2906543699

37

zaniżone średnio o co najmniej 20%. Gdybyśmy zatem odwrócili zagadnienie i przyjęli jako zbliżone do rzeczywistych — odpływ 270 mm i parowanie 440 mm, to wynik H+V= P - 710 mm oznaczałby, że roczne sumy opadów w dorzeczu Czarnej Hańczy są około 150 mm wyższe niż dotychczas przyjmowano.

Tak więc w tabeli 11 jedynie dane zawarte w punktach 1 i 7 nie budzą zastrzeżeń. Pozostałe natomiast, jako pochodne wysokości opadów, są prawdopodobnie obarczone pewnymi błędami. Niemniej jednak dają one podstawowe informacje o zasobach wodnych Jezior Wigierskich i ich zdolności retencyjnej, która przy średniej rocznej amplitudzie stanów wody jeziora Wigry równej 33 cm wynosi niebagatelną ilość 5580,5 tys. m³ rocznie. Jak wynika z danych w tabeli 11, podstawą retencji są opady zimowej połowy roku, mimo że letnie są 1,8 razy wyższe. Dzieje się tak dlatego, że straty na parowanie są latem 3-4-krotnie wyższe i pochłaniają 80-90% opadów.

Rzeźbę Pojezierza Suwalskiego, podobnie jak pozostałych pojezierzy Polski północnej i północno-wschodniej, kształtowały procesy morfogenetyczne zachodzące podczas wszystkich faz głównego stadiału zlodowacenia bałtyckiego: leszczyńskiej, poznańsko-dobrzyńskiej, a nade wszystko ostatniej fazy — pomorskiej.

Ostatecznie w wyniku wielu kolejnych, naprzemiennych i równoległych, przejawów procesów egzaracji, eworsji i erozji wymodelowane zostały rynny, kotły eworsyjne, doliny i koryta efemerycznych rzek ekstramarginalnych oraz wszelkie inne wklęsłe formy terenu, natomiast procesy akumulacji materiałów glacjofluwialnych doprowadziły do powstania ozów, kemów oraz różnego rodzaju ciągów i kompleksów moren, a także rozległych obszarów sandrowych.

Swoistą rolę odegrała tu również akumulacja lodów, a zwłaszcza tzw. lodów zimowych powstających z wód, które w okresie arktycznego lata gromadziły się w zagłębieniach terenu. Następnie lody te były często sukcesywnie zasypywane materiałami glacjofluwialnymi i w końcu znalazły się pod mniej lub bardziej miąższą warstwą tychże utworów. Kiedy później, u schyłku plejstocenu, począwszy od interfazy bólling (ok. 14 tys. lat temu), rozpoczął się okres ostatecznego rozpadu i zaniku pokrywy lodowcowej, to końcowym akordem tego procesu było właśnie wytapianie owych potężnych brył oraz płatów martwego lodu i powstawanie w miejscach ich występowania najpierw płaskich obniżeń i rozwój w nich torfowisk niskich, a następnie (w większości przypadków w alleródzie), gdy tempo wytapiania lodów przewyższyło narastanie torfów, w miejscach tych zaczęły powstawać jeziora, które stopniowo pogłębiały się aż do ostatecznego wytopienia lodów. W niektórych przypadkach (przy bardzo grubej pokrywie materiału mineralnego) proces ten trwał prawdopodobnie aż do końca okresu preborealnego. Zatopione torfy zostały następnie pokryte miąższą (często ponad 20 m) warstwą gytii jeziornych (Więckowski 1966). W wyniku takich właśnie procesów gdzieś na przełomie starszego dryasu i alleródu powstały między innymi i Pra-Wigry.