DSC04226

1‘ĆM ,MK 1 I WV*VNV HIOiiik 243 iOWOPOUK IF

fuuujn ułożono lobowo moreny ciołowe między Sączem i Jeziorem Oćwickim. Ich budowa wewnętrzna nie Jest poznana. Nu ich przedpolu \vvstcP^uJ4 Sandry. Młodsza oscylacja zuznuczyla się już w obszarze międzyrzec** Wołny i Noteci; nazwano ją oscylacją sypniewsko-sielecką. I_t.j śladom są spiętrzone moreny czołowe między Sieicem i Sypniewem i sandry na ich przedpolu. Kolejna oscylacja, czarnkowska, jest wyzna-i. ona przez spiętrzone moreny czołowe koło Czarnkowa i przez sandry na ich przedpolu.

Kolejną jednostką jest „stadium ehodzieskie” (Kolmarer Stadium, P. Woldstedt, 1932b) zaznaczone spiętrzonymi morenami czołowymi okolic Chodzieży. Nazwę tę później P. Woldstedt (1935) zmienił, zmniejszając rangę tych moren i nazywając je Kolmarer Staffel. S. Kozarski moreny ehodzieskie określił jako fazę chodzieską. Moreny te są zbudowane z osadów spiętrzonych, z dużym udziałem osadów trzeciorzędowych między Kcynią i Chodzieżą. Zaburzenia sięgają do 50 m głębokości. Na przedpolu moren czołowych fazy chodzieskiej występują wiekowo im odpowiadające sandry piaszczysto-żwirowe. Maksymalny zasięg lądolodu fazy chodzieskiej S. Kozarski (1961, 1962) znaczy nieco inaczej niż P. Woldstedt przebieg moren czołowych stadium chodzies-kiego.

Osady strefy marginalnej fazy chodzieskiej przechodzą ku wschodowi najprawdopodobniej w osady moren czołowych fazy kujawskiej (R. Galon, 1961) lub subglacifazy kujawskiej (S. Z. Różycki, 1972a). Jej moreny czołowe na wschód od Wisły występują między Rypinem i Górznem wraz z rozległymi polami piasków sandrowych.

Dwie najmłodsze spośród wyróżnionych przez S. Kozarskiego oscylacji (wyrzyska i strączyńsko-zawadzka) pozostawiły osady na północ od pra doliny Noteci. Są to ciągi moren czołowych i ślady pokryw sandrowych na ich przedpolach. Ku wschodowi przedłużają się one w strefę marginalną stadium krajeńskiego (nazwa według S. Pietkiewicza; R Galon, 1957). Jego moreny czołowe w okolicach Więcborka i Wąbrzeźna znaczą dłuższy postój krawędzi lądolodu i ku wschodowi przedłużają się na obszar Pojezierza Chełmińskiego (R. Galon, 1961; L. Rosz-ko, 1968). Ranga tych moren nie jest jednak jasna. R. Galon (1957) stadium to nazywa bowiem fazą krajeńską, a później (R. Galon, 1931) sub-stadiałem krajeńskim. S. Z. Różycki (1972a) używa w tym przypadku nazwy subglacifaza kraińska.

Dokonany przegląd jednostek geologiczno-morfologicznych zawierających się między podfazą poznańską i fazą pomorską daje wyobrażenie

0    kryteriach ich wydzielenia i uzasadnia potrzebę uporządkowania ich rangi stratygraficznej. Kryteria te, to głównie ciągi moren czołowych

1    miejscami sandry na ich przedpolu. Budowa wewnętrzna tych moren nie jest jednak poznana dostatecznie dokładnie, aby sprecyzować warunki ich akumulacji w stosunku do typu lądolodu, na przedpolu którego zostały usypane. Nie można bowiem odrzucić koncepcji T. Bartkowskiego (1965), w myśl której formy opisywane jako oscylacyjne moreny czołowe w północnej części Niziny Wielkopolskiej są w rzeczywistości formami rzeźby powstałymi w warunkach lodu stagnującego i martwego, głównie morenami lodu martwego i nie mogą być podstawą do wyznaczania postoju krawędzi lodu żywego, a tym hardziej jego oscylacji. Taką genezę T. Bartkowski przypisuje również morenom czołowym pow-