Łeba nad morzem oraz inne miejscowości

Rzeźba Pomorza

03 sierpnia 2012r.

Z początkiem czwartorzędu na tak ukształtowany obszar Pomorza nasunął się z północy lodowiec skandynawski, ten sam, który pokrył cały Niż Polski i sięgnął aż po Karpaty. Lód przepojony był pochodzącym ze Skandynawii materiałem skalnym. Gdy klimat zaczął się ocieplać, lodowiec tajał i cofał się, a materiał skalny opadał na dno, tworząc osady lodowcowe; gdzie czoło lodowca cofało się równomiernie, tam osadzała się morena denna o dość spokojnej, gdzieniegdzie lekko sfalowanej powierzchni; gdy czoło lodowca zatrzymało się w czasie cofania na skutek przerwy w ocieplaniu się klimatu, tam osadzanie się materiału trwało dłużej i powstawały wzgórza tzw. moreny czołowej. Po zupełnym stajaniu lodowca odsłonił się krajobraz w ogólnym zarysie zbliżony do dzisiejszego, prawdopodobnie o nieco odmiennej sieci wodnej niż dzisiejsza, i trwał odsłonięty aż do czasu, gdy nowe oziębienie klimatu wywołało nowe, drugie zlodowacenie Niżu Europejskiego. Posuwający się lodowiec częściowo niszczył, częściowo przeobrażał formy krajobrazowe, pozostawione po pierwszym zlodowaceniu oraz powstałe w okresie międzylodowcowym, i na osadach pierwszego zlodowacenia składał swoje moreny. Ten proces nasuwania się i znikania lodowca powtarzał się kilkakrotnie, co najmniej trzy, może cztery i więcej razy. Za każdym razem obszar Pomorza ulegał całkowitemu pokryciu przez lodowiec a w związku z tym dalszym przeobrażeniom i przekształceniom. Ostatni cofający się lodowiec odsłonił formy stanowiące początkowe stadium dzisiejszego krajobrazu. Toteż bliższe przyjrzenie się fazom cofania się ostatniego lodowca i procesom im towarzyszącym pozwoli nam łatwiej zrozumieć zarówno kształty powierzchni jak i szczegóły hydrografii Pomorza. Gdy czoło lodowca ostatniego zlodowacenia cofnęło się poza linię Noteci, kilkakrotnie następował jeszcze dłuższy jego postój. Wody tającego lodowca spływały ku południowi łącząc się w obfite strugi. Rzeki te wycinały sobie w podłożu morenowym głębokie i obszerne koryta, niszcząc w ten sposób spore partie pozostawionej przez lodowiec moreny dennej. Owe strumienie lodowcowe niosły obfitość materiału skalnego, żwiru, piasku i namułu, osadzały go po drodze, tworząc płaskie stożki piaszczyste, tzw. zandry. W drodze na południe natrafiały na wielką, Mapka morfologiczna wg C. Habermanna: 1. Aluwialne dna dolin, 2. Obszary wydmowe, 3. Zandry. 4. Pradoliny (piaski i torfy), 5. Morena denna, 6. Strefa moreny czołowej, 7. Ciągi moren czołowych, 8. Drumliny i ozy. równoleżnikową arterię wodną, dzisiejszą Noteć, łącząc się tutaj z płynącymi z Karpat, Sudetów i wyżyn południowych rzekami. Ta wielka arteria wodna kierowała się wzdłuż południowej krawędzi lodowca ku zachodowi, gdzie — być może — miała ujście wspólne z dzisiejszą Łabą do wolnego już od lodów morza. Zasilały więc dyluwialną Noteć od południa wszystkie wody dzisiejszych górnych i środkowych dorzeczy Wisły i Odry, od północy zaś obfite strumienie wód topniejącego lodowca. Nic więc dziwnego, że Noteć dyluwialna była potężną rzeką, płynącą olbrzymią "pradoliną", w niektórych miejscach osiągającą szerokość przeszło 20 kilometrów. W czasie dalszego cofania się lodowiec kilkakrotnie zatrzymywał się usypując u swego czoła wzgórze moren czołowych. Owe moreny czołowe tamowały wodom lodowcowym drogę ku południowi, ku Noteci, powstawały więc jeziora zastoiskowe, w których spokojnej wodzie osadzał się zwolna drobny materiał skalny, przynoszony przez wodę z tającego lodowca. Zimą osadzał się materiał najdrobniejszy, latem, gdy tajanie odbywało się prędzej, materiał grubszy, piaszczysty. Dziś wiele z tych jezior znikło, gdyż odpływy ich wcięły się już głęboko w podłoże i zdołały je odwodnić. Często na zboczach glinianek spotykamy iły warstwowane, złożone z poziomych, równoległych warstewek, na przemian cieńszych i ciemnych (zimowych) oraz grubszych i jasnych (letnich). Są to tzw. iły wstęgowe lub warwowe. Niekiedy krawędź lodowca obtapiała się nierównomiernie i części lodu pozostawały na miejscu, gdy całość krawędzi cofnęła się już ku północy. Były to bryły lodu czasami małe, niekiedy zaś płaty o powierzchni kilku do kilkudziesięciu kilometrów kwadratowych. Ulegały one przykryciu przez materiał skalny, nanoszony przez wody lodowcowe, i ów "martwy lód" trwał miejscami setki i tysiące lat, tając niesłychanie wolno. Po stajaniu na jego miejscu powstawały zaklęsłości, które wypełniała woda, tworząc odrębny typ jezior. W okolicy krawędzi lodowca dokonywały się jeszcze inne procesy. W obrębie masy lodu krążyły wody opadające na dno wzdłuż szczelin najczęściej prostopadłych do krawędzi lodowca. Wody te, pozostając pod dużym ciśnieniem hydrostatycznym, drążyły w podłożu rynny, które po cofnięciu się lodowca, wypełnione wodą tworzą tzw. jeziora rynnowe, podłużne, głębokie, o wyraźnych brzegach, np. jeziora Miedwie, Drawsko, Lubieszewo i inne. W przebiegu krawędzi lodowca z okresu jego najdłuższego postoju uderza ciekawe zjawisko, mianowicie wygięcie się w obszarze Odry zachodniej części krawędzi ku południowi. Tłumaczy się to kształtem podłoża poddyluwialnego i występującą w obszarze ujściowego odcinka Odry głęboką depresją. W depresję tę wlał się lodowiec na pewno wcześniej niż gdzie indziej, a grubość jego była tam przypuszczalnie większa, o czym można wnioskować choćby z miąższości osadów dylu-wialnych, przekraczających w okolicy ujścia Odry 150 m. Nic dziwnego więc, że lodowiec tajał tu wolniej. Gdy lodowiec po drugim okresie postoju cofnął się jeszcze dalej na północ, odsłonił się pas wzgórz moreny czołowej, stanowiącej najwyższe wzniesienia na obszarze Pomorza. Wśród nich w różnych kierunkach rozciągały się bezodpływowe podłużne zagłębienia rynnowe wypełnione wodą. Na północ teren opada ku morzu. Dopóki powierzchnia lodu wznosiła się wyżej niż najniższe przełęcze w paśmie wzgórz morenowych, wody tającego lodowca mogły jeszcze jakiś czas odpływać ku południowi. Gdy jednak krawędź lodowca stoczyła się dalej ku północy, wody lodowcowe płynęły wzdłuż niej, żłobiąc szerokie doliny dylu-wialne. Fragmenty tych dolin dziś jeszcze możemy odcyfrować w terenie na północ od najwyższych moren. Krawędź lodowca w miarę upływu czasu i ocieplania się klimatu zaczęła się przesuwać już na obszar dzisiejszego Bałtyku. Ląd sięgał wówczas znacznie dalej na północ niż dzisiaj. Gdy czasza lodowcowa skurczyła się do obszaru Półwyspu Skandynawskiego i płn. części morza, basen Bałtyku wypełniły wody tzw. stadium Yoldiowego (nazwa pochodzi od charakterystycznego małża Yoldia arctica). Sięgały one mniej więcej od linii zaznaczonej jako "1" na rysunku. To była linia wybrzeża ówczesnego Pomorza przed mniej więcej 12 tysiącami lat; na skutek ruchów pionowych skorupy ziemskiej wybrzeża Bałtyku zmieniają się z czasem i z początkiem tzw. stadium Ancylusowego, kiedy Bałtyk zamienia się w zamknięte jezioro, linia wybrzeża przebiega jak "2" na rysunku. Jest to zasięg wybrzeża pomorskiego przed 8,5 tysiącami lat. Wybrzeża ulegają dalszemu przesuwaniu i już z początkiem stadium tzw. littorinowego, tj. przed mniej więcej 7 tysiącami lat, wybrzeże pomorskie przebiega w przybliżeniu wzdłuż dzisiejszej linii brzegowej. Oczywiście tylko w przybliżeniu, bo skoro linia brzegowa mniej więcej się ustaliła, działać zaczęły procesy, które modyfikowały ją w szczegółach. Działania fal, prądy przybrzeżne, wiatry przenoszące z miejsca na miejsce drobny materiał piaszczysty, osadzanie materiału skalnego przez rzeczki przy ich ujściu do Bałtyku — wszystkie te procesy przeobrażały wybrzeże tak, że z dość urozmaiconej linii brzegowej z końca stadium littorinowego wykształciło się wybrzeże niemal gładkie. Bałtyk jest dzisiaj morzem tzw. śródziemnym, powierzchni 400.000 km2, łączącym się z oceanem przez stosunkowo wąskie cieśniny: Mały Bełt, Wielki Bełt i Sund. Posiada szereg rozgałęzień w postaci zatok. Obie nasze zatoki Szczecińska i Gdańska należą do niewielkich, również dwie wyspy Uznam i Wolin, leżące u ujścia Odry, w stosunku do innych wysp Bałtyku są niewielkie. Zasolenie wody wskutek zamknięcia Bałtyku wyspami, dalej przez małe parowanie wody na tej szerokości geograficznej i duży dopływ wód słodkich, rzecznych jest niższe od przeciętnego zasolenia oceanów (3,5%), wynosi bowiem w zachodniej jego części 1%, a we wschodniej nawet 0,3°/o.