DSC06601

314 R. Kotliński, K. Szamałek

i rozwój paleogeograficzny akwenu południowo-bałtyckiego przedstawione są w pracach Rosy [1963, 1967, 1968], Gudelisa i Jemielianowa (1982), Pikiesa i Uści no wieża [1984], Dadleza i in. [1995].

Miąższość osadów czwartorzędowych waha się od 1,3 do około 300 m. Osady te tworzą nieciągłą pokrywę, która wykazuje najniższe miąższości w basenach głębokowodnych, a najwyższe w strefie brzegowej. Zasadniczo przebieg izopachyt tych osadów jest równoleżnikowy. Przeważającym typem genetycznym są plejstoceńskie gliny subak-walne, gliny zwałowe oraz osady wodnolodowco-we. Występują także osady interglacjalne, lodow-cowo-jeziome, mierzejowe, deltowe i jeziomo-ba-gienne [Pieczka, 1980; Dadlez i in., 995]. Na skłonach głębi, w basenach Gdańskim i Bornholmskim oraz Rynnie Słupskiej, gliny zwałowe przykryte są późnoglacjalnymi iłami warwowymi i mikrowar-wowymi Bałtyckiego Jeziora Lodowego, które z kolei pokryte są zalegającymi dyskordantnie osadami holoceóskimi. W basenach głębokowodnych dolne ogniwa holocenu tworzą preborealne i bore-alne osady mulisto-ilaste Morza Yoldiowego i Jeziora Ancylusowego. Natomiast górne ogniwa obejmują osady mulasto-ilaste wieku atlantyckiego, subborealnego i subatlantyckiego formowane w Morzu Litorynowym i -Politorynowym (tab. 16.1). Na ławicach i wypukłych formach dna w strefie płytkowodnej gliny zwałowe występują na powierzchni lub pokryte są materiałem żwiro-wo-piaszczystym i piaszczystym. Lokalnie na glinach zalegają rezydualne głazy i osady grubookru-chowe. Dolne ogniwa holocenu w tej strefie stanowią preborealne i borealne osady jeziorne, deltowe i lagunowe, zaś górne ogniwa atlantyckie, subbore-alne i subatlantyckie, piaski i żwiry Morza Litory-nowego i Morza Baltica [Kotliński, Pieczka, 1977; Kotliński i in., 1985; Uścinowicz i in., 1984; Uści-nowicz, 1989]. Gliny odznaczają się złożonym składem uziamienia oraz zróżnicowanym składem mineralno-petrograficznym i chemicznym [Gude-lis i Jemielianow, 1976; Kotliński, 1984, 1985; Kotliński i in., 1984].

Ewolucja Morza Bałtyckiego w późnym glac-jale i w holocenie spowodowana była zasadniczą zmianą czynników klimatycznych. Zanik pokrywy lodowej był przyczyną ruchów wznoszących podłoża i wahań poziomu wód w oceanie światowym, co miało wpływ na czas trwania połączeń Bałtyku z oceanem, a zatem na zmiany warunków sedymentacji [Pieczka, 1980; Kolp, 1966, 1982; Kóg-leri in., 1985; Kotliński, 1989,1991]. Bezpośredni wpływ na przebieg procesów formowania osadów miały przede wszystkim: budowa geologiczna, ukształtowanie podłoża, warunki hydrologiczne oraz ilość i rodzaj materiału osadowego dostarczonego do tego basenu.

Około 12 500 lat temu, w wyniku połączenia zastoiska Basenu Bomholmskiego z zastoiskiem Basenu Gdańskiego poprzez Rynnę Słupską, utworzył się zbiornik zwany Bałtyckim Jeziorem Lodowym. Morze na tym obszarze utworzyło się w okresie preborealnym. W północnych częściach morza, w czasie gdy formowały się iły wstęgowa-ne synchronicznie, na południu rozpoczęła się akumulacja iłów homogenicznych. W okresie tym północna część tzw. Morza Yoldiowego, pozostająca jeszcze w bezpośrednim zasięgu krawędzi lądolodu, wykazywała warunki arktyczne, podczas gdy akwen południowy odznaczał się zwiększoną produktywnością wód, czego wskaźnikiem jest wzrost w osadach zawartości substancji organicznej i pojawienie się monosiarczków żelaza. O zróżnicowanym przebiegu sedymentacji w fazie Morza Yoldiowego świadczą również wahania zawartości frakcji poniżej 0,002 mm, a także zmiany barwy osadów. Odzwierciedleniem zmian warunków środowiskowych są także wahania wartości stosunku C/N. Pod koniec okresu preborealnego szybsze wznoszenie podłoża w stosunku do eusta-tycznego wzrostu poziomu wód doprowadziło do odcięcia połączenia z oceanem, ograniczając dopływ „świeżych” — zasolonych wód, tym samym obniżając ogólne zasolenie i przekształcając zbiornik w jezioro słonowodne, tzw. Jezioro Ancyluso-we. Wskaźnikiem spłycenia dna jest obserwowany w osadach wzrost zawartości frakcji piaszczystych. W fazie tego jeziora formowały się iły kryp-tolaminowane barwy niebieskoszarej. Akumulacja tych osadów przebiegała w warunkach wskazujących na wycofywanie się lądolodu poza ot akwenu. Pod koniec okresu borealnego w wyniku większego podnoszenia się lądu na północy i południu transgresja jeziora na południe doprowadziła do ustalenia połączenia z oceanem przez cieśninę Sund w Danii i szybkiego napływu zs lonych wód, co w konsenwencji doprowadziło d powstania tzw. Morza Litorynowego [Ignatius i in., 1981]. Jak już wspomniano, osady Bałtyku Południowego formowane były w późnym glacja-le i w holocenie, w zmieniających się warunkach sedymentacji. Zmienność cech litologiczno-straty-graficznych jest odbiciem zmian warunków i tempa sedymentacji w poszczególnych fazach rozwoju tego morza [Wypych, 1973; Gudelis, 1985; Jemielianow, Wypych, 1987; Blazhtchishin, 1982; Zachowicz i in., 1982, 1992].

Podstawową - późnoglacjalną - jednostkę litos-tratygraficzną stanowi formacja z Basenu Born-