Lód gruntowy i rozwój rzeźby w środowisku
Wprowadzenie
rzeźby obszarów leżących w wysokich szerokościach geograficznych
wynika nie tylko z faktu występowania lodowców. Równie ważnym czynnikiem
fogenetycznym, działającym w obszarach niezlodowaconych jest lód gruntowy. Dłu
gotrwałe i powtarzające się procesy jego powstawania, rozrostu i degradacji pociąga
ją za sobą znaczne zmiany w ukształtowaniu powierzchni ziemi. Powstają przy tym
unikatowe formy rzeźby,
zwykle w powtarzalnych zespołach, co nadaje
obszarom zimnym, zwłaszcza nizinnym, szczególny wyraz krajobrazowy. Niektóre ze
społy form
dziesiątki i setki kilometrów kwadratowych pustyni
tun
dry i lasów borealnych.
Z lodem gruntowym i zmianami temperatury powietrza z ujemnej na dodatnią są
związane procesy określane jako mrozowe. Ich znaczenie rzeźbotwórcze można roz
patrywać w czterech głównych kategoriach: pękania mrozowego,
mrozowego, sortowania mrozowego i pęcznienia mrozowego. Surowe warunki środo
wiskowe
też
warunki dla dalszych procesów morfogenetycznych,
takich jak grawitacyjne ruchy masowe, erozja fluwialna czy procesy eoliczne. Powo
duje to, że ewolucja rzeźby w obszarach położonych w zasięgu klimatu zimnego,
a w szczególności w zasięgu występowania wieloletniej zmarzliny, przebiega w sposób
nieporównywalny do innych stref klimatycznych na Ziemi. Zrozumienie prawidłowo
ści tej ewolucji jest niezbędne, jeśli zagospodarowanie tych obszarów ma odbywać się
w sposób racjonalny i zrównoważony.
Dodatkowo należy pamiętać, że zmiany klimatu w niedawnej historii Ziemi spra
wiły, że w zasięgu klimatu zimnego
się prawie połowa obszarów lądowych.
Świadectwem tych warunków są różnorodne osady i formy rzeźby o charakterze re
liktowym, powszechne także w Polsce.
Formy występowania lodu podziemnego
Specyfika procesów rzeźbotwórczych w klimacie zimnym jest związana w znacz
nej mierze z obecnością lodu podziemnego (gruntowego). Tworzy się on, gdy
329
ratura gruntu obniża się poniżej 0°C, przy czym należy pamiętać, że obecność roz
puszczonych soli w wodzie obniża temperaturę zamarzania. Lód podziemny tworzy
się na kilka sposobów i na różnych głębokościach, przybiera też różne formy morfo
logiczne, dlatego wyróżniane są jego różne odmiany. Rozróżnienia te są podstawą
(nauki o lodzie), ale są też ważne z geomorfologicznego punktu widzenia,
gdyż różne rodzaje lodu gruntowego są stowarzyszone z różnymi procesami i forma
mi powierzchniowymi. Wyróżniamy cztery podstawowe rodzaje (istnieją także bar
dziej rozbudowane
1) lód porowy, 2) lód segregacyjny, 3) lód żyłowy i 4)
lód iniekcyjny. Niezależnie od występowania lodu gruntowego, przemarznięty może
też być pierwotnie suchy (nie zawierający wody) ośrodek skalny. Jego temperatura
będzie ujemna, natomiast nie będzie on zawierał widocznych kryształów lodowych.
Lód porowy powstaje przez zamarzanie wody w przestrzeniach porowych i ce
mentuje przemarznięty grunt. Jest on szczególnie typowy dla utworów gruboziarni
stych: piasków i żwirów. Dla kontrastu, lód segregacyjny występujący w formie rozcią
gniętych soczewek jest charakterystyczny dla utworów drobnoziarnistych: pyłów
i iłów. W jego rozwoju kluczowe znaczenie ma zjawisko kriosukcji, czyli ssania mro
zowego (zob. rozdział 5.2.4). Początkowo zamarzaniu ulegają cienkie warstwy wody
błonkowatej wokół pojedynczych ziaren mineralnych, tworząc inicjalną soczewkę lo
dową. Jej zewnętrzne powierzchnie są określane jako front zamarzania. W dalszej ko
lejności następuje migracja niezamarzniętej wody w kierunku inicjalnej soczewki lo
du, która powiększa się. Wielkość soczewek lodu segregacyjnego jest zróżnicowana.
Najmniejsze mogą być trudne do identyfikacji gołym okiem, największe mają kilka
metrów grubości
13.1). Wskutek kriosukcji objętość lodu w gruncie jest większa
niż pierwotna łączna objętość przestrzeni między ziarnami, tak więc w efekcie wzro
stu lodu segregacyjnego dochodzi do podnoszenia powierzchni terenu (pęcznienia).
Z kolei podczas rozmarzania gruntu jest uwalniany nadmiar wody, której pory nie są
w stanie pomieścić. W obu omówionych przypadkach źródłem lodu jest woda już
obecna w gruncie.
Wody podziemne są też źródłem lodu iniekcyjnego. Powstaje on wskutek wtar
gnięcia wód podziemnych znajdujących się pod ciśnieniem w warstwę stale lub sezo
nowo przemarzniętą. Lód iniekcyjny występuje w formie poziomych warstw lub ma
sywnych soczewek i kopuł, o grubości nawet ponad 10 m (fot. 27). Te ostatnie powo
dują rozwój pagórków z jądrem lodowym (zob. rozdział 13.5).
Ryc. 13.1. Powstawanie lodu segregacyjnego
330
W przeciwieństwie do omówionych rodzajów, lód
powstaje przez zamar
znięcie wody napływającej do otwartego pęknięcia z powierzchni terenu. Jest to zwy
kle woda opadowa lub pochodząca z zanikającej pokrywy śnieżnej. Grubość pojedyn
czych żył, powstających w efekcie jednorazowej dostawy wody, nie przekracza kilku
milimetrów, ale wielokrotne pękanie gruntu w tym samym
może doprowadzić
do powstania potężnych form klinowych grubości wielu metrów (zob. rozdział 13.3).
Wieloletnia zmarzlina
Przemarznięcie gruntu, czyli jego pozostawanie w temperaturze poniżej 0°C,
utrzymujące się przez przynajmniej dwa kolejne lata, jest podstawą do określania
go jako wieloletniej zmarzliny (ang.
Na ogół wiąże się to z obecnością
lodu gruntowego w różnych postaciach, ale w skałach litych zmarzlina może być
i w ogóle nie zawierać lodu. Ujemna temperatura gruntu nie oznacza też,
że brak w nim wody w postaci
Przy temperaturze nieznacznie poniżej 0°C,
woda i lód mogą współwystępować, przy czym woda podlega stopniowo przemia
nom fazowym i zamienia się w lód. Grubość wieloletniej zmarzliny na Ziemi jest
bardzo zróżnicowana i lokalnie sięga nawet ponad 1000 m, będąc głównie funkcją
temperatury (ryc. 13.2). Jej znaczna grubość na Syberii jest prawdopodobnie odzie
dziczona z plejstocenu, a zmarzlina - wskutek swojej dużej bezwładności cieplnej -
jest wciąż w stadium przystosowywania się do warunków klimatycznych holocenu
(RAMKA 13.1).
Ryc. 13.2. Profil termiczny zmarzliny (wg H. Frencha, zmieniona)
Określenie
jest także niekiedy używane w języku polskim.
331
Ramka
Występowanie wieloletniej zmarzliny
Wieloletnia zmarzlina występuje w dwóch strefach geograficznych, częściowo pokrywają
cych się: w wysokich szerokościach geograficznych obu półkul oraz w regionach wysoko
górskich. Trwale przemarznięty grunt znajduje się także pod wodą, na syberyjskim szelfie
kontynentalnym.
W Ameryce Północnej zmarzlina zajmuje około połowy
Kanady i
po
wierzchni Alaski, przy grubości od 60 do ponad 600 m. Południowy zasięg występowania
zmarzliny ciągłej wyznacza pas pomiędzy 55 i 60°N, a zmarzlina nieciągła sięga
500-1000 km dalej na południe. W Eurazji grubość zmarzliny jest większa niż w Amery
ce Północnej i wynosi od 300 do ponad 1000 m. Południowa granica
ciągłej
przebiega mniej więcej wzdłuż północnej granicy występowania lasów borealnych (tajgi),
zmarzlina nieciągła występuje do 50°N. Najdalej na południe wysuniętym obszarem wy
stępowania wieloletniej zmarzliny jest Wyżyna Tybetańska, gdzie jej grubość sięga do
130 m, a dolny zasięg wysokościowy wyznacza izohipsa 4200 m
na północy
i 4800 m n.p.m. na południu.
Obszar
Powierzchnia
północna
Eurazja
13,9
Ameryka Północna
7,2
Grenlandia
1,6
Półkula południowa
Antarktyda
13,5
Łącznie
36,2
powierzchni lądów)
Ze względu na zajmowaną powierzchnię są wyróżniane trzy główne formy wystę
powania wieloletniej zmarzliny (ryc. 13.3). Przy bardzo niskiej średniej wartości rocz
nej temperatury występuje gruba zmarzlina ciągła, która wraz ze wzrostem tempera
tury nabiera charakteru zmarzliny
rozbitej na mniejsze płaty mniejszej
grubości. Przy średniej rocznej temperaturze bliskiej 0°C mamy do czynienia ze zmar
zliną sporadyczną,
głównie pod izolującymi warstwami torfu. W Amery
ce Północnej za strefę występowania zmarzliny ciągłej uważany jest obszar, w którym
ponad
powierzchni jest w stanie przemarzniętym. Pozostałe 20% obejmuje ob
szary nieprzemarznięte, głównie pod korytami rzek i jeziorami.
Do najważniejszych cech obszarów zmarzlinowych należy sezonowe odmarzanie
przypowierzchniowej warstwy gruntu. Warstwa ta jest określana jako warstwa aktyw
na (ang. active
(ryc. 13.3), a jej rozwój wiosną i latem oraz zanik jesienią ma klu
czowe znaczenie dla przebiegu wielu procesów powierzchniowych. Grubość warstwy
332
aktywnej jest zróżnicowana, o czym decydują przede wszystkim cechy klimatu i
W skrajnie zimnym środowisku wysokich szerokości geograficznych
wynosi ona 15-20 cm, natomiast w klimacie o wysokiej temperaturze lata, np. na Sy
berii, warstwa aktywna może mieć ponad 2 m grubości. Grubość warstwy aktywnej ro
śnie w podłożu gruboziarnistym, najmniejsza jest w utworach ilastych. Odmarzanie
gruntu w warstwie aktywnej powoduje na ogół uwolnienie znacznych objętości wody
uprzednio będącej w postaci lodu, co wydatnie przyspiesza wiele procesów rzeźbo-
twórczych, zwłaszcza ruchy masowe. Z kolei powtarzające się co roku zamarzanie
i odmarzanie przyczynia się do powstawania różnego rodzaju deformacji w gruncie,
których powierzchniowym wyrazem są struktury sortowania mrozowego i grunty wzo
rzyste (zob. rozdział 13.4).
W obrębie zmarzliny, na różnych głębokościach, mogą występować obszary nie-
przemarznięte, określane jako taliki. Występują one powszechnie pod korytami du
żych rzek oraz jeziorami, nie zamarzającymi do dna. Stała obecność wody o tempera
turze wyższej niż 0°C nie pozwala wówczas na zamarznięcie podłoża. Oznacza to rów
nież, że spłycenie jeziora, jego zdrenowanie, czy zmiana położenia koryta rzecznego
zmienia warunki termiczne w gruncie, powodując rozrost (agradację) zmarzliny. Ob
jętość
się zmniejsza, a rośnie ciśnienie wody w nim zawartej, która może prze
bić znajdującą się wyżej warstwę przemarzniętą. Zamarzając, tworzy formy lodu
iniekcyjnego. Ważnym aspektem hydrologii zmarzliny jest także jej nieprzepuszczal-
ność. Strop zmarzliny pełni funkcję nieprzepuszczalnego ekranu, dlatego cała obję
tość wody uwalnianej z
warstwy aktywnej musi odpływać powierzchnio
wo lub w obrębie warstwy aktywnej. Prowadzi to najczęściej do przekroczenia grani
cy płynności gruntu, który zaczyna przemieszczać się jako błotno-wodna masa.
Ryc. 13.3. Rodzaje wieloletniej zmarzliny i grubość warstwy aktywnej na przykładzie Ameryki Północnej
(wg Browna, zmieniona)
333
Ryc. 13.4. Szczeliny mrozowe w przemarznię
tym gruncie, Spitsbergen (fot. A. Latocha)
Mrozowe pękanie gruntu
Typowymi formami powierzchniowymi w obszarach zimnych są głębokie pęknię
cia gruntu, o rozciągłości niekiedy kilkudziesięciu metrów (ryc. 13.4). Są one efektem
kontrakcji termicznej gruntu o dużej zawartości lodu, wywołanej znacznym spadkiem
temperatury poniżej 0°C (do -20°C) i są określane jako pęknięcia mrozowe
cracks).
Grunt pęka, ponieważ współczynnik rozszerzalności liniowej lodu maleje
wraz ze spadkiem temperatury.
Mrozowe pęknięcia gruntu tworzą najczęściej układy przestrzenne o zadziwiają
cej regularności. Na powierzchniach płaskich są najczęściej ortogonalne, tzn. po
szczególne spękania łączą się pod kątem prostym, aczkolwiek ich przebieg może być
zakrzywiony. Układy heksagonalne, ze spękaniami pod kątem około 120°, powstają
głównie w gruntach jednorodnych pod względem składu ziarnowego. Pęknięcia wy
dzielają poligony o różnej wielkości, średnicy od 1-2 m do 40 m. Na wybrzeżu Horn-
sundu (Spitsbergen) pęknięcia mrozowe są typowe dla nadmorskich wałów burzo
wych i biegną zygzakiem wzdłuż grzbietu wału.
Pęknięcie gruntu otwiera w nim pewną przestrzeń, która może być wypełniona.
Od rodzaju wypełnienia zależy dalszy los pęknięcia, jest on także podstawą klasyfika
cji spękań mrozowych. Wyróżniane są: 1) spękania wypełnione lodem - kliny i
lodowe oraz 2) spękania wypełnione piaskiem - kliny i żyły piaszczyste.
334
Kliny lodowe
Kliny lodowe (ang. ice
należą do najbardziej charakterystycznych wy
znaczników wieloletniej zmarzliny. Są one wyjątkową formą występowania lodu grun
towego, mają też przemożny
na przebieg różnych procesów powierzchniowych.
Rozwijają się ze spękań mrozowych, zatem podobnie jak one tworzą regularne wzo
ry przestrzenne: prostokątne, heksagonalne i ich modyfikacje, co nadaje krajobrazo
wi tundry szczególny charakter.
Klin lodowy jest szeroki u góry i zwęża się stopniowo ku dołowi. Taka forma jest
jednak skumulowanym efektem wielu epizodów pękania gruntu, wypełniania pęknię
cia wodą i jej zamarzania. Formą inicjalną jest niewielka szczelina w przemarzniętym
gruncie, którą na początku okresu ciepłego wypełnia woda z powierzchni, która szyb
ko zamarza. Powstaje w ten sposób cienka (znacznie poniżej 1 cm) żyła lodowa o pio
nowej rozciągłości. Wypełniona lodem inicjalna szczelina cechuje się mniejszą wy
trzymałością na rozciąganie niż zwarty grunt obok, dlatego kolejne pęknięcie powsta
nie z dużym prawdopodobieństwem w tym samym miejscu. Po wypełnieniu lodem
szerokość całej struktury powiększa się, a sekwencja zdarzeń powtarza się po raz ko
lejny (ryc. 13.5). Charakterystyczną cechą klinów lodowych jest pionowe ustawienie
warstw lodu, z których każda tworzy osobną generację. Pojedyncze pęknięcia są bar
dzo wąskie i nie muszą zdarzać się co roku, tak więc wzrost klina jest procesem bar
dzo powolnym. Pojedyncze kliny lodowe nie przekraczają na ogół 3-4 m głębokości
i 1-1,5 m szerokości u góry, niemniej z niektórych obszarów Syberii i kanadyjskiej
Arktyki opisywano
do 10 m głębokości i 4 m szerokości.
Do rozwoju klinów lodowych są niezbędne określone warunki klimatyczne. Na
podstawie studiów w kanadyjskiej Arktyce stwierdzono, że średnia roczna temperatura
powinna być niższa niż
a zmarzlina mieć charakter ciągły. W wyższej temperatu
rze kliny mogą występować, ale są na ogół nieaktywne. Ewolucji klinów nie sprzyja gru
ba pokrywa śnieżna, która izoluje grunt od wpływu niskiej temperatury powietrza.
Degradacja klinów lodowych, polegająca na wytapianiu się lodowego wypełnie
nia, prowadzi w pierwszej kolejności do rozwoju krasu termicznego (zob. rozdział
13.6). Wolna przestrzeń w gruncie jest wypełniana materiałem mineralnym, którego
ułożenie na ogół naśladuje zasięg formy
W ten sposób powstaje struktura po
Szczelina
Szczelina Klin
Zima Jesień Zima Jesień
0
(500 lat później) (500 lat później)
Ryc. 13.5. Rozwój klina lodowego (wg A. Lachenbrucha, zmienione)
335
klinie lodowym, zwana pseudomorfozą. Struktury takie mają duże znaczenie
klimatyczne (zob. rozdział 13.9 i 13.10).
Kliny piaszczyste
Kliny piaszczyste (ang.
czy
szerzej - kliny z pierwotnym wypełnie
niem mineralnym, tworzą się w podobny sposób jak kliny lodowe, tylko powstające
szczeliny są wypełniane przez materiał mineralny, a nie wodę. Na ogół jest to piasek
nawiewany przez wiatr, ale może to być również pył eoliczny. Wypełnienia form kli
nowych wykazują warstwowanie, a ziarna drobniejsze znajdują się zwykle w dolnej
części klina. Te cechy
odróżnić pierwotne kliny piaszczyste od pseudomor-
foz po klinach lodowych.
Powstawaniu klinów piaszczystych sprzyja suchy klimat, w przeciwnym razie
szczelina byłaby wypełniona wodą i powstałby klin lodowy. Wielkość tych form jest
zwykle mniejsza niż klinów lodowych i wynosi 1-2 m głębokości, choć są znane duże
kliny piaszczyste, sięgające do m pod powierzchnię terenu.
Pęcznienie i sortowanie mrozowe gruntu
Zjawiska pęcznienia i sortowania mrozowego są ze sobą ściśle powiązane. Zacho
dzą w trakcie wielokrotnego zamarzania i odmarzania gruntu. Zmiany temperatury,
a przede wszystkim związane z nimi przemiany fazowe wody w lód i odwrotnie, pocią
gają za sobą zmiany objętościowe, a te z kolei powodują przekształcenie wewnętrznej
struktury osadu. Pęcznienie i sortowanie są szczególnie powszechne w obrębie war
stwy
ale zachodzą także poza obszarami z wieloletnią zmarzliną. W Polsce
ich najbardziej widocznym przejawem jest wymarzanie kamieni na polach ornych.
Pęcznienie mrozowe
heave)
zachodzi wskutek zamarzania wody i wzro
stu soczewek lodu segregacyjnego. Jest typowe dla okresu jesiennego i stopniowych
spadków temperatury. Pęczniejący grunt nie ma praktycznie możliwości ekspansji
bocznej, a zatem pęcznienie w nieunikniony sposób prowadzi do podniesienia po
wierzchni gruntu. Przeciętne roczne podniesienie powierzchni wynosi od mniej niż
1 cm do ponad 10 cm i jest wyraźnie uzależnione od warunków klimatycznych i cech
podłoża (jego wilgotności i możliwości tworzenia się lodu segregacyjnego - zob. roz
dział 13.2).
Pęcznienie mrozowe gruntów tworzonych przez ziarna o różnej wielkości może
w sprzyjających warunkach prowadzić do sortowania mrozowego gruntu (ang. frost
Określenie to odnosi się do takiej przebudowy struktury wewnętrznej grun
tu, że fragmenty grubsze
grubego żwiru i głazowa) są wyraźnie odseparowa
ne od fragmentów
(piasek, pył,
Efekty sortowania mogą być widocz
ne w układzie pionowym i wówczas obserwujemy przewagę grubszych fragmentów
przy powierzchni, mogą też prowadzić do koncentracji tych fragmentów w układzie
poziomym. Sortowanie odbywa się:
• wskutek pęcznienia, a jego efektem jest zróżnicowanie wielkości materiału w profi
lu pionowym;
336
• wskutek procesów grawitacyjnych. Nierównomierne podniesienie powierzchni
gruntu powoduje, że większe (cięższe) fragmenty
się pod wpływem
siły ciężkości do obniżeń;
• wskutek przemieszczeń poziomych prostopadle do frontu zamarzania znajdującego
się w położeniu ukośnym lub pionowym („zamarzanie z boku").
Pęcznienie mrozowe oraz współdziałanie pęcznienia z sortowaniem prowadzi do
powstania licznych drobnych form powierzchni ziemi. Pojedyncze formy nie przekra
czają kilku metrów wielkości, ale często
w rozbudowanych układach prze
strzennych, zajmując duże powierzchnie.
Grunty wzorzyste i inne efekty powierzchniowe
Najbardziej znanym efektem pęcznienia i sortowania gruntu pod wpływem zama
rzania jest zapewne wymarzanie kamieni, znane w tradycji ludowej jako „rodzenie
kamieni przez ziemię". Odbywa się ono w gruntach o zróżnicowanej wielkości ziaren
mineralnych i polega na pojawianiu się większych fragmentów skalnych na po
wierzchni. Jest typowe dla okresu wiosennego, a w obszarach z wieloletnią zmarzliną
- dla okresu wiosenno-letniego. Wskutek zamarzania postępującego od powierzchni
górne części większych fragmentów skalnych znajdą się w obrębie partii przemarznię
tych jako pierwsze i ulegną podniesieniu. Niewielka pusta przestrzeń poniżej kamie
nia jest następnie wypełniona osypującym się drobniejszym materiałem z sąsiedztwa
(ryc. 13.6). Wymarzanie może być też wymuszone przez wzrost soczewki lodu segre
gacyjnego bezpośrednio pod kamieniem. W przypadku dużych odłamków skalnych
o płytowym pokroju wielokrotne, postępujące od góry zamarzanie może prowadzić
do niemal pionowego ustawienia się odłamków.
Ryc. 13.6. Wymarzanie kamieni (wg A.
rząd górny - podczas zamarzania, rząd dolny - podczas od-
FM - front zamarzania, L - próżnie pod kamieniem; zaznaczono też soczewki lodu
337
Bardziej spektakularnym efektem procesów mrozowych jest powstawanie regu
larnych
przestrzennych powierzchni gruntu, typowych zwłaszcza dla obsza
rów tundrowych (fot. 28). Są one tradycyjnie nazywane gruntami strukturalnymi, jed
nak określenie to - jakkolwiek utrwalone - nie oddaje ani wyglądu tych form, ani ich
genezy. Dlatego bardziej odpowiednie byłoby nazywanie ich gruntami wzorzystymi,
podobnie jak w terminologii
Geneza tych form jest
złożona, obok pęcznienia i sortowania w powstawaniu poszczególnych typów i rodza
jów rolę odgrywają także pękanie, grawitacyjne procesy stokowe i inne
Grunty wzorzyste występują w wielu odmianach. Najczęściej jest przyjmowany
podział zaproponowany przez amerykańskiego badacza obszarów tundrowych, A. L.
Washburna, który wydzielił dwa typy: grunty sortowane i niesortowane, a w ich obrę
bie pięć odmian (wzorów
wieńce, poligony, pasy, sieci i stopnie (ryc.
13.7). W przypadku gruntów sortowanych obserwujemy wyraźną separację fragmen
tów grubszych i drobniejszych, przy czym wzór przestrzenny odnosi się do sposobu
ułożenia większych odłamków. Tak więc, wieńce kamieniste
wysepkę drobniej
szego materiału otoczoną pierścieniem większych odłamków (ryc. 13.8). Specyficz
nym rodzajem wieńców kamienistych są formy z częścią centralną zbudowaną z bar
dzo drobnego materiału mułkowego, który wydostał się na powierzchnię terenu w po
staci upłynnionej. Występując gromadnie, tworzą one tzw. tundrę plamistą.
Niesortowane układy przestrzenne są podkreślone specyficznym rozmieszcze
niem roślinności, która tworzy pasy, koliste wieńce czy poligony. W ich powstaniu
główną rolę odgrywa pęcznienie i pękanie, a sortowanie jest ograniczone, głównie ze
względu na bardziej jednorodną strukturę gruntu. Wieńce, poligony i sieci są typowe
dla powierzchni płaskich i o nieznacznym nachyleniu (do 3-5°). Na nachylonych sto
kach ustępują one układom pasowym wskutek stałego oddziaływania procesów sto
kowych, które nie pozwalają na powstanie zamkniętych komórek.
Szczególną odmianą gruntów wzorzystych niesortowanych są pola niskich pagór
ków, średnicy do 2 m i wysokości 20-50 cm, rozdzielonych obniżeniami i bruzdami.
Są one nazywane kopcami darniowymi lub thufurami (termin pochodzenia islandz
kiego). Główną rolę w ich rozwoju odgrywa pęcznienie jednorodnego, drobnoziarni-
Ryc. 13.7. Zróżnicowanie charakteru gruntów wzorzystych (strukturalnych) w zależności od nachylenia
stoku (wg
338
Ryc. 13.8. Pojedyncza komórka gruntu wzorzystego, Spitsbergen (fot. A. Latocha)
stego
a bruzdy pomiędzy pagórkami są utrzymywanie i przekształcane
przez erozję wodną i sufozję.
Pagórki z jądrem lodowym
Przemarznięcie podłoża powoduje powstanie na powierzchni ziemi pagórków
różnej wielkości, których wspólną cechą
obecność lodowego
przy czym lód
może występować w różnych postaciach. Do powstania pagórków niezbędne są pew
ne uwarunkowania litologiczne, decydujące przede wszystkim o możliwości izolacji
termicznej przemarzniętego wnętrza pagórka.
Największe rozmiary osiągają pagóry określane jako
Termin ten został
zaczerpnięty z języka
zamieszkujących deltę rzeki Mackenzie w północnej
Kanadzie i oznacza „wzgórze
co oddaje kształt wielu, lecz nie wszystkich
pagórków. Mają one od kilkunastu do 50 m wysokości i średnicę podstawy do kilku
set metrów, w planie są koliste lub owalne, stoki są strome (ryc. 13.9). Pingo powsta
ją wyłącznie w utworach nieskonsolidowanych (rzecznych, deltowych, jeziornych) i są
powszechne w północnej części Ameryki Północnej (Alaska, kanadyjska Arktyka) i na
Syberii, liczne są też na Spitsbergenie i na Grenlandii, pojedyncze formy opisywane
były z Wyżyny
W literaturze rosyjskiej dotyczącej rzeźby terenu związanej ze zmarzliną częściej pojawia się okre
ślenie
pochodzące z języka Jakutów.
339
Ryc. 13.9. Krajobraz delty Mackenzie. Na pierwszym planie rzeźba wytopiskowa poligonów tundrowych, na
dalszym planie po lewej pagór pingo tworzący wyspę na jeziorze (fot. A. Jahn)
Powstanie i rozwój pingo są związane z obecnością wody gruntowej znajdującej
się pod ciśnieniem, która
wypycha do góry wyżej leżące utwory pokrywo
we, tworząc pagórek. Lód we wnętrzu pingo może mieć charakter lodu iniekcyjnego
lub segregacyjnego, z warstwami czystego lodu występującymi przemiennie z war
stwami mineralnymi. Ze względu na pochodzenie wód gruntowych wyróżniane są dwa
typy genetyczne pingo (ryc. 13.10):
• hydrauliczne, dawniej określane jako pingo powstające w systemie otwartym (typ
„grenlandzki"). Lodowe jądro powstaje z zamarzającej wody, która początkowo
w dół stoku zgodnie z gradientem hydraulicznym, a w dnie doliny spływa
pod powierzchniową warstwę przemarzniętą. Pod naporem stale dopływających
wód jest wypychana w górę, zamarza i powoduje podniesienie powierzchni. Pingo
typu hydraulicznego są związane z dolinami w obszarach górskich;
• hydrostatyczne, dawniej określane jako pingo rozwijające się w systemie zamknię
tym (typ „Mackenzie"). Powstają w miejscach dawnych jezior, wskutek przemarza
nia osadów jeziornych i przez stopniową ekspulsję zawartej w nich wody, która
w ten sposób znajduje się pod silnym ciśnieniem hydrostatycznym. Przy znacznym
ciśnieniu porowym dochodzi do wysklepienia powierzchni terenu, a woda zamarza,
tworząc lodowe
Rozwój pingo obejmuje dwa etapy: wzrostu i degradacji. Wzrost trwa tak długo,
jak długo jest możliwe powiększanie lodowego jądra przez napływ i zamarzanie wo
dy, zaś elastyczność przemarzniętej powierzchni terenu pozwala na jej rozciąganie
bez pękania. Tempo wzrostu jest zróżnicowane, od kilku centymetrów do nawet
1-2 m w ciągu roku, malejąc wraz z upływem czasu. Degradacja pagórka polega na
340
powstaniu szczelin w
najwyższej części, odsłonięcia lodowego
i
powol
nego wytapiania się. Towarzyszą temu ruchy masowe, głównie spływy materiału prze
syconego wodą z topniejącego lodu. Po całkowitym zaniku pagórka pozostaje wał ze
wnętrzny okalający bezodpływowe zagłębienie, na ogół wypełnione wodą. Pełen cykl
wzrostu i zaniku pingo trwa przynajmniej 1000 lat.
Spłaszczone pagórki z lodowym jądrem tworzą się także w obrębie warstwy ak
tywnej, przy czym osiągają znacznie mniejszą wysokość (do kilku metrów) i długość
(do kilkudziesięciu metrów). Czas ich życia jest też znacznie krótszy do 20-30 lat. Na
zywane są hydrolakolitami albo bugrami (termin z literatury rosyjskiej). Powstają
wskutek zamarzania wody przemieszczającej się podpowierzchniowo w tunelach su-
fozyjnych.
Pagóry pingo występują w obszarze występowania zmarzliny ciągłej, natomiast
dla zmarzliny nieciągłej typowe są znacznie mniejsze pagórki, określane jako
Są one związane z powszechnymi w tej strefie rozległymi torfowiskami i zbudowane
z
jądra, okrytego pozbawioną lodu warstwą torfu. Lód ma
charakter segregacyjny. Warstwa wierzchnia pełni funkcję izolatora termicznego
i wskutek bardzo niskiej przewodności cieplnej w stanie suchym (zwykle w lecie) nie
pozwala na wytopienie się przemarzniętego wnętrza pagórka. Z kolei dalszemu prze
marzaniu i wzrostowi pagórków palsa w zimie sprzyja cienka pokrywa śnieżna, słabo
izolująca podłoże. Tak więc, optymalne warunki klimatyczne rozwoju palsa - to niskie
temperatury zimy i lata, niska roczna suma opadów i mała grubość pokrywy
Wysokość palsa nie przekracza 10 m, a najczęściej wynosi 2-6 m, są one zatem bar
dziej spłaszczone i znacznie niższe od pingo. Ich długość może przekraczać 100 m.
Podobne genetycznie formy mogą mieć też formę długich niskich wałów (do
500 m długości).
Ryc. 13.10. Schemat powstawania pagórów pingo systemu otwartego (wg A.L.
zmieniona)
341
Termokras i termoerozja
Procesy określane jako termokrasowe zajmują centralne miejsce w rozwoju rzeź
by obszarów z wieloletnią zmarzliną, ponieważ obejmują większość zjawisk związa
nych z degradacją zmarzliny. W jej trakcie tworzą się zagłębienia bezodpływowe róż
nej wielkości, przypominające leje krasowe, uwały, a nawet
a więc typowe po
wierzchniowe formy krasowe. Określenie termokras (lub kras termiczny) nie impli
kuje natomiast żadnych podobieństw genetycznych i kras termiczny nie może być
uważany za specyficzny wariant krasu. Istotą krasu termicznego jest fizyczny proces
Ramka
Termokrasowa subsydencja gruntu
Mechanizm osiadania powierzchni terenu wskutek rozwoju
ilustruje
jący przykład. Rysunek (a) przedstawia strukturę przypowierzchniowej partii gruntu
w stanie równowagi z miejscowymi warunkami klimatycznymi. Warstwa aktywna ma
bość 50 cm, pod nią znajduje się zmarzlina, w której całkowita objętość lodu jest dwukrot
nie większa niż przestrzeni porowych. Zanik zmarzliny sprawi, że w gruncie pomieści się
uprzednio zamarzniętej wody, pozostałe 50% będzie stanowić nadmiar.
Gdy usuniemy górne 10 cm gruntu wraz ze znajdującą się na powierzchni roślinnością,
wcześniej pełniącą rolę izolującą (rys. b), głębokość odmarzania wzrośnie, a grubość
stwy aktywnej wzrośnie do 60 cm.
Prowadzi to do osiadania gruntu (rys. c), gdyż wzrost grubości warstwy aktywnej o 20 cm
(z oryginalnej grubości 50 cm pozostało 40 cm) wymaga zaniku warstwy zmarzliny grubo
ści 40 cm, ponieważ - jak wspomniano - połowa jej objętości to woda, która po uwolnie
niu odpłynie po
Ostatecznie nowa równowaga termiczna zostanie osiągnię
ta, gdy powierzchnia terenu obniży się o 30 cm (10 cm 20 cm).
na podstawie
H.
1996. The
Environment.
Harlow.
342
transferu ciepła z atmosfery do gruntu, który prowadzi do zaburzenia równowagi
micznej w gruncie i zaniku lodu gruntowego. Jego konsekwencją jest obniżanie się
powierzchni terenu. Efekty rozwoju krasu termicznego są szczególnie wyraźne, gdy
objętość lodu w zmarzlinie jest większa niż pojemność wodna odmarzniętego gruntu
(RAMKA 13.2).
Rozwój krasu termicznego może wynikać z przyczyn naturalnych lub antropoge
nicznych. Do naturalnych należą zmiany klimatu i towarzyszące im zmiany roślinności,
ale także krótkotrwałe zdarzenia wyjątkowe, np. pożary lasu. W tym ostatnim przypad
ku degradacja zmarzliny będzie postępować wyjątkowo szybko. Bezpośrednie przyczy
ny antropogeniczne - to przede wszystkim usunięcie roślinności i budowa obiektów
bezpośrednio na przemarzniętym gruncie. Termokras występuje powszechnie na
znacznych obszarach Syberii, także w kanadyjskiej Arktyce i na Alasce, a jego znaczne
rozprzestrzenienie jest uważane za wskazówkę postępującego ocieplania klimatu.
W efekcie procesów termokrasowych powstają różnorodne formy powierzchni,
w tym układy o zadziwiającej regularności
Powszechne są geometrycz
ne układy lodu podziemnego, kosztem których rozwijają się formy wytopiskowe.
Miejscami szczególnie podatnymi na wytapianie zmarzliny są obniżenia terenu, pod
którymi znajdują się żyły i kliny lodowe. W sezonie letnim gromadzi się w nich woda,
której obecność przyspiesza transfer ciepła i wytapianie się stropu klina. W ten spo
sób inicjalne zagłębienie powiększa się, objętość wody w jeziorku rośnie, oddziaływa
nie termiczne na grunt jest coraz większe, a rozwój obniżenia nabiera cech dodatnie
go sprzężenia zwrotnego. Powstają jeziora wytopiskowe, na ogół nie dłuższe niż
300 m i bardzo płytkie (1-2 m głębokości). W niektórych obszarach tundrowych
13.11. Ukierunkowane jeziora w strefie
(wg A. Jahna)
343
cechują się one wyraźnym ukierunkowaniem (ryc. 13.11), którego przyczyny nie są
w pełni poznane.
Jeśli kliny tworzą regularny układ kwadratowy lub poligonalny, powstająca sieć za
głębień będzie początkowo naśladować ten wzór przestrzenny. Wraz z upływem czasu
degradacji będą ulegać obszary pomiędzy wypełnionymi wodą obniżeniami, w czym
główną rolę odgrywają płytkie osuwiska błotne w przesyconym wodą materiale. Po
wstające w ten sposób duże zagłębienia, szczególnie typowe na Syberii, noszą nazwę
ałasów, a znajdujące się w nich jeziora - jezior ałasowych. Pojedyncze kotliny
mają do 40 m głębokości i zajmują do 25
powierzchni. Łączą się one ze sobą w roz
ległe systemy, zajmując znaczne połacie tajgi. Znaczne przyspieszenie rozwoju ałasów
jest spowodowane antropogeniczną ingerencją w środowisko tajgi. Wycięcie lasu z za
miarem przeznaczenia pozyskanego terenu na cele gospodarcze (drogi, budownictwo,
działalność przemysłowa) zwykle powoduje szybki rozwój podmokłych kotlin ałaso
wych, praktycznie niemożliwych do
wykorzystania.
erozja termiczna) jest związana z oddziaływaniem wody
(a więc ośrodka o temperaturze dodatniej, ewentualnie minimalnie ujemnej w przy
padku słonych wód morskich) na przemarznięty grunt i lód gruntowy w czystej posta
ci. Typowymi miejscami poddanymi erozji termicznej są wysokie brzegi rzek, jezior
i wybrzeża morskie wysokich szerokości geograficznych. Oddawanie ciepła z wody do
gruntu powoduje podwyższenie jego temperatury, a gdy wzrośnie ona powyżej 0°C,
następuje wytopienie lodu gruntowego. W pierwszym etapie powoduje to powstanie
niszy głębokości nawet ponad 10 m i wysokości kilku metrów. Jej rozrost prowadzi do
utraty stabilności zbocza, które zaczyna się obrywać lub osuwać, a w dłuższej skali cza
sowej cofać (ryc. 13.12). Erozja termiczna prowadzi zatem do degradacji wieloletniej
Ryc. 13.12. Termoerozja (wg T. Czudka i J.
zmieniona)
344
Ryc. 13.13. Rumowiska skalne na Świętym Krzyżu (fot. Migoń)
zmarzliny
w przeciwieństwie do typowych zjawisk termokrasowych, prowa
dzących do degradacji zmarzliny „od góry". W przypadku rzek
ter
miczne są zwykle powiązane z „normalną"
a więc mechanicznym oddziaływa
niem wody
a na wybrzeżach z falowaniem.
Pojęcie strefy peryglacjalnej i jej zasięg
Procesy mrozowe i formy powstające w ich wyniku są typowe dla obszarów, któ
re we współczesnej literaturze są określane jako strefa
Termin
glacjalny" ma jednak zupełnie inne korzenie i został użyty po raz pierwszy do opisu
form znajdujących się daleko od dzisiejszej strefy panowania klimatu zimnego. Jego
twórcą był polski przyrodnik, Walery Łoziński, który na przełomie XIX i XX w. ba
dał rumowiska skalne („gołoborza") w Karpatach, Sudetach i Górach Świętokrzy
skich (ryc. 13.13). Za główny proces prowadzący do ich powstania uznał on wietrze
nie mrozowe (zob. rozdział 5.2.4), a ponadto zauważył, że rumowiska występują w pa
sie otaczającym od południa strefę maksymalnego zasięgu lądolodu skandynawskie
go. W rezultacie powiązał on czynnik klimatyczny (niską temperaturę sprzyjającą wie
trzeniu mrozowemu) z obecnością lądolodu i zaproponował pojęcie „strefa perygla
cjalna" dla opisu obszarów znajdujących się wokół lądolodu. Miałyby one cechować
się specyficznymi warunkami klimatycznymi i geomorfologicznymi.
Pojęcie
przeszło jednak swoistą ewolucję, tracąc konotacje prze
strzenne, a zyskując klimatyczne. Obecnie za strefę
są uważane obsza
ry o klimacie zimnym, ale niezlodowacone, które mogą, ale nie muszą znajdować się
na przedpolu lądolodu lub lodowców. Według A. Jahna granicę zasięgu strefy
345
glacjalnej można wyznaczyć na podstawie kryterium termicznego - określa go prze
bieg izotermy średniej rocznej temperatury
W tak wyznaczonym obszarze głów
nymi czynnikami rzeźbotwórczymi są procesy mrozowe oraz procesy związane z roz
wojem i zanikiem lodu gruntowego. Zasięg współcześnie aktywnych procesów mrozo
wych wykazuje duże podobieństwo z zasięgiem występowania wieloletniej zmarzliny,
nie jest jednak z nią tożsamy. Po pierwsze, pewne obszary górskie oraz o klimacie oce
anicznym wykazują częste zmiany temperatury wokół 0°C, co w oczywisty sposób
sprzyja procesom mrozowym, lecz nie leżą w zasięgu zmarzliny. Po drugie, część wie
loletniej zmarzliny ma charakter reliktowy i podlega wyłącznie degradacji, znajdując
się w obszarach o niskiej aktywności procesów mrozowych.
Przyjmując powszechnie dziś akceptowane kryterium termiczne, można stwier
dzić, że współczesna strefa peryglacjalna obejmuje dwa obszary na Ziemi (ryc. 13.14).
Pierwszym z nich są wysokie szerokości geograficzne obu półkul, przy czym na półku
li północnej wraz ze wzrostem
klimatu zasięg strefy
przesuwa się na południe. We wschodniej Azji sięga on po Mongolię i północne Chi
ny, mniej więcej do 50°N. Drugim są tereny górskie wzniesione na tyle wysoko, aby
13.14. Zasięg geograficzny wieloletniej zmarzliny i współczesnej strefy peryglacjalnej na półkuli północ
nej: 1 - zmarzlina podmorska, 2 - zmarzlina ciągła, 3 - zmarzlina nieciągła i sporadyczna, 4 - zmarzlina
w obszarach górskich, 5 - zasięg strefy peryglacjalnej
346
w ich najwyższych partiach średnia roczna temperatura
poniżej
Dlate
go ze środowiskiem
mamy do czynienia nawet w szerokościach rów
nikowych: w Andach i na Kilimandżaro we wschodniej Afryce. Największym na Zie
mi astrefowym obszarem peryglacjalnym jest Wyżyna Tybetańska. Obecność gór
w wysokich szerokościach geograficznych
zwiększenie zasięgu strefy pery
glacjalnej ku południowi (Góry Skandynawskie, Kordyliery Ameryki Północnej).
W granicach strefy peryglacjalnej znajduje się cały obszar tundry oraz wolnej od
lodów pustyni polarnej (np. niezlodowacone części Antarktydy). Obejmuje ona także
obszar występowania lasów borealnych, a w górach - tereny położone powyżej górnej
granicy lasu, sięgając częściowo w pas leśny.
Rozwój rzeźby w strefie peryglacjalnej
Rzeźba strefy
cechuje się swoistą specyfiką i wyróżnia się wśród in
nych krajobrazów geomorfologicznych na Ziemi, dlatego jest traktowana w geomor
fologii klimatycznej jako osobna strefa morfoklimatyczna. Wyjątkowość tej rzeźby
wynika nie tylko z występowania niespotykanych gdzie indziej form powierzchni tere
nu, związanych z obecnością lodu gruntowego, wieloletniej zmarzliny i warstwy ak
Także inne procesy geomorfologiczne - stokowe, fluwialne i eoliczne - cechu
ją się swoistym przebiegiem i efektami. Ubóstwo roślinności, która jest głównym
czynnikiem środowiskowym
efektywność wielu procesów powierzch
niowych, powoduje że tempo przekształceń rzeźby wskutek ruchów masowych, nisz
czących i depozycyjnych procesów eolicznych jest szczególnie wysokie.
W warunkach
dużą efektywnością cechuje się wiele procesów
wietrzeniowych, w szczególności te stymulowane przez częste zmiany temperatury,
wilgotności i zmiany fazowe wody. Strefa
jest zatem domeną wietrzenia
mrozowego, termicznego i solnego, a więc - wietrzenia fizycznego. Powierzchniowym
przejawem dużej aktywności tych procesów są rozległe rumowiska kamienne, pola
blokowe i głazowe, a także ostańce skalne. Wietrzenie chemiczne w klimacie zimnym
też zachodzi (dotyczy to zwłaszcza jego wilgotnej odmiany), tyle że jego efekty są
mniej widoczne. Powszechnie występujące pokrywy wietrzeniowe gliniasto-głazowe
są skutkiem równoczesnego działania procesów chemicznych i fizycznych.
Pokrywy zwietrzelinowe podlegają dalszym przekształceniom wskutek procesów
mrozowych i grawitacyjnych ruchów masowych. Działanie tych pierwszych przyczynia
się do powstania różnorodnych wzorów przestrzennych powierzchni terenu i rozwoju
gruntów wzorzystych różnego typu, przy czym zachodzą one zarówno na powierzch
niach płaskich, jak i nachylonych, równocześnie z ruchami masowymi. Wśród proce
sów stokowych szczególnie efektywna jest soliflukcja
która zachodzi już
przy nachyleniach stoku 2-3°. Przemieszczeniom gruntu sprzyja ubóstwo roślinności,
ale przede wszystkim znaczne nasycenie warstwy przypowierzchniowej wodą w okresie
wiosenno-letnim, kiedy
się warstwa aktywna. W warunkach
dużego
wzrostu wilgotności podłoża i przy odpowiednio dużym nachyleniu stoków powszech
ne są osuwiska i spływy błotne. Z kolei w obszarach górskich intensywne wietrzenie fi
zyczne powoduje dużą częstotliwość odpadania, dlatego potężne systemy stożków usy-
347
Ryc. 13.15. Aktywne stożki usypiskowe we
strefie peryglacjalnej, Spitsbergen (fot. A. Latocha)
piskowych są typowe dla górskich obszarów
(ryc. 13.15). W sprzyjają
cych warunkach rumowiska skalne na stokach i u ich podnóży
przekształceniu
w lodowce gruzowe. Za typowe dla strefy
są uważane także stoki o scho
dowym profilu, opisywane z wielu obszarów Syberii i Alaski (RAMKA 13.3).
Ubóstwo roślinności i jej bardzo mała zwartość w obszarach o szczególnie suro
wym klimacie (pustynie polarne) stwarza dogodne warunki do rozwoju procesów
eolicznych. Brak rozległych pól wydmowych w strefie
porównywalnych
z obszarami pustyń zwrotnikowych, wynika nie tyle z odmiennego przebiegu tych pro
cesów, co raczej z niedostatku dużych źródeł piasku (por. rozdział 13.10). Powszech
ne są procesy wywiewania i ścierania powierzchni skalnych przez ziarna mineralne
niesione przez wiatr, dlatego wiele wychodni i pojedynczych głazów nosi wyraźne śla
dy oszlifowania. Strefa peryglacjalna jest uważana za główny obszar źródłowy pyłu
eolicznego, który jest następnie przenoszony na różne odległości i osadzany jako less
w innych obszarach w jej obrębie lub na jej peryferiach. Grubszy materiał piaszczysty
tworzy rozległe pokrywy eolicznych piasków pokrywowych.
Wyraźną specyfiką cechuje się także przebieg procesów fluwialnych, a co za tym
idzie, także rozwój dolin rzecznych. Reżim hydrologiczny rzek strefy peryglacjalnej
się znaczną zmiennością przepływów w ciągu roku i obecnością wyso
kich stanów w okresie wiosenno-letnim, kiedy grunt odmarza, a pokrywa śnieżna za
nika. Zwiększa się wówczas prawdopodobieństwo wezbrań, potęgowane przez zatory
lodowe, a dna dolin ulegają znacznemu przekształcaniu. Na brzegach zachodzi erozja
termiczna, której efektem jest poszerzanie den dolinnych, dlatego wiele dolin strefy
jest niewspółmiernie szerokich w stosunku do średniego przepływu.
powym wzorem koryta w strefie
jest wzór roztokowy, co wynika z nie-
przepływów i dużego udziału obciążenia dennego (wynikającego z kolei
z dużej wydajności wietrzenia fizycznego) w całkowitym transporcie fluwialnym. Do-
348
Ramka
oznacza dosłownie
mrozowe", a jej
wem są pojawiające się na stokach piętrowe spłaszczenia, oddzielone od siebie odcinkami
bardziej stromymi lub skalnymi progami. Zrównywaniu terenu sprzyjają:
• intensywne wietrzenie, głównie mrozowe (ale nie tylko), prowadzące do rozdrobnienia
materiału skalnego i przygotowujące go do dalszego transportu,
• duża wydajność
która jest aktywnym czynnikiem redystrybucji materiału
zwietrzelinowego,
• obecność płatów śnieżnych, które topniejąc uwalniają duże ilości wody pozwalającej na
spłukiwanie zwietrzeliny,
• ubóstwo roślinności powodujące, że transport zwietrzeliny jest znacznie bardziej efek
tywny niż w klimacie cieplejszym.
w wyniku
spłaszczenia na stoku są nazywane terasami krioplana-
cyjnymi.
Obecność stoków schodowych i szerokich spłaszczeń podstokowych, zwanych
mentami, jest w wielu obszarach niewątpliwa, jednak geneza tych form nie jest w pełni
jasna. Ostatnio ogłoszono różne zastrzeżenia do koncepcji krioplanacji, zresztą trudnej
do potwierdzenia pomiarami terenowymi. Wydaje się, że do powstania systemów teras
krioplanacyjnych niezbędne są przede wszystkim pewne uwarunkowania geologiczne,
a czynniki klimatyczne mają znaczenie drugorzędne.
stawa materiału ze stoku i dopływów jest często nadmierna w stosunku do możliwo
ści transportowych rzeki, dlatego powszechna jest
i nadbudowa den dolin
nych. Niejednakowa aktywność procesów stokowych na zboczach o różnej ekspozycji
powoduje ich nierównomierne obniżanie i spłaszczanie, dlatego wiele dolin rzecznych
w strefie peryglacjalnej cechuje się asymetrycznym profilem poprzecznym.
13.9. Plejstoceńska strefa peryglacjalna
Globalne ochłodzenie klimatu w plejstocenie sprawiło, że ówczesny zasięg strefy
peryglacjalnej był znacznie większy niż obecnie. Ściślej ujmując, w plejstocenie następo
wały wielokrotne zmiany zasięgu strefy
W okresach zimnych (glacjałach)
zasięg ten zwiększał się w kierunku południowym (na półkuli północnej) i północnym
(na półkuli
w strefie
znajdowały się także niżej położone
części obszarów górskich. W okresach ciepłych (interstadiałach i
zasięg
środowiska
kurczył się. Konsekwencją dawniejszego większego zasięgu
jest obecność w dzisiejszej strefie klimatu umiarkowanego licznych form i struktur re
liktowych, które powstawały w warunkach
Z kolei rezultatem fluktu-
349
Ryc. 13.16. Reliktowy strumień blokowy kolo Teruel, Hiszpania (fot. Migoń)
acji klimatu w plejstocenie jest obecność kilku generacji tych form i struktur, nałożo
nych na siebie. W sumie tworzą one bardzo cenny, choć wciąż nie w pełni zinterpreto
wany zapis zmian środowiska i klimatu w niedawnej przeszłości Ziemi.
Wyznaczenie maksymalnego zasięgu środowiska
w plejstocenie
nie jest łatwe, gdyż interpretacja wielu form i struktur daleka jest od jednoznaczno
ści. Można jednak przypuszczać, że objęta nim była niemal cała Europa, z wyjątkiem
najdalej położonych na południe obszarów nizinnych w Portugalii, Hiszpanii i Wło
szech. W obszarach górskich pozostały jednak wyraźne ślady działania procesów mro
zowych (ryc.
Zasięg wieloletniej zmarzliny był na pewno mniejszy, a w posta
ci zmarzliny ciągłej sięgała zapewne do łuku alpejskiego. W Ameryce Północnej re
liktowe formy
w obszarach górskich
nawet na szerokości geo
graficznej 34°N, a południowa granica wieloletniej zmarzliny na Wielkich Równinach,
rekonstruowana na podstawie dawnych klinów lodowych, przebiegała zapewne
w okolicach równoleżnika 42°N. Podobny zasięg zmarzliny był w Chinach. Z półkuli
południowej znane są formy reliktowej rzeźby
z Ameryki Południowej,
południowej Afryki i Tasmanii, ale zmarzlina istniała zapewne tylko w południowej
Patagonii (Ameryka
Geomorfologicznymi wskaźnikami dawnego środowiska peryglacjalnego są for
my rzeźby terenu, utwory powierzchniowe typowe dla tego środowiska oraz struktury
w gruncie, związane z procesami mrozowymi (tab. 13.1). Przy interpretacji niektórych
z nich należy jednak zachować daleko posuniętą ostrożność, ponieważ nie zawsze jest
ona jednoznaczna. Do najbardziej wiarygodnych dowodów istnienia w przeszłości
wieloletniej zmarzliny należą
po klinach lodowych, zwłaszcza jeśli
tworzą regularne układy przestrzenne (ryc. 13.17). Mogą wówczas być traktowane ja-
350
Tab. 13.1. Formy i struktury dawnej
peryglacjalnej
Proces
strefa peryglacjalna
Formy i struktury reliktowe
Pękanie mrozowe
Kliny lodowe
Kliny piaszczyste
Wieloboki szczelinowe
po klinach lodowych
z wypełnieniem
pierwotnym
Pseudomorfozy po klinach lodowych
w układach wielobocznych
Pęcznienie i sortowanie
gruntu
Grunty wzorzyste (strukturalne)
Kopce darniowe
Deformacje gruntu
Reliktowe grunty
Inwolucje
Rozwój lodu gruntowego
Pingo
Palsa
Duże zagłębienia z wałami okalającymi
Małe zagłębienia z wałami
Termokras i termoerozja
i jeziora ałasowe
Nisze
Kotliny i torfowiska
Wietrzenie mrozowe
Rumowiska skalne
Strumienie blokowe
Skałki ostańcowe
Reliktowe rumowiska
Nieruchome strumienie blokowe
Reliktowe skałki
i inne procesy
transportu stokowego
Jęzory i pokrywy
Osady soliflukcyjne, utrwalone
Jęzory soliflukcyjne
reliktowym charakterze świadczy najczęściej porośnięcie przez roślinność oraz brak ruchów powierzchni w przypadku gruntów wzorzystych.
Uwaga. Struktury świadczące o
mogą zachować się w osadach dawnych rzek
są to np. oderwane bloki pogrążone
w piaskach i żwirach rzecznych.
ko odpowiedniki poligonów tundrowych. Degradacja pagórów pingo pozostawia po
sobie charakterystyczne koliste lub owalne
otoczone wałem ziemnym,
którego struktura wewnętrzna wskazuje na udział ruchów masowych. Znacznie trud
niejsza jest interpretacja struktur deformacyjnych w gruncie, które niegdyś dość bez
krytycznie przypisywano procesom pęcznienia i segregacji
Wykazano jed
nak, że struktury takie tworzą się również niezależnie od przemarzania i odmarzania,
wskutek różnic w gęstości poszczególnych warstw osadu. Na podstawie struktur relik
towych podejmowane są próby wyznaczenia zasięgu strefy peryglacjalnej, a także
odtworzenia dawnych warunków termicznych, szczególnie średniej rocznej tempera
tury. Na przykład, obecność reliktów dawnych klinów lodowych jest uważana za
wskaźnik średniej rocznej temperatury powietrza poniżej
Formy i procesy peryglacjalne w Polsce
Współczesne środowisko peryglacjalne
W strefie klimatu umiarkowanego tylko ułamek powierzchni Polski ma pewne ce
chy środowiska peryglacjalnego. Do tych obszarów można zaliczyć najwyższe partie
351
Ryc. 13.17. Workowata pseudomorfoza po klinie lodowym,
Anglia (fot. Migoń)
Tatr, Babiej Góry, Masywu Śnieżnika i Karkonoszy, położone powyżej górnej granicy
lasu, czyli powyżej 1250-1300 n.p.m. w Karkonoszach do 1550-1600 m n.p.m. w Ta
trach. Obserwowane są tam efekty wietrzenia fizycznego oraz sortowania mrozowego,
a regularne pomiary potwierdziły zmiany położenia powierzchni gruntu, związane
z mrozowym pęcznieniem. Rzeźba powierzchni części torfowisk karkonoskich wykazu
je uderzające podobieństwo do
torfowisk północnej Finlandii. Najwyż
sze partie Tatr, powyżej 2000 m
leżą w zasięgu wieloletniej zmarzliny, z tym że
charakter podłoża (masywne skały granitowe i metamorficzne) w zasadzie wyklucza
obecność lodu gruntowego, z wyjątkiem niewielkich nagromadzeń w szczelinach. Być
może najwyżej położone tatrzańskie lodowce gruzowe wykazują szczątkową aktyw
ność. Jednoznaczne zakwalifikowanie najwyższych partii polskich gór do środowiska
peryglacjalnego jest trudne, gdyż nie wiadomo, czy obserwowane formy są odziedzi
czone z plejstocenu, czy powstały w warunkach zbliżonych do dzisiejszych (fot. 29).
Marginalne znaczenie środowiska
w obrazie geomorfologicznym
Polski nie zmienia faktu, że praktycznie w całym kraju obserwujemy sezonową aktyw
ność procesów mrozowych. Jej oznakami są powszechne wymarzanie kamieni, po
wstawanie szczelin kontrakcyjnych w gruncie i nawierzchniach sztucznych oraz erozja
352
termiczna potoków. Efekty tych procesów są jednak znikome w porównaniu z efekta
mi innych procesów typowych dla klimatu umiarkowanego,
spłukiwania,
spełzywania, erozji fluwialnej i procesów glebotwórczych.
13.10.2. Formy i struktury peryglacjalne
wieku plejstoceńskiego
Geomorfologiczny zapis plejstoceńskiego środowiska peryglacjalnego jest na
obszarze Polski bardzo bogaty i zróżnicowany, co wynika w bezpośredniej bliskości
lądolodów skandynawskich oraz różnorodności lokalnych warunków, w których
kształtowała się rzeźba peryglacjalna. Należy w tym miejscu zaznaczyć, że badania re
liktowych form i struktur
w Polsce należą do pionierskich w skali
świata, zwłaszcza w odniesieniu do roli środowiska
w rozwoju rzeźby
obszarów niżowych.
Biorąc pod uwagę charakter zapisu geomorfologicznego oraz wiek form i struktur,
terytorium Polski można podzielić na trzy strefy, występujące w układzie pasowym:
• pas gór i częściowo wyżyn na południu Polski, w którym
peryglacjalne roz
wijały się na wychodniach skał zwięzłych;
• pas nizin
i częściowo wyżyn, tożsamy z tzw. strefą
Rozwój rzeźby peryglacjalnej obejmuje przynajmniej cały przedział czasowy ostat
niego
(około 100
lat), a procesy rzeźbotwórcze
się w obrębie
skał luźnych;
• pas pojezierzy i nizin północnej części Polski, które znalazły się w zasięgu ostatnie
go zlodowacenia. Przekształceniom podlegała młoda rzeźba polodowcowa, a okres
rozwoju rzeźby peryglacjalnej był nie dłuższy niż 10 tys. lat.
Najbardziej efektownym dziedzictwem warunków peryglacjalnych w obszarach
górskich południowej Polski są rumowiska skalne, powstałe wskutek intensywnego
wietrzenia mechanicznego wychodni skał masywnych. Rozpadały się na ostrokrawę-
dziste fragmenty, które pozostawały na miejscu lub powoli przemieszczały się w dół
stoku, tworząc zachowane do dzisiaj pokrywy, usypiska i strumienie blokowe i głazo
we. Występują one powszechnie w Sudetach, mniej licznie w Karpatach, a sporadycz
nie w pasie wyżyn, zdominowanym przez wychodnie mało odpornych skał osadowych
(tab. 13.2). Tam, gdzie skały podłoża były odporniejsze, powszechnie występują skał
ki, a niekiedy towarzyszą im spłaszczenia interpretowane jako terasy krioplanacyjne
(fot.
Nie
pewne, czy skałki powstały w całości w zimnym klimacie
stocenu, czy tylko nastąpiło przekształcenie starszych, już istniejących form. Górskie
i wyżynne stoki były kształtowane przez soliflukcję i spłukiwanie, a świadectwem tych
procesów są pokrywy stokowe o zróżnicowanej grubości i litologii. U podnóża długich
stoków zbudowanych z mało odpornych skał, a więc obficie zasilających system sto
kowy w zwietrzelinę, grubość peryglacjalnych pokryw gliniasto-gruzowych przekracza
5 m. Lokalnie, w sprzyjających warunkach topograficznych i geologicznych rozwinęły
się lodowce gruzowe.
W Polsce środkowej efekty przekształceń rzeźby w warunkach peryglacjalnych
zostały najpełniej udokumentowane w okolicach Łodzi. Jest to przede wszystkim zła-
353
Tab. 13.2. Występowanie peryglacjalnych rumowisk skalnych w Polsce (wybrane przykłady)
Region
Lokalizacja
Skała podłoża
Sudety
Karkonosze
Pogórze Kaczawskie
Przedgórze Sudeckie
Masyw
Szrenica, Wielki Szyszak,
Smogornia
Ostrzyca
Ślęża
Śnieżnik,
Wierch
Granit drobno-
i średnioziarnisty
Bazalt
Gabro
Gnejs, łupek łyszczykowy
Karpaty
Beskid Wysoki
Bieszczady
Babia Góra
Gołoborze
Tarnica, Krzemień
Piaskowiec kwarcowy (magurski)
Piaskowiec kwarcowy
(istebniański)
Piaskowiec kwarcowy
Góry Świętokrzyskie
Łysica, Święty Krzyż
Piaskowiec kwarcytyczny
godzenie kontrastów starszej rzeźby polodowcowej przez intensywną denudację wy
soczyzn oraz wypełnianie obniżeń terenu. Równocześnie jednak rozwijały się typowe
dla środkowej Polski dolinki nieckowate, będące efektem erozji liniowej i spłukiwa
nia. W osadach wieku
opisano liczne struktury wskazujące na obec
ność wieloletniej zmarzliny i warstwy
Do nich należą
po kli
nach lodowych, kliny i żyły piaszczyste, relikty pagórków pingo i wieloboków szczeli
nowych oraz efekty pęcznienia i sortowania. Pozostałości klinów lodowych są najle
piej rozwinięte w obrębie lessów i we wschodniej Polsce (Wyżyna Lubelska, Kotlina
Sandomierska), gdzie osiągają 6-7 m wysokości i tworzą kilka odrębnych generacji.
Powszechne są ślady intensywnej działalności procesów eolicznych, głównie bruki de-
flacyjne, głazy oszlifowane przez wiatr, pola piasków pokrywowych oraz - na obsza
rach piaszczystych (głównie dawne
- pola wydmowe. Środowisko perygla
cjalne sprzyjało akumulacji lessu, który właśnie w pasie wyżyn południowopolskich
osiąga największe grubości, do 35-40 m (zob. rozdział 14.6).
W obszarach objętych ostatnim zlodowaceniem skala przekształceń rzeźby przez
procesy środowiska
jest niewielka. Działanie tych procesów możliwe
było tylko w krótkim okresie pomiędzy wytopieniem się lądolodu a ociepleniem kli
matu w holocenie (pomiędzy
a 10 tys. lat temu). Oczywiście przed nasunięciem
lądolodu istniała rzeźba kształtowana w warunkach
ale uległa znisz
czeniu przez procesy glacjalne lub została przykryta przez osady lodowcowe. Prze
kształcenie wysoczyzn i zasypanie dolin nie mogło zatem osiągnąć takiej skali, jak
w obszarze staroglacjalnym, dlatego rzeźba polodowcowa jest znacznie bardziej żywa
i lepiej czytelna. Niemniej, pewne elementy rzeźby Polski północnej są związane
przede wszystkim ze środowiskiem peryglacjalnym. Do nich należą wielkie pola wy
dmowe w dnie pradoliny toruńsko-eberswaldzkiej (Puszcza Bydgoska, Puszcza No
tecka), dokumentujące znaczną intensywność procesów eolicznych u schyłku plejsto
cenu. Znaczna szerokość
sięgająca ponad 10 km, jest zapewne nie tylko
354
efektem
erozji rzecznej, ale także erozji termicznej. W utworach glacjal-
nych odnotowano także obecność licznych struktur mrozowych, w tym rozlegle sieci
wieloboków szczelinowych.
Literatura polska
2006. Geneza sortowanych gruntów strukturalnych - przegląd literatury. Przegląd Geograficzny,
t. 78, z. 1, s. 91-107.
Aktualny przegląd różnych koncepcji na powstawanie osobliwych form sortowania gruntu, w tym efektów
modelowania komputerowego.
Jahn
1970. Zagadnienia strefy peryglacjalnej. PWN, Warszawa.
Jedyne monograficzne ujęcie książkowe problematyki
w literaturze
za
równo omówienie aktualnych zjawisk mrozowych, jak i
strefy peryglacjalnej. Mimo upływu
wielu lat od opublikowania, jest to nadal wartościowe źródło informacji.
Kozarski
1995. Deglacjacja
Polski: warunki środowiska i transformacja geosystemu
ka
10 ka
Dokumentacja Geograficzna 1, IG i PZ PAN, Warszawa.
Druga część tej pracy dotyczy rozwoju wieloletniej zmarzliny w okresie po ustąpieniu lądolodu i zawiera
omówienie powstałych w środowisku peryglacjalnym form i struktur.
Literatura zagraniczna
Harris C, 1994. Periglaciation of Great Britain. Cambridge University Press, Cambridge.
Bardzo obszerne i szczegółowe studium współczesnych oraz
procesów, zjawisk i form pe
ryglacjalnych na Wyspach Brytyjskich, z podziałem na obszary nizinne oraz wyżynno-górskie. Każdy roz
dział zawiera wprowadzenie natury ogólnej, dotyczące pewnej grupy procesów i form.
French H.
1996. The Periglacial
Longman, Harlow.
Drugie wydanie podręcznika, napisanego przez znakomitego kanadyjskiego badacza obszarów peryglacjal
nych. Zawiera zarówno opis procesów mrozowych, jak i warunków działania innych procesów strefy perygla
cjalnej. W końcowej części znajduje się rozdział poświęcony zastosowaniom geomorfologii