WIGIERSKI PARK NARODOWY

Rzeźba terenu Parku jest zróżnicowana. Na północ od jeziora Wigry krajobraz jest pagórkowaty, z licznymi wzniesieniami i obniżeniami terenu, dużą liczbą jezior i dolin rzecznych, zaś w części południowej dominują obszary o lekko sfalowanej lub płaskiej powierzchni. Wyjaśnienia tego zjawiska szukać należy w odmiennej historii geologicznej tych dwóch obszarów.

Rzeźbę terenu tej części Suwalszczyzny ukształtował ostatecznie okres zlodowaceń, w szczególności stadiał leszczyńsko-pomorski zlodowacenia północnopolskiego, choć widoczne są także elementy rzeźby pochodzące z wcześniejszych okresów. W swoim maksymalnym zasięgu lądolód ostatniego zlodowacenia pokrywał cały obszar obecnego parku narodowego i sięgał aż do doliny Biebrzy.

W okresie tym wyżłobione zostały pod lodowcem rynny o stromych zboczach i nierównym dnie, między innymi rynny jeziora Wigry. W kolejnych fazach ustępowania (recesji) i ponownego nasuwania się (transgresji) lodowca powstawały charakterystyczne elementy ukształtowania terenu - moreny czołowe i denne, kemy, ozy, równiny sandrowe, misy jeziorne, doliny wód roztopowych i inne.

Głęboko, bo około 530-800 metrów pod utworami powierzchniowymi, leży podłoże krystaliczne zbudowane z granitognejsów, gnejsów, migmatytów, diorytów i lamprofirów. Bezpośrednio na podłożu krystalicznym leżą szczątkowo zachowane piaskowce i łupki kambru, a na nich zróżnicowane skały młodszych okresów ery paleozoicznej i mezozoicznej, głównie pochodzenia morskiego. Występują wśród nich margle, wapienie, iłowce, zlepieńce, kreda pisząca i inne skały osadowe. W trzeciorzędzie morze ostatecznie ustąpiło z terenu Suwalszczyzny, pozostawiając skały węglanowe i węglanowo-krzemionkowe o miąższości około 60-100 m (margle, opoki i gezy glaukonitowe). Dalsza historia kształtowania się rzeźby tego obszaru jest złożona i związana z kilkunastoma okresami zlodowaceń oraz ocieplenia klimatu (interglacjałów). Następowała stopniowa kumulacja osadów czwartorzędowych - glin, mułków, utworów zastoiskowych, iłów, piasków, żwirów i głazów. Osady te ulegały w różnych okresach procesom erozji i denudacji, a także przemieszczeniom warstw pod wpływem nacisku lodowców.

Jak już wspomniano, główny rys obecnej rzeźbie terenu nadało ostatnie zlodowacenie, które ustąpiło stąd ostatecznie około 12 tysięcy lat temu. W czasie dłuższego postoju czoła lodowca, w okolicy wsi Bryzgiel i dalej w kierunku wschodnim do rejonu wsi Zakąty, powstały wały i pagórki moreny czołowej. Wody wypływające z pod czoła lodowca wynosiły materiał piaszczysto-żwirowy i tworzyły najstarsze pokłady sandrowe. Po okresie ocieplenia, któremu towarzyszyło wycofywanie się lodowca, nastąpiło ponowne ochłodzenie klimatu i powtórna transgresja czoła lądolodu w kierunku południowym - tzw. subfaza wigierska. Napierający lądolód częściowo zniszczył wcześniejsze moreny czołowe i zmienił formę wzniesień, których pozostałościami są obecnie wyspy na jeziorze Wigry - Ordów, Ostrów i Krowa. Spływające z lodowca osady wodnolodowcowe, prawdopodobnie w formie jęzorów błotnych, pokryły starsze poziomy sandru warstwą o grubości około 2 m i objęły obszar o szerokości około 7 km od czoła lodowca.

W tym okresie wykształciły się m.in. płaskie równiny sandrowe w południowej części Parku, dobrze widoczne pomiędzy wsiami Krusznik i Monkinie. W następnym, młodszym etapie subfazy wigierskiej czoło lodowca na krótko zatrzymało się na linii pomiędzy strefą środkową jeziora Wigry a rejonem wsi Wysoki Most. Powstałe wówczas, w wyniku nacisku zwartych mas lodowych, wzniesienia tworzą obecnie ciąg wzgórz, zwanych sobolewsko-posejneńskimi. Na przedpolu lodowca wody roztopowe silnie rozmywały powierzchnię. Z tego okresu pochodzi wysoczyzna morenowa na południe od Mikołajewa.

W następnym okresie, znanym jako subfaza hańczańska, czoło lodowca rozdzieliło się na liczne loby i charakteryzowało się znaczną ruchliwością. Utworzone zostały wówczas ciągi spiętrzonych moren na północ od doliny Czarnej Hańczy i w rejonie Mikołajewa, tworzyły się doliny wód roztopowych po wschodniej stronie Wigier a także, w okresie późniejszym, powstały moreny czołowe w północnej części Parku - w rejonie Lipniaka i Piotrowej Dąbrowy. Martwe lody wypełniające misę Wigier powoli wytapiały się. U schyłku plejstocenu, około 14 tysięcy lat temu, rozpoczął się okres ostatecznego rozpadu i zaniku pokrywy lodowej. Ogromne bryły i płaty lodu, zwykle przysypane warstwą materiałów wodnolodowcowych, roztapiały się bardzo wolno. W miejscu występowania zagrzebanych brył lodowych pojawiały się początkowo płaskie obniżenia, w których rozwijała się roślinność torfowiskowa. Dopiero istotne ocielenie klimatu, które nastąpiło około 12 tysięcy lat temu, doprowadziło do szybkiego pogłębiania się jezior, aż do ostatecznego wytopienia się lodów. W tym okresie powstała większość jezior obecnego parku narodowego, w tym kompleks połączonych mis jeziornych tworzących Prawigry. W wyniku wytapiania się brył lodu, wypełniających Prawigry oraz rozległe tereny na wschód i zachód od jeziora, powstawały tzw. moreny martwego lodu. W otwartych szczelinach lodowych usypywane były kemy, powstawały tarasy kemowe i poziomy zastoiskowe. Prawigry, w długim procesie wypełniania się osadami dennymi, zarastania stref brzegowych i płycizn, przekształciły się stopniowo w grupę 14 jezior i jeziorek, o łącznej powierzchni około 2500 ha.