Morfogeneza obszaru w okolicy Morąga

Mirosáaw T. Karasiewicz Zakáad Geomorfologii i Paleogeografii CzwartorzĊdu, Instytut Geografii UMK, ToruĔ

1. WstĊp

Obszar objĊty badaniami znajduje siĊ na Pojezierzu Mazurskim, na granicy pomiĊdzy Pojezierzem Iáawskim a Pojezierzem OlsztyĔskim, w otoczeniu jeziora Narie. Obszar byá juĪ opisywany pod wzglĊdem geomorfologicznym, a mimo to szereg problemów nie zostaáo rozwiązanych. Poruszano miĊdzy innymi kwestiĊ moren morąskich (Roszkówna 1955) czy zagadnienie struktury i tekstury sandru ostródzkiego (WiĞniewski 1971). Kilkukrotnie poruszano kwestiĊ zasiĊgu fazy pomorskiej na analizowanym obszarze (Kondracki 1952; Roszko (Roszkówna) 1955, 1956, 1968, 1973; Galon, Roszko 1961; WiĞniewski 1971; Roman 1990; Szaáamacha, Trzmiel 2000; Trzmiel 2003; Karasiewicz 2000, 2005, 2006). NajczĊĞciej jest on wyznaczany na poáudnie od Morąga w postaci dwóch kontaktujących siĊ lobów lodowcowych w poáudniowej czĊĞci jeziora Narie (ryc. 1 A), lub na poáudnie od badanego obszaru (Roszkówna 1955; WiĞniewski 1971). WczeĞniejsze badania geomorfologiczne tak zarysowanej strefy najczĊĞciej dotyczyáy jej wybranych elementów rzeĨby, a dotąd brakowaáo natomiast caáoĞciowego opracowania morfogenezy tego obszaru, które ujmowaáoby wzajemne relacje form rzeĨby polodowcowej i ich paleogeograficznej ewolucji.

2. Charakterystyka geomorfologiczna i morfogeneza obszaru badaĔ

Obszar badaĔ obejmuje powierzchniĊ okoáo 460 km2. Jego rozciągáoĞü równoleĪnikowa wynosi okoáo 23 km, a poáudnikowa od 20 km do 27 km. Centralną czĊĞü obszaru zajmuje rynna jeziora Narie. Na wschód od jeziora Narie teren siĊga po dolinĊ PasáĊki, natomiast na póánocy przekracza moreny morąskie, obejmuje obszar wysoczyznowy (ich zaplecza) i dochodzi do moren markowskich, w linii Markowo, jeziora Zimnochy i Okonie oraz Miáakowo. Zachodnią granicĊ opracowania wyznaczają moreny maádyckie oraz rynny jezior Ruda Woda i BartĊĪek, a poáudniowa siĊga po miejscowoĞci Tarda, RuĞ, Florczaki i Kozia Góra (ryc. 1). Zasadniczym elementem badanego obszaru jest rozlegáa, gáĊboka i wyraĨna rynna subglacjalna jeziora Narie. NaleĪy ona do wydáuĪonego systemu rynnowego o ukáadzie poáudnikowym i dáugoĞci 48 km (ryc. 1 B, C). Na podstawie badaĔ okreĞlono ją jako rynnĊ subglacjalną o genezie glacjofluwialnej. Powstaáa ona w wyniku intensywnego przepáywu wód subglacjalnych pod lądolodem w czasie glacjacji obszaru. Ustalono, Īe rynna ta miaáa swoje wczeĞniejsze zaáoĪenia, o czym Ğwiadczą wystĊpujące w podáoĪu rynny miąĪsze osady muákowe. MoĪe to wskazywaü, Īe rynna zostaáa wczeĞniej uksztaátowana, a podczas maksymalnego zasiĊgu fazy pomorskiej zlodowacenia vistuliaĔskiego, byáa prawdopodobnie ponownie odpreparowywana i Īáobiona do obecnych zarysów. Byáo to w czasie, kiedy lądolód zatrzymaá siĊ na linii BoĪĊcin- Bramka – Jezioro Piáąg – Jezioro Narie – Kozia Góra. UwaĪa siĊ, Īe postój lądolodu na tej linii wyznacza równieĪ maksymalny zasiĊg fazy pomorskiej na badanym obszarze. Nastąpiáo to w okresie pomiĊdzy 15,2 a 16,5 ka BP. W ukáadzie zarysu czoáa lądolodu w rejonie jeziora Narie wyodrĊbniá siĊ w tym czasie wyraĨnie lob Wisáy i lob àyny. Powstaáo szereg moren czoáowych, stoĪek sandrowy i krawĊdĨ sedymentacyjna kontaktu lodowego, a wiĊc szereg form marginalnych wskazujących na postój krawĊdzi lodowej. Przypuszcza siĊ, Īe zasadniczy wpáyw na rozdziaá lądolodu na loby miaá póáwysep , zlokalizowany w poáudniowej czĊĞci jeziora Narie oraz guz WzniesieĔ Elbląskich (wczeĞniej istniejący ĺ por. Aber, RuszczyĔska-

129 Szenajch 1997) zlokalizowanych na póánocny zachód od badanego obszaru (KotaĔski 1997). W obszarze styku tych dwóch lobów znajdują siĊ liczne zaburzenia glacjotektoniczne wskazujące na

gu subfazy gu subfazy Ċ g fazy pomorskiej, II – II pomorskiej, g fazy Ċ ska (~18,8 ka BP), Ch – subfaza (~18,8 ka BP), Ch – subfaza ska dolodów; 2 – linia zasi Ĕ ą nickich), IV – trzeci etap recesji (postój (postój etap recesji IV – trzeci nickich), ąĪ gu faz l Ċ skich i ksi ą dolodu na podstawie pracy S. Kozarskiego (1995) i L. Kozarskiego S. pracy na podstawie dolodu ą gu l Ċ ska (~14,5ska1- linie zasi BP), Ĕ oczeniu rynny jeziora Narie. I – maksymalny zasi maksymalny I – Narie. jeziora rynny oczeniu y (Linie zasi y (Linie ska (wiek ~20ka BP), P – faza pozna – faza BP), P (wiek ~20ka ska á Ĕ 6 – wg Gierasimowa i Wieliczko 1982) i Wieliczko wg Gierasimowa – 6 udniowej granicy moren mor udniowej granicy á dolodu Wis dolodu ą dolodu na po ą dolodu); ą ównych linii postojowych l á

dolodu fazy pomorskiej i etapy jego recesji w ot recesji i etapy jego pomorskiej dolodu fazy ą (2002). Izochrony za S. Kozarskim (198 Kozarskim za S. Izochrony (2002). ą na tle g a l Ĕ á g czo Ċ

Ĕ enie obszaru bada obszaru enie Ī enie rynny enie jeziora Narie o á Ī o nienia: czas postoju podany za S. Kozarskim (1995); L – faza leszczy – (1995); L Kozarskim S. podany za nienia: czas postoju á Ğ dolodu na linii moren markowskich) moren na linii dolodu ą Marksa (2002} –Wysot za W. Ryc.1 Obszar bada Obszar Ryc.1 A – Po chodzieskiej; 3 – izochrony wycofywania l wycofywania 3 – izochrony chodzieskiej; B- po zasi C – Maksymalny (postój l recesji drugi etap – recesji, III pierwszy etap chodzieska(~17,7ka – BP), Pm – faza pomorska faza gardnie ka BP), Ga (~16,2 Obja l

130 dynamiczne oddziaáywanie i kompresjĊ lądolodu, w jego skrzydáach zaĞ rozpáywaá siĊ raczej swobodnie, czego dowodzą formy genezy akumulacyjnej. Podczas deglacjacji na badanym obszarze zaznaczyáy siĊ jeszcze dwa postoje lądolodu, jeden na linii Ğrodkowej jeziora, a drugi w póánocnej czĊĞci na linii tzw. moren morąskich i ksiąĪnickich. W skrajnie póánocnym obszarze znajduje siĊ równoleĪnikowo uáoĪony ciąg recesyjnych moren markowskich. Pierwszy postój w trakcie recesji wskazują wyraĨne formy marginalne, wyksztaácone w postaci moren czoáowych mniej wiĊcej na linii Ğrodkowej jeziora. Ukáadają siĊ one równoleĪnikowo gdzie zostaáy rozpoznane i udokumentowane miedzy innymi na póáwyspie Kretowiny, w Wilnowie, Tątáawkach i Brzydowie, tj. po wschodniej czĊĞci badanego obszaru. Natomiast po zachodniej stronie, przedáuĪeniem wspomnianego postoju są linijnie uáoĪone pagórki moren martwego lodu (ryc. 1C). Na póánocy obszaru badaĔ, w morenach morąskich, w ich budowie wewnĊtrznej zaobserwowano liczne zaburzenia i deformacje glacjotektoniczne, które wskazują na dynamiczne oddziaáywanie lądolodu, Stwierdzono, tu liczne moreny pchniĊte, ale równieĪ znaczna iloĞü form wyraĨnie zdrumlinizowanych. W kierunku wschodnim moreny te mają przedáuĪenie w postaci moren ksiąĪnickich, które wykazują róĪnice w budowie geologicznej w stosunku do wyĪej opisywanych. Generalnie są to formy mniejsze, poáoĪone na niewielkim, zwartym obszarze. W ich budowie wewnĊtrznej dominują gliny. Po opuszczeniu moren morąskich i ksiąĪnickich lądolód wycofaá siĊ na liniĊ moren markowskich, a nastĊpnie na póánoc poza obszaru badaĔ. W badanej strefie marginalnej znaczne przestrzenie zajmują formy, których geneza związana jest arealnym zamieraniem lądolodu. Kemy i moreny martwego lodu stwierdzono zarówno na wysoczyznach morenowych, jaki i w dnach rynien polodowcowych. W ostatnim etapie rozwoju rzeĨby doszáo do wytapiania martwych lodów, które konserwowaáy rynny subglacjalne, co doprowadziáo do powstania licznych jezior. Zdarzenia glacjalne i postglacjalne, które odegraáy zasadniczą rolĊ w morfogenezie tego obszaru moĪna ująü w kilku nastĊpujących po sobie etapach: 1. Lądolód fazy pomorskiej w swym maksymalnym zasiĊgu zatrzymaá siĊ na linii Tarda – Sáonecznik – BoĪĊcin – Bramka – jezioro Piáąg – Kretowiny – – Kozia Góra (ryc. 1C). Lądolód na linii dzisiejszej rynny jeziora Narie zastaá obniĪenie o wyrównanym dnie, wypeánione osadami muákowymi (Karasiewicz 2005,2006; Trzmiel 2003), od poáudnia prawdopodobnie zamkniĊte wyniesieniem póáwyspu Kretowiny. Litologia osadów podáoĪa, a gáównie seria muáków, w znaczący sposób wpáywaáa na stosunki termodynamiczne i hydrologiczne na kontakcie lód/podáoĪe (por. np. Boulton, Hindmarsh 1987; Kamb 1987; Walder, Fowder 1994; Kasprzak 2003 i. in.). Przyczyniáo siĊ to do intensywnego Īáobienia podáoĪa przez wody subglacjalne. MiąĪsze osady muákowe wypeániające nieckĊ jeziora Narie wpáywaáy na rozwój intensywnego drenaĪu podlodowego. Początkowo mógá byü to drenaĪ rozproszony, a póĨniej kanaáowy. JednoczeĞnie trwaáa dziaáalnoĞü erozyjna wód roztopowych w miejscu istnienia dzisiejszych rynien m.in. boĪĊciĔskiej, bramskiej, maliniackiej. W czasie tego postoju intensywny wypáyw subglacjalny wód roztopowych doprowadziá do utworzenia I poziomu sandrowego o wysokoĞciach 124-131 m n.p.m. (Roszkówna 1955; WiĞniewski 1971). CzĊĞciowo mogáo dojĞü do sedymentacji osadów tego poziomu na powierzchni zamierającego, a nawet martwego lodu (WiĞniewski, Karczewski 1978). Na linii Sáonecznik – BoĪĊcin – Bramka postój lądolodu dokumentuje krawĊdĨ sedymentacyjna kontaktu lodowego (proksymalnego stoku kontaktu lodowego ĺ ice-contact procsimal slope). Natomiast we wschodniej obszaru badaĔ, od Piáąga do Gubit, tj. na poáudnie od jeziora Narie, doszáo do utworzenia wyraĨnych moren czoáowych dokumentujących zasiĊg postoju krawĊdzi lądolodu o zarysie wyraĨnego áuku. W osi obszaru interlobalnego, w poáudniowo-zachodnim kraĔcu jeziora Narie, istniaá prawdopodobnie gáówny odpáyw wód roztopowych, co przyczyniáo siĊ do powstania rozlegáego stoĪka sandrowego w okolicy ĩabiego Rogu (124-131 m n.p.m.). Odpáyw wód lodowcowych odbywaá siĊ równieĪ poáudniowo-wschodnią odnogą niecki jeziora Narie, gdzie wody kierowaáy siĊ na poáudnie do

131 jeziora Morąg. Podejmowana w literaturze kwestia przekroczenia przez lądolód tej linii jest dyskusyjna (Roszko 1968; WiĞniewski 1971) i na obecnym etapie badaĔ nie znajduje potwierdzenia. 2. Deglacjacja obszaru od maksymalnego zasiĊgu fazy pomorskiej po stronie zachodniej obszaru badaĔ miaáa charakter deglacjacji arealnej i zachodziáa poprzez zanik lądolodu w postaci páatów i bryá przetrwaáego oraz martwego lodu. Natomiast frontalny zanik dominowaá po stronie wschodniej rynny jeziora Narie. Caáy czas w trakcie pierwszego etapu recesji zachodziáy intensywne wypáywy wód roztopowych, które zaczynaáy tworzyü niĪszy, II poziom sandrowy (114-125 m n.p.m), a jego rozwój powodowaá niszczenie juĪ istniejącego I poziomu sandrowego. W początkowym okresie zaniku lądolodu, w zachodniej czĊĞci obszaru badaĔ, mogáo dojĞü do rozpoczĊcia wytapiania martwych lodów pogrzebanych na kontakcie z krawĊdzią sedymentacyjną (Bramka – BoĪĊcin – Sáonecznik). Wskazują na to liczne, linijnie uáoĪone wzdáuĪ krawĊdzi wytopiska wyznaczające podsandrowy zasiĊg páatów lodu autochtonicznego. W dalszym etapie nastąpiá rozpad odkrytej, tj. naziemnej czĊĞci marginalnej lądolodu na páaty i bryáy martwego lodu. ĝwiadectwem tego jest morena denna pagórkowata nazwana wczeĞniej przez RoszkównĊ (1955) i WiĞniewskiego (1971) „strefą marginalną”, która od póánocnego zachodu przylega do krawĊdzi sedymentacyjnej. W Ğrodkowej czĊĞci obszaru badaĔ mogáo dojĞü do cofniĊcia lądolodu, pogáĊbiáa siĊ wczeĞniejsza interlobalna zatoka lodowa i w dalszym ciągu funkcjonowaá w niej intensywny odpáyw wód roztopowych skierowany na poáudnie. W zachowanej rzeĨbie terenu widoczne są Ğlady skoncentrowanego odpáywu wcinającego siĊ w postaci gáĊbokich koryt (do kilku metrów) w I poziomie sandrowym koáo ĩabiego Rogu. ĝladem krótkiego postoju w trakcie recesji, po stronie zachodniej rynny jeziora Narie, jest ciąg wzgórz i pagórków martwego lodu na linii od Bramki do Obuchowa (ryc. 1C). Po stronie wschodniej rynny jeziora Narie, a wiĊc w zachodnim skrzydle lobu àyny zanik lądolodu musiaá odbywaü siĊ stosunkowo szybko przy niewielkim udziale wód roztopowych, poniewaĪ brak jest Ğladów wiĊkszych odpáywów wód proglacjalnych. Sądziü moĪna, Īe w tym przypadku recesja lądolodu miaáa charakter frontalny. Zachowaáa siĊ natomiast subglacjalna rzeĨba powstaáa przy wczeĞniejszym awansie lądolodu, a wiĊc aktywnych mas lodowych. Lądolód wycofaá siĊ tu na liniĊ póánocnej czĊĞci póáwyspu Kretowiny – –Tątáawki – Brzydowo (ryc. 1C). Podczas postoju na tej linii doszáo do powstania znacznych rozmiarów moren czoáowych oraz nadbudowania nimi prawdopodobnie istniejącej juĪ wczeĞniej krawĊdzi terenowej. KrawĊdĨ ta jest szczególnie dobrze wyraĪona pomiĊdzy miejscowoĞciami Wilnowo i Tątáawki. Postój na tej linii nie byá dáugotrwaáy, czego dowodem są „drumlinopodobne” formy subglacjalne wkraczające na skáon proksymalny krawĊdzi z morenami czoáowymi. Skoncentrowany odpáyw wód w tej czĊĞci obszaru odbywaá siĊ w dwóch miejscach: wzdáuĪ rynny Narie i rynny subglacjalnej w okolicy Brzydowa. 3. W kolejnym etapie doszáo do cofniĊcia czoáa lądolodu na poáudniową liniĊ moren morąskich i ksiąĪnickich (ryc. 1C). Roszko (1968) zakáadaáa, Īe na obszarze moren morąskich miaá miejsce oscylacyjno-lobalny zanik lądolodu. Na podstawie wzajemnego ukáadu form czoáowomorenowych sądziü moĪna, Īe nadal zachowaá siĊ lobalny ukáad czoáa lądolodu, a interlobalna zatoka lodowa funkcjonowaáa mniej wiĊcej na wysokoĞci miejscowoĞci Roje. Na przedpolu zatoki usypany zostaá wysoki poziom sandrowy (120-130 m n.p.m.) w postaci zwartego páata na póáwyspie Hajda. W strefie morąskich moren czoáowych znajduje siĊ 9 równolegle uáoĪonych waáów, wzgórz i pagórków, Ğwiadczących, o wystĊpującej tu recesji frontalnej. Zaburzenia glacjotektoniczne obserwowane w niektórych formach moren morąskich, mogą wskazywaü, Īe pochodzą one z okresu awansu lądolodu. Badania wskazują, Īe spiĊtrzeniu ulegáy osady sandrowe, na które wkraczaá lądolód, a wiĊc mogáo dochodziü do drobnych oscylacji podczas deglacjacji obszaru moren morąskich i ksiąĪnickich. W tym czasie rynna jeziora Narie, byáa konserwowana przez martwe lody lodowcowe, na których powierzchni odbywaá siĊ proglacjalny przepáyw w wód roztopowych. W wyniku submarginalnego drenaĪu podlodowego rozwijane byáy dalej rynna niebrzydowska i mniejsze rynny na zapleczu moren ksiąĪnickich.

132 Z zanikiem pokrywy lodowej na przedpolu moren morąskich i ksiąĪnickich, a gáównie na obszarze wysoczyznowym, związane byáo pozostawienie powierzchniowego pokáadu gliny morenowej o zmiennej miąĪszoĞci, uzaleĪnionej od lokalnej morfologii podáoĪa. 4. Kolejny postój lądolodu miaá miejsce w skrajnie póánocnej czĊĞci obszaru badaĔ na linii moren markowskich. Od tych moren biorą początek sandry w okolicach StruĪyny (134-142 m n.p.m.), które kierują siĊ początkowo na wschód, a nastĊpnie na poáudnie. Rynna niebrzydowska, bĊdąca póánocną czĊĞcią wspomnianego systemu rynnowego, byáa konserwowana páatami i bryáami pogrzebanego lodu, a na ich powierzchni zachodziá konsekwentny przepáyw wód roztopowych w kierunku poáudniowym. Wody te páynĊáy równieĪ z kierunku póánocno-wschodniego i áączyáy siĊ z wodami páynącymi rynną niebrzydowską w obszarze pomiĊdzy Warkaákami, Niebrzydowem, Rojami a Bolitami Starymi. Stąd wspólnie odpáywaáy na poáudnie rynną jeziora Narie. Przyjmując za S. Kozarskim (1995) wiek fazy pomorskiej na 16200 lat BP moĪna szacunkowo wyliczyü czas etapów postoju lądolodu w trakcie recesji. Okazuje siĊ, Īe na poáudniową granicĊ moren morąskich lądolód wycofaá siĊ ok. 15900 lat BP. Wskazywaáoby to, Īe Ğrednie tempo recesji wyniosáo okoáo 1 km na 30 lat. 5. Ostatnim etapem ĞciĞle glacjalnej ewolucji rzeĨby w obszarze máodoglacjalnym okolic Morąga byáo wytapianie martwych i pogrzebanych, reliktowych lodów glacjalnych. Efektem tego są rozlegáe obszary kemowo-wytopiskowe w rynnach jezior Morąg, Narie i na póánoc od jeziora Narie. Wytapiające siĊ martwe lody spowodowaáy równieĪ silne przeksztaácenie rzeĨby sandrowej. W wyniku wytapiania lodów konserwujących rynny i procesu redukcji zmarzliny powstaáy liczne jeziora, m.in. Narie, Morąg, BartĊĪek, Mildze, WukĞniki i inne. ZakoĔczenie formowania siĊ rzeĨby glacjalnej w okolicach jeziora Narie miaáo miejsce z chwilą ostatecznego wytopienia martwych i pogrzebanych lodów.

3. Wnioski

W oparciu o przeprowadzone badania geomorfologiczne i sedymentologiczne, które doprowadziáy ustalenia morfogenezy tego obszaru sformuáowano kilka wniosków. NajwaĪniejsze to: • RzeĨba podáoĪa podczwartorzĊdowego i ze starszych okresów glacjalnych miaáa wpáyw na wyksztaácenie niektórych form, a szczególnie rynny jeziora Narie, moren morąskich i ksiąĪnickich związanych z subfazą kaszubsko – warmiĔską. Rynna jeziora Narie nawiązuje do form rynnowych lub dolinnych funkcjonujących juĪ prawdopodobnie od schyáku zlodowaceĔ Ğrodkowopolskich (interglacjaáu ferdynandowskigo wg Trzmiela 2003) i odnawianych w okresie dalszej czĊĞci plejstocenu. • Rynna jeziora Narie stanowiąca gáówny element morfologiczny badanego obszaru jest rynną subglacjalną o genezie glacjofluwialnej. Nie budzi równieĪ wątpliwoĞci, Īe stanowiáa ona bardzo waĪne ogniwo hydrologiczne podczas glacjacji i deglacjacji badanego obszaru. Aktualny ksztaát rynny zostaá jednak ostatecznie uformowany podczas awansu i zaniku ostatniego lądolodu w fazie pomorskiej. • Wyksztaácenie lobalnego, a w tym obszarze gáównie interlobalnego ukáadu czoáa masy lodowej oraz kierunek transgresji lądolodu byáo predysponowane topografią podáoĪa, a w szczególnoĞci ogólnym obniĪeniem niecki jeziora Narie i wysoko wyniesionym póáwyspem Kretowiny. Zapewne wpáyw na blokowanie mas lodowych, jak i zapoczątkowanie lobalnego ukáadu czoáa odegraáo Wzniesienie Elbląskie oraz prawdopodobnie wysoko wyniesiony obszar moren morąskich i ksiąĪnickich. • Recesja ostatniego lądolodu na analizowanym obszarze miaáa záoĪony charakter, co przejawia siĊ wiĊkszym zróĪnicowaniem form marginalnych od dotąd rozpoznanych. Byáy one ksztaátowane w zmiennych warunkach dynamiki i bazalnego reĪimu czoáa lądolodu, jak równieĪ w zaleĪnoĞci od budowy geologicznej podáoĪa i jego geomorfologii. Na podstawie

133 analizy geomorfologiczną i sedymentologiczną moĪna na badanym terenie wyróĪniono trzy (a nawet cztery) strefy marginalne: Pierwszą związaną z maksymalnym zasiĊgiem lądolodu. Drugą, recesyjną w stosunku do poprzedniej związana z linią Tątáawki – Wilnowo – Bramka – . Trzecią związaną z morenami morąskimi i ksiąĪnickimi, w której wystĊpuje szereg linii postojowych moren spiĊtrzonych, kontynuacją jej moĪe byü strefa związana z morenami markowskimi. • Postglacjalne procesy rzeĨbotwórcze odegraáy znaczącą rolĊ w przeksztaáceniu rzeĨby glacjalnej gáównie na obszarze krawĊdziowym rynien polodowcowych. Spowodowaáy one silne rozczáonkowanie zboczy rynny, wyksztaáciáo siĊ szereg form denudacyjnych takich jak: dolinki i niecki denudacyjne, liczne rozciĊcia erozyjne, dolinki i niecki zawieszone, wąwozy i jary.

Literatura Aber J. S., RuszczyĔska-Szenajch H., 1997, Origin of Elbląg Upland, northern , and glaciotektonism in the southern Baltic region, Sedimentary Geology 111, s. 119-134. Boulton G. S., 1996, Theory of glacial erosion, transport and deposition as a consequence of subglacial sediment deformation, Journal of Glaciology, vol. 42, s. 43-62. Galon R., Roszko L., 1961, Extens of the Scandinavian Glaciations and of their Recession Stages on the light of an analisis of the Marginal Forms of Inland Ice, Przegląd Geograficzny, 34, 3, s. 347-367. Kamb B., 1987, Glacier surge mechanism based on linked cavity configuration of the basal water conduit system, J. Geoph. Res., 92, B9, s. 9083-9100. Karasiewicz M. T., 2000, ZasiĊg fazy pomorskiej zlodowacenia wisáy miĊdzy jeziorem BartĊĪek a jeziorem Narie (Pojezierze Iáawskie), [w:] Osady, struktury deformacyjne i formy warciaĔskiej strefy glacjomarginalnej na Nizinie Podlaskiej, Lublin 2000, s. 33-36. Karasiewicz M. T., 2005, Rekonstrukcja zasiĊgu lądolodu fazy pomorskiej na podstawie badaĔ geologicznych, geomorfologicznych i sedymentologicznych w rejonie jeziora Narie, [w:] Kotarba A., KrzemieĔ K., ĝwiĊchowicz J., (red:) Wspóáczesna ewolucja rzeĨby Polski, Kraków, s. 183-189. Karasiewicz M. T., 2006, Zagadnienie maksymalnego zasiĊgu zlodowacenia vistuliaĔskiego podczas fazy pomorskiej w otoczeniu jeziora Narie, [w:] Przemiany Ğrodowiska geograficznego Polski Póánocno-zachodniej, PoznaĔ, 20-21 marca 2006, s. 83-85. Kasprzak L., 2003, Model sedymentacji lądolodu vistuliaĔskiego na Nizinie Wielkopolskiej, Wyd. Naukowe UAM Seria Geografia 66, ss. 214. Kondracki J., 1952, Uwagi o ewolucji morfologicznej Pojezierza Mazurskiego, Biul. Inst. Geol., 65, s. 512-551. KotaĔski Z., 1997, Atlas geologiczny Polski. Mapy geologiczne ĞciĊcia poziomego w skali 1:750000, PIG Warszawa. Kozarski S., 1995, Deglacjacja póánocno-zachodniej Polski, warunki Ğrodowiska i transformacja geosystemu (~20 ka ĺ 10 ka BP), Dokumentacja Geograficzna, 1, ss. 82. Roman M., 1990, Zlodowacenie Wisáy w rejonie Bramki w zachodniej czĊĞci Pojezierza Mazurskiego. Kwartalnik Geologiczny, 34, 2, s. 325-338. Roszkówna L., 1955, Moreny czoáowe zachodniego Pojezierza Mazurskiego, Stud. Soc. Sc. Torun., Sec.C, 2, 2, s.35- 95. Roszkówna L., 1956, Zagadnienie zasiĊgu stadium pomorskiego nad dolną Wisáą, Stud. Soc. Sc. Torun., Sec. C, 3, 1. Roszko L., 1968, Recesja ostatniego lądolodu z terenu Polski, Prace Geograficzne IGPAN, 74, ToruĔ, s. 65-96. Roszko L., 1973, Grunwald – Frombork, [w:] Niewiarowski W., Przewodnik wycieczek, XI Ogólnopolski Zjazd Geograficzny, ToruĔ 21-24 wrzesieĔ 1973, UMK ToruĔ, s. 20-37. Szaáamacha B., Trzmiel B., 2000, Szczegóáowa mapa geologiczna Polsk 1: 50000, arkusz Morąg, CAG, Warszawa Trzmiel B., 2003, Szczegóáowa mapa geologiczna Polski 1: 50000, arkusz Boguchwaáy, CAG, Warszawa Walder J. S., Fowder A., 1994, Channelized subglacial drainage over a deformable bed, Journal of Glaciology, 40, s. 3-15. WiĞniewski E., 1971, Struktura i tekstura sandru ostródzkiego oraz teras doliny górnej DrwĊcy, Prace Geograficzne, IG PAN, 83, s. 7-95. WiĞniewski E., Karczewski A., 1978, O rzeĨbie sandrów utworzonych na lodzie, Przegląd Geograficzny, 50, 2, s. 269-289.

134