plik

Procesy i formy glacjalne

Wstęp

Lądolody i lodowce zasługują na osobne i szczególne potraktowanie w geomor

fologii nie tylko dlatego, że zajmują znaczną powierzchnię dzisiejszych lądów, a nie
dawnej

- w plejstocenie - pokrywały nawet do 30% powierzchni Ziemi.

Główną przyczyną jest ich wyjątkowe znaczenie rzeźbotwórcze. Wskutek ich
ności powstają zespoły unikatowych form różnej wielkości, będące zarówno efektem
niszczenia podłoża, jak i akumulacji materiału skalnego przenoszonego w lodzie. Dzi
siejsza rzeźba znacznych obszarów półkuli północnej ukształtowała się przede wszyst

kim pod wpływem lądolodów, tak że w wielu obszarach górskich od równika do sze-

290

12.1. Górska rzeźba polodowcowa w Dolinie Pięciu Stawów, Tatry Wysokie (fot. Migoń)

rokości podbiegunowych obserwujemy wyraźne przejawy działalności lodowców. Pro
cesy glacjalne nabierają szczególnego znaczenia dla zrozumienia genezy rzeźby Pol
ski, ponieważ ponad

jej powierzchni znalazło się w przeszłości pod lodem, a ca

la Polska północna i część

ostatnim wielkim zlodowaceniem konty

nentalnym, mają wyrazistą rzeźbę polodowcową z bogactwem form erozyjnych i aku
mulacyjnych.

Skala przekształceń powierzchni Ziemi przez lądolody i lodowce jest zróżnico

wana. Popularne wyobrażenie, w którym lądolody działają jak wielkie heble niszczą

ce skalne podłoże, a następnie spychacze odkładające rozkruszony materiał skalny,
nie jest w pełni zgodne z rzeczywistością. Są miejsca i obszary, gdzie lód ma raczej
znaczenie konserwujące i chroni przed zniszczeniem starszą rzeźbę, ukształtowaną
przed powstaniem lądolodu. W górach lodowce przede wszystkim przeobrażają

wcześniejszą rzeźbę fluwialno-denudacyjną, czego rezultatem są charakterystyczne
zespoły form erozyjnych z kotłami lodowcowymi, skalnymi progami, U-kształtnymi

dolinami z licznymi załomami w profilu podłużnym oraz licznymi misami skalnymi

wypełnionymi przez jeziora

12.1). Krótkie i niezbyt grube lodowce górskie ma

ją bardzo ograniczony potencjał rzeźbotwórczy, dlatego wciąż toczą się naukowe

spory na temat faktycznej obecności w wielu obszarach górskich, także w Polsce, lo
dowców w plejstocenie.

Lądolody i lodowce na Ziemi

Współczesne i plejstoceńskie zlodowacenie

Współcześnie lądolody i lodowce zajmują powierzchnię około 16

czyli

około

powierzchni lądowej. Z tego ponad 85% stanowi wielki lądolód antark-

tyczny, a kolejne 1 1 % przypada na lądolód grenlandzki. Mniejsze czapy lodowe zaj
mują około 3%, a lodowce górskie tylko nieco powyżej 1% łącznej powierzchni lodo

wej na Ziemi. Dodatkowo, ich zasięg w wielu obszarach szybko zmniejsza się wskutek

globalnych i regionalnych zmian klimatu. Największe rozprzestrzenienie osiągają

w górach Alaski (ponad 100

w Himalajach pokrywają około 33

w Alpach tylko około 2,5 tys.

W Afryce lodowce występują tylko na najwyższych

szczytach wschodniej części kontynentu, obejmując mniej niż 20

(tab. 12.1).

W Polsce w obecnych warunkach klimatycznych lodowce nie mogą się rozwijać. Wie
loletnie płaty śnieżne w Tatrach,

w Kotle Mięguszowieckim, są zbudowane

w większości nie z lodu lodowcowego, lecz z firnu, a tempo ich ruchu jest znikome

i wynosi średnio około 0,5 m na rok.

Znacznie większy zasięg miały pokrywy lodowe w zimnych okresach plejstocenu

(ryc. 12.2). W Europie, w okresie maksymalnego rozrostu lądolodu skandynawskie

go, jego czoło sięgało do północnych granic wyżyn środkowych Niemiec, Lasu
skiego, Rudaw i Sudetów, a dalej w kierunku wschodnim opierało się o próg Karpat.
W zasięgu lądolodu znalazły się także znaczne obszary Niziny Wschodnioeuropej
skiej, a szerokie loby sięgnęły daleko na południe wzdłuż Dniepru i Donu. Ten naj
większy zasięg przypadł prawdopodobnie na okres zlodowacenia san 2, czyli około

2 9 1

Tab. 12.1. Współczesne zlodowacenie Ziemi

Źródło: Jania

1997,

PWN, Warszawa.

Uwaga: oryginalne dane pochodzą z pracy W.M. Kotlakowa z 1984 r. Od tego czasu powierzchnia lodowców,

małych lodowców górskich, zmniejszyła się, niemniej dane w tabeli pokazują generalne prawidłowości

rozmieszczenia pokryw lodowych na Ziemi.

450-500

lat temu (stadium izotopowe 12) (RAMKA 12.1). W tym samym okre

sie największy zasięg osiągnął niezależny lądolód na Wyspach Brytyjskich, pokrywa

jąc około

powierzchni wyspy, a w Alpach wytworzyła się rozległa, ciągła pokry

wa lodowa, z której oddzielały się pojedyncze jęzory schodzące daleko na przedpole

po północnej i południowej stronie gór. Ogromne obszary znalazły się także pod lo

dem w Ameryce Północnej. Wschodnią część zajmował lądolód

z dwie

ma kopułami lodowymi: nad zachodnią Kanadą (kopuła Keewatin) i półwyspem La
brador. Zachodnią część kontynentu obejmowała czasza lodowa Kordylierów, łącz
nie pokrywając około 15

Powszechne były też lodowce górskie. Kontrower

syjny jest zasięg zlodowacenia Wyżyny Tybetańskiej w Azji. Według niektórych na
ukowców istniał tu ogromny lądolód o powierzchni około 2,5

Pogląd ten

jest jednak kwestionowany, gdyż zwraca się uwagę między innymi na znaczenie Hi

malajów, które w plejstocenie mogły pełnić podobną funkcję bariery orograficznej

jak obecnie.

2 9 2

12.2. Zasięg zlodowacenia kontynentalnego w Europie (a) i Ameryce Północnej (b) (wg

Flinta).

Na mapie Europy linia

wyznacza zasięg ostatniego zlodowacenia, linia przerywana - najdalszy za

sięg, osiągnięty podczas wcześniejszych zlodowaceń; A - lądolód skandynawski, B - lądolód Wysp Brytyj

skich, C - zlodowacenie

Alp, D - lądolód laurentyjski, E - zlodowacenie

Kordylierów, F - lądolód grenlandzki

Ramka

Izotopy tlenu a stratygrafia czwartorzędu

Badania osadów

prowadzone od lat 50. XX

krycia, że stosunek ilościowy izotopów tlenu - lżejszego

do cięższego

nie jest

stały. Zmiany tego stosunku mają przebieg charakteryzujący się pewną rytmiką, która

jest odzwierciedleniem cyklicznych

zmian klimatu. Podczas zlodowaceń

znaczne ilości lżejszego tlenu

były uwięzione w lodowcach, dlatego osady morskie

z tych okresów są wzbogacone w tlen

W interglacjałach wskutek topnienia lodow

ców wody oceaniczne były z powrotem uzupełniane izotopem

Zapis historii izo

topowej w różnych częściach Ziemi okazał się bardzo zbliżony, co pozwoliło na po
dział całego plejstocenu na stadia izotopowe, cechujące się swoistym stosunkiem

ponumerowane od najmłodszego stadium 1, tożsamego z

do stadium 63 odpowiadającego początkowi plejstocenu około 1,8

lat

temu. Stadia o numerach parzystych odpowiadają okresom chłodnym, stadia o nume
rach nieparzystych oznaczają rozdzielające je okresy cieplejsze: interglacjalne i inter-
stadialne. Powstała w ten sposób

tlenowa", uniwersalna w skali globu. Jej

używanie pozwala na korelację wydarzeń w najmłodszej historii geologicznej, często
trudną do przeprowadzenia ze względu na mnogość lokalnych nazw i terminów straty
graficznych.

2 9 3

Morfologiczna klasyfikacja lodowców

W literaturze polskiej jest utrwalony podział na wielkie masy lodowe rozprze

strzeniające się we wszystkich kierunkach - lądolody (ang. ice sheets) i małe autono
miczne nagromadzenia lodu, ograniczone przestrzennie do dolin górskich lub ich czę
ści, czyli lodowce (ang. glacier). Podział ten sugeruje, że istnieje ostra jakościowa
nica pomiędzy nimi, co nie jest prawdą. W rzeczywistości można wskazać zarówno na
obecność form pośrednich, jak też należy mieć na uwadze, że rozrost lodowców mo
że prowadzić do powstania form większych, a na etapie zaniku w miejscu wcześniej
szych pokryw lodowych mogą pojawić się lokalne lodowce górskie. Z tego względu
bardziej odpowiedni jest podział następujący:

• Zlodowacenie pokrywowe, czyli takie, które całkowicie zakrywa podłoże skalne.

W tej kategorii mieszczą się wielkie lądolody kontynentalne, ale także mniejsze cza-

Tab. 12.2. Typy lodowców górskich

Typ lodowca

Charakterystyka

Uwagi

Stokowy

lodowy (lub śnieżno-lodowy)

zalega na stoku, nie wypełniając
wyraźnej wklęsłej formy terenu

Typ lodowca uwarunkowany
klimatycznie (mała ilość opadów)
lub orograficznie (brak wyraźnych
zagłębień terenowych)

Karowy (cyrkowy)

Lodowiec wypełnia cyrk
lodowcowy, ale długość jęzora jest
zredukowana, sięga on na bardzo
niewielką odległość

Sytuacja typowa dla wstępnego
i schyłkowego etapu rozwoju
zlodowacenia

Karowo-stokowy

Górna część lodowca wypełnia

zawieszony cyrk lodowcowy, jęzor
lodowca znajduje się na stoku, poza
wyraźnymi formami dolinnymi

Powstają wokół płaskowyżów
o długich, ale mało
rozczłonkowanych stokach

Dolinny (lodowiec typu
alpejskiego)

„Klasyczny" lodowiec górski, bierze

początek z cyrku lodowcowego,
a jęzor wypełnia wyraźną formę
dolinną. Może mieć charakter
złożony: jęzor łączy się z jęzorami
sąsiednich lodowców tworząc
rozbudowany system lodowcowy

Warunkiem niezbędnym do
rozwoju tego typu zlodowacenia

jest istnienie odpowiedniej rzeźby

preglacjalnej, z głębokimi dolinami

w układzie

Piedmontowy

Powstaje z połączenia jęzorów
kilku lodowców na równinie
przedgórskiej

Występują w górach silnie

waconych, o dużych gradientach
wysokości, wyrastających ponad
równinę przedgórską

Czapa lodowa
(zlodowacenie fieldowe
lub norweskie)

Pokrywa lodowa znajduje się na
płaskowyżu, od niej rozchodzą się

w różnych kierunkach

różnej długości

Długie jęzory wychodzące z czaszy
lodowej mogą wypełniać wyraźne
formy dolinne, ale różnica

z lodowcami dolinnymi polega na
braku cyrku lodowcowego

2 9 4

Ramka

Lodowce gruzowe

Terminem

(ang. rock glaciers) są określane duże formy akumulacyjne,

zbudowane głównie z bloków, głazów i gruzu skalnego scementowanych lodem, którego
deformacja powoduje powolny ruch w dół stoku, w tempie na ogół mniejszym niż

1 m

Proporcja materiału skalnego do lodu (rzędu 1:1) odróżnia lodowce gruzowe

od normalnych lodowców, w których zdecydowanie przeważa aktywny lód lodowcowy.
Lodowce gruzowe

w formie: jęzorów wydłużonych zgodnie z nachyleniem sto

ku oraz długich

podstokowych, równoległych do podstawy stoku, co do pewnego

stopnia odzwierciedla zróżnicowanie genetyczne form. Część lodowców gruzowych po

wstaje wskutek zaawansowanej

zwykłego jęzora

tak że proporcja lo

du do rumoszu ulega wyraźnemu zmniejszeniu. Formy tego typu występują w dolinach,
często poniżej cyrków lodowcowych. Innym sposobem powstawania lodowców gruzowych

jest rozwój lodu cementacyjnego w obrębie pokryw grawitacyjnych u stóp stoków kształ

towanych przez obrywy i odpadanie. Niezbędnym warunkiem do powstania takiego lo
dowca gruzowego jest obecność

zmarzliny, zatem obecność reliktowych form

tego typu może być wskaźnikiem

W Polsce występowanie reliktowych lodowców gruzowych (pozbawionych

we wnę

trzu) stwierdzono powszechnie w Tatrach, pojedyncze formy zostały opisane z Karkono
szy, a duży zespól lodowców gruzowych długości do 1 km znajduje się na stokach Ślęży na
Przedgórzu Sudeckim.

Podstokowy lodowiec gruzowy na Spitsbergenie

(fot. A. Latocha)

2 9 5

py lodowe (ang. ice

oraz lodowce wyżynne, czyli fieldowe. Do form pokrywo

wych zalicza się także lodowce szelfowe, pływające lub częściowo wsparte o dno

zbiornika morskiego. Na Antarktydzie zajmują one prawie 1,5

• Zlodowacenie półpokrywowe, które nie zakrywa podłoża w całości, ale pomiędzy

różnymi masami lodowymi istnieje fizyczna łączność. Ten typ zlodowacenia jest
że określany jako sieciowy (fot. 23). Charakter

mają także marginal

ne partie wielkich lądolodów, np. na zachodnim wybrzeżu Grenlandii. Szczyty
i grzbiety górskie

ponad powierzchnię lodową są nazywane nunatakami.

• Zlodowacenie górskie, w którym lodowce są ograniczone sąsiednimi grzbietami

górskimi i poruszają się w dół dolin. Lodowce zajmujące doliny, tworzące jeden sys
tem dolinny, mogą się łączyć, tworząc układ hierarchiczny. Przy mało

warunkach masy lodu znajdują się tylko w najwyższych odcinkach dolin i pozostają
w izolacji.

Podział mas lodowych na lądolody i lodowce ma z kolei pewne uzasadnienie geo

morfologiczne.

ile bowiem mechanizmy oddziaływania lodu na podłoże są iden

tyczne i elementarne formy rzeźby są do siebie bardzo podobne, o tyle różnice wiel
kościowe i uwarunkowania topograficzne powodują, że z lądolodami i lodowcami są
związane różne wielkoprzestrzenne zespoły form.

Powierzchnia i długość lodowców waha się znacznie. Wśród lodowców górskich

największe mają kilkadziesiąt kilometrów długości (np. lodowiec Fedczenki w Pami
rze, na terytorium Tadżykistanu), najmniejsze nie przekraczają kilkuset metrów.
W zależności od wielkości i uwarunkowań orograficznych lodowce górskie przyjmują
różne kształty, co jest podstawą ich dalszej klasyfikacji (tab. 12.2). Szczególnym ro
dzajem lodowców, występującym w górach o klimacie zimnym, ale raczej suchym, są
lodowce gruzowe (RAMKA 12.2).

Termiczna klasyfikacja lodowców

Lodowce są też klasyfikowane na podstawie kryterium termicznego. Wyróżnianie

są trzy podstawowe typy lodowców:

• lodowce umiarkowane lub ciepłe, w których lód w całej masie znajduje się w tem

peraturze topnienia pod ciśnieniem, a w spągu występuje cienka warstwa wody. Są
one typowe dla klimatu umiarkowanego, z dużą akumulacją w okresie zimowym
i dużą ablacją latem;

• lodowce zimne, przymarznięte do podłoża. Rozwijają się klimacie zimnym, przy

braku topnienia powierzchniowego;

• lodowce politermalne, składające się z warstw o różnej termice, zwykle z warstwy

zimnej wyżej i z ciepłej przy spągu.

Termika spągu lodowca ma istotne implikacje dla jego dynamiki, a ta z kolei po

ciąga za sobą różnorodne efekty geomorfologiczne. Lodowce ciepłe są znacznie

rzeźbiarzami powierzchni Ziemi i większość form

jest zwią

zana z tymi właśnie lodowcami lub częściami lądolodów.

do podłoża

powoduje niewielkie przekształcenia lub wręcz przetrwanie starszej rzeźby terenu

w postaci

2 9 6

Powstawanie lodowców

Do powstania lodowców jest niezbędne równoczesne spełnienie dwóch warun

ków: klimatycznego i orograficznego.

Warunek klimatyczny jest spełniony, gdy suma opadów śnieżnych w chłodnej po

rze roku jest na tyle wysoka, że stopnienie tej ilości śniegu w lecie jest niemożliwe mi
mo wzrostu temperatury. W rezultacie grubość pokrywy śnieżnej przyrasta z roku na
rok. Widać więc, że rozwój lodowców jest zarówno funkcją opadu (zwłaszcza śnieżne
go), jak i temperatury. W wysokich szerokościach geograficznych lodowce mogą eg
zystować mimo suchego klimatu i bardzo niskich opadów, ponieważ temperatury la
ta są bardzo niskie, co znacznie ogranicza topnienie śniegu. Z drugiej strony, nawet

wysokie opady śniegu w zimie nie zapewniają przetrwania pokrywy do kolejnej jesie

ni,

lato

ciepłe i deszczowe. Duże znaczenie ma przy tym

czyli wy

stawa miejsca gromadzenia się śniegu względem stron świata. Pokrywa śnieżna ma
korzystniejsze warunki do przetrwania przy ekspozycji określanej jako chłodna, czyli

wschodniej i północnej na półkuli północnej, a wschodniej i południowej na półkuli

południowej. Z tego powodu w wielu obszarach górskich obserwuje się asymetrię
w rozmieszczeniu lodowców, które osiągają większą grubość i długość na stokach
o ekspozycji chłodnej. Graniczna wysokość, powyżej której jest spełniony warunek
klimatyczny, wyznacza położenie linii śnieżnej (ang.

nazywanej także gra

nicą wiecznego śniegu.

Drugi warunek jest określany jako orograficzny. W danym obszarze muszą istnieć

miejsca, gdzie pokrywa śnieżna pochodząca z opadu może narastać i osiągać taką gru
bość, aby mogła dokonać się jej przemiana w lód lodowcowy. Uwarunkowania topogra
ficzne są szczególnie istotne w odniesieniu do lodowców górskich. Jeśli stoki górskie są
zbyt strome, wówczas śnieg nie może się utrzymać i jest przemieszczany w dół w formie
lawin. Warunki klimatyczne w najwyższych partiach Tatr (powyżej 2300 m

teo

retycznie sprzyjają rozwojowi lodowców, ale na tych wysokościach stoki są zbyt strome,
aby mogła powstać trwała pokrywa śnieżna o odpowiedniej grubości (fot. 24).

Gromadzenie śniegu jest ułatwione w zagłębieniach terenu różnego rodzaju,

zwłaszcza w lejach i amfiteatrach źródliskowych o niewielkim spadku, a także w ni
szach osuwiskowych. Dodatkowym źródłem śniegu są lawiny schodzące z otaczają
cych stoków. Ważne jest też położenie zagłębień względem dominujących kierunków
wiatru. Uprzywilejowane są strony zawietrzne, na które może być przewiewany śnieg
z grzbietów górskich i wierzchowin. Najczęściej rozmieszczenie lodowców odzwier
ciedla współdziałanie czynników klimatycznych i orograficznych,

można obserwo

wać na przykładzie

zlodowacenia Karkonoszy (ryc. 12.3). Miejsca

gromadzenia śniegu są nazywane polami firnowymi.

Po nagromadzeniu odpowiednio dużych ilości śniegu i przy jego stałej dalszej do

stawie może zostać zapoczątkowany proces fizycznej transformacji, prowadzący do
powstania lodu lodowcowego. Pod ciężarem narastającej pokrywy śnieżnej jej dolne
części ulegają rekrystalizacji i przeobrażeniu w firn, a następnie w lód. Towarzyszą te
mu znaczny wzrost gęstości i zmiany struktury wewnętrznej, polegające na łączeniu
się kryształów lodowych, zacieśnieniu próżni i usunięciu większości powietrza (tab.

2 9 7

12.3. Rozmieszczenie form polodowcowych w Karkonoszach; 1 - Śnieżne Kotły, 2 - Czarny Kocioł

Jagniątkowski, 3 - Kocioł Wielkiego Stawu, 4 - Kocioł Małego Stawu, 5 - Kocioł Łomniczki, 6 - Łabska

jama, 7 - Kotelni jamy, 8 -

dul, 9 -

jama, 10 -

jamy

12.3). Topnienie śniegu,

podwyższeniem temperatury lub wzrostem ciśnie

nia, powoduje pojawienie się wody w istniejących jeszcze wolnych przestrzeniach,
która ponownie zamarzając, dodatkowo wiąże ze sobą kryształy lodowe. Przemiana
śniegu w lód zachodzi szybciej w klimacie umiarkowanym, gdzie mamy do czynienia
z przemiennością zamarzania i topnienia. Po osiągnięciu pewnej minimalnej grubości

(najczęściej około 60 m) dolne części pokrywy lodowej nie są już w stanie utrzymać

ciężaru warstw wyżej leżących i zaczynają ulegać deformacji. Jednym z jej przejawów

jest „płynięcie

a widocznym efektem - ruch lodowców.

Tab. 12.3. Zmiany gęstości towarzyszące przeobra

żeniu śniegu w lód lodowcowy

Gęstość (kg

Śnieg świeży

50-70

Firn

450-830

Lód

830-1500

Jania

1997,

PWN, Warszawa.

Dynamika lodowców

Ruch lodowca

Rzeźbotwórcza działalność lodowców wynika przede wszystkim z ich ruchu. Ist

nieją dwa mechanizmy ruchu lodowca, nakładające się na siebie: deformacja we-

2 9 8

wnętrzna pod

naprężeń oraz poślizg po podłożu. Wzajemny stosunek tych

dwóch rodzajów ruchu jest zróżnicowany. Poślizg po podłożu może być zredukowany
do zera w przypadku lodowców o ujemnych temperaturach na kontakcie z podłożem,
ale w specyficznych warunkach lodowców szarżujących udział poślizgu sięga nawet

a w strumieniu lodowym Antarktydy Zachodniej wynosi praktycznie 100%.

W ujęciu potocznym ruch lodowca określa się często jako płynięcie, co sugeruje

podobieństwo lodowca do cieczy o znacznej lepkości, poruszającej się zgodnie ze
spadkiem koryta (w tym przypadku: doliny lodowcowej). Szczegółowe rozważania
z zakresu reologii i pomiary nie potwierdziły jednak takiego mechanizmu przemiesz
czania (RAMKA 12.3). Bardziej właściwe jest traktowanie lodowca jako ciała o wła
ściwościach plastycznych, które zaczyna się trwale odkształcać, gdy naprężenia prze
kroczą pewną wartość graniczną (około 100 kPa). Wzrost naprężeń prowadzi do
wzrostu tempa deformacji

12.4). Warto jeszcze zaznaczyć, że w warunkach nie

wielkiego naprężenia

w krótkim czasie lód ma podobne właściwości me

chaniczne jak inne ciała stałe, np. skały zwięzłe, i podlega najpierw odkształceniom
sprężystym, a po przekroczeniu granicy wytrzymałości pęka.

Traktowanie jęzora lodowcowego jako wolno płynącej cieczy o bardzo dużej lepkości

(tzw. cieczy newtonowskiej) jest niewłaściwe z następujących powodów:

• ruch masy lodowej zostaje zapoczątkowany dopiero po przekroczeniu pewnego krytycz

nego naprężenia (naprężenia uplastyczniającego), natomiast ciecze ulegają deformacji

już przy minimalnych naprężeniach;

• w cieczy lepkiej wzrost prędkości deformacji jest proporcjonalny do wzrostu naprężeń,

natomiast w lodowcach jest on nieliniowy;

• wraz z narastaniem deformacji zmienia się wartość współczynnika lepkości.

Jania

1997. Glacjologia. PWN, Warszawa (s. 203-204).

Ramka

Dlaczego lodowiec nie jest cieczą lepką?

Ryc. 12.4. Reologia lodu

różnych mode

li (wg J. Patersona, za J. Janią): 1 - idealna pla

styczność, 2 - płynięcie lodu stosownie do pra

(n 3), 3 - przepływ lepki cieczy

newtonowskiej

2 9 9

Do opisu zależności między naprężeniami a tempem odkształcenia, czyli w isto

cie prędkością lodowca, jest powszechnie stosowana formuła matematyczna, zwana
prawem płynięcia lodu

gdzie: - tempo deformacji, - naprężenia ścinające, A - parametr zależny od
temperatury w spągu lodowca, n - wykładnik, którego wartość zależy od plastyczno
ści lodu i wynosi od 1,9 do 4,5. W warunkach średnich naprężeń przyjmuje się n 3.

Wielkość naprężeń ścinających w podłożu lodowca opisuje formuła:

gdzie: p - gęstość lodu, g - przyspieszenie ziemskie, h - grubość lodu, a - kąt nachy
lenia podłoża. Z tego wzoru wynika, że wraz ze wzrostem grubości lodu i kąta nachy
lenia naprężenia w podłożu rosną, a zatem rośnie także tempo deformacji. Ponadto,

w warunkach stałej wartości naprężenia ścinającego (co cechuje ciała idealnie pla

styczne) grubość lodu jest odwrotnie proporcjonalna do nachylenia podłoża. Oznacza
to wzrost grubości lodowca na odcinkach o małym spadku i zmniejszenie jego grubo
ści na odcinkach, gdzie spadek rośnie, co jest często obserwowane w rzeczywistości.

Lód nie jest jednak ciałem idealnie plastycznym, dlatego konsekwencją zmian na

chylenia podłoża jest pewne zróżnicowanie naprężeń. Z podanych wzorów wynika
z kolei, że może też to wpłynąć na wzrost tempa deformacji. Na odcinkach, gdzie
nachylenie rośnie, tempo deformacji będzie większe, a lód ulegnie rozciąganiu, nato
miast przy

się nachyleniach tempo deformacji będzie maleć, a w po

ruszającej się masie lodowej będzie dochodzić do kompresji. Z tej prawidłowości

wynika kompresyjno-tensyjny ruch lodowca, szybszy i z przewagą rozciągania na od

cinkach o większym spadku (ryc. 12.5). Jeśli naprężenia rozciągające są większe niż

wytrzymałość lodu, pojawiają się szczeliny, a przy znacznych nachyleniach może do

chodzić do odrywania i odpadania brył lodu. Konsekwencją różnic w rodzaju ruchu

12.5. Ruch

i ekstensyjny w obrębie lodowca (wg K.

zmieniona)

3 0 0

12.6. Linie płynięcia lodowca (wg F. Nye'a): a) strefa rozciągania:

aktywny, b) strefa kom

presji: przepływ pasywny

jest także inna orientacja linii

lodu. W ruchu

są one skiero

wane ku powierzchni, w ruchu

mają charakter

Odpowied

nio do tego odbywa się przemieszczanie materiału skalnego w lodowcu. Jest on po
grążany w ciele lodowca w odcinku górnym, a

się ponownie na powierzchni

w odcinku dolnym (ryc. 12.6).

Poślizg po podłożu zachodzi na kilka sposobów. W podłożu niektórych lodow

ców występuje cienka (kilkumilimetrowa) warstwa wody, której obecność znacznie
zmniejsza opory tarcia i powoduje ślizganie się lodu po podłożu. Duże znaczenie

odspojenia spągu lodowca od podłoża, które mogą być wypełniane wodą pod

ciśnieniem, co też redukuje tarcie. Szczególne znaczenie ma poślizg w przypadku

występowania nieskonsolidowanego podłoża w stanie saturacji, a więc gdy w spągu

lodowca zachodzi topnienie, a woda gromadzi się w niżej leżących utworach geolo
gicznych. Dochodzi wówczas do deformacji podłoża, niekiedy tak znacznych, że
obejmują również znajdujące się powyżej masy lodu. Ten ostatni mechanizm mógł
być szczególnie istotny w przypadku lądolodów skandynawskich w środkowej Euro
pie, dla których podłożem były głównie utwory nieskonsolidowane. Powszechność

wielkoskalowych struktur deformacyjnych może być geologicznym zapisem tych
procesów.

Różnorodność mechanizmów i ich uwarunkowań powoduje, że prędkość ruchu

lodowców waha się w szerokich granicach, od kilku metrów do 10-15 km na rok. Jest
różna także w obrębie lodowców, co wynika głównie z różnic w ukształtowaniu ich
podłoża i oporów związanych z wpływem zboczy dolin lodowcowych. Zmiany prędko
ści są obserwowane w cyklach dobowych, rocznych i wieloletnich. Do najbardziej
spektakularnych zmian prędkości należą tzw. szarże lodowcowe (ang. surge). Określe
nie to odnosi się znacznych przyspieszeń, nawet stukrotnych w stosunku do średnich
wartości wieloletnich, rejestrowanych przez kilka kolejnych lat. Prędkość dochodzi

wówczas do kilku kilometrów na rok i kilku metrów na godzinę. Na niektórych lodow

cach szarże występują okresowo, na innych wydają się pojawiać nieregularnie. Istnie

je kilka poglądów na temat przyczyn szarż lodowcowych, aczkolwiek panuje na ogół

zgodność, że są one związane ze zmianą warunków w spągu lodowców. Prawdopo
dobnie, najczęściej są to zmiany stosunków hydrologicznych, prowadzące do znaczne
go wzrostu ilości wody w podłożu lodowca, co wielokrotnie wzmaga poślizg. Podczas
szarży znaczna objętość lodu i zawartego w nim materiału skalnego jest przenoszona

do strefy ablacji, gdzie podlega szybkiemu wytapianiu. Geomorfologicznym efektem
szarż są zatem rozległe obszary chaotycznej depozycji związanej z martwym lodem
oraz moreny czołowe spiętrzone (zob. rozdział

3 0 1

Bilans masy lodowca

Nieustanny, choć odbywający się ze zmienną prędkością, ruch lodowca powo

duje przemieszczanie lodu z obszarów wyżej

do obszarów

się

Warunki umożliwiające powstanie lodowców są spełnione tylko w wyżej

położonych

częściach obszarów zlodowaconych, które są dlatego

określane jako strefa akumulacji. Można się o tym przekonać,

rozmiesz

czenie lodowców w obszarach górskich (ryc. 12.7). W niższych piętrach wysokościo

wych jęzory lodowcowe są obecne tylko w tych dolinach, które rozpoczynają się
w piętrach wyższych. W sąsiednich dolinach, z odcinkami

położonymi

zbyt nisko, lodowce nie występują, co obserwujemy

w Tatrach. W pasie reglo

wym

doliny walne były w plejstocenie wypełnione grubymi ję

zorami lodowcowymi, zaczynającymi się w wysoko położonych polach firnowych,
ale położone na tej samej wysokości dolinki reglowe nie były zlodowacone.

Lód nie gromadzi się jednak w obrębie strefy akumulacji w nieskończoność, ale

po osiągnięciu pewnej grubości i przekroczeniu krytycznej wartości naprężenia upla

zaczyna się w przemieszczać w dół. Osiąga w ten sposób obszar o wyż

szej średniej temperaturze, gdzie przeważa topnienie lodu, którego nie jest w stanie
równoważyć napływ mas lodowych ze strefy akumulacji. Ubytek lodu może zachodzić
także w inny sposób: przez sublimację lub odrywanie się brył lodu w przypadku za
kończenia jęzora w zbiorniku wodnym. Strefa ubytku masy jest nazywana strefą abla
cji, a granica oddzielająca strefę akumulacji od strefy ablacji jest określana jako linia

12.7. Zlodowacenie Tatr (wg M. Klimaszewskiego); należy zwrócić uwagę, że w niższych częściach Tatr

lodowce nie

w krótkich dolinkach reglowych

3 0 2

równowagi (ang.

Każdy lodowiec można więc rozdzielić na dwie

strefy o odmiennym bilansie masy: pozytywnym w strefie akumulacji i negatywnym

w strefie ablacji (ryc. 12.8). Podczas nierównomiernej ablacji może dojść do oddzie

lenia fragmentów jęzora lodowcowego w formie bryl lodu różnej wielkości, określa
nych mianem martwego lodu (ang. dead ice).

Bilans masy lodowca (ang. glacier mass

zestawienie przychodów i ubyt

ków, jest wykonywane dla pewnego

czasowego, najczęściej roku. Przewa

ga przychodów nad ubytkami dla całego lodowca w roku bilansowym oznacza, że ob

jętość lodu wzrosła. Rezultatem jest wzrost grubości lodowca i podniesienie jego po
wierzchni. Wskutek działania wcześniej opisanych mechanizmów spowoduje to po

pewnym czasie wzrost naprężeń w podłożu i przyspieszenie ruchu, a więc zwiększony
napływ do strefy ablacji. Zwykle wiąże się on z awansem czoła i zwiększaniem zasię
gu lodowca. Przy bilansie ujemnym (ubytki przychody) napływ lodu ze strefy aku
mulacyjnej nie równoważy ablacji, a lodowiec zmniejsza swój zasięg przestrzenny.

Przy znacznym ociepleniu klimatu cały lodowiec może znaleźć się w zasięgu strefy
ablacji, wówczas, przy odpowiednio długim okresie ocieplenia, może dojść do jego
całkowitego zaniku. Tak było w Tatrach i Karkonoszach pod koniec ostatniego okre
su

W północnej Europie do całkowitego zaniku lądolodu skandynaw

skiego doszło nieco później, w początkach holocenu.

12.8. Bilans masy lodowca (wg J. Jani):

Ac - akumulacja, Ac - ablacja, EL - linia
równowagi, Q -

lodu ze strefy

akumulacji do strefy ablacji; 1 - „klin" aku
mulacji, nadbudowujący lodowiec zimą, 2 -

ablacji, obniżający lodowiec latem,

3 - podłoże

Erozja glacjalna

Mechanizmy erozji

Erozja glacjalna - to całokształt procesów zachodzących w spągu przemieszcza

jącej się masy lodowej, które powodują usuwanie materiału tworzącego podłoże lo

dowca i w konsekwencji obniżenie powierzchni terenu. Zwykle są wyróżniane trzy
procesy erozyjne:

ścieranie i zdzieranie. Ich skutki są obserwowane za-

3 0 3

równo na pojedynczych wychodniach, jak i rozległych obszarach. Efektywność erozji
rośnie wraz z grubością lodu.

(ang.

określane także

detrakcja, polega na odrywa

niu od podłoża większych fragmentów skalnych i włączaniu ich w poruszającą się ma
sę lodową. Zachodzi przede wszystkim w obrębie elewacji podłoża, stanowiących
przeszkodę dla poruszającego się lodu. W rzeczywistości wyorywanie jest dość złożo
nym procesem, mającym kilka etapów. Pierwszy - pękanie i rozkruszanie skał, doko
nuje się pod wpływem powtarzających się nacisków lodu i zawartego w nim materia

skalnego. Właściwe odrywanie dokonuje się głównie pod wpływem różnic ciśnienia

i temperatury po przeciwnych stronach przeszkody. Po stronie proksymalnej ciśnienie

jest większe, co powoduje topnienie lodu i ruch wody na stronę dystalną, gdzie zama

rza ona w spękaniach skalnych, powodując odspojenie. Zmniejszenie ciśnienia powo
duje także przymarznięcie lodu do podłoża skalnego i ułatwia odrywanie pojedyn
czych okruchów. Wielkość

fragmentów jest bardzo zróżnicowana i zale

ży nie tylko od naprężeń w stopie lodowca, ale także od struktury skały (sposobu spę
kania, obecności powierzchni nieciągłości). Obserwacje materiału wytapiającego się
z lodowców

że odrywaniu mogą ulegać fragmenty długości nawet kilkuna

stu metrów.

Ścieranie i wygładzanie podłoża (ang.

jest także określane jako abrazja

lub detersja. Dochodzi do niego, gdy lodowiec ślizga się po podłożu, a narzędziami
niszczenia są fragmenty skalne wmarznięte w stopę lodowca i szorujące o podłoże.
Pochodzą one głównie z

ale część mogła dostać się do lodowca z ota

czających stoków. Aby ścieranie było skuteczne, fragmenty powinny być twardsze
niż podłoże. Według teoretycznych obliczeń efektywność ścierania jest największa
przy zawartości materiału skalnego w granicach

Większa koncentracja

okruchów powoduje wzrost tarcia i zmniejszenie prędkości ślizgu. W wyniku ściera
nia powstaje drobnoziarnista „mąka

złożona z fragmentów średnicy rzędu

0,1 mm. Wchodzi ona następnie w skład znajdującej się pod ciśnieniem półpłynnej
mieszaniny wody

się w podłożu lodowca, która także oddziałuje nisz

cząco na podłoże, powodując jego wygładzanie. Potencjał erozyjny czystego lodu

jest niewielki.

Wielu autorów próbowało oszacować tempo erozji podłoża lodowcowego, posłu

gując się różnymi metodami. Otrzymane wyniki różnią się znacznie, co nie jest zasko
czeniem, jeśli weźmie się pod uwagę znaczną rolę uwarunkowań strukturalnych i róż
ną prędkość ślizgu dennego. Z reguły lodowce umiarkowane wydają się być bardziej
efektywnymi narzędziami erozji, a obniżenie podłoża waha się w granicach
0,5-10 mm na rok. Dla kontrastu, zimne lodowce polarne i subpolarne erodują pod
łoże w tempie poniżej 0,5 mm na rok.

Trzeci mechanizm erozji - zdzieranie, czyli egzaracja - dotyczy utworów nieskon-

solidowanych, znajdujących się w podłożu lodowca. Są one deformowane i przesuwa
ne pod wpływem przemieszczającego się lodu, a część przymarza do stopy lodowca
i jest włączana w jego obręb. Procesy te są obecnie rozpatrywane w ramach
toniki, czyli deformacji podłoża podlodowcowego, które są analogiczne do zjawisk
tektonicznych. Do struktur glacitektonicznych należą fałdy, łuski, nasunięcia oraz de
presje glacitektoniczne, które są w istocie zagłębieniami egzaracyjnymi.

3 0 4

Formy rzeźby erozyjnej

Rzeźbotwórcze efekty glacjalnych procesów erozyjnych są obserwowane w

nych skalach przestrzennych: od mikroform na odsłoniętych powierzchniach skalnych
do specyficznych typów rzeźby obejmujących całe regiony. Część form erozyjnych po
wstaje przez przekształcenie wcześniejszych form rzeźby

leżą do nich między innymi doliny U-kształtne, powszechne w zlodowaconych obsza
rach górskich.

Typowymi formami rzeźby powstającymi przez kombinację

i ściera

nia są asymetryczne pagóry, zwane mutonami lub barańcami

Asy

metria mutonów jest widoczna w profilu podłużnym i ma charakter wskaźnikowy przy
odtwarzaniu kierunków ruchu lodowców. Strona zwrócona w kierunku, z którego na
suwał się lodowiec (strona proksymalna), jest łagodnie nachylona i często wygładzo
na, a nawet wypolerowana. Powierzchnie takie są określane mianem

lo

dowcowych. Strona przeciwna (dystalna) jest znacznie bardziej stroma, nierzadko
urwista, z systemem stopni oddzielonych ścianami skalnymi wysokości od 1-2 m do
kilkudziesięciu metrów (fot. 25).

ukształtowania stromego stoku odzwier

ciedlają na ogól strukturę skały, a zwłaszcza cechy spękań. Mutony mają od kilku do
kilkuset metrów długości, przy czym wielkie formy są uważane za efekt przemodelo

wania glacjalnego wcześniej istniejących wzniesień, znajdujących się na drodze poru

szającego się strumienia lodowego. Wyrównanie strony proksymalnej i zestromienie
strony dystalnej jest także obserwowane na progach skalnych

wacone doliny górskie i zamykających kotły lodowcowe (ryc. 12.9).

Na świeżych

lodowcowych, niezniszczonych przez wietrzenie, można

zaobserwować liczne drobne formy powierzchni związane z selektywnym niszczeniem

12.9. Próg skalny w dolinie lodowcowej, Tatry Słowackie (fot. Migoń)

3 0 5

podłoża. Należą do nich rysy lodowcowe (ang.

czyli podłużne, płytkie bruz

dy wyorane w podłożu przez fragmenty skalne

w przemieszczający się

lód. Ich głębokość na ogół nie przekracza 1 cm. Obok nich mogą występować zadzio
ry lodowcowe (ang.

mające postać płytkich sierpowatych zagłębień,

często występujących gromadnie (ryc. 12.10). Są one efektem kruszenia i odrywania
pod naciskiem dużych bloków transportowanych w lodzie.

Do form erozji glacjalnej należą także wyżłobione w podłożu misy skalne, po

ustąpieniu lodowca wypełnione najpierw przez jeziora, a z upływem czasu także przez
osady mineralne i organiczne. Ich wielkość, podobnie jak form wypukłych -
nów, jest zróżnicowana. Największe mają ponad 10 km

Na ich

cjalne pochodzenie wskazuje przede wszystkim zamknięty charakter obniżenia, nie
możliwy do wytworzenia przez działanie procesów fluwialnych. Orientacja mis skal
nych zwykle wykazuje zgodność z kierunkiem struktur podłoża. Są wydłużone wzdłuż
stref spękań lub uskoków, wskazując na preferencyjne wyorywanie w miejscach, gdzie
podłoże skalne było już inicjalnie bardziej strzaskane. W obszarach górskich misy
skalne powstają także w miejscach, gdzie łączą się strumienie lodowe. Wzrost grubo
ści lodu w takich miejscach powoduje wzrost efektywnych naprężeń ścinających,
a w konsekwencji wzrost erozji. Przykładem formy tego typu w polskich Tatrach jest
misa Morskiego Oka, która powstała w miejscu połączenia jęzorów lodowcowych bio
rących początek pod Rysami i w Dolinie Za Mnichem (ryc. 12.11). Ma ona prawie
900 m długości i 51 m głębokości.

Klasyczne formy erozji glacjalnej w górach - cyrki i żłoby lodowcowe - są efek

tem przeobrażenia starszych form, a w ich kształtowaniu biorą także udział procesy
nieglacjalne. Kotły lodowcowe (ang. glacial

określane także jako kary lub

cyrki lodowcowe, to półkoliste lub wydłużone zagłębienia, otoczone z trzech stron

12.10. Glacjalne formy erozyjne w małej skali - zadziory lodowcowe na powierzchni

lodow

cowego, park narodowy Yosemite, St. Zjednoczone (fot. Migoń)

3 0 6

Ryc. 12.11. Misa Morskiego Oka i widok na U-kształtną dolinę Rybiego Potoku (fot. P. Migoń)

stromymi zboczami lub nawet urwiskami, a otwarte w kierunku nachylenia po

wierzchni stokowej (ryc. 12.12).

na ogół stanowią najwyższe odcinki dolin

i wówczas są uważane za efekt przekształcenia starszych form dolinnych, ale mogą
też występować niezależnie od nich, jako wysoko zawieszone nisze. Kotły mają od
kilkuset metrów do kilku kilometrów długości oraz od kilkudziesięciu do kilkuset
metrów głębokości. Dna kotłów mają różny charakter. Małe, płytkie kotły mają dna
o dość dużym nachyleniu (15-30°) i trudnych do wyznaczenia granicach. W więk
szych kotłach dno jest na ogół płaskie albo przegłębione i zamknięte ryglem skal
nym, najczęściej zmutonizowanym. Przegłębienia są wypełnione wodami jezior, któ
re mogą osiągać znaczne głębokości. W polskich Tatrach niektóre jeziora w kotłach
lodowcowych przekraczają 50 m głębokości (Wielki Staw Polski - 79 m, Czarny Staw
pod Rysami - 76 m, Czarny Staw Gąsienicowy - 51 m). Kotły są zlokalizowane
w miejscu dawnych pól firnowych lodowców górskich, a ich rozwój przebiega równo
cześnie w dwóch kierunkach. Erozja glacjalna w spągu pola firnowego powoduje sta
łe

kotła, natomiast wietrzenie mechaniczne i ruchy masowe (odpadanie,

obrywy, ześlizgi) prowadzą do cofania ścian kotła i zwiększania w ten sposób jego

W górach umiarkowanie zlodowaconych kotły są zwykle wcięte w powierzchnię

wierzchowinową lub w stosunkowo łagodnie nachylone, wyrównane powierzchnie

stokowe. Przykładem rzeźby glacjalnej tego typu są najwyższe partie Karkonoszy,
a w mniejszym stopniu Tatry Zachodnie. Inaczej jest w górach silnie zlodowaconych.
Rozrost sąsiednich kotłów prowadzi do całkowitej eliminacji powierzchni wierzcho

winowych, a pomiędzy kotłami

jedynie wąskie skaliste granie o nierównej,

poszarpanej linii grzbietowej lub piramidalne, ostro zakończone szczyty. Ten typ rzeź
by glacjalnej występuje w Tatrach Wysokich.

3 0 7

Ryc. 12.12.

Wielki Kocioł

Śnieżny w Karkonoszach (fot. M. Kasprzak)

Duże strumienie lodowe płynące w

dawnych dolin rzecznych są czynnikiem

aktywnie je

oddziałując zarówno na dno, jak i na zbocza dolin. Re

zultatem takich przeobrażeń jest

lodowcowy (ang. glacial trough). Żłoby lodow

cowe różnią się od typowych dolin fluwialnych profilem podłużnym, przekrojem po-

12.13. Polodowcowa dolina U-kształtna, Serra da

Portugalia (fot. P. Migoń)

3 0 8

Ryc. 12.14.

cechy profilu podłużnego górskiej doliny polodowcowej

przecznym oraz charakterem połączeń z mniejszymi dolinami bocznymi (ryc. 12.13).
Najważniejszą cechą profilu podłużnego jest obecność progów i przegłębień. Najwy
żej położony próg znajduje się przy wylocie kotła lodowcowego, kolejne mogą znaj
dować się niżej, przed miejscami połączenia z bocznymi dolinami, przed zwężeniami
doliny i w strefach

się bardziej odpornych skał podłoża. Na progach two

rzą się wodospady. Przed i za progami mogą znajdować się

dna, wska

zujące na lokalnie znacznie zwiększoną efektywność erozji glacjalnej (ryc. 12.14).

W przekroju poprzecznym żłoby lodowcowe często przypominają literę „U", ma

ją szerokie dno i bardzo strome, nierzadko urwiste zbocza wysokości nawet kilkuset

metrów. Taka rzeźba cechuje przede wszystkim doliny w obszarach, z których lodow
ce ustąpiły bardzo niedawno (pod koniec ostatniego zlodowacenia), wyżłobione

w masywnych skałach podłoża. Z upływem czasu wietrzenie i ruchy masowe na zbo

czach żłobów, które są zbyt strome w stosunku do właściwości wytrzymałościowych
skały, powodują ich obniżenie i zatarcie U-kształtnego przekroju. Należy jednak za
uważyć, że obecność lodowców nie zawsze prowadzi do zmiany kształtu doliny, a śla
dy działalności lodowców w postaci form akumulacyjnych można znaleźć w dolinach
o typowo fluwialnym, V-kształtnym przekroju poprzecznym.

Progi skalne powstają nie tylko w obrębie głównej doliny, ale również przy uj

ściach dolin bocznych. Mają do kilkuset metrów wysokości, a doliny boczne nabierają
przez to charakteru dolin zawieszonych (ang. hanging

Na progach tworzą się

wysokie wodospady. Piąty pod względem wysokości na świecie Wielki Wodospad

Yosemite (740 m) znajduje się właśnie na progu doliny

a w polskich Ta

trach w podobnej sytuacji geomorfologicznej powstały Wodogrzmoty Mickiewicza. Po
łożone są one na wylocie doliny Roztoki, zawieszonej nad główną doliną Białej Wody.

W skali regionalnej, odnoszącej się raczej do rzeźbotwórczej działalności lądolo

dów niż lodowców górskich, wyróżnia się trzy główne strefy o zróżnicowanej efektyw
ności procesów erozyjnych: a) strefę najsilniejszej erozji - zdzierania powierzchnio-

3 0 9

wego, b) strefę selektywnej erozji liniowej i c) strefę ograniczonej erozji. Obecność

tych stref wynika

ze zróżnicowanej termiki lądolodów. Ograniczona erozja

czy wręcz jej brak i przetrwanie rzeźby sprzed zlodowacenia (preglacjalnej) są zwią
zane z masami lodu przymarzniętymi do podłoża. Selektywna erozja liniowa jest skut
kiem działania szybko poruszających się strumieni lodowych w obrębie lądolodu. Pro

wadzi ona do znacznego pogłębienia żłobów lodowcowych, natomiast na płaskowy

żach pomiędzy nimi ślady erozji są bardzo skromne, a obniżenie powierzchni nie
znaczne. Taki typ rzeźby cechuje między innymi fragmenty Gór Skandynawskich
i wschodnie wybrzeża Grenlandii. Głębokie, częściowo zalane przez morze, dawne
doliny lodowcowe sąsiadują tam z monotonnymi rozległymi wierzchowinami. Strefa
zdzierania powierzchniowego

się powszechnym występowaniem powierzchni

zmutonizowanych,

lodowcowych, mis i basenów skalnych, licznymi zagłę

bieniami bezodpływowymi i bardzo cienką pokrywą osadów lodowcowych.

Akumulacja glacjalna

Transport glacjalny

Lodowce są efektywnym środkiem transportu materiału skalnego i są w stanie

przenosić znacznie większe fragmenty skał podłoża, niż byłyby to w stanie uczynić rze
ki. Materiał ten pochodzi z różnych źródeł:

• z niszczenia podłoża, po którym przemieszcza się strumień lodowy. W efekcie pro

cesów erozyjnych, omówionych wyżej, do lodu dostają się oderwane od podłoża
fragmenty skał i osadów;

• ze zboczy dolin lodowcowych i ze stoków wzniesień wystających ponad powierzch

nię lodową. W wyniku wietrzenia i ruchów masowych na lodowiec dostają się frag
menty skalne różnej wielkości, które następnie są transportowane na powierzchni
lub zanurzają się w cielsko lodowca, zgodnie z orientacją linii płynięcia lodu;

• z opadu pyłu eolicznego, ewentualnie wulkanicznego.

Materiał skalny niesiony przez lodowce jest zróżnicowany pod względem wielko

ści, od frakcji pyłu po wielkie bloki. możliwościach lądolodów w tym zakresie infor

narzutowe

czyli duże bloki skalne przeniesione na odległość kil

kuset kilometrów od miejsca naturalnego występowania danej skały. W północnej
Polsce znajdują się liczne głazy narzutowe przyniesione przez lądolód ostatniego zlo
dowacenia, z których największy -

na Pomorzu Środkowym - ma 50 m obwo

du, wysokość 3,8 m i objętość około 700

Wraz z wytapianiem się lodowców w stre

fie ablacji rośnie koncentracja materiału skalnego, który w marginalnych częściach ję
zorów lodowcowych może całkowicie okrywać lodowe

grubą warstwą rumoszu

i głazów (fot. 26).

W zależności od miejsca, w którym

się transportowany materiał w obrę

bie lodowca, są wyróżniane trzy rodzaje transportu. Transport subglacjalny, czyli pod-
lodowcowy, odbywa się na granicy lodu i skały podłoża i w lodowcach ciepłych zacho

dzi przy udziale wody występującej w spągu lodowca. Jego przeciwieństwem jest

3 1 0

Ryc. 12.15. Zróżnicowanie transportu glacjalnego: A - na powierzchni lodowca (supraglacjalny), B - w spą
gu lodowca (subglacjalny), C - we wnętrzu lodowca

Należy zauważyć, że ten sam materiał

może być transportowany w różny sposób w różnych częściach lodowca

transport powierzchniowy, czyli supraglacjalny. Niesiony materiał znajduje się na

wierzchni lodowca. Trzecim rodzajem jest transport inglacjalny, czyli wewnątrzlodow-

cowy, obejmujący przemieszczanie materiału w cielsku lodowca. Trajektorie ruchu

w transporcie

są na ogół skierowane w kierunku spągu lodowca w części

akumulacyjnej i w kierunku powierzchni w części ablacyjnej (ryc. 12.15). Fragmenty
skalne transportowane przez lodowiec w różnych etapach

wędrówki

różnym rodzajom transportu.

Podczas transportu materiał skalny ulega obróbce, zwłaszcza na etapie transpor

tu subglacjalnego. Polega ona na stępieniu naroży, wyrównaniu i wygładzeniu ścian
bocznych, porysowaniu powierzchni. Fragmenty zbudowane z mniej odpornych skał
ulegają kruszeniu, natomiast pojedyncze ziarna kwarcu często zachowują cechy po

wierzchni diagnostyczne dla ich pierwotnych środowisk sedymentacji.

Materiał skalny transportowany przez lodowce jest w języku polskim tradycyjnie

określany jako morena. Termin ten jest także stosowany w innych znaczeniach: w od
niesieniu do osadów środowiska glacjalnego i do form rzeźby zbudowanych głównie
z tych

Genetyczne zróżnicowanie osadów lodowcowych

Osady środowiska

z reguły

przez wytopienie lodu i pozosta

wienie na miejscu materiału skalnego, który był wcześniej przy udziale tego lodu

transportowany. Niemniej, glacjalny system depozycyjny jest bardzo złożony i składa
się z kilku subśrodowisk sedymentacyjnych, a w powstawaniu utworów glacjalnych
bierze udział wiele różnych procesów. Większość z nich pozostawia wyraźny zapis

w litologicznych i strukturalnych cechach osadów, umożliwia więc odtworzenie me-

W terminologii anglojęzycznej występują różne określenia. Materiał transportowany przez lodowce

jest określany jako glacial

utwór geologiczny powstały przez akumulację tego materiału to

a tyl

ko formy rzeźby są opisywane jako

3 1 1

sedymentacji i kontekstu paleoglacjologicznego. Problematyka depozycji

jest przedmiotem zainteresowania

dziedziny sedymento-

- sedymentologii glacjalnej i nabiera kluczowego znaczenia w geologii czwarto

rzędu.

Utwory pochodzenia lodowcowego określa się zwykle jako gliny glacjalne, dla

podkreślenia ich niejednorodności

Jest to jednak pewne uprosz

czenie, ponieważ utwory depozycji glacjalnej nie w każdym przypadku mają charak
ter gliniasty.

Klasyfikacja utworów lodowcowych uwzględnia najczęściej ich genezę, a pośred

nio także miejsce w obrębie systemu glacjalnego, w którym doszło do depozycji. Sto
sownie do niej są wyróżniane następujące główne typy:

• gliny z odłożenia (ang. lodgement till);
• gliny deformacyjne (ang.
• gliny z wytopienia (ang.
• gliny spływowe

Gliny z odłożenia powstają w spągu lodowca wskutek wytapiania się materiału

z dolnej części

się lodu pod wpływem zmian temperatury i ciśnie

nia. Wzrost ciśnienia, spowodowany na przykład wzrostem grubości lodu, powoduje

wzrost tarcia, które może przewyższać siłę trakcyjną lodu i wówczas dochodzi do po

zostawienia fragmentów skalnych na powierzchni podścielającej lodowiec. Uwalnia
nie materiału z lodu może także zachodzić pod wpływem wzrostu temperatury, towa
rzyszącego tarciu o nierówności podłoża. Gliny z odłożenia tworzą na ogół niezbyt
grube pokłady, często wykazują warstwową strukturę i ukierunkowanie dłuższych osi
głazików równoległe do podłoża. Moreny denne są zbudowane głównie z glin z odło
żenia. W środowisku podlodowym powstają także gliny deformacyjne, będące łącz
nym produktem deformacji podłoża lodowca pod wpływem nacisków spowodowa
nych przez masę lodową i depozycji materiału niesionego w lodzie.

Gliny z wytopienia są charakterystyczne dla powierzchni lodowca w strefie abla

cji i powstają podczas stopniowego zaniku lodu cementującego materiał morenowy.
Najczęściej lód ten podlega zamianie fazowej w wodę, która odpływa po powierzchni
lodowca ku jego brzegom, ale w klimacie mroźnym i suchym (np. na Antarktydzie)

ważnym procesem prowadzącym do powstania warstwy osadu na powierzchni lodu

jest sublimacja. Gliny z wytopienia są na ogół mniej zwięzłe niż gliny z odłożenia, two

rzą grubsze pokłady i zawierają więcej grubego materiału, mogą współwystępować
z osadami wodnolodowcowymi. Tworzą one tzw. moreny powierzchniowe i moreny
ablacyjne.

Podczas topnienia lodu jest uwalniana duża ilość wody. Jej część spływa koryta

mi powierzchniowymi, niosąc przy tym duże ilości drobnego materiału skalnego, któ
ry jest następnie deponowany jako utwór wodnolodowcowy. Pozostała część powodu

je saturację wytapiającego się osadu, który osiąga granicę płynności i zaczyna prze

mieszczać się grawitacyjnie po lodowcu w kierunku jego brzegów lub zagłębień na

jego powierzchni. W ten sposób powstają gliny

o strukturze wewnętrznej

podobnej do obserwowanych w osadach spływów błotnych i gruzowo-błotnych,
z wkładkami piaszczystymi i żwirowymi. Gliny spływowe często współwystępują

3 1 2

z utworami wodnolodowcowymi, ponieważ ich

odbywa się przy brzegu lo

dowca, a więc na granicy środowiska fluwioglacjalnego. Są one

tworzywem

moren czołowych i bocznych.

Formy rzeźby

Utwory

glacjalnej budują różnorodne formy rzeźby, łącznie określane

jako moreny. Część z nich jest wspólna dla lodowców górskich i wielkich lądolodów,

niektóre są wyróżniane tylko w odniesieniu do lodowców dolinnych, jeszcze inne
stwierdzono tylko w obszarach objętych w przeszłości zlodowaceniem kontynental
nym. Formy morenowe powstają pod lodem i na powierzchni, przy krawędzi masy lo
dowej. Te drugie zaliczają się do form marginalnych. Szczególny typ krajobrazu mo
renowego powstaje podczas w miarę równomiernego wytapiania się lodu od góry,
określanego jako

arealna (powierzchniowa). Inny podział moren

uwzględnia ich relację do kierunku ruchu lodowca. Wyróżniane są w nim formy zo
rientowane równolegle do kierunku ruchu, poprzeczne do kierunku ruchu oraz nie
wykazujące wyraźnej orientacji (tab. 12.4).

Formy morenowe środowiska podlodowcowego (subglacjalnego) są związane

głównie z lądolodami i dużymi czapami lodowymi. Największą powierzchnię w obsza
rach zlodowaconych zajmuje zwykle krajobraz moreny dennej, który może być równin
ny, falisty lub pagórkowaty, ale na ogół cechuje się niewielkimi deniwelacjami. Na te

Tab. 12.4. Klasyfikacja moren ze względu na orientację względem kierunku ruchu lodowca

Wydłużone w kierunku

do kierunku ruchu

Wydłużone w kierunku

prostopadłym do kierunku ruchu

Nie mające wyraźnej

orientacji przestrzennej

Środowisko podlodowcowe

Moreny żłobkowane
Drumliny

Moreny wstęgowe
Moreny De Geera
Moreny spiętrzone

Morena denna płaska i falista
Morena denna pagórkowata

Strefy dynamicznego wyciskania

Podłużne grzbiety z wyciśnięcia

Poprzeczne grzbiety
z wyciśnięcia

Grzbiety z wyciśnięcia o różnej
orientacji przestrzennej

Środowisko powierzchniowe

Moreny środkowe

Morena powierzchniowa
Morena martwego lodu

Środowisko marginalne

Moreny boczne

Moreny końcowe
Moreny spiętrzone

D.E., John B.S., 1976. Glaciers and

Approach. Edward Arnold, London, zmienione.

3 1 3

formy mogą być nałożone warstwy utworów z wytopienia, często w postaci bruków ka
miennych i głazowych. W obszarach niedawno odsłoniętych spod lodu mogą w dużej
liczbie występować zagłębienia bezodpływowe, wypełnione wodą. Ich obecność jest
związana z nierównomierną depozycją lub wytapianiem się reliktowych brył lodu.
W krajobrazie moreny dennej występują podłużne wały równoległe do kierunku ruchu
lodu, których wysokość waha się od mniej niż 1 do 25 m, a długość może dochodzić do
kilkunastu kilometrów. Noszą one nazwę moreny żłobkowanej

fluted moraine).

Ryc. 12.16. Pole

na Pojezierzu Dobrzyńskim (na

Atlasu form i typów

rzeźby terenu Polski, 1960)

3 1 4

Dużymi formami morenowej rzeźby subglacjalnej są drumliny, należące równo

cześnie do bardziej intrygujących form środowiska glacjalnego. Są to

wzniesienia o asymetrycznym kształcie, zwykle występujące grupowo, w rojach zo

rientowanych równolegle do kierunku ruchu lodu (ryc. 12.16). Stok zwrócony w kie
runku, z którego napływał lodowiec, jest stromy, a w planie jego podstawa jest za
okrąglona. Stok przeciwny jest długi i łagodnie opadający, a cały grzbiet stopniowo
zwęża się. Wymiary

są zróżnicowane, ale średnio mają 1-2 km długości,

do 50 m wysokości i 500 m szerokości w najszerszym miejscu. Powstają pod lądoloda-

zatem ich tworzenie się nie może być bezpośrednio obserwowane, a w literaturze

są obecne różne poglądy na temat genezy i uwarunkowań. Zasadniczy wpływ mają
prawdopodobnie nierówności podłoża, wymuszające depozycję. Powstanie inicjal
nych form akumulacyjnych powoduje zróżnicowanie naprężeń ścinających w spągu
masy lodowej i prowadzi do dalszej depozycji „w

pierwotnej przeszkody. Po

la drumlinów występują w niżowej części Polski w różnych miejscach, a regularnością

wyróżniają się wśród nich drumliny na Pojezierzu Dobrzyńskim, na wschód od Toru

nia. Największe pole drumlinowe, w okolicach Zbójna, składa się z ponad 500 poje
dynczych form i zajmuje powierzchnię 32,5

Do moren

należą także moreny wstęgowe (ang. ribbed

tworzące równomiernie rozmieszczone, równoległe do siebie wały wysokości

około 10 m i długości do 1 km. Są zorientowane poprzecznie do kierunku ruchu lo
du, a ich powstanie jest związane z depozycją w strefach zmniejszenia naprężeń ści
skających (ryc. 12.17). Jeszcze innym typem są moreny De Geera, nazwane tak od na
zwiska ich odkrywcy, powstające w środowisku podwodnym, w miejscach gdzie znaj
duje się linia gruntowania.

Formy morenowe

przy krawędzi lodowców dzielą się na moreny czo

i moreny boczne, aczkolwiek w przypadku lądolodów i czasz lodowych rozprze

się we wszystkich kierunkach rozróżnienie to nie

dokonywane. Od

mienność moren czołowych i bocznych

natomiast dobrze widoczna w górskich lo

dowcach dolinnych oraz na obszarach górskich o rzeźbie

Kierunek ruchu

lodowca

Ryc. 12.17. Powstawanie podlodowcowych moren wstęgowych (wg D.E. Sugdena i B.S. Johna)

3 1 5

Ryc. 12.18. Pagórkowaty krajobraz moreny

lodowca Werenskiolda (Spitsbergen) jest wynikiem

wytapiania się pogrzebanych brył martwego lodu (fot. A. Latocha)

Moreny

(ang. end

powstają przy czole lodowca i mają charak

ter walu o przebiegu

do czoła (ryc. 12.18). Ich budowa wewnętrzna jest

złożona i odzwierciedla między innymi intensywność topnienia lodu w części czoło

W skład moren czołowych wchodzą utwory środowiska glacjalnego, głównie gli

ny spływowe, oraz utwory środowiska fluwioglacjalnego, transportowane, a następnie
osadzone przez wody wypływające z lodowca. Wewnątrz wału moreny czołowej są

12.19. Morena z jądrem lodowym, przykrytym przez utwory pochodzenia wytopiskowego, Spitsbergen

(fot. A. Traczyk)

3 1 6

niekiedy zagrzebane

lodu i wówczas mówi się o morenach z jądrem lodowym

(ang. ice cored

(ryc. 12.19). Wraz z ich wytapianiem zmienia się morfologia

powierzchni wału morenowego. Początkowo zanik tych brył wzmaga energię i dyna
mikę rzeźby, powstają zagłębienia bezodpływowe, a na ich zboczach działają ruchy
masowe. Po ich całkowitym wytopieniu powierzchnia wału obniża się, a różnice wyso

kości są stopniowo niwelowane. Wielkość wałów moren czołowych jest bardzo zróż
nicowana i pozostaje w pewnej relacji do powierzchni obszaru zasilającego. Moreny
czołowe lodowców górskich mają z reguły do

m wysokości i 100-200 m szero

kości. Wokół lądolodów tworzą się szerokie strefy czołowomorenowe, powstające
w warunkach powtarzających się oscylacji czoła, o wysokości nawet powyżej
100 m i szerokości do kilkunastu kilometrów.

Odmianą moren czołowych są moreny czołowe spiętrzone (ang. push

zbudowane z ponasuwanych na siebie, silnie zaburzonych pakietów utworów glacjal-
nych, a miejscami także oderwanych fragmentów podłoża. Powstają one w wyniku
bardzo dynamicznego awansu czoła lodowca, czemu towarzyszy zarówno spiętrzanie
luźnych utworów znajdujących się na przedpolu, jak i odkłuwanie oraz wyciskanie

podłoża spod lodowca. Powstawanie moren spiętrzonych jest jednym z przejawów
glacitektoniki, która na ziemiach polskich miała w plejstocenie szczególnie duży za
sięg (RAMKA 12.4).

Ramka

Glacitektonika

- to ogólny termin opisujący deformacje podłoża pod wpływem nacisków

przemieszczającego się lodowca. Ze strukturalnego punktu widzenia wiele deformacji ma
odpowiedniki w formach pochodzenia tektonicznego, zarówno o charakterze nieciągłym
(nasunięcia, uskoki normalne, łuski), jak i ciągłym (fałdy, wyciśnięcia). Oderwane bloki
przemarzniętego podłoża mogą być transportowane w lodowcu jako kry glacitektoniczne

na odległość dziesiątków kilometrów. Istnieje wiele hipotez i modeli powstawa

nia deformacji glacitektonicznych, bardziej uzupełniających się niż wykluczających. Duże
znaczenie dla przebiegu deformacji miał charakter podłoża i rzeźba terenu, na który na
suwał się lodowiec. W warunkach polskich szczególnie korzystne warunki dla rozwoju za
burzeń istniały w strefach głębokich dolin o przebiegu równoleżnikowym.

Część struktur glacitektonicznych na Niżu Polskim ma bezpośrednie

w dzisiejszej rzeźbie terenu. Wał Trzebnicki jest wielką strefą moren spiętrzonych, pocho

dzących prawdopodobnie ze zlodowacenia san 2, której nie zdołały zniszczyć ani później
sze nasunięcia lodowca, ani długotrwałe procesy denudacji

Rozległe obni

żenia i kotliny na północ od nich są przynajmniej częściowo depresjami glacitektoniczny-

chociaż w ich rozwoju brały udział także inne procesy. Elementy

są

także obecne na Wale Zielonogórskim, na północ od Łodzi, a w postaci kopalnej w wielu
miejscach w Polsce wschodniej i północnej.

Źródło:

J.E., 2005. Ziemie polskie w czwartorzędzie. Zarys

Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa (s. 87-102)

oraz Ber

2004. Glacitektonika wybranych obszarów Polski. Biuletyn Państwowego Instytutu Geologicznego, t. 408,

s. 73-125.

3 1 7

W wielu obszarach,

w dolinach górskich, obserwować można kilka wa

łów moren czołowych położonych jeden za drugim. Są one interpretowane jako mo
reny czołowe recesyjne, powstające w kolejnych etapach wytapiania się lodowca. Wa
ły moren recesyjnych są rozdzielone obniżeniami, w których występują utwory fluwio-

lub zagłębienia

wypełnione wodami jezior.

Granica między moreną czołową a boczną jest umowna, niemniej, za moreny

boczne (ang. lateral

są uważane wały równoległe do boków jęzora lodowco

wego, znajdujące się między nim a zboczem doliny. W zależności od szerokości doli

ny i szerokości jęzora mogą być przyklejone do zboczy lub znajdować się w dnie doli
ny. W tym drugim przypadku pomiędzy wałem moreny a zboczem zwykle znajduje się
obniżenie odwadniane przez potok (ryc. 12.20). Tworzywem moren bocznych jest
głównie materiał pochodzący ze zboczy, transportowany następnie wzdłuż brzegu lo
dowca. Wysokości moren bocznych są zróżnicowane i mogą sięgać kilkudziesięciu
metrów (ryc. 12.21). Podobnie jak wały moren czołowych, także wały moren bocznych
mogą zawierać lodowe jądro pochodzące z wcześniejszego etapu zlodowacenia
o większym zasięgu. Jego wytopienie powoduje znaczne złagodzenie rzeźby.

12.20. Dwa możliwe

moreny bocznej: a) przy zboczu doliny, b) w dnie doliny. Część materiału

budującego wał morenowy przy zboczu jest dostarczana przez grawitacyjne ruchy masowe

3 1 8

Ryc. 12.21. Płaskie czoło lodowca Werenskiolda, na przedpolu strefa akumulacji sandrowej, z tyłu wysoki

wał moreny bocznej (fot. A. Latocha)

Ryc. 12.22. Morena środkowa lodowca Werenskiolda (fot. A. Latocha)

Moreny boczne tworzą się po obu stronach jęzorów lodowcowych, aczkolwiek nie

muszą być jednakowej wielkości.

dwóch jęzorów, typowe dla rozbudowa

nych systemów glacjalnych w górach, powoduje także połączenie dwóch wałów mo
ren bocznych, które od tego miejsca tworzą morenę środkową (ang. median moraine).
Ma ona charakter kamienistego wału o rozciągłości zgodnej z kierunkiem ruchu
lodowca, oddzielającego dwa niezależne od siebie strumienie lodowe. Dolne partie

dużych lodowców dolinnych, powstałych z połączeniu wielu pojedynczych jęzorów,

3 1 9

mają kilka równoległych do siebie moren środkowych (ryc. 12.22). Wały moren środ
kowych powstają też poniżej skalnych wzniesień sterczących ponad powierzchnię lo
du - nunataków.

Z deglacjacją arealną są związane zespoły pagórków i obniżeń pozbawionych

spójnej orientacji, zbudowane głównie z gliny pochodzącej z wytopienia, z pewnym
udziałem gliny spływowej oraz utworów fluwioglacjalnych. Powstają z moreny po

wierzchniowej i ablacyjnej. W górach istotnym składnikiem tej rzeźby są chaotycznie

rozmieszczone głazy i bloki w dnie doliny pomiędzy kolejnymi wałami moren czoło

wych. Taki krajobraz występuje w dolnych odcinkach zlodowaconych dolin tatrzań

skich i karkonoskich.

Wyrazistość form akumulacji glacjalnej, niezależnie od ich początkowej wielko

ści, maleje z upływem czasu. Dzieje się tak za przyczyną różnorodnych procesów de-

12.23. Przekształcenia rzeźby glacjalnej: po lewej stronie powierzchnia morenowa i wał ozu ze zlodo

wacenia północnopolskiego (okolice Starogardu Gdańskiego), po prawej formy tej samej genezy ze zlodo
wacenia środkowpolskiego (okolice Grójca) (na

Atlasu form i typów rzeźby terenu

1960)

3 2 0

gradacyjnych. Należą do nich wytapianie zagrzebanych bryl martwego lodu, ruchy
masowe prowadzące do obniżenia i spłaszczenia stoków, wypełnianie zagłębień bez
odpływowych przez osady, wietrzenie głazów i bloków skalnych. Efektywność tych
procesów jest szczególnie duża w klimacie zimnym, gdy podłoże nie jest chronione
przez roślinność. Dlatego formy morenowe ze starszych zlodowaceń są znacznie go
rzej zachowane niż te z ostatniego zlodowacenia. W Polsce różnice między wyrazisto
ścią rzeźby polodowcowej w pasie pojezierzy i pasie nizin środkowopolskich są ude
rzające (ryc. 12.23), co jednak nie może dziwić, jeśli uwzględni się czas, który upłynął
od zaniku lądolodu. W Polsce północnej jest to około 20-12 tys. lat, natomiast w ob
szarach objętych po raz ostatni zlodowaceniem środkowopolskim - ponad 120 tys. lat,
a więc około 10 razy więcej. Znaczne zatarcie pierwotnej rzeźby lodowcowej na nizi
nach i w pasie wyżyn powoduje, że geomorfologiczne metody jej odtwarzania stają się
mniej wiarygodne i muszą być uzupełnione metodami sedymentologicznymi.

Środowisko

Wody roztopowe

Środowisko

obejmuje miejsca i obszary kształtowane przez wody

płynące w obrębie mas lodowych oraz na ich przedpolu, pochodzące z topnienia lodu
lodowcowego. Rozpatrując zatem cały system glacjalny, z efektami działania wód lo
dowcowych mamy do czynienia w obrębie lodowca, czyli w strefie

na jego

krawędzi - w strefie marginalnej, oraz na przedpolu - w strefie
Z działalnością wód lodowcowych są związane formy erozyjne i akumulacyjne, niekie
dy o rozmiarach przewyższających formy bezpośredniej akumulacji glacjalnej.

Wody lodowcowe, nazywane również roztopowymi (ang.

powstają

w dwóch środowiskach w obrębie lodowca. Większa część z nich jest efektem po
wierzchniowego topnienia lodu pod wpływem wyższych temperatur powietrza w stre
fie ablacji oraz bezpośredniego oddziaływania słońca w strefie akumulacji. Proces ten

jest wydatnie przyspieszany w ciepłej porze roku, gdy na powierzchnię lodu dociera

opad atmosferyczny w postaci deszczu. Wody roztopowe powstają także w spągu lo
dowca, wskutek tarcia o podłoże, dopływu wód ablacyjnych z powierzchni i oddziały

wania ciepła geotermicznego. Odpływ wód roztopowych wykazuje wyraźną sezono
wość, z maksimum przepływu w początkach lata. Spektakularnym zjawiskiem są tzw.

powodzie lodowcowe

termin pochodzenia islandzkiego), czyli nagłe

wzrosty przepływów o kilka rzędów wielkości, do 50 000

Powodzie lo

dowcowe są

spłynięcia powierzchniowych lub podlodowcowych jezior,

a ich szczególnie częste występowanie na Islandii jest związane z aktywnością wulka
niczną. Jej wzrost powoduje zwiększenie transferu ciepła geotermicznego i wyzwala
szybkie topnienie znacznych objętości lodu.

Podobnie

materiał skalny jest transportowany w systemie

różnymi

drogami, tak też różne są drogi krążenia wód roztopowych. Na ogół wody te koncen
trują się w wyraźne strumienie i rzeki, wśród których są wyróżniane: a) potoki supra-
glacjalne, płynące po powierzchni lodowca, na ogół w głębokich krętych lub meandru-

3 2 1

jących rynnach; b) potoki inglacjalne, płynące w szczelinach i tunelach wewnątrz lodu

oraz c) potoki subglacjalne, płynące w podłożu lodowca. Cieki pierwszego typu mogą
pokonywać całą

drogę w warunkach powierzchniowych, mogą także wpadać do

studni lodowcowych i kontynuować swój bieg jako strumienie in- lub subglacjalne.

Formy fluwioglacjalne pod lodowcami

Działalność erozyjna wód lodowcowych, prowadząca do powstania względnie

trwałych form rzeźby, zachodzi pod lodowcem, na kontakcie z podłożem. Duża pręd
kość (rzędu 5-15 m

turbulentny przepływ oraz znaczne obciążenie materiałem

dennym i zawiesinowym powodują, że strumienie subglacjalne są bardzo efektywny
mi czynnikami erozji. W przypadku podłoża skalnego jej głównymi mechanizmami są
abrazja dna i kawitacja. W podłożu nieskonsolidowanym stosunkowo łatwe jest roz
mywanie i pogłębianie dna.

Formy erozyjne są różnych rozmiarów. Na powierzchniach tworzonych przez twar

de skały podłoża powszechne są drobne opływowe formy, powstające w warunkach
przepływu pod ciśnieniem i kolektywnie nazywane formami typu

Do nich należą między innymi kotły wirowe (też: garnce lo

dowcowe lub

powstałe przez żłobienie dna i ścian koryt

przez

wiry wodne. Szczególnie duże formy, do kilku metrów głębokości, powstają w miej

scach, gdzie do podłoża skalnego sięgają studnie lodowcowe. Spadająca z nich woda
działa erozyjnie na podłoże w podobny sposób jak poniżej progów wodospadów.

Dużymi formami są koryta wód roztopowych (ang.

o orien

tacji mniej więcej równoległej do kierunku ruchu lodowca. Osiągają one znaczne roz-

subglacjalne
Doliny

rynnowe
Moreny

i moreny martwego lodu

Bloki lodu

martwego

Sandry

Ozy

Kierunki nasuwania

lądolodu

Ryc. 12.24. Rynny subglacjalne i doliny rynnowe na Pojezierzu Suwalskim podczas fazy pomorskiej

ostatniego zlodowacenia (wg A. Bera, uproszczona)

3 2 2

12.25. Gruby materiał budujący oz, wschodnia Anglia (fot. Migoń)

miary, do kilkudziesięciu kilometrów długości i ponad 100 m głębokości. Ich typowy
mi cechami są strome ściany skalne i niewyrównany profil podłużny dna, z przegłę-
bieniami związanymi z oddziaływaniem wody znajdującej się pod ciśnieniem hydro
statycznym. Podobne rozmiary osiągają formy rynnowe wycięte w utworach luźnych.
Także w ich przebiegu występują przegłębienia, które po ustąpieniu lodowca są wy
pełniane wodami jezior rynnowych. Rynny są powszechne w północnej Polsce, w gra
nicach zasięgu ostatniego zlodowacenia (ryc. 12.24), a w postaci kopalnej występują
także w zasięgu wcześniejszych zlodowaceń.

Do form akumulacyjnych należą ozy (ang.

czyli długie, na ogół kręte wały

zbudowane z materiału osadzonego w tunelach lodowcowych i korytach na powierzch
ni lodowców (ryc. 12.23). Ich tworzywem są przekątnie warstwowane piaski i żwiry,
a nawet nagromadzenia dużych otoczaków o masywnej strukturze, świadczące o znacz
nej sile transportowej strumieni (ryc. 12.25). Ozy osiągają długość przekraczającą

100 km, przy wysokości do kilkudziesięciu metrów. Wały ozów często występują na

przemian z rynnami subglacjalnymi lub obok nich, wskazując na zmieniające się wa
runki hydrodynamiczne. W zależności od miejsca pierwotnej depozycji osadu wyróż-

323

się trzy odmiany ozów: supraglacjalne, inglacjalne i subglacjalne. Ozy dwóch pierw

szych typów

znacznie zaburzoną strukturę wewnętrzną, co jest skutkiem osiada

nia całej formy akumulacyjnej podczas wytapiania się lodu.

Formami głównie powierzchniowymi są kemy (ang.

zbudowane z

z drobniejszego materiału niż ozy i nie osiągające tak znacznych rozmiarów. Pierwot
nym środowiskiem sedymentacyjnym kemów są zagłębienia w powierzchni lodowej
lub wypełnione wodą obniżenia pomiędzy bryłami martwego lodu, do których ucho
dzą potoki supraglacjalne. Tak więc, w zewnętrznych partiach tych obniżeń zachodzi
sedymentacja fluwialna i deltowa, natomiast bliżej środka spokojna sedymentacja je
ziorna,

głównie na wytrącaniu się drobnej zawiesiny. Wytopienie się lodu

powoduje swoiste odwrócenie rzeźby, czemu towarzyszą znaczne deformacje osadów

w partiach brzeżnych. W krajobrazie polodowcowym miejsce dawnej misy jeziornej

zajmuje wzniesienie zbudowane z piasków i mułków, rzadziej żwirów (ryc. 12.26). Wy
sokość kemów sięga na ogół 20-30 m. Pagóry

są typowe dla rzeźby powsta

jącej przez degradację rozległych stref martwego lodu.

Formy

na przedpolu lodowców

Działalność wód roztopowych na przedpolu lodowców i lądolodów także daje efek

ty erozyjne i akumulacyjne. Nagłe uwolnienie wielkich mas wody generuje przepływy
rzędu

które mają znaczną siłę erozyjną. Na przedpolu lodowców powsta

ją wówczas długie i głębokie rynny erozyjne, kotły wirowe i misy wyżłobione w skalnym

podłożu. Niektóre z takich wydarzeń zasługują na miano największych powodzi, jakie

wydarzyły się na Ziemi (RAMKA 12.5).

Wielkie powodzie lodowcowe

W historii Ziemi wielokrotnie zdarzały się wielkie zalewy (powodzie) związane z bardzo

szybkim spłynięciem jezior, uprzednio blokowanych przez jęzory lodowcowe. Najlepiej

poznanym wydarzeniem tego typu było uwolnienie wód jeziora Missoula, w północno-za

chodniej części dzisiejszego stanu Montana i ich spłynięcie w kierunku zlewni Columbii.

Odbyło się to pod koniec ostatniego zlodowacenia. Ocenia się, że maksymalny przepływ

podczas tego zdarzenia wynosił ponad 20 x

czyli więcej niż średni przepływ

wszystkich współczesnych rzek na Ziemi! Te ogromne masy wód miały wielki potencjał

transportowy i erozyjny, czego pozostałością są potężne kaniony wycięte w pokrywie ba

zaltowej, tworzące regionalny układ podobny do anastomozującego, wielkie kotły wirowe

wysokości do 5 m.

Podobne wydarzenia odnotowano na przedpolu gór Ałtaj w Azji, a ich

ne efekty są nawet bardziej spektakularne. Oprócz głębokich kanionów wyciętych

w skalnym podłożu i martwych dzisiaj progów wodospadowych występują tu gigantycz

ne formy akumulacyjne w postaci teras grubości ponad 200 m i megaripplemarków do

15 m wysokości.

324

Do erozyjnych form fluwioglacjalnych zaliczane są także pradoliny (ang. ice-

chociaż w rzeczywistości ich rozwój jest bardziej

Zasilane

są one nie tylko wodami

z lodowców, ale także pochodzącymi z obsza

ru niezlodowaconego. Wiele form pradolinnych

się na terenie Polski. Znacz

na szerokość pradolin, przekraczająca miejscami 10 km, jest efektem współdziałania

erozji rzecznej i erozji termicznej, szczególnie wydajnej w warunkach

zimnego klimatu przedpola lądolodu (zob. rozdział 13.6).

Działalność wód fluwioglacjalnych na przedpolu lodowców i

ma jed

nak przede wszystkim charakter akumulacyjny. Wynika to z nagłej zmiany warunków
hydrodynamicznych w miejscach, gdzie rzeki

wydostają się na po

wierzchnię. Zmniejszenie ciśnienia i spadku podłużnego, a przede wszystkim nagłe
zwiększenie szerokości traktów rzecznych, wymusza depozycję materiału. Typowymi

formami strefy przedlodowcowej

są

(ang.

lub

czyli szerokie, łączące się ze sobą stożki napływowe powstające przy wylotach

tuneli podlodowcowych (ryc. 12.27). Są one zbudowane ze żwirów i piasków bliżej na
sady, a piasków w większej odległości od czoła lodowca. W obrębie sandrów występu

ją liczne koryta roztokowe, w których odbywa się nieustanna redepozycja materiału.

Akumulacja sandrowa może też odbywać się na podłożu martwego lodu znajdujące
go się na przedpolu aktywnego czoła lodowca. Rzeźba równiny sandrowej jest wtedy
dodatkowo urozmaicona licznymi zagłębieniami bezodpływowymi powstającymi
przez wytapianie się lodu.

Sandry powstają, gdy na przedpolu lodowca znajduje się powierzchnia lądowa.

Gdy przy czole lodowca znajduje się jezioro, wtedy akumulacja

będzie

mieć charakter sedymentacji

W pobliżu krawędzi lodowca dominuje depo-

materiału grubego w postaci stożków i delt, dalej w stronę środka jeziora staje

Obniżenia

Ryc. 12.26. Powstawanie kemów i teras kemowych (wg

Flinta, zmieniona)

325

Ryc. 12.27. Równina sandrowa z korytem rzeki roztokowej, Spitsbergen (fot. A. Latocha)

Ryc. 12.28. Lej źródliskowy

przez procesy erozyjne i płaty śnieżne - Biały Jar

w Karkonoszach (fot. K. Parzóch)

się ona coraz bardziej drobnoziarnista. W dużej odległości od czoła może przeważać
powolna sedymentacja ilasta, w wyniku czego

serie osadów zastoiskowych,

w tym sezonowych iłów

Z przedpolem lodowców i lądolodów są też związane niektóre odmiany kemów.

odbywa się wówczas w obniżeniach ograniczonych z

strony kra

wędzią lodowca, zaś z drugiej stokiem. Do form powstających w takich warunkach na

leżą między innymi terasy

które po zaniku lodowca pozostają jako horyzon

talne półki przylepione do stoku. W niektórych dolinach sudeckich występują one

w kilku poziomach wysokościowych, wskazując na etapowy zanik

326

Termin

(ang.

odnosi się do rzeźbotwórczej roli płatów śnież

nych. W porównaniu z efektami działalności lodowców i wód lodowcowych jest ona
nieporównanie mniejsza, a w dodatku kontrowersyjna. Starsze poglądy, według któ
rych płaty śnieżne mogą intensywnie oddziaływać erozyjnie na podłoże i powodować
powstanie głębokich na kilkadziesiąt metrów obniżeń skalnej powierzchni stokowej,
zwanych niszami niwalnymi, są obecnie traktowane z dużym sceptycyzmem. Uważa się
raczej, że płaty tylko wypełniają istniejące już wcześniej obniżenia o charakterze lejów
źródliskowych, ewentualnie powodując ich niewielkie przekształcenie przez podkre
ślenie granic formy wklęsłej (ryc. 12.28). Grubość płatów śnieżnych i ich ciężar właści
wy są zbyt małe, aby w spągu mogły powstać warunki do aktywnego pogłębiania.

Większe znaczenie

twórcze mają wody wypływające z płatów, zwłaszcza

w okresie ich intensywnego topnienia w okresie wiosenno-letnim. Oddziałują one

erozyjnie na bezpośrednie otoczenie płatów, a także przyspieszają wietrzenie
miczne warstwy

w ten sposób jej podatność na pro

cesy transportu stokowego. Przepojenie wodą

poniżej płata zwiększa

że tempo

a powtórne zamarzanie wody wypływającej z płatów przyczynia

się do

wietrzenia

Okazuje się zatem, że większa intensywność procesów niszczących jest rejestro

wana wokół płatów śnieżnych, a nie pod nimi, co prowadzi do wniosku, że płaty speł

niają raczej rolę konserwującą, chroniącą podłoże przed erozją. Efekty procesów
niszczących są znacznie większe w obrębie podłoża

W skałach

zwięzłych rzeźbotwórcze znaczenie niwacji jest zapewne znikome.

Literatura polska

Jania

1997, Glacjologia. PWN, Warszawa.

Jedyny polski podręcznik glacjologii. W książce tej są też szczegółowo omówione zagadnienia, które w tym
podręczniku tylko zasygnalizowano, między innymi przebieg transformacji śniegu w lód, mechanizmy ru
chu lodu i bilans masy lodowca.

Klimaszewski

Rzeźba Tatr polskich. PWN, Warszawa.

Monografia geomorfologii Tatr, mniej więcej w połowie poświęcona rzeźbie glacjalnej. Należy jednak pa
miętać, że w późniejszych latach wiedza na temat chronologii zdarzeń glacjalnych znacznie się poszerzyła.

Mojski J.E., 1993. Europa w plejstocenie. Państwowa Agencja Ekologiczna, Warszawa.
Jedyne tego typu opracowanie w języku polskim, pokazujące w układzie chronologicznym zmiany środowi
skowe, zarówno związane z awansami i recesją lądolodów, jak i zachodzące w strefie

Mojski J.E., 2005. Ziemie polskie w czwartorzędzie. Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa.
Synteza czwartorzędowej przeszłości Polski, opisana w układzie chronologicznym i oparta na obszernym
materiale źródłowym, krytycznie komentowanym przez

z najlepszych znawców problematyki.

Zieliński

1993. Sandry Polski północno-wschodniej - osady i warunki sedymentacji. Prace Uniwersytetu

Śląskiego w Katowicach, nr 1298, Katowice.
Wzorcowe opracowanie pokazujące zastosowanie szczegółowych analiz sedymentologicznych do odtwo
rzenia środowiska powstawania sandrów, na przykładach z Pojezierza Mazurskiego i Suwalskiego.

327