące zaledwie 15,9 %. Zaskakująco niski jest udział skał alandzkich (13,6 %, nr 4 i 5) oraz dalarneńskich (2,3 %, nr 12-18). Oznacza to radykalną zmianę obszarów zasilania lodu w materiał morenowy i to w kierunku przeciwnym do zaobserwowanego w stanowiskach na południe od Zatoki Gdańskiej (Woźniak, Czubla, w druku). Ryc. 11.4. Wyniki badań składu petrograficznego gliny glacjalnej (frakcja > 20 mm) w Babich Dołach mapy kołowe: A subpoziom dolny, B subpoziom górny; powierzchnia koła proporcjonalna do udziału danej skały wśród zidentyfikowanych w próbce eratyków wskaźnikowych (prezentacja graficzna za Smed 1993); numery na mapach: 1 granit i granitoporfir Rödö, porfir kwarcowy Rödö, 2 granit Rätan, 3 porfiry botnickie, 4 pyterlit alandzki i/lub Nystad, 5 granit Haga, alandzkie: granit, granitoporfir, rapakiwi i granit aplitowy, 6 czerwony porfir bałtycki, 7 brunatny porfir bałtycki, 8 granity Uppsala, Vänge i Arnö, 9 granit Sala, 10 granit Sztokholm, 11 porfir Särna i tinguait, 12 porfiry Grönklitt i szary z Dalarny, diabaz Åsby, 13 porfiry Åsen, Bredvad i Kåtilla, granit Garberg, 14 porfir Blyberg, ignimbryt i porfir Klittberg, Rännas, Blyberg, Orrlok oraz inne ignimbryty i porfiry z Dalarny, 15 diabaz i melafir Öje, piaskowiec Dala, piaskowiec i zlepieniec Digerberga, 16 porfir Heden, 17 porfir Venjan, 18 granit Järna, 19 granit Siljan, rapakiwi Siljan, porfir Mänsta, 20 granit Kinda, 21 granity Flivik i Virbo, porfiry Påskallavik i Sjögelö, 22 czerwone granity ze Smålandu, granit Vislanda, porfiry ze Smålandu, 23 granit Vånevik, 24 piaskowiec Kalmarsund i Tessini, 25 granit Kristinehamn i Filipstad (odmiana południowa), 26 amfibolit z granatmi, 27 piaskowiec Scolithos i Hardeberga, 28 bazalt ze Skanii, 29 granit Hammer i Vang, gnejsy z Bornholmu, 30 dolomity, 31 czerwone piaskowce kambryjskie, 32 czerwone wapienie ordowickie, 33 piaskowce Old-Red, 34 wapień Beyrichia, 35 wapień Palaeoporella (źródło: Woźniak, Czubla, w druku; zmienione).
Złożona sekwencja glacjalna osadów górnego vistulianu w stanowisku Gdynia Babie Doły 99 Kierunki transportu glacjalnego Dolny subpoziom został odłożony przez lądolód transportujący materiał skalny z północy, natomiast w górnym bardzo wyraźnie zaznaczył się napływ materiału skalnego z północnego zachodu (Ryc. 11.4). Zmianę stref poboru materiału skalnego potwierdza lokalizacja teoretycznego centrum głazowego (TCG, Ryc. 11.5) dla obydwu subpoziomów. Górny subpoziom ma TCG przesunięte na południowy-zachód w stosunku do TCG obliczonego dla dolnego subpoziomu. Podobną sytuację udokumentowano wcześniej w stanowisku Kartoszyno, położonym dalej na zachód, na Wysoczyźnie Żarnowieckiej (Woźniak i in., 2009). Zmiana ta jest zbieżna z zaobserwowanymi zmianami till-fabric w profilu gliny w Babich Dołach (Ryc. 11.2). Cechy kierunkowe w dolnej części pokładu (orientacja klastów, rysy na górnej powierzchni klastów w spągu gliny) dokumentują napływ mas lodowych z NE. W górnej części pokładu, obserwuje się wyraźną zmianę orientacji klastów dominuje sektor NNW. To również przypomina sytuację w przywołanym już Kartoszynie. Ryc. 11.5. Diagram TCG; strzałki wskazują kierunki zmian; objaśnienia symboli: OSN Osłonino, KRT Kartoszyno, BD Gdynia Babie Doły, ORL Gdynia Orłowo, NW Nowe, GNS Gniszewo, GP Gniew-piaskownia (Woźniak, Czubla, w druku; zmienione). Ważną kwestią jest pochodzenie skał bliskiego transportu w opisywanej glinie lodowcowej. Są to przede wszystkim górnokredowe (być może także dolnopaleogeńskie) mułowce, drobnoziarniste wapniste piaskowce z glaukonitem, gezy i czerty. W sąsiedztwie badanego stanowiska, skały górnokredowe bezpośrednio pod pokrywą czwartorzędową występują w dnie Zatoki Gdańskiej. Cechy kierunkowe w dolnej części pokładu dokumentują napływ mas lodowych z NE, co potwierdza pochodzenie skał lokalnych właśnie z wymienionego obszaru. W górnej części pokładu, który powstał w wyniku nasuwania się lądolodu z północnego-zachodu udział skał górnokredowych jest znikomy. Wynika to z faktu, że na obszarze leżącym na północ i północny-zachód od Babich Dołów osady wieku kredowego i paleogeńskiego są odizolowane od czwartorzędowych osadami pliocenu
100 Piotr Paweł Woźniak, Piotr Czubla i miocenu (Leszczyński, 2012). W badanych próbkach zawartość tych ostatnich jest jednak znikoma, bowiem są to skały mało zwięzłe, łatwo ulegające roztarciu w czasie transportu w lodzie (przechodzą wówczas do drobniejszych frakcji, w których nie są rozpoznawalne). Skutkuje to bardzo małą zawartością skał bliskiego transportu we frakcji żwirowej w glinie lodowcowej. Należy zaznaczyć, że wszystkie przedstawione tu wyniki zostały potwierdzone analogicznymi badaniami tej samej gliny w profilu położonym kilkaset metrów na południe od opisywanego. Zbieżne wnioski można wyciągnąć także na podstawie wyników badań frakcji > 20 mm (Woźniak, Czubla, w druku). W dolnym subpoziomie gliny w Babich Dołach skały bliskiego transportu stanowią ok. 4 % klastów, zaś w górnym brak ich zupełnie. Odwapnienie spągowej części gliny glacjalnej Opisując profil w Babich Dołach należy też wspomnieć o efektach procesów wietrzeniowych. Na Pomorzu często obserwuje się znaczne zwietrzenie glin lodowcowych, które modyfikuje ich pierwotny skład petrograficzny (Woźniak, 2006). W Babich Dołach, oprócz przejawów procesów wietrzeniowych (utlenianie oraz ługowanie) w stropowej części gliny górnovistuliańskiej, obserwuje się rzadsze zjawisko częściowe odwapnienie jej części spągowej. Obejmuje ono pierwsze kilkanaście cm, co potwierdzają oznaczenia zawartości węglanów we frakcji <0,1mm. Skutkiem tego zjawiska jest znaczne obniżenie udziału skał węglanowych. Na dodatek klasty, które pozostały, mają silnie nadtrawioną powierzchnię. Zaobserwowano nie tylko ługowanie węglanów, ale także inne efekty procesów wietrzeniowych dezintegrację granularną (rozpadanie na ziarna monomineralne) części klastów skał krystalicznych bogatych w minerały maficzne, mniej odporne na wietrzenie (najczęściej biotyt). Przełożyło się to na wartości współczynników petrograficznych: wartości O/K (stosunek zwartości skał osadowych do skał krystalicznych i kwarcu powstałego z ich rozpadu) i A/B (stosunek zwartości skał nieodpornych do odpornych) są bardzo niskie, K/W (stosunek zawartości skał krystalicznych i kwarcu powstałego z ich rozpadu do skał węglanowych) wysoka. Wyżej zawartość węglanów w matriks szybko rośnie do ok. 9 %, a skutki odwapnienia są znikome, co potwierdzają wartości współczynników petrograficznych. Omawiana glina glacjalna buduje tylko koronę klifu. Niżej występują przede wszystkim łatwo przepuszczalne piaski o bardzo dużej miąższości. W takiej sytuacji oddziaływanie wód podziemnych na spąg gliny można wykluczyć. Opisane odwapnienie może być skutkiem kontaktu z wilgocią pochodzącą z koluwium zalegającego przy klifie i kontaktującego ze spągową częścią gliny (Woźniak, Ciborowski, 2013). Długie zaleganie koluwium jest możliwe głównie dzięki opasce u podstawy klifu, przez co cofa się on bardzo powoli. Utrzymywaniu wilgoci w okrywie koluwialnej sprzyja krótka ekspozycja klifu na bezpośrednie promieniowanie słoneczne (z racji orientacji jego ściany ku NE).
Złożona sekwencja glacjalna osadów górnego vistulianu w stanowisku Gdynia Babie Doły 101 Podsumowanie Stanowisko w Babich Dołach dokumentuje sekwencję morenową, której złożoność wynika z jej wieloetapowej genezy. Jakkolwiek układ (kolejno od spągu): bazalna glina lodowcowa osady depozycji pomiędzy bryłami martwego lodu spływowy materiał diamiktonowo-żwirowy został określony w literaturze jako trójdzielna sekwencja glacjalna, to udokumentowana złożoność dolnego członu pozwala wyróżnić 4 etapy powstawania całej sekwencji. Tworząca jej dolną część glina bazalna reprezentuje cały stadiał główny ostatniego zlodowacenia i nosi zapis zmieniających się kierunków napływu mas lodowych oraz dostawy materiału skalnego. Wyraźnie zaznacza się w niej dwudzielność profilu, co wynika ze zmian oddziaływania różniących się mas lodowych: (1) dolny subpoziom powstał z napływu strumienia lądolodu wzdłuż głównej osi Bałtyku (z północy), ekspandującym na tereny sąsiadujące z obniżeniem Zatoki Gdańskiej (stąd till-fabric wskazujący kierunek NE), (2) górny subpoziom powstał, gdy zmalał wpływ strumienia lodowego na omawiany teren, a dominującą rolę przejął napływ lodu z kierunku NW. Wyższa część sekwencji osadowej została utworzona po uwolnieniu terenu od zwartej pokrywy lodowej, ale przy wciąż zalegających bryłach martwego lodu. Powstały wówczas: (3) piaszyste, piaszysto-mułowe i mułowe osady depozycji pomiędzy bryłami martwego lodu (glacifluwialne i paralimniczne), (4) górny poziom diamiktonowy diamikton żwirowy redeponowany spływowo z brył martwego lodu. Badania finansowane ze środków Narodowego Centrum Nauki przyznanych na podstawie umowy nr 7669/B/P01/2011/40. Literatura: Bennet M., Glasser N.F., 2009. Glacial geology: ice sheets and landforms. John Wiley & Sons, Chichester, 1-385. Boulton G.S., 1977. A multiple till sequence formed by a late Devensian Welsh ice cap: Glanllynnau, Gwynedd. Cambria 4, 10-31. Czubla P., 2001. Eratyki fennoskandzkie w utworach czwartorzędowych Polski Środkowej i ich znaczenie stratygraficzne. Acta Geographica Lodziensia 80, 1-174. Jehu T.J., 1909. The glacial deposits of western Caernarvonshire. Transactions of the Royal Society of Edinburgh 47, 17-56. Leszczyński K., 2012. The internal geometry and lithofacies pattern of the Upper Cretaceous-Danian sequence in the Polish Lowlands. Geological Quarterly 56 (2), 363-386. Lüt t ig G., 1958. Met hodische Fr agen der Geschiebefor schung. Geol ogisches Jahr buch 75, 361-417. Mojski J. E., 1979. Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1: 50 000, arkusz Gdynia. Wyd. Geologiczne, 1-75.
102 Piotr Paweł Woźniak, Piotr Czubla Myślińska E., 1998. Laboratoryjne badania gruntów. PWN, 1-278. Pikies R., Zaleszkiewicz L., 2003. Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1: 50 000, arkusz Rumia. Państwowy Instytut Geologiczny, 1-42. Rzechowski J., 1971. Granulometryczno petrograficzne własności glin zwałowych w dorzeczu środkowej Widawki. Biuletyn Instytutu Geologicznego 254, 111 155. Saunders G.E., 1968. A fabric analysis of the ground moraine deposits of the Lleyn peninsula of the south-west Caernarvonshire. Geological Journal 6, 105-118. Smed P., 1993. Indicator studies: a critical review and a new data-presentation method. Bulletin of the Geological Society of Denmark 40 (3-4), 332-344. Trembaczowski J., 1961. Przyczynki do metodyki badań granulometryczno petrograficznych utworów morenowych. Annales Universitatis Maria Curie Skłodowska, Sectio B 16 (3), 63 94. Trotter F.M., Hollingworth S., 1932. The glacial sequence in the North of England. Geological Magazine 69, 374-380. Vinx R., Grube A., Grube F., 1997. Vergleichende Lithologie, Geschiebeführung und Geochemie eines Prä-Elster-I-Tills von Lieth bei Elmshorn. Leipziger Geowissenschaften 5, 83 103. Woźniak P.P., 2006. Interpretational problems induced by regional changeability of petrographic till composition. Archivs für Geschiebekunde 5 (1-5), 237-250. Woźniak P.P., Ciborowski T., 2013. Przejawy migracji węglanu wapnia w glinach morenowych występujących w klifach gdyńskich. W: Procesy geologiczne w strefie brzegowej morza. Instytut Oceanografii Uniwersytetu Gdańskiego, Gdynia, 38-39. Woźniak P.P., Czubla P., Wysiecka G., Drapella M., 2009. Petrographic composition and directional properties of tills on the NW surroundings of Gdańsk Bay, Northern Poland. Geologija 51 (3 4), 59 67. Woźniak P.P., Czubla P., w druku. The Late Weichselian glacial record in northern Poland towards a wider perspective: a new look at debris transport routes by the FIS. Quaternary International.