PRZYSTANEK IV – GENEZA POŁUDNIOWEJ CZĘŚCI JEZIORA WIGRY

Wszystkie naturalne formy powierzchni ziemi oraz jeziora i rzeki na Suwalszczyźnie stworzył lądolód skandynawski i jego wody. Powierzchnię tego terenu budują piaski, gliny, żwiry, kamienie i głazy. Cały ten materiał wytopił się z kolejno nasuwających się lodowców. Grubość pokrywy osadowej nagromadzonej przez lądolody w ciągu ostatnich 2 milionów lat w okolicy jeziora Wigry wynosi ponad 200 m. Poniżej znajduje się ponad 400 metrów starszych osadów nielodowcowych (morskich i lądowych). Akumulowane one były znacznie dłużej – przez kilkaset milionów lat. Skala wpływu lodowców na ten obszar była więc ogromna. Podłożem tych wszystkich osadów są prekambryjskie skały krystaliczne platformy wschodnioeuropejskiej.

W czasie ostatniej epoki lodowej w Europie było prawdopodobnie osiem faz silnego ochłodzenia klimatu. Wtedy to lodowce kontynentalne ze Skandynawii wielokrotnie obejmowały obszar Suwalszczyzny. Ostatnia faza oziębienia rozpoczęła się około 90 tysięcy lat temu. Nazwano ją Zlodowaceniem Bałtyckim (Wisły). W tym czasie lądolody dwukrotnie nasuwały się na ten teren – ostatni raz 23 tysiące lat temu.

Lodowe jęzory przybyły tu z północnego wschodu. Tempo posuwania się lodowców wynosiło przypuszczalnie kilkanaście centymetrów na dobę. Minęło więc wiele tysięcy lat nim dotarły ze Skandynawii. Lód wypełniał istniejące doliny i obniżenia, a dzięki swej plastyczności napływał na wysoczyzny. Grubość pokrywy lodowej na tym terenie osiągnęła ponad 100 metrów. Ostatecznie pochód lądolodu zatrzymał się, na kilka tysięcy lat w środkowej części obecnej Puszczy Augustowskiej. Wytworzyła się równowaga pomiędzy tempem dopływu świeżego lodu a jego topnieniem. Cały materiał skalny – głownie piaski i żwiry z kamieniami – osadzał się przed czołem lodowca, tworząc moreny. Następnie woda ­sypała piaszczysto – żwirowe równiny sandrowe i wypełniała mułkiem zbiorniki zastoiskowe. Ze szczelin i tuneli pod lodem wypływały strumienie i rzeki, rzeźbiąc głębokie rynny.

Dalsze ocieplenie klimatu spowodowało kurczenie się rozmiarów pokrywy lodowej, co odpowiadało cofnięciu się czoła lądolodu. Na tym obszarze czoło zatrzymało się dwa kilometry na południe od obecnego brzegu jeziora Wigry (etap I, faza I). Tu również lądolód stał długo. Utworzyły się w kilku ciągach wały moren czołowych. Obecnie, podobnie jak moreny zasięgu maksymalnego, są prawie niewidoczne, ponieważ rozmyły je wody płynące od czoła lodowca i zasypał piasek oraz osady wodnomorenowe w postaci jęzorów błotnych. Ogromne ilości piasków gliniastych ze żwirami i głazami oraz miejscami glina zwałowa spłynęły na odległość 7 kilometrów od czoła czaszy lodowej, osadzając warstwę o miąższości do 2 metrów. Wiele z zasypanych w okolicy Bryzgla moren to formy spiętrzone wskutek poziomego nacisku masy lodowej. Na obszarze misy obecnego jeziora Wigry doszło do rozpadu zwartego dotąd lodowca na ogromne bryły. Być może przyczyną tego było istniejące tu od dawna obniżenie terenu, związane z budową geologiczną głębszych warstw ziemi. Topnienie lodowca nad nierównym podłożem stwarza ­warunki do powstawania brył tzw. „martwego” lodu – są to oddzielone od zwartej masy lodowej ogromne góry i kry lodowe, pozostawione procesowi powolnego topnienia (zamierania) wśród glin i piasków.

Pierwsze pęknięcie przebiegło wzdłuż większej części południowego brzegu Wigier – od miejscowości Bryzgiel po Czerwony Krzyż. Powierzchnia tej ogromnej bryły zawierała wiele obniżeń i szczelin, które wypełniła woda z piaskiem i mułkiem. Po wytopieniu lodów powstały liczne w tym rejonie wzgórza – kemy. Następnie lądolód odsunął się nieco na północ. Pomiędzy aktywnym lodem a bryłą, w środkowej części jeziora, usypał wysokie moreny czołowe wysp Ordów i Ostrów (etap II, faza II).