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