Delty

W delcie dominują osady deponowane poniżej poziomu zbiornika wodnego. Górna część delty zlokalizowana jest powyżej poziomu morza. Nazywamy ją równią deltową. Jej powierzchnię przecinają koryta rozprowadzające, przedzielone obszarami międzykorytowymi i zdominowane przez bagna i jeziora, [1], [2], [3], [4]. Równia deltowa przechodzi w skłon delty (czoło delty) i podnóże określone mianem prodelty. Skłon delty nachylony jest z reguły pod bardzo niewielkim kątem (do \(3\circ \)).

Budowa delt jest bardzo zróżnicowana i odstępstwa od modelu są znaczne. Klasyfikacja delt jest trudna. Głównym kryterium klasyfikacyjnym jest udział głównych procesów kształtujących deltę: rzeki, falowanie i pływy (Rys. 2), [1], [5].

Delty kształtowane głównie przez falowanie posiadają niewiele koryt rozprowadzających i wyrównany zarys linii brzegowej [1] oraz bariery piaszczyste wydłużone równolegle do brzegu delty (Nil), (Rys. 2A).

Delty kształtowane głównie przez pływy charakteryzują silnie rozszerzone końcowe odcinki koryt rozprowadzających oraz obecność wielu wysepek, a na przedłużeniu koryt rozprowadzających rozwijają się wydłużone grzbiety piaszczyste.

Delty kształtowane przede wszystkim przez procesy rzeczne charakteryzuje silne wydłużenie oraz układ „palczasty” (Missisipi), (Rys. 2B).

Pewnym specyficznym typem delty są delty stożkowe powstające wtedy, gdy stożek napływowy, powstający na przedpolu gór sąsiadujących ze zbiornikiem wodnym, wkracza do tego zbiornika. Ten typ delty stożkowej powstaje u krawędzi aktywnej kontynentów i łuków wysp.

Osady delt stanowią przeważnie piaski, muły i iły oraz materiał fitogeniczny. W efekcie progradacji delty w profilu pionowym, osady prodelty przykryte są osadami skłonu delty, a te z kolei osadami równi deltowej.


Typy dolin rzecznych

Ze względu na kształt przekroju wyróżniamy następujące doliny (Rys. 1), [1], [2], [3], [4]:

Gardziele, jary i kaniony są formami ukształtowanymi niemal wyłącznie przez erozyjną działalność rzeki. Jeśli erozja denna jest bardzo silna, a skały podłoża są bardzo twarde (np. granity, bazalty), wówczas powstają gardziele. Brzegi gardzieli są prawie pionowe i urwiste. Szerokość dna i korony doliny są z reguły niewielkie (kilka do kilkunastu metrów). Jeśli natomiast erozja jest słabsza i rzeka migruje bocznie, wówczas powstają jary o nachylonych, stromych zboczach. Jeśli rzeka eroduje różne skały ułożone                                                                                poziomo lub prawie poziomo i migruje bocznie, to powstają kaniony (kanion Kolorado) (Rys. 2, Rys. 3).

Doliny wciosowe charakteryzuje wąskie dno i V-kształtny przekrój. Nachylenie zboczy dolin są różne i kształtowane przez erozję oraz powierzchniowe ruchy masowe (Rys. 4A).

Doliny płaskodenne charakteryzuje szerokie, płaskie dno i stosunkowo strome brzegi. Powstają w efekcie koincydencji erozji dennej i bocznej, a niekiedy także w efekcie zasypania osadami dolin (Rys. 4B).

Doliny wklęsłodenne są szerokie, bez wyraźnego zaznaczenia granicy między dnem, a zboczami doliny. Powierzchniowe ruchy masowe dominują nad procesami rzecznymi.

W zależności od stosunku dolin rzecznych do strukturalnej budowy podłoża wyróżniamy (Rys. 5), [1]:

Ze względu na poziom energii rzeki i ilość niesionego materiału okruchowego wyróżnia się:


Stadia rozwoju rzek i odmłodzenie erozji

Podział na stadia dotyczy różnych odcinków rzek i zależy od lokalnych baz erozyjnych, chociaż najczęściej stadium młodociane występuje w górnym biegu rzeki, dojrzałe w środkowym, a starcze w dolnym.

Odmłodzenie erozji jest to proces prowadzący do wzmożenia erozji, zwłaszcza erozji dennej. Związane jest z obniżeniem bazy erozyjnej w efekcie obniżenia poziomu zbiornika, do którego rzeka dociera.

Zwiększenie przepływu wody związane ze zmianą klimatu, może także prowadzić do odmłodzenia erozji.

Istotnym czynnikiem odmłodzenia erozji jest podniesienie się terenu, przez który płynie rzeka – zwykle w obszarze fragmentu biegu rzeki [1], [2].

Procesy przebiegające odwrotnie do opisanych powyżej prowadzą do postarzenia (dojrzewania) erozji. Takie procesy są jednak rzadsze.


Przełomy rzeczne

Wyróżniamy dwa podstawowe typy przełomów:

Przełomy antecedentne powstają wówczas, kiedy w poprzek biegu rzeki teren się wypiętrza (Rys. 1), [1], [2].

Jeśli tempo wypiętrzania jest równoważone przez tempo erozji, to pierwotny typ rzeki (np. meandrujący – Pieniny) zostaje zakonserwowany (Rys. 2).

Przełomy epigenetyczne powstają wówczas, kiedy rzeka początkowo eroduje swoje starsze osady, a następnie napotyka na twarde skały podłoża (Rys. 3), [3].

Jeśli tempo erozji równoważy twardość skał, to powstaje przełom niezależnie od rodzaju rzeki (meandrująca, prostolinijna) [4].


Skały akumulacji rzecznej

Tego typu skały są często rozpoznawane w odsłonięciach.

Dla określenia typu rzeki niezwykle przydatne są: udział materiału gruboziarnistego, występowanie struktur sedymentacyjnych oraz następstwo litofacji w profilu pionowym [1], [2], [3].

Osady delt stanowią przeważnie piaski, muły i iły oraz materiał fitogeniczny. W efekcie progradacji delty w profilu pionowym, osady prodelty przykryte są osadami skłonu delty, a te z kolei osadami równi deltowej [4].

Skały (osady kopalne) deltowe zbudowane są głównie z osadów klastycznych: piaskowców, mułowców, iłowców, czasami przekładanych pokładami węgla lub torfu.


Zbiorniki limniczne i warunki ich funkcjonowania

Powstanie zbiornika jeziornego (limnicznego) związane jest z obecnością odpowiedniego miejsca, zwanego misą jeziorną oraz źródła zasilania, które zabezpieczy dostawę wody.

Misy są zagłębieniami morfologicznymi, które tworzą się w wyniku procesów denudacyjnych. Najczęściej mają pochodzenie tektoniczne, wulkaniczne, osuwiskowe, impaktytowe, glacjalne, krasowe lub eoliczne [1], [2], [3]. Część z nich powstaje przez odcięcie od otwartych wód morskich zatok i lagun oraz izolację fragmentów rzek lub są to zanikające zbiorniki morskie. Zasilanie jezior odbywa się przez dopływ wód powierzchniowych i/lub podziemnych oraz przez wody pochodzące z opadów atmosferycznych. Jeziora, które powstały jako zbiorniki reliktowe, po morzach lub w starorzeczach, dziedziczą część lub całość wód po formie pierwotnej. Wielkość zasilania jezior jest zróżnicowana i zależy od zasobności w wodę sieci hydrologicznej otaczającego obszaru oraz od ilości opadów atmosferycznych. Zasilanie ma zasadnicze znaczenie w pierwszej fazie rozwoju jezior niereliktowych. Jest to etap wypełniania wodą mis i wówczas ogólny bilans, czyli różnica pomiędzy dostawą wody, a jej ubytkiem jest dodatni. Zmiana bilansu na przeciwny powoduje przejście zbiornika w stadium recesji i rozpoczyna proces jego zaniku.

Jeziora są formami efemerycznymi i funkcjonują w czasie geologicznym dość krótko [4]. Zanikają wskutek utraty wody lub wypełnienia osadami. Czas ich trwania zależy od:

W ogólnym ujęciu, zachodzące w jeziorach procesy akumulacyjne są efektywniejsze w niż procesy erozyjne, dlatego misy jeziorne zostają relatywnie szybko wypełnione osadami. Jeziora zostają:

Przebieg procesów sedymentacyjnych jest kontrolowany przez czynniki wewnętrzne, czyli skład chemiczny wody, oraz przez czynniki zewnętrzne, czyli warunki klimatyczne oraz dostawę materiału allogenicznego.

Jeziora funkcjonują we wszystkich strefach klimatycznych. Ich wody mają różne parametry temperaturowe i skład chemiczny. Ze względu na chemizm wód wyróżnia się [3], [5], [4], (Rys. 1):

Wewnętrzna cyrkulacja wód w jeziorach jest niewielka [3]. Lepsza cyrkulacja występuje w jeziorach przepływowych (otwartych), które charakteryzuje dopływ i odpływ wód powierzchniowych. Prowadzi ona do wymiany wody. W zbiornikach bezodpływowych (zamkniętych) wymiana ta jest ograniczona. Może zachodzić tylko przez wody podziemne lub dopływ wód atmosferycznych. W większych zbiornikach mieszanie się wód związane jest z występowaniem prądów wewnątrz zbiornikowych, np. wzdłużbrzegowych, zawiesinowych lub innych generowanych wskutek różnic temperatur lub zasolenia.

Definicja 1: Procesy limniczne

Ogół procesów zachodzących w zbiornikach jeziornych, czyli w śródlądowych zbiornikach, które gromadzą
wody nazywany jest procesami limnicznymi.


Erozja i transport w jeziorach

Oprócz powyższych, w strefach dennych wielu zbiorników jeziornych zaznacza się wpływ organizmów żywych, które powodują bioerozję.

Głównym czynnikiem erozyjnym występującym w obrębie jezior jest falowanie. Z reguły strefa niszczenia falowego ma ograniczony zasięg, gdyż fale jeziorne są krótkie, a podstawa falowania jest położona stosunkowo płytko [1]. Modelowaniu podlega wąska strefa brzegowa misy jeziornej i na niej powstają formy erozyjne. Do tych form należą: [2], [3]:

Klify jeziorne (urwiska brzegowe, brzegi wysokie) są obrzeżającymi strefę brzegową jeziora, pionowymi lub stromo nachylonymi ścianami (Rys. 1). Powstają przez powierzchniowe ruchy masowe wywołane podcięciem podstawy stoku przez falowanie. Miejsce podcięcia ma charakter zagłębienia, które zwane jest niszą abrazyjną (niszą jeziorną, podciosem jeziornym). Klify przylegają do jeziornej platformy abrazyjnej, czyli płaskiej, wyciętej w podłożu misy powierzchni. Powstaje ona podczas wyrównywania dna strefy brzegowej przez wprawiany w ruch materiał klastyczny. Brzegi wysokie występują głównie w fazach ekspansji zbiornika, podczas wczesnych faz jego funkcjonowania lub podczas okresów wzrostu poziomu wód w jeziorach.

Terasy erozyjne to zespoły schodkowato podnoszących się, wyrównanych powierzchni abrazyjnych, o charakterze połogich wąskich platform (Rys. 1). Poszczególne terasy mają powierzchnie płaskie, nieznacznie nachylone w stronę zbiornika. Oddzielone są od siebie krótkimi, stromo nachylonymi i wciętymi w strefę brzegową stokami. Powstają w fazach recesji, przy sukcesywnie obniżającym się poziomie wód w jeziorze.

Działalność erozyjna wewnątrz zbiornika jest wywołana skoncentrowanym przepływem wód. Odbywa się w miejscach wypływu wód podziemnych i prowadzi do powstania, kielichowatych w przekroju zagłębień w dnie misy. Występuje również w miejscach schodzenia prądów przydennych. Szczególne znaczenie erozyjne mają prądy grawitacyjne, które zwykle obciążone są materiałem klastycznym i na trasie swojego przepływu powodują wytworzenie kanałów (rynien) erozyjnych. Do uformowania form erozyjnych o typie nisz, dochodzi również podczas subakwalnych ruchów grawitacyjnych.


Akumulacja i osady limniczne

W jeziorach deponowane są utwory [1], [2], [3], [4]:

Większość materiału klastycznego jest donoszona do zbiorników jeziornych przez wody powierzchniowe, w tym, największą rolę ogrywa spływ rzeczny. Drugim istotnym źródłem są niszczone strefy brzegowe jezior (Rys. 1). Tempo sedymentacji klastycznej zależy od ilości dostarczanego materiału. W warunkach górskich lub proglacjalnych jest ono szczególnie obfite i zapełnienie mis odbywa się w relatywnie krótkim czasie [5]. W jeziorach następuje rozprowadzenie i depozycja materiału klastycznego. Wewnątrzjeziorna dystrybucja materiału grubo- i średniokruchowego zachodzi na niewielką skalę [2], [4]. Wraz ze wzrostem odległości od miejsca zasilania, spada ilość i frakcja materiału klastycznego (Rys. 1). Zwykle materiał grubookruchowy koncentruje się w otoczeniu miejsca dostawy, natomiast materiał drobnoklastyczny rozprowadzany jest w obrębie całego zbiornika limnicznego [6].

Strefy sedymentacji grubo- i średnioklastycznej znajdują się w strefach zewnętrznych jeziora i obejmują:

Ziarna frakcji psefitowej i psamitowej są deponowane głównie w strefie brzegowej [1], gdzie pod wpływem falowania podlegają przerabianiu i wielokrotnej redepozycji (Rys. 2). Proces ten prowadzi do selekcji materiału klastycznego oraz wytworzenia struktur depozycyjnych. W piaskach jeziornych powszechne są warstwowania przekątne, gradacje oraz ślady prądowe [2], [6]. Poza obszarem objętym falowaniem powstają utwory masywne lub ze słabo wykształconą stratyfikacją. Materiał grubo- i średnioziarnisty może podlegać rozprowadzeniu i ze strefy brzegowej jest donoszony do wewnętrznych części misy (Rys. 1). Ważną rolę w tym procesie odgrywają prądy wewnątrzzbiornikowe. Transportują one materiał na różnych poziomach zbiornika. Prądy rozprowadzające związane są z przypowierzchniową strefą wód i kolportują wody rzeczne niosące materiał klastyczny. Mają mniejszą gęstość od wód jeziornych i unoszą się przez pewien czas w górnej części wód (Rys. 3), [5], [7]. Osadzanie znajdującego się w nich materiału klastycznego następuje na obszarze deltowym i pozadeltowym. W głębszych jeziorach powstają prądy grawitacyjne, których przepływ odbywa się nad i po powierzchni dna. Doprowadzają one materiał średnio- i grubookruchowy do wnętrza zbiornika i deponują m.in. turbidyty [5], [8]. Inną formą dystrybucji materiału są stokowe ruchy masowe, głównie osuwiska subakwalne, dzięki którym powstają olistostromy i olistolity.

Strefy wewnętrzne jezior objęte są głównie sedymentacją suspensyjną. Odbywa się ona przez opad znajdującego się w wodzie zawieszonego drobnego materiału (Rys. 1). W jej wyniku deponowane są, masywne lub wykazujące równoległą i ciągłą laminację/warstwowanie, iły i muły jeziorne (Rys. 4), [1], [4], [9].

Warunki panujące w wewnętrznej części jezior, czyli brak lub niewielki wpływ czynników erozyjnych oraz nieprzerwana depozycja zdominowana przez suspensję, sprzyjają formowaniu się ciągłego zapisu sedymentacyjnego. Powstaje seria osadów drobnoziarnistych, która wykazuje zmienność sezonową. Wyraża się ona w naprzemiennym występowaniu zróżnicowanych teksturalnie lamin (Rys. 4), [2]. Osady ilaste i mułowe z ziarnem psamitowym są charakterystyczne dla pór mokrych i powstają podczas wzmożonej dostawy materiału do zbiornika. Natomiast warstewki iłów związane są okresami ograniczonego zasilania, np. w porach suchych lub zamarznięcia jezior podczas ochłodzeń. Ciemne warstewki osadów, zawierających materię organiczną deponowane są w sezonach wegetacyjnych, podczas rozwoju roślin i fitoplanktonu jeziornego (zob. Kaustobiolity), [1]. O ile na to pozwalają warunki środowiskowe, iły i muły jeziorne są zasiedlane przez organizmy zwierzęce, których działalność powoduje zaburzenie struktury osadu. Powszechnie występują w nich struktury biturbacyjne.

W obrębie jezior następuje wytworzenie materiału autigenicznego, który podlega depozycji i wchodzi w skład osadów jeziornych, a w przypadku masowej produkcji tworzy indywidulane jednostki skalne.

Do podstawowych składników wytwarzanych w zbiorniku należą bioklasty (Rys. 2). Cechą wielu osadów limnicznych jest obecność biomineralnych szczątków fauny i flory jeziornej, w zależności od typu zbiornika - słodkowodnej, słonowodnej lub brakicznej [6]. Rozwój organizmów wapiennoskorupowych jest szczególnie obfity w jeziorach, których wody zawierają związki wapnia [4]. Oprócz składowania bioklastów zachodzi wytrącanie i depozycja mułu węglanowego. W jeziorach o ograniczonej sedymentacji klastycznej powstają wapienie, natomiast w zbiornikach znajdujących się pod wpływem sedymentacji mieszanej ilasto-węglanowej deponowane są margle łąkowe (kreda jeziorna) (Rys. 5), [3]. Produkcja w jeziorach węglanu wapnia zależy od składu chemicznego wody oraz od zawartości w nich ditlenku węgla. Jest często powiązana z rozwojem organizmów jeziornych, które prowadząc fotosyntezę lub procesy oddychania zaburzają równowagę gazową i wywołują strącanie kalcytu lub aragonitu. W jeziorach stref chłodnych, których wody zasobne są w krzemionkę oraz związki fosforu i azotu, dochodzi do zakwitów okrzemek, czyli jednoczesnego pojawienia się dużej ilości tych organizmów. Przez masową depozycję bioopalowych elementów szkieletowych okrzemek powstają utwory                                                                                krzemionkowe [10], [11], [12], które nazywane są ziemią okrzemkową, a po diagenezie diatomitami [7].

W zbiornikach limnicznych panują zróżnicowane warunki tlenowe. Stosunkowo dobre natlenienie występuje w strefach wód przypowierzchniowych, które objęte są falowaniem. Mała ruchliwość wód wewnątrz zbiornika powoduje, że strefy głębsze są słabo przewietrzane. Poziom tlenu w wodach zależy też od ilości znajdującej się w nich materii organicznej. Tlen jest włączany w proces rozkładu materii i przy znacznych jej nagromadzeniach następuje zaangażowanie całego zasobu tlenu. Wówczas materia organiczna nie jest już rozkładana, tylko w warunkach anoksycznych ulega uwęgleniu, któremu towarzyszy powstawanie siarczków żelaza (głównie pirytu). Siarczki są powszechnym komponentem iłów jeziornych i powodują ich ciemne zabarwienie. W warunkach beztlenowych materia organiczna, która pochodzi z autigenicznej flory wodnej i mikroorganizmów, jeziornych podlega gniciu. Z nagromadzenia produktów jej rozkładu powstaje koloidalna masa biogeniczna zwana szlamem gnilnym (mułem sapropelowym). Mieszanina szlamu z iłem tworzy gytię.

Jeziora słonowodne objęte są głównie sedymentacją chemiczną. Z wód wytrącają się węglany i ewaporaty (głównie gips i anhydryt), a przy bardziej zaawansowanej ewaporacji również chlorki i inne skały solne (Rys. 6). Wody jeziorne mają zróżnicowane składy chemiczne, co przekłada się na różnorodność mineralną deponowanych w nich utworów. Zwykle sedymentacją ewaporatową objęte są zbiorniki bezodpływowe, w których okresowo dochodzi do wzrostu zasolenia i masowego strącania się osadów chemicznych. Sezonowe zmiany zapisują się w profilu osadowym. W okresach suchych i gorących następuje wzmożona sedymentacja chemiczna i dochodzi do krystalizacji siarczanów i chlorków. Natomiast w okresach dostawy wody i rozcieńczenia roztworu w jeziorze, powstawanie ewaporatów ulega ograniczeniu i zaznacza się większy wpływ drobnookruchowej sedymentacji klastycznej. W profilu osadów jezior słonych występują ewaporaty naprzemiennie z utworami zawierającymi iły i muły, których ilość ku górze profilu maleje, kosztem wzrostu ilości ewaporatów.


Eutrofizacja jezior

Ze względu na trofikę wód wydzielane są jeziora (Rys. 1), [2], [3]:

Eutrofizacja powiązana jest z ilością materii organicznej, jaka produkowana jest w zbiorniku limnicznym. W pierwszych jej etapach następuje stopniowy przyrost ilości oraz różnorodności taksonomicznej organizmów jeziornych, prowadzący do wzrostu żyzności zbiornika. Inicjuje to zwiększenie przyrostu organicznej produkcji pierwotnej, głównie fitoplanktonu, którego bujny rozwój prowadzi do okresowych zakwitów (np. glonów lub sinic). Zakwity ograniczają dostęp światła do wnętrza zbiornika i dostarczają do stref dennych znacznych ilości materii organicznej. Rozkład materii angażuje tlen, którego ilość w wodach sukcesywnie się zmniejsza. Efektem tego jest pogorszenie się warunków życia organizmów tlenowych i ich zubożenie ilościowe i taksonomiczne. W strefach przydennych zaczynają panować warunki anoksyczne, w takim środowisku część materii organicznej, która pochodzi z produkcji pierwotnej ulega przemianie w sapropele (Rys. 3). Obecność w wodzie materii powoduje spadek jej przezierności i zmianę jej zabarwienia na kolor zielonkawy.

Sapropele mają formę szlamu gnilnego, czyli koloidalnej masy, która składa się z mułu oraz ze szczątków organicznych, głównie będącego w stanie rozkładu gnilnego fitoplanktonu jeziornego [4]. W wyniku uwęglenia sapropeli dochodzi do wzrostu koncentracji pierwiastka węgla i powstania kolejnych, bardziej kalorycznych odmian węgli sapropelowych. Skały mieszane sapropelowo-ilaste lub sapropelowo-mułowe podczas diagenezy przechodzą w łupki sapropelowe.

Eutrofizacja jezior oraz sedymentacja biogeniczna w strefach brzegowych prowadzi do zaniku zbiorników limnicznych. Procesy te powodują zmniejszenie się pojemności zbiornika, co zaznacza się w wypłyceniu jeziora i w ograniczeniu powierzchni lustra wody. Następuje migracja środowisk płytkowodnych ku centrum jeziora. Zmienia się charakter osadów organicznych. Szlam gnilny oraz gytia, powstające z drobnych jeziornych organizmów planktonicznych, zostają zastąpione przez utwory torfowe [5], które tworzą się przez nagromadzenia roślin wzrastających w obszarach płytkowodnych lub zabagnionych (Rys. 4), [4]. W fazie końcowej, na miejscu wypełnionej osadami misy jeziornej zwykle rozwijają się torfowiska. W profilu osadów jeziornych, ku stropowi następuje wzrost ilości węgla organicznego oraz spadek ilości i frakcji materiału klastycznego. Osady zwieńczające fazę eutroficzną mają charakter lądowy i reprezentują osady fitogeniczne.

Definicja 1: Eurofizacja

  Proces wzbogacania wód zbiorników limnicznych w składniki biogenne, który
prowadzi do wzrostu ich żyzności nazywany jest eurofizacją.


Obszary bagienne i sedymentacja torfowiskowa

Największy udział w osadach bagiennych ma materia organiczna pochodząca ze szczątków flory lądowej, pozostałe rodzaje składników stanowią komponent poboczny.

Szczególnym typem zbiorników bagiennych są torfowiska, czyli obszary w których w warunkach słabego natlenienia akumulowana jest materia roślinna. Procesy jakie w nich zachodzą zależą od ilości i jakości wód. Ze względu na warunki hydrologiczne torfowiska dzielone są na [1], [2], [3], (Rys.                                                                                1):

Torfowiska niskie (reofilne) są zasilane wodami atmosferycznymi, wodami gruntowymi i/lub wodami powierzchniowymi. Cechuje je słabo kwaśny lub lekko zasadowy odczyn. Należą do zbiorników eutroficznych (zob.  Eutrofizacja jezior), których wody podlegają wzbogaceniu w różne substancje mineralne. Na torfowiskach niskich wykształcają się zróżnicowane zbiorowiska roślinne, np. mszyste, turzycowe, szuwarowe, łąkowe, krzewiaste i leśne. Torfowiska te występują zwykle w zagłębieniach terenu, towarzyszą strefom źródlisk, dolinom rzecznym i jeziornym. W ich obrębie następuje poziomy przepływ wód. Typowe jest dla nich stałe lub okresowe przemywanie przez wody (Rys. 1).

Torfowiska wysokie(ombrofilne) są zasilane są przez opady atmosferyczne. Reprezentują zbiorniki oligotroficzne, o kwaśnym odczynie, które porastają ubogie taksonomicznie zbiorowiska roślinne. Z reguły wykształcają się na nich zbiorowiska mszyste z udziałem krzewinek [3], [4]. Torfowiska wysokie rozwijają się w miejscach bezodpływowych (Rys. 1).

Torfowiska wysokie mają budowę warstwową i w ich przekroju wyróżnia się (Rys. 2):

Narastanie kolejnych powłok akrotelmu powoduje przyrost pionowy formy. Zachodzi on intensywniej w części centralnej, dlatego powierzchnia torfowisk wysokich jest kopułowato wygięta ku górze, a w formach dojrzałych góruje nad otoczeniem. Stąd ten typ torfowisk jest nazywany wysokim.

W wyniku gromadzenia się materii organicznej oraz jej bio- i geochemicznego rozkładu in situ powstają torfy (Rys. 3), (zob.  Kaustobiolity), [3], [2]. Są one przede wszystkim produkowane w torfowiskach wysokich, gdyż w ich obrębie występują sprzyjające warunki dla procesów humifikacyjych, zwłaszcza dla torfienia (zob. Powstawanie węgli humusowych). Torfy tworzą miąższe pokłady i zawierają niewiele składników allogenicznych. W torfowiskach niskich tworzenie się torfów zachodzi na mniejsza skalę. Zwykle ich pokłady są cieńsze oraz mają większe domieszki związków mineralnych i materiałów klastycznych. Poza torfami, typowym osadem torfowisk niskich są muły bitumiczne, które obok materiału drobnoklastycznego zawierają sporą domieszkę humusu torfowego. W wyniku diagenezy zostają one przekształcone w mułowce/łupki węglowe.

Definicja 1: Zbiorniki bagienne

  Zbiorniki bagienne to obszary permanentnie lub okresowo podmokłe,
o wysoko położonym zwierciadle wód gruntowych. Takie warunki występują zazwyczaj:

w płytkich obniżeniach terenu,

w będących w stadium zaniku zbiornikach limnicznych,

towarzyszą strefom okołozbiornikowym mórz, jezior lub źródlisk rzecznych.


Powstawanie węgli humusowych

Procesy humifikacyjne obejmują również gnicie, które prowadzi do rozkładu roślinności wodnej oraz mikroorganizmów wodnych. Zachodzi w warunkach beztlenowych, w środowisku wodnym przy współudziale mikroorganizmów anaerobowych. Procesy redukcyjne prowadzą do wytworzenia szlamu gnilnego, czyli sapropelu oraz węglowodorów zasobnych w wodór (zob.  Eutrofizacja jezior, Kaustobiolity).

Dla powstania początkowych ogniw szeregu węglowego węgli humusowych, czyli torfów, największe znaczenie ma torfienie, natomiast dla sapropelitów gnicie.

Procesy humifikacyjne zachodzą w fazie biochemicznej powstawania węgli, czyli podczas procesów rozkładu                                                                                przebiegających przy współudziale mikroorganizmów tlenowych i beztlenowych. Po fazie biochemicznej następuje faza geochemiczna, w której odbywa się szereg reakcji chemicznych prowadzących do uwęglenia torfu, czyli do wzrostu ilości węgla i wytworzenia kolejnych odmian szeregu węglowego, czyli węgli brunatnych i węgli kamiennych [3], [1], [2].

Torf jest wyjściową odmianą węgli humusowych, która poddana diagenezie ulega przekształceniu w węgle brunatne [1], [2]. Węgle kamienne, będące następnym ogniwem szeregu węglowego, tworzą się z węgli brunatnych w procesie metamorfizmu, czyli w określonych warunkach fizycznych, związanych z podwyższonym ciśnieniem i podwyższonymi temperaturami (Rys. 1). Takie warunki występują w otoczeniu intruzji magmowych, w strefach objętych ruchami tektonicznymi lub wewnątrz skorupy ziemskiej. Podczas procesów metamorfizmu dochodzi do kondensacji pierwiastka węgla oraz odprowadzenia wodoru i tlenu. Wiążą się one z wydzielaniem produktów gazowych w formie wody, metanu i ditlenku węgla.


Infiltracja

Krótkotrwały deszcz o dużej intensywności spowoduje większy odpływ, niż ta sama ilość deszczu dostarczona w dłuższym okresie czasu. Jeśli ilość wody dostarczonej przez deszcz jest wyższa niż możliwości infiltracyjne obszaru zasilania powstanie odpływ powierzchniowy. Infiltracja jest kontrolowana przez temperaturę. W warunkach wysokich temperatur część wody opadowej, jeszcze przed infiltracją, odparuje, natomiast w warunkach niskich temperatur dojdzie do zamarznięcia podłoża, co zablokuje                                                                                infiltrację.

Infiltracja zależy od szeregu czynników, z których najistotniejsze znaczenie mają [2]:

Przepuszczalność i stopień nasycenia odgrywają istotną rolę przy infiltracji z rzeki (Rys. 1). Stopień nasycenia może zmieniać się sezonowo i w okresach suchych następuje wzrost infiltracji, a w deszczowych jej spadek. Te zmiany wykorzystuje się przy budowie sztucznych zbiorników infiltracyjnych, które zbierają wodę w sezonie deszczowym, a w sezonie suchym zasilają wody podziemne.

Definicja 1: Woda podziemna

  Woda, która znajduje się w skałach pod powierzchnią Ziemi [1], [2]
nazywana jest wodą podziemną. Wypełnia wolne przestrzenie, które mają formę porów, szczelin lub pustek
(zob.  Porowatość i przepuszczalność). Wody podziemne pochodzą z roztworów związanych ze
stopami magmowymi i nazywane są juwenilnymi albo z opadów atmosferycznych i nazywane są
wodami meteorycznymi lub wadycznymi. Wody meteoryczne są wodami odnawialnymi [3], [4], [5].


Retencja gruntowa

Woda może być zatrzymana pod powierzchnią Ziemi pod postacią:

Woda przechodząc w stan stały podlega retencji. W klimacie umiarkowanym lód jest utrzymywany w okresie sezonu zimowego lub krócej i ta retencja jest krótkookresowa, natomiast w strefie wiecznej zmarzliny jest przetrzymywany przez długi okres czasu (zob.  Wieczna zmarzlina). Retencja na obszarze wiecznej zmarzliny obejmuje znaczne ilości wody, miąższość zmrożonej warstwy może dochodzić do kilkuset metrów [2].

Woda fizycznie związana jest zatrzymywana w strefie aeracji, a czas zatrzymywania jest różny i zależy od wielu czynników, w tym warunków klimatycznych. W klimacie umiarkowanym woda ta może być magazynowana przez stosunkowo długi okres czasu, natomiast w klimacie, gdzie występują dwie pory roku, sucha i deszczowa, spora ilość wody jest uwalniana w okresie suchym.

Woda wolna znajduje się warstwach wodonośnych. Zatrzymywanie jej zależy od pozycji warstwy wodonośnej. W warstwach wodonośnych, w których występują wody głębinowe na ogół nie ma możliwości odpływu i woda magazynowana jest przez bardzo długi okres. Zatrzymywanie wód gruntowych i wgłębnych zachodzi w warstwach wodonośnych, które ograniczone są ze wszystkich stron utworami nieprzepuszczalnymi. lub takich, które tworzą basen, czyli strukturę (Rys. 1) otwartą od góry, a ograniczoną z boku warstwami                                                                                nieprzepuszczalnymi. W takich warunkach woda, zwłaszcza w niższych częściach basenu może być zatrzymywana na bardzo długi okres.

Obok retencji naturalnej, która wykorzystuje naturalne ograniczenia warstw wodonośnych, występuje retencja sztuczna, która polega na budowaniu tam. Istnieje też pojęcie małej retencji wodnej w lasach. Jej celem jest między innymi podniesienie poziomu wód gruntowych na terenach leśnych [4].

Definicja 1: Retencja wody podziemnej

  Jest to czasowe zatrzymanie wody pod powierzchnią Ziemi i
woda ta nie bierze udziału w odpływie podziemnym. Jej ilość na danym obszarze jest jednym z czynników
bilansu wodnego tego obszaru [1].


Woda w skałach

Wody przypowierzchniowe mają różne postaci i ich forma jest podstawą wyodrębnienia w nich (Rys. 1), [1], [2], [3]:

Woda higroskopijna dociera pod powierzchnię Ziemi w wyniku absorpcji, czyli pochłaniania substancji gazowej lub ciekłej przez substancję stałą. Substancją stałą są ziarna minerałów absorbujących wodę, przeważnie bezpośrednio z pary wodnej. Absorpcja wykorzystuje siły molekularne przyciągania międzycząsteczkowego, między atomowego i elektrycznego. Woda higroskopijna tworzy warstewkę o grubości rzędu setnych lub tysięcznych części mikrometra na cząstce mineralnej. Zdolność absorpcji mają przede wszystkim minerały bardzo rozdrobnione. Zdolność tą wyraża wodochłonność higroskopijna, która jest różna dla poszczególnych rodzajów skał. Woda higroskopijna przyjmuje fizyczne cechy ziarna mineralnego, nie ma własności rozpuszczających, nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego i nie przemieszcza się. Zamarza w temperaturze około -78\(^o\)C [2], [3].

Woda błonkowata (nabłonkowa) jest to woda związana przez adsorpcję, czyli proces, w którym dochodzi do gromadzenia się substancji na powierzchni granicznej dwóch faz: ciała stałego i cieczy adsorbowanej przez cząstki skały z wody w fazie ciekłej. Woda błonkowata tworzy zewnętrzną otoczkę wokół cząstek skalnych, bezpośrednio przylegającą do warstwy wody higroskopijnej. Grubość błonki nie przekracza dziesiątych części mikrometra. W części zewnętrznej błonki, własności wody błonkowatej zbliżają się do własności wody wolnej, a w części wewnętrznej do własności wody higroskopijnej. Woda błonkowata nie przemieszcza się pod wpływem siły grawitacji - jak woda wolna, ale może przemieszczać się z cząstki na cząstkę. Nie przekazuje ciśnienia hydrostatycznego i ma tylko niewielkie własności rozpuszczalnika. Wody błonkowata i higroskopijna wspólnie tworzą postać wody fizycznie związanej ze skałą [2], [3].

Woda wolna (grawitacyjna, swobodna) jest to woda przemieszczająca się w ośrodku skalnym przez pory i szczeliny o wielkościach nadkapilarnych pod wpływem grawitacji lub różnicy ciśnień. Pochodzi przede wszystkim z infiltracji (zob.  Infiltracja). Jest rozpuszczalnikiem, przekazuje ciśnienie hydrostatyczne, czyli ma własności zwykłej wody powierzchniowej [2], [3].

Woda kapilarna (włoskowata) to woda w postaci przejściowej pomiędzy wodą słabo związaną, a wodą wolną. Znajduje się w cienkich (włoskowatych) porach i szczelinach w skale, do pewnej wysokości ponad zwierciadłem wody wolnej (zob.  Strefy wód gruntowych i  Zwierciadła wód gruntowych). Wysokość ta nazywana jest wzniosem kapilarnym [2], [3].

Woda podziemna znajduje się w skałach również w fazie stałej i gazowej, czyli pod postacią pary wodnej i lodu. Lód występuje pod powierzchnią sezonowo w strefie umiarkowanej, natomiast stale w obszarach wiecznej zmarzliny (zob.  Wieczna zmarzlina).

Według genezy wyróżniane są wody meteoryczne i wody juwenilne [4], [5], [6] (zob.  Infiltracja).


Strefy wód gruntowych

Wody opadowe infiltrując pod powierzchnię Ziemi dostają się do strefy aeracji, zwanej również strefą nienasyconą [1], [2], [3]. Znajduje się ona między powierzchnią terenu, a zwierciadłem swobodnym wody lub stropem strefy wzniosu kapitalnego. W niektórych miejscach, np. pod jeziorami i bagnami, strefa aeracji nie występuje, a w niektórych obszarach ma ona setki metrów grubości, co jest powszechne w regionach suchych. Strefa aeracji nazywana jest również strefą napowietrzania, gdyż obok fazy ciekłej i stałej występują w niej gazy atmosferyczne. Woda fizycznie związana jest istotnym składnikiem fazy ciekłej. Woda wolna, która jest nazywana wodą wsiąkową, występuje okresowo w czasie przenikania wód opadowych. Woda ta przechodzi przez strefę aeracji dostając się do strefy saturacji. Jest więc podstawowym składnikiem uzupełniającym zasoby wód podziemnych [2], [3].

Strefa aeracji nie jest źródłem łatwo dostępnej wody do spożycia przez ludzi. Ma natomiast ogromne znaczenie                                                                                w dostarczaniu wody i składników odżywczych, niezbędnych w rolnictwie. Kontroluje też przedostawanie się zanieczyszczeń do zbiorników wód gruntowych.

Poniżej strefy aeracji znajduje się strefa wzniosu kapilarnego. Występuje w niej woda kapilarna (zob.  Woda w skałach). Miąższość tej strefy uwarunkowana jest wzniosem kapilarnym, a ten z kolei zależy od materiału, jaki tą strefę buduje. Wznios kapilarny wynosi około [1]:

W strefie saturacji, która występuje poniżej swobodnego zwierciadła wód podziemnych, woda wypełnia wszystkie pustki i szczeliny w skałach. W strefie tej znajdują się wody [1] (zob.  Woda w skałach):

Wody przypowierzchniowe występują tam, gdzie strefa aeracji jest cienka. Wody gruntowe są oddzielone znacznie grubszą strefą aeracji. Wody wgłębne są oddzielone od powierzchni Ziemi warstwą utworów nieprzepuszczalnych. Wody głębinowe są oddzielone od powierzchni Ziemi wieloma warstwami nieprzepuszczalnym [1], [3].

W warstwie całkowicie wypełnionej wodami wgłębnymi występuje tylko strefa saturacji, a nieprzepuszczalny nadkład spełnia rolę strefy aeracji. Natomiast, w warstwach wypełnionych częściowo wodą wyróżnia się wszystkie trzy strefy, czyli saturacji, wzniosu kapilarnego i aeracji.


Zwierciadła wód gruntowych

Wahania zwierciadła swobodnego zależą od stopnia zasilania wodą i mogą być spowodowane przyczynami naturalnymi lub sztucznymi [1]. Do przyczyn naturalnych należą ilość opadów lub ich długotrwały brak, czyli susza. Główną przyczyną sztuczną jest pompowanie wody. Podczas poboru wody, które odbywa się punktowo, następuje zmiana położenia zwierciadła i nachylenie jego powierzchni w kierunku studni (Rys. 1). Po zaprzestaniu poboru wody, zwierciadło może wrócić do swojego stanu pierwotnego i wówczas będzie to tak zwane zwierciadło statyczne.

Woda występująca w warstwie wodonośnej, która ograniczona jest od góry nadkładem utworów nieprzepuszczalnych i całkowicie wypełniona wodą, znajduje się pod ciśnieniem większym od ciśnienia atmosferycznego. Ciśnienie to nazywane jest ciśnieniem piezometrycznym. Na granicy warstwy wodonośnej i nadkładu znajduje się zwierciadło napięte przyjmujące kształt powierzchni stropowej warstwy wodonośnej [3], (Rys. 2).

Ciśnienie piezometryczne wyznacza wirtualny, pozorny poziom zwany zwierciadłem piezometrycznym. W studniach, które przebijają zwierciadło napięte, następuje podniesienie poziomu wody do wysokości zwierciadła piezometrycznego. Wysokość na jaką podchodzi woda nazywa się wysokością piezometryczną. Pobór wody spowoduje wychylenie tego zwierciadła w kierunku studni, po zaprzestaniu pompowania, zwierciadło wody może powrócić do swojego stanu pierwotnego.

W warstwie wodonośnej ograniczonej nadkładem nieprzepuszczalnym, która nie jest w całości wypełniona wodą, występuje zwierciadło swobodne ( Rys. 1 w rozdziale  Warstwy wodonośne). W tego typu warstwach może też pojawiać się okresowo zwierciadło napięte, jeżeli warstwa zostanie całkowicie wypełniona wodą. Możliwe jest wystąpienie w różnych częściach jednej warstwy wodonośnej zwierciadła swobodnego oraz zwierciadła napiętego i piezometrycznego.

Definicja 1: Zwierciadło wód podziemnych

  Powierzchnia, poniżej której pory w skale są
całkowicie nasycone wodą nazywana jest zwierciadłem wód gruntowych. Jest to powierzchnia
ograniczająca od góry strefę saturacji, czyli strefę występowania wód podziemnych [1], [2], [3].


Warstwy wodonośne

Wyróżnia się też szereg odmian ośrodka wodonośnego [3], są to:

Definicja 1: Warstwa wodonośna

  Warstwa wodonośna to warstwa skalna, której własności
umożliwiają gromadzenie, przewodzenie i oddawanie wody. Może mieć formę pojedynczej warstwy skalnej
lub składać się z kompleksu warstw wodonośnych, dlatego też używany jest zamiennie termin
poziom wodonośny. Z praktycznego punktu widzenia, warstwa wodonośna zawiera możliwe do
wydobycia wody podziemne [1], [2]. Ośrodek wodonośny to utwory skalne zawierające wodę wolną [3].


Porowatość i przepuszczalność

Ze względu na formę wolnych przestrzeni w skale wyróżniana jest porowatość, szczelinowatość i krasowatość [4]. W tym ujęciu  (1) szczelinowatość i krasowatość zalicza się do porowatości wtórnej. Dla określenia ilościowego porowatości nie ma znaczenia, w jakim procesie ona powstała.

Rozmiar porów ma znaczenie dla sposobu przemieszczana się wody przez skały, w związku z tym wydziela się:

Dla określenia ilości przestrzeni porowej używa się współczynnika porowatości objętościowej n, nazywanego też w skrócie porowatością [4]. Określa go wzór \(n=\frac {V_p}{V}\), gdzie \(V_p\) to objętość porów w próbce skalnej, a V to całkowita objętość próbki. Względny udział porów w budowie skały określa wskaźnik porowatości \(\in =\frac {V_p}{V_s}\), gdzie \(V_s\) to objętość szkieletu skalnego próbki.

Jednostką przepuszczalności jest darcy, który jest równoważny przepływowi jednego centymetra sześciennego cieczy na sekundę przez próbkę o powierzchni jednego centymetra kwadratowego w polu przekroju poprzecznego pod ciśnieniem jednej atmosfery na centymetr kwadratowy.

Definicja 1: Porowatość

  Porowatość określa istnienie w skale wolnych przestrzeni zwanych porami
(Rys. 1). Mianem tym także nazywana jest objętość wolnych przestrzeni [1], [2], [3]. Porowatość pierwotna
jest własnością skały istniejącą od czasu jej powstania, natomiast porowatość wtórna tworzy się
w skale przez działalność później zachodzących procesów, np. rozpuszczania, rekrystalizacji [1].

Definicja 2: Przepuszczalność

  Przepuszczalność to zdolność materiału porowatego do
przepuszczania cieczy. Wyraża się ona jako prędkość, z jaką ciecz o określonej lepkości, pod wpływem
zadanego ciśnienia, przepływa przez próbkę o określonym przekroju i grubości. Przepuszczalność w dużej
mierze zależy od wielkości i kształtu porów, od wielkości, kształtu i rozmieszczenia ziaren. Zależy nie tylko od
własności skały, ale również od własności cieczy, która przez skałę przepływa (zob.  Odpływ podziemny wód
gruntowych).


Odpływ podziemny  wód gruntowych

Przy poziomym zwierciadle swobodnym, woda podziemna znajduje się w stanie spoczynku. Przypadek ten jest dość rzadki, gdyż przeważnie powierzchnia zwierciadła jest nachylona. Wody pozostają w ruchu i pod wpływem siły ciężkości przepływają z miejsc wyżej położonych do niżej położonych.

Podobnie jak woda wsiąkowa, woda podziemna wykorzystuje system kanałów utworzony przez przestrzenie porów, szczelin lub pustek krasowych. Dla uproszczenia przyjmuje się że woda przepływa całym przekrojem warstwy wodonośnej i w związku z tym modelowe parametry przepływu są uśrednione [2]. Rys. 1 przedstawia modelowy przepływ wody podziemnej. H i h to wysokość zwierciadła wód, znajdującego się na różnych poziomach względem spągu warstwy wodonośnej. Odległość pomiędzy punktami, w których mierzona jest wysokość H i h określa się jako drogę przepływu L.

Stosunek \(\frac {\Delta h}{L}\) przedstawia gradient hydrauliczny [1], przy czym \(\Delta h\) = H-h. Dla \(\Delta h\) oznacza różnicę ciśnień, gdyż wysokości słupa wody H i h, oznaczają ciśnienie hydrauliczne [1], [2].

W 1856 r. francuski inżynier Henry Darcy sformułował wzór, w którym została określona prędkość przepływu v:

gdzie k to przewodność hydrauliczna, zależna od właściwości skał przez które woda podziemna przepływa.

Gradient hydrauliczny zmienia się w zależności od zmian wysokości zwierciadła swobodnego, które zależy od wielkości zasilania i podłoża, przy czym, wskutek małej prędkości wsiąkania, reakcja zwierciadła wód gruntowych jest opóźniona w stosunku do przyczyny. Zmiany wysokości zwierciadła wód gruntowych są regularnie mierzone w sieci obserwacyjnej Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej.

Gradient hydrauliczny ulega zmianie również w przypadku poboru wody ( Rys. 1 w rozdziale  Zwierciadła wód gruntowych) i przepływu wody podziemnej w kierunku otworu studziennego. Różnica ciśnień kształtuje się w zależności od zwierciadła dynamicznego. Powstaje lej depresyjny wyznaczający obszar zasilania studni [2].

Woda podziemna wydostaje się na powierzchnię w źródłach (zob.  Odpływ powierzchniowy wód gruntowych i źródła), wpływa też do rzek, jezior i mórz. Przepływ wód podziemnych od czasu infiltracji do czasu wydostania się na powierzchnię nazywany jest odpływem wód gruntowych, można też używać terminu odpływ całkowity. Dla określenia ilości wody podziemnej odpływającej z określonego obszaru w danym czasie, np. dniu, miesiącu, roku [3], [4], [5] stosuje się termin odpływ podziemny.


Wody artezyjskie

Położenie zwierciadła piezometrycznego ponad powierzchnią Ziemi, występuje gdy:

Strefa ciśnień artezyjskich rozpoczyna się w miejscu, gdzie zwierciadło piezometryczne przecina powierzchnię utworów nieprzepuszczalnych (Rys. 2). Po przebiciu zwierciadła wód warstwy wodonośnej nastąpi samoczynny wypływ wód. W obszarze, gdzie zwierciadło piezometryczne znajduje się w obrębie utworów nieprzepuszczalnych, występuje strefa ciśnień subartezyjskich i woda nie podlega samowypływowi [3].

Wody głębinowe mogą być również artezyjskimi, jeśli znajdują się pod wystarczającym ciśnieniem wywołanym przez naciski skał otaczających. Struktura geologiczna, w której występują wody artezyjskie ma najczęściej charakter niecki (synkliny), monokliny obciętej masywem skał nieprzepuszczalnych lub strefą uskokową wypełnioną utworami nieprzepuszczalnymi. Niecki nazywane są zwykle basenami artezyjskimi.

Definicja 1: Wody artezyjskie

  Wody artezyjskie to wody podziemne wgłębne, których zwierciadła
piezometryczne znajdują się powyżej powierzchni Ziemi, nad warstwą wodonośną, która je zawiera. Przebicie
zwierciadła tych wód powoduje powstanie samoczynnego wypływu [1], [2], [3]. Woda artezyjska może
wypływać również samoczynnie w źródłach artezyjskich, jeżeli warstwa wodonośna połączona jest z
powierzchnią terenu wąskimi kanałami występującymi w obrębie utworów nieprzepuszczalnych.


Wody mineralne i termalne

Ilościowym wyrazem stopnia mineralizacji wód jest określenie ciężaru osadu, jaki pozostaje po odparowaniu 1 litra wody w temp. 105 \(^{\circ }\)C (Rys. 1). Na tej podstawie, umownie dzieli się wody podziemne na trzy grupy:

Skład chemiczny i stopień mineralizacji wody jest zależny od składu mineralnego skał, w których te wody występowały, głębokości ich zalegania oraz czasu, w którym przebywały w ośrodku skalnym.

W wodach podziemnych wykryto dotychczas 50 naturalnych pierwiastków z 88 występujących w przyrodzie [3]. Dzielą się one na:

Gazy, takie jak dwutlenek węgla, siarkowodór czy radon, dostają się do wody wskutek procesów zachodzących w głębi Ziemi.

Ze względu na skład chemiczny w obrębie wód mineralnych wyróżniane są [2], [3]:

Do wód leczniczych, swoistych zaliczane są wody termalne.

Powyższa definicja stosowana jest w Polsce, a oparta jest na tradycji lecznictwa uzdrowiskowego. Według innych podziałów, za wody termalne uważa się wody, które mają wyższe temperatury od średniej tempery rocznej w obszarze ich występowania [7] (np. we Francji). W niektórych krajach te temperatury są wskazywane, np. we Włoszech temperatura wód termalnych powinna przewyższać o 5\(^{\circ }\)C średnie temperatury roczne.

Wody termalne wypływają w źródłach lub są pobierane w odwiertach. Źródła termalne najczęściej związane są z wulkanizmem (zob.  Zjawiska powulkaniczne). Mogą również występować na obszarze o podwyższonym gradiencie geotermicznym, np. plam gorąca (zob.  Pióropusze płaszcza i plamy gorąca).

Definicja 1: Wody mineralne

  Wodami mineralnymi nazywamy wody zawierające w
litrze ponad 1000 mg rozpuszczonych związków mineralnych [1], [2]. Zawierają jony rozpuszczonych
składników stałych, jak również gazy, takie jak dwutlenek węgla, metan, siarkowodór czy radon.

Definicja 2: Wody termalne

  Wody termalne to wody podziemnie, których temperatura wynosi co
najmniej 20\(^{\circ }\)C na wypływie ze źródła lub z odwiertu [6].

Definicja 3: Gradient geotermiczny

  Współczynnik określający przyrost temperatury na jednostkę
przyrostu głębokości nazywany jest gradientem geotermicznym.


Odpływ powierzchniowy wód gruntowych i źródła

Do źródeł nie zaliczają się źródliska, czyli nieskoncentrowane wypływy, które mają formę wielu sączeń (Rys. 1A). Źródliska obejmujące znaczne obszary i powodujące zabagnienia lub rozwój torfowisk nazywane są młakami, zaś małe źródliska nie tworzące bagien są określane jako wysięki lub wycieki. Termin źródlisko może stosowany również na określenie zespołu źródeł występujących blisko siebie [1].

Źródła od dawna są ważne dla ludzi jako źródło słodkiej wody, zwłaszcza w suchych regionach, w których roczne opady są stosunkowo niewielkie (Rys. 2).

Źródła klasyfikowane są w oparciu o różne kryteria. Powszechnie wykorzystywany jest podział bazujący na budowie geologicznej miejsca wypływu wód i zgodnie z nim wyróżnia się źródła [2], [3], [4]:

Ze względu na lokalizację wydzielane są źródła [1]:

Biorąc pod uwagę kierunek wypływu wody wydziela się się źródła [1], [2]:

Według podziału uwzględniającego typ skały, z której wypływa woda wyróżnia się źródła [1]:

Definicja 1: Źródło

  Źródłem nazywa się naturalny i skoncentrowany wypływ wody podziemnej na
powierzchni terenu, który rozpoczyna przepływ powierzchniowy.


Erozja, transport i akumulacja podziemna

Erozja podziemna polega na usuwaniu fragmentów skały i tworzeniu pustych przestrzeni. Zachodzi przez:

Istotne znaczenie erozyjne mają dwa procesy:

W procesie erozji podziemnej tworzone są pory oraz większe pustki o typie jaskiń (zob.  Kras podziemny i jego formy).

Roztwory powstałe w wyniku ługowania zawierają związki chemiczne, które mogą tworzyć wody zmineralizowane. Jeżeli cząstki są bardzo drobne, tworzą zawiesinę koloidalną.

Wody podziemne przemieszczają usunięte fragmenty skały oraz zawiesinę koloidalną w procesie transportu podziemnego i wynoszą je na powierzchnię terenu lub odkładają we wnętrzu Ziemi. Akumulacja podziemna obejmuje przede wszystkim proces wytrącania związków z roztworów, w efekcie czego powstają krasowe formy naciekowe (Rys. 1A), (zob.  Kras podziemny i jego formy) oraz kolmatację.

Związki chemiczne z krążących wód podziemnych krystalizują w porach lub szczelinach. Najpowszechniej dochodzi do wytrącania węglanu wapnia, który tworzy spoiwa w skałach klastycznych lub występuje w skupieniach sekrecyjnych. Szczególnie pospolite są sekrecje lateralne mające postaci żył kalcytowych. Żyły zawierające związki mineralne często tworzą złoża kopalin użytecznych. Najczęściej tego typu złoża powstają z krystalizacji związków zawartych wodach juwenilnych (zob.  Infiltracja i  Woda w skałach).

Do kolmatacji zaliczane jest również sztuczne osadzanie związków chemicznych [7]. Proces ten jest jedną z metod poprawy własności geotechnicznych podłoża budowlanego.

Definicja 1: Kolmatacja

  Kolmatacja polega na osadzaniu cząstek ilastych i koloidalnych w porach
szkieletu mineralnego skał. Proces ten następuje na skutek zmniejszania się spadku hydraulicznego lub
związanej z nim zmiany prędkości przepływu wody podziemnej i zmniejszenia się zdolności filtracyjnych [6].
Jest przeciwieństwem sufozji.


Wieczna zmarzlina

Granica pomiędzy warstwą czynną, a wieczną zmarzliną właściwą stanowi zwierciadło (lustro) zmarzliny. W obrębie wiecznej zmarzliny wyróżnia się warstwę przejściową, tzw. pereletok oraz warstwę wewnątrz wiecznej marzłoci, która okresowo odmarza, zwaną talikiem [1], [2], [3].

Liniowy i ciągły rozkład temperatur w gruncie powoduje nierównomierne tempo zamarzania warstwy czynnej jesienią (listopad, grudzień). Przy powierzchni terenu grunt zamarza w październiku, a na głębokości 1-2 metrów grunt zamarza dopiero w grudniu. Powoduje to uwięzienie niezamarzniętej warstwy między powierzchnią gruntu, a wieczną marzłocią [4]. W strefie tej znajduje się uwięziony lód (Rys. 2).

Wskutek wzrostu objętości wody występującej w podłożu, podczas zamarzania następują deformacje powierzchni terenu związane z jej lokalnym podnoszeniem. Typową formą morfologiczną jest pingo, czyli pagór o lodowym jądrze. Powstaje on wskutek działania ciśnienia kriostatycznego [2], podobnie, jak się to dzieje przy tworzeniu bugrów. Wysokość pingo wnosi na ogół do 30 m (ale były opisywane formy o wysokości nawet do 70 m). Ma kształt wzgórza o wyrównanym wierzchołku, który może być rozerwany lub zapadnięty na kształt krateru odsłaniając lód jądrowy [4].

Definicja 1: Wieczna zmarzlina

  Terminem wieczna zmarzlina określa się przypowierzchniową
warstwę Ziemi, w której przez okres co najmniej 2 lat utrzymuje się stale temperatura poniżej
punktu zamarzania. Wieczna zmarzlina może być sucha, gdy nie zawiera lodu jako materiału
cementującego (np. w litej skale lub suchym piasku) lub wilgotna, gdy występuje w podłożu o
pewnej zawartości wody i wolne przestrzenie między cząstkami podłoża zajmuje lód [1], [2], [3].


Kras

W zależności od miejsca oddziaływania krasu i występowania form krasowych, kras dzielony jest na:

Kras, który już się nie rozwija, a którego formy zostały przykryte osadami młodszymi nazywamy krasem kopalnym [1].

Najbardziej znanym procesem krasowym jest kras węglanowy. Węglan wapnia \(CaCO_3\) rozpuszcza się w wodzie zawierającej dwutlenek węgla. Proces rozpuszczania określają reakcje:

Definicja 1: Kras

  Kras (krasowienie) to zespół procesów, które związane są z ługowaniem skał
łatwo rozpuszczalnych przez wody powierzchniowe i podziemne. Procesy te prowadzą do powstania
charakterystycznych podziemnych i powierzchniowych form z rozpuszczania, zwanych formami krasowymi. Na
znacznie mniejszą skalę zachodzi akumulacja krasowa, polegająca przede wszystkim na wytrąceniu wcześniej
rozpuszczonych związków.
Terminem kras określa się też charakterystyczną rzeźbę i formy powstałe w wyniku tych procesów [1], [2].


Czynniki warunkujące rozwój krasu

Czynnikami wpływającymi na tempo procesów krasowych w wapieniach są:

Zjawiska krasowe rozwijają się najlepiej w klimacie wilgotnym, ciepłym, ale nie gorącym, są mocno ograniczone w klimacie suchym [2], [1], [3]. Korzystne dla procesów krasowienie jest występowanie niskiego lub zmiennego zwierciadła wód gruntowych.

Zjawiska krasowe są wykorzystywane do magazynowania (sekwestracji) dwutlenku węgla, który zostaje związany przez wejście w reakcję chemiczną ze skałą krasowiejącą.


Kras powierzchniowy


Kras podziemny i jego formy

Różnica między kominami, a studniami krasowymi nie jest całkiem jasna, na ogół przyjmuje się że kominy krasowe są to kanały eksplorowane od dołu, natomiast studnie krasowe od góry.

Formy akumulacyjne powstają w wyniku osadzania się węglanu wapnia. Proces ten związany jest z utratą dwutlenku węgla z wód i parowaniem [1].

Wyróżnia się kilka typów charakterystycznych form, które ze względu na charakter nazywa się naciekami. W ich obrębie występują:


Lodowce i warunki ich funkcjonowania

Przykrycie powierzchni Ziemi przez lód nazywa się glacjacją, a odsłonięcie obszaru z pod lodu - deglacjacją. Podczas glacjacji i deglacjacji zachodzą różne procesy angażujące wodę, dlatego w ich obrębie wyróżnia się:

Procesy te są ze sobą powiązane i funkcjonują wspólnie w obrębie sytemu glacjalnego [1]. Obecność lodu reguluje przebieg procesów. Wchodzi on w skład powierzchniowych struktur Ziemi lub tworzą się z niego formy nazywane lodowcami.

Do rozwoju i funkcjonowania lodowców potrzebne są określone warunki zewnętrzne. Umożliwiają one wytworzenie i utrzymanie na powierzchni Ziemi podstawowego budulca lodowca, czyli lodu lodowcowego. Warunki te są natury 1 [2], [3], [4]:

Warunki klimatyczne zabezpieczają pozyskanie budulca dla lodowca, czyli odpowiednią ilość opadu śnieżnego oraz jego trwałość. Istotne znaczenie mają:

Warunki klimatyczne sprzyjające tworzeniu się lodowców występują powyżej granicy wiecznego śniegu [2], [5], [6], [7], [4], [8]. Jest to wysokość, ponad którą bilans roczny opadów śnieżnych jest dodatni, czyli dostawa przewyższa ubytek śniegu. Granica ta zmienia swoje położenie wraz z szerokością geograficzną. Najwyższe wysokości bezwzględne, przekraczające 5 000 m n.p.m., osiąga w rejonach okołorównikowych i podzwrotnikowych. Kolejno ku północy i ku południowi jej poziom sukcesywnie się obniża i finalnie na biegunach dochodzi do poziomu morza (Rys. 1). Granica wiecznego śniegu jest dobrze widoczna w okresach letnich, gdy zanika śnieg nietrwały i zostaje tylko pokrywa stale zalegającego śniegu.

Warunki morfologiczne zabezpieczają miejsce, w którym dochodzi do powstania lodowca. Nazywane jest ono polem firnowym [5], [4], [8].

Lodowce mają różne wykształcenie i z uwagi na formę dzielone są na:

Definicja 1: Lodowiec

  Lodowiec to przemieszczająca się pod wpływem własnego ciężaru masa
lodowa, która powstała z przekształcenia śniegu. Oprócz lodu, lodowiec zawiera materiał klastyczny oraz mogą
w nim występować wody w stanie płynnym.


Akumulacja śniegu

Istotne znaczenie dla gromadzenia się mas śnieżnych ma morfologia pola firnowego. Stanowi ono zbiornik o określonym kształcie i pojemności, który jest zdolny do zatrzymania znacznej objętości śniegu. Zwykle jest to jednostronnie otwarta forma. Znajduje się na zboczu lub pomiędzy zboczami i ma charakter misy. Jej dolna powierzchnia jest łukowato wygięta i słabo nachylona w kierunku stoku. Od zaplecza pole firnowe otoczone jest przez strome ściany. Jest to powierzchnia akumulacyjna, z której osad śnieżny doprowadzany jest do pola firnowego (Rys. 1). Pola firnowe powstają na miejscu niewielkich zagłębień lub zrównań, zwykle dziedziczą obniżenia lejów źródłowych lub krasowych, nisze osuwiskowe i niwacyjne czy spłaszczenia denudacyjne.

Pole firnowe spełnia dwa zasadnicze zadania [3], [4], [5]:


Diageneza śniegu

Śnieg powstaje w obrębie atmosfery i tworzy się w procesie krystalizacji wody. Zbudowany jest z niewielkich kryształów lodowych, które łączą się większe struktury, nazywane płatkami. Kryształy śniegu są symetryczne i mają różną formę, zależną od temperatury, w której zachodzi ich krystalizacja. Powstają przez nadbudowanie kryształu heksagonalnego. Zwykle są dendrytyczne, płaskie i sześcioramienne lub przyjmują formy wydłużone. Ich wielkość wynosi od ułamków milimetra do kilku milimetrów. Pokrywa śnieżna ma gęstość około 0,05-0,1 g/cm\(^3\) i jest utworem porowatym, który zawiera średnio 90% powietrza. Pod wpływem ciśnienia nadkładu ulega kompakcji, co powoduje sukcesywny wzrost jej gęstości i spadek porowatości. Dochodzi też do rekrystalizacji, w wyniku której śnieg przekształcony zostaje w firn (szreń), czyli zbiór niewielkich ziaren lodu. Firn ma gęstość około 0,3 – 0,6 g/cm\(^3\), zawiera 50% powietrza i składa się z ziaren wielkości około 1 mm (Rys. 1). W wyniku obtapiana powierzchni ziaren firnowych i krystalizacji wody w przestrzeniach międzyziarnowych, ziarna firnu zostają spojone ze sobą cementem lodowym. W tym procesie tworzy się kolejna forma diagenetyczna nazywaną lodem firnowym. Lód firnowy może powstać też bez udziału wody i tworzy się przez rozrost kryształów i ich wzajemne połączenie [3]. Zmniejszenie przestrzeni porowej powoduje przyrost jego ciężaru. W lodzie firnowym znajduje się około 20-30% powietrza, a jego gęstość oscyluje pomiędzy 0,6-0,8 g/cm\(^3\). W wyniku rekrystalizacji lodu firnowego dochodzi do powstania lodu lodowcowego (Rys. 2). Jest on formą dojrzałą i finalną procesu diagenezy. Lód lodowcowy jest ciałem w pełni krystalicznym, o gęstości wynoszącej około 0,8 g/cm\(^3\). Ma strukturę zbitą i zawiera do 20% powierza (Rys. 1). Składa się z kryształów mających wielkości milimetrów, które pod wpływem ciśnienia ulegają rekrystalizacji i sukcesywnie zwiększają swoje rozmiary. Wraz ze wzrostem kryształów ubywa w lodzie powietrza i innych inkluzji, co prowadzi do wzrostu jego gęstości i przezierności. Duże, kilkucentymetrowej wielkości kryształy lodu lodowcowego występują w tzw. lodzie niebieskim. Jest to lód wieloletni, którego błękitna barwa jest efektem pochłaniania światła czerwonego [12], [13], [14], [9].


Lodowce górskie

Lodowce górskie mają różne formy. Ze względu na nie wyróżnia się [5], [1], [2], [3]:

Lodowiec dolinny (alpejski) jest lodowcem prostym (Rys. 1, Rys. 2). Składa się z jednego jęzora lodowego, który zasilany jest z pojedynczego pola firnowego (ewentualnie kilku blisko siebie położonych pól). Wielkość jęzora około dwukrotnie przewyższa wielkość pola firnowego.

Lodowiec dendrytyczny (himalajski) jest typem lodowca złożonego (Rys. 1, Rys. 2). Powstaje przez połączenie co najmniej kilku jęzorów lodowych, które zasilane są z odrębnych pól firnowych. Zespolenie form jednostkowych prowadzi do utworzenia znacznej długości strumienia lodu.

Lodowiec karowy (pirenejski) jest niewielkim lodowcem o zerowym lub prawie zerowym bilansie masy lodu (Rys. 1, Rys. 3). Jego głównym elementem jest pole firnowe, natomiast jęzor lodowy nie występuje lub jest mocno zredukowany i bardzo krótki. Pionowo spływający jęzor, który ma formę lodospadu nazywany jest lodowcem wiszącym. Powstaje przy polach firnowych graniczących z przewieszkami lub bardzo stromymi ścianami skalnymi. Zwykle taki jęzor podlega skracaniu przez obrywy. W sprzyjających warunkach z nagromadzenia koluwialnych bloków lodowych może wytworzyć się lodowiec, który nazywany jest regenerowanym.

Lodowiec turkiestański jest specyficzną formą lodowca, który zasilany jest bezpośrednio przez lawiny i zsuwy śnieżne. Składa się z jęzora lodowego, natomiast rolę pola firnowego przejmuje, znajdujący się na szczycie jęzora stożek śnieżny.

Lodowiec piedmontowy (podgórski) stanowi formę powłoki lodowej występującej na przedpolu wzniesień (Rys. 1, Rys. 3). Powstaje ona przez zespolenie kilku strumieni lodowych, które wychodzą z sąsiadujących dolin. Jęzory lodowcowe, które opuszczają dolinę tracą podparcie boczne i rozlewają się tworząc niegrubą, ale szeroką pokrywę. Z połączenia takich pokryw powstaje lodowiec piedmontowy.


Lodowce kontynentalne i kopuły lodowe

Lodowce kontynentalne [1], [2], [3], [4], [5] są rozległymi, wielkoobszarowymi pokrywami lodowymi, które ze względu na zasięg regionalny zwane są lądolodami (Rys. 1, Rys. 2). Mają formę czasz, które pokrywają rozległe obszary lądowe. Najwyższe miąższości, które liczone są w pojedynczych kilometrach, osiągają w częściach centralnych. Prędkość płynięcia lodu w lądolodach jest zróżnicowana. Występują w nich strumienie szybko płynącego lodu, zwykle zakończone lobami. Są to szerokie i obłe wypustki, które wychodzą na przedpole ogólnej linii czaszy. Lądolody rozwijają się w obszarach o nisko położonej granicy wiecznego śniegu.

Z lodowcami kontynentalnymi zwykle są związane lodowce szelfowe (pływające) [1], [2], [3]. Mają one formę tafli lodowej przykrywającej obszar zbiornika morskiego, która jest kontynuacją lodowca znajdującego się na lądzie (Rys. 1, Rys. 3). Ze względu na mniejszą gęstość w stosunku do wody lodowiec szelfowy unosi się na jej powierzchni. Czoła lodowców szelfowych są poddawane intensywnemu niszczeniu przez falowanie. Odspojone od nich bloki lodu martwego tworzą góry lodowe i dryfują w zbiorniku. Duże pływające bloki nazywane są górami lodowymi, mniejsze - glowlerami. Trwałość bloków lodowych jest niewielka i podlegają one szybkiej ablacji. Lodowce szelfowe powstają również przez wpływanie do akwenów wodnych lodowców piedmontowych.

Kopuły lodowe są niedużymi powłokami lodowymi, które pokrywają szczytowe obszary gór. Nazywane są lodowcami fieldowymi (norweskimi) [1], [3], [4], [6]. Mają formę niewielkich czasz, od których we wszystkich kierunkach odchodzą jęzory lodowcowe. Lodowce te powstają w obszarach o nisko położonej granicy wiecznego śniegu.


Bilans masy i rozwój lodowców

Czynnikiem ablacyjnym jest przede wszystkim ciepło, które dostarczane jest przez promieniowanie słoneczne, zwane insolacją. Działa ono bezpośrednio lub pośrednio przez ciepłe masy powietrza (w tym strumienie wiatru), nagrzane masy skalne (zbocza i materiał skalny na powierzchni lodu), oddawane jest przez wody przepływające po i wewnątrz lodowca lub opady deszczu. Ciepło dostarczane jest też z wnętrza Ziemi i powoduje ono zmniejszanie masy lodu od strony stopy lodowca. Na ubytek lodu ma również wypływ niszczenie mechanicznie. Zachodzi ono przez tarcie, w trakcie przemieszczania się lodowca po podłożu, przez powierzchniowe ruchy masowe lodu i materiału klastycznego oraz przez mechaniczne oddziaływanie wiatrów (korazja, deflacja) i wód (np. falowanie, erozja wgłębna i wsteczna, eworsja).

Wyprodukowany w polach firnowych lód lodowcowy jest odprowadzany do jęzorów lodowcowych. Ilość lodu w obrębie lodowca ulega zmianom, które zależą od ilości wytworzonego lodu oraz od stopnia ablacji. W zależności od ogólnego bilansu lodu wyróżnia się trzy fazy rozwoju lodowca [2], (Rys. 1):

Określanie faz rozwoju lodowca odbywa się przez obserwacje zasięgu czoła jęzora lub lobu lodowego.

Ablacja zachodzi podczas każdego etapu rozwoju lodowca i rozpoczyna się już wraz z akumulacją śniegu na polu firnowym. Ablacja jest mniejsza w części proksymalnej lodowca i większa w strefie dystalnej. W każdym lodowcu można wskazać strefy, w których występuje przeciwny bilans masy (Rys. 2), [4], [2], [3], [5], [6], [7], Są to:

Pomiędzy tymi strefami występuje obszar o zerowym bilansie masy lodowca, przez który przebiega linia odcinająca strefę akumulacji od ablacji. Zwana jest ona linią równowagi bilansowej i dla lodowców górskich podawana jest jako wysokość bezwzględna, zwykle oscylująca wokół granicy wiecznego śniegu. Na jej położenie wpływa szereg czynników zewnętrznych i jest ona wyznaczana indywidualnie dla poszczególnych lodowców [8], [9].

Definicja 1: Ablacja

  Zespół procesów, które prowadzą do ubytku śnieżno-lodowej masy w lodowcach
nazywa się ablacją lodowcową. Zachodzi ona przez [1], [2], [3]:

topnienie, czyli rozpuszczanie lodu i przejście wody ze stanu stałego w stan płynny,

sublimację, czyli parowanie i przejście wody ze stanu stałego w stan gazowy.


Ruch lodowca

Prędkość z jaką przemieszczają się masy lodu w obrębie lodowca jest zróżnicowana. Uzależniona jest ona od ciśnienia, jakie wywierane jest na masy lodu, morfologii podłoża, w tym spadku terenu oraz hamującej siły tarcia o podłoże lodu i niesionego w lodzie materiału klastycznego. Najszybciej przemieszczany jest lód w części centralnej jęzorów i lobów. Prędkość jego płynięcia spada ku częściach brzegowym i dennym (Rys. 1), [1], [2], [3].

Mechanizmy ruchu lodowca obejmują [4], [1], [5], [6], [7], [3]:

Plastyczne płynięcie jest efektem deformacji wewnętrznych lodu, które zachodzą w warunkach ciśnienia wywołanego śnieżno-lodowym nadkładem. Pod wpływem nacisku krystaliczna masa lodowa ulega uplastycznieniu i odkształceniom. Rozkład naprężeń w lodzie zależny jest od konfiguracji podłoża i masy lodu [8], [3]. Rośnie wraz ze wzrostem kąta nachylenia podłoża oraz grubości lodu. Na podłożu o zróżnicowanej morfologii następują zmiany układów naprężeń. Na terenie o wzrastającym nachyleniu, lód poddawany jest rozciąganiu (tensji), co powoduje wzrost tempa deformacji i szybsze przemieszczanie się lodowca. Na terenie o malejącym spadku zachodzi ściskanie (kompresja), które powoduje zwolnienie tempa deformacji i spadek prędkości ruchu. Układy naprężeń wpływają na                                                                                ukierunkowanie przepływu lodu. W reżimie rozciągającym przepływy są skierowane ku dołowi i następuje ruch aktywny, natomiast w ściskającym ku górze, co wywołuje ruch pasywny [9], [10], [8], [3].

Zróżnicowany układ naprężeń w lodzie powoduje wytworzenie płaszczyzn ścinania, wzdłuż których następuje przesuwanie się całych pakietów lodowych (Rys. 2). Pod naporem lodu w reżimie tensyjnym (na obszarze o rosnącym nachyleniu) tworzą się płaszczyzny ścinania nachylone ku stopie lodowca, natomiast w reżimie kompresyjnym (na obszarze o malejącym nachyleniu) tworzą się płaszczyzny ścinania, które są nachylone ku górze. Wymiernym efektem rozciągania jest powstawanie szczelin w lodowcu (Rys. 2). Lód poddany naprężeniem rozciągającym najpierw ulega odkształcaniu plastycznemu, a po przekroczeniu granicy wytrzymałości na rozciąganie pęka. W powierzchniowej części jęzora ciśnienie jest niewielkie, więc lód jest kruchy i łatwo ulega deformacjom ciągłym [3], [11], [1].

Ruch lodowca może być wspomagany przez ślizg denny. Odbywa się on przy współudziale wody występującej w stopie lodowca. Woda zmniejsza tarcie i ułatwia ruch. Tworzy cienką warstwę pomiędzy lodem a podłożem. Może też występować w stropowych częściach podłoża lub znajdować się w obrębie warstewki regelacyjnej. Proces, który odbywa się przez cykliczne topienie lodu i zamarzanie wody w stopie lodowca nazywa się regelacją (Rys. 3). Jest on wywołany przez niewielkie zmiany ciśnienia, które są wynikiem miejscowego zwiększenia nadkładu lodowo-śnieżnego lub powstają przy pokonywaniu nierówności podłoża. Przy zwiększonym ciśnieniu następuje wytapianie wody z lodu i jej odprowadzanie do stref objętych niższym ciśnieniem, gdzie następuje jej powtórne zamarznięcie. W stopie lodowców tworzy się cienka warstewka regelacyjna, po której, zwłaszcza na podłożu nachylonym, dochodzi do przemieszczeń lodu. Jest ona utworzona z wody, kryształów lodu oraz drobno- i średnioziarnistego materiału klastycznego [1], [12], [14].


Warunki termiczne lodowców

Profil temperaturowy lodowców ciepłych ma trend wzrostowy. Najniższa temperatura występuje w stopie lodowca i sukcesywnie wzrasta ku górze w profilu lodu. Najwyższe temperatury, dochodzące prawie do 0\(^{\circ }\)C, lód osiąga w części powierzchniowej (Rys. 1). Ciśnienie wpływa na obniżenie temperatury topnienia lodu. Wartości temperatur i układ ciśnień, jaki wywołują masy nadkładu powodują, że w całym profilu lodowca ciepłego lód znajduje się w warunkach bliskich topnienia i przy każdym nieznacznym spadku ciśnienia dochodzi do jego wytapiania. Taki reżim sprawia, że lodowce ciepłe są bogate w wody. Powstają one z lodu wewnętrznego przy lokalnych zmianach ciśnienia oraz w strefie zewnętrznej przez topienie powierzchni lodowca. W stopach lodowców powszechnie występują warstewki wodne lub warstwy regelacyjne (Rys. 2), które wpływają na zwiększenie ich tempa przemieszczania się. Wody supraglacjalne wpływają do wnętrza lodowców, gdzie wspomagają ablację przez ogrzanie lodu. Topnienie wewnętrznych i zewnętrznych mas lodu ma znaczenie dla kształtu strefy czołowej lodowców ciepłych. Powoduje ono stopniowy zanik części dystalnych. Strefy te ulegają stopniowemu obniżeniu i kończą się zaokrągloną powierzchnią czołową (Rys. 3).

W porównaniu do lodowców ciepłych, średnia temperatura lodu w lodowcach zimnych jest znacznie niższa. Ich profil termiczny jest odwrotny i wartości temperatur ku częściom powierzchniowym lodu mają trend spadkowy (Rys. 1). Temperatura stopy lodowca jest najwyższą temperaturą w profilu i jest znacznie niższa od temperatury topnienia lodu w warunkach przyłożonego ciśnienia. Stąd wewnętrzna ablacja jest mocno ograniczona. Lodowce zimne przemieszczają się powoli (Rys. 2). Nie wykształca się w nich system ślizgu dennego i często są przymarznięte stopą do podłoża. Wody występują tylko w ich strefach powierzchniowych i pojawiają się okresach ociepleń. Zanik części czołowej lodowców zimnych odbywa się przez ablację z wyraźnym wpływem niszczenia mechanicznego. Strefy czołowe kończą ostro zarysowane, strome klify lodowe, które formowane są przez obrywy (Rys. 3).

Gdy profile termiczne lodu są bardziej skomplikowane i lodowce składają się z mas (warstw) lodu o różnej temperaturze wyróżniane są lodowce politermlane [11], [9].


Erozja lodowcowa

Bezpośrednia erozja lodowcowa odbywa się w strefach pokrytych lodem poprzez [2], [3], [4], [5]:

Pośrednia erozja lodowców polega na inicjowaniu powierzchniowych ruchów masowych przez zaburzenie stabilności znajdujących się nad lodowcem stoków.

Aktywność morfotwórcza lądolodów prowadzi do ogólnego wyrównania powierzchni terenu, natomiast działalność lodowców górskich skutkuje modyfikacją kształtu form już istniejących. Do takich form przeobrażonych należą:

Cyrki lodowcowe [1], [6], [4] (kary) są misami zawieszonymi na stoku lub znajdującymi się w górnych częściach dolin, które funkcjonowały jako pola firnowe (Rys. 2). Posiadają one szeroką, wygiętą łukowato ku dołowi i wychyloną w kierunku spadku stoku strefę denną. Od zaplecza otaczają je strome ściany skalne, a od strony doliny, w miejscu, w którym odpływał jęzor lodowcowy, są one otwarte. Strefa denna została uformowana głównie przez detersję. Ściany cyrków były modelowane przez destrukcyjną działalność zamrozu oraz niszczące działanie powierzchniowych ruchów masowych. Rozrost pola firnowego związany jest z erozją wgłębną i wsteczną, dlatego cyrki wcinają się w stoki górskie.

Z pól firnowych lód odprowadzany jest wzdłuż istniejących dolin, co prowadzi do ich pogłębienia i rozszerzenia. Następuje złagodzenie i zaokrąglenie ich przekroju poprzecznego, wyrównanie ich profilu pionowego oraz ograniczenie ich krętości (Rys. 2, Rys. 3). Doliny lodowcowe (żłoby lodowcowe) mają charakter prostych lub lekko krętych rynien erozyjnych [1], [6], [2], [4], [5], [7], które w profilu poprzecznym są U-kształtne.

Doliny polodowcowe charakteryzuje łukowato wygięta strefa denna, która przechodzi w strome stoki obrzeżające. Obszary, które były przykryte lodem są wygładzone i urzeźbione glifami lodowcowymi. Wyrównany zostaje spadek dolin. Stopień wyrównania zależy od zaawansowania erozji oraz od odporności                                                                                podłoża. W miejscach mniej podatnych na niszczenie powstają rygle, które są elementami morfologicznie pozytywnymi i stanowią podniesienia w dnach dolin. Kształtowanie dolin polodowcowych zachodzi przy zaawansowanej detersji i detrakcji.

Dolne odcinki dolin lodowcowych, które zostały zalane przez wody morskie nazywane są fiordami (Rys. 4). Zwykle występują w zespołach i tworzą niewyrównaną linię brzegową. Charakteryzuje ją występowanie długich i głęboko wciętych w ląd zatok.

Lodowce górskie funkcjonują jako formy proste, zajmujące jedną dolinę lub tworzą złożone struktury, które powstają przez dołączanie, spływających z dolin bocznych, jęzorów lodowcowych. Dna dolin bocznych położone są na różnych wysokościach. Mogą znajdować się na poziomie dna doliny głównej lub powyżej niego, tworząc doliny wiszące (zawieszone). Wówczas ich ujścia znajdują się na stokach doliny głównej.

Mutony [6], [4], [5], [2] (barańce) to jednostronnie ścięte wzniesienia, uformowane przez erozyjne oddziaływanie przemieszczającego się po nich lodowca (Rys. 5, Rys. 6). Są asymetryczne w przekroju podłużnym. Mają długi, łagodnie nachylony i mocno zabradowany stok doprądowy, który był niszczony przez zaawansowaną detersję wpływającego na niego lodowca. Jest on wygładzony i urzeźbiony glifami. Od strony przeciwnej znajduje się znacznie krótszy i stromy stok zaprądowy, po którym następował ześlizg lodowca. Jeśli ześlizgowi towarzyszyła detersja, powierzchnia stoku zaprądowego jest nierówna i poszarpana, a u jego podnóża znajduje się nagromadzenie luźnego materiału klastycznego, pochodzącego z niszczenia abradowanego wzniesienia. Mutony powstają się przez modyfikację wyniosłości terenu zbudowanych ze skał twardych i kruchych.

W wyniku detersji na formach glacjalnych powstają struktury erozyjne [1], [6], [3], [8], [5], [9]. Powierzchnie wyrównane, gładkie i wypolerowane nazywane są wygładami lodowcowymi (Rys. 8). Powstają przez oszlifowanie skał podłoża, niesionym w masie lodu przydennego, drobnoziarnistym materiałem klastycznym. Powierzchnie te mogą być dodatkowo urzeźbione glifami lodowcowymi. Powszechnie występują rysy, które mają formę cienkich i płytkich rowków (Rys. 9). Są to nacięcia powierzchni skalnej wyryte przez ostre krawędzie przemieszczanego w stopie lodowca gruzu. Głębsze i wyrównane nacięcia, których głębokość liczona jest w centymetrach, nazywane są bruzdami. Rysy i bruzdy są formami prostolinijnymi, o przebiegu zgodnym z kursem przemieszczenia się lodu. Na wygładach lodowcowych mogą występować też zadziory, czyli blizny po odpryskach skalnych. Są to asymetryczne wgłębienia, zorientowane zgodnie z kierunkiem przemieszczania się lodowca. Od strony doprądowej są głębsze, nierówne i poszarpane, ku stronie zaprądowej ulegają wypłyceniu i zanikowi. Detersja szczególnie intensywnie zachodzi w lodowcach ciepłych, które aktywnie przemieszczają się po podłożu i mają w stopie dużą ilość materiału klastycznego.

Rozrost glacjalnych form erozyjnych, czyli ich poszerzanie boczne, wgłębne i wsteczne na poziomie dolin oraz pól firnowych powoduje podcinanie stoków górskich [10]. Zaburzenia stateczności na stokach znajdujących się powyżej lodowca wywołują ruchy masowe, głównie obrywy i osuwiska, co prowadzi do modyfikacji morfologii i wykształcenia coraz to stromszych i cofających się ścian skalnych. Erozja zachodząca z różnych stron jednego wzniesienia (np. rozwój kilku pól firnowych na tym samym szczycie) skutkuje powstaniem szczytów piramidowych, czyli ostrych kulminacji. W wyniku cofania się stoków rozdzielających dwa sąsiednie pola firnowe lub dwie doliny lodowcowe dochodzi do utworzenia się ostrych grani (ostrobrzegich grzbietów).


Osady pochodzenia lodowcowego

Materiał ziarnisty zasila lodowiec w każdej fazie jego rozwoju i dostarczany jest do wszystkich jego części, zarówno dystalnych, jak i proksymalnych Rys. 1. Podlega on przemieszczaniu przez strumienie lodu oraz przez płynące wody lodowcowe i jest sukcesywnie odprowadzany w kierunku czoła i lobów lodowcowych. Finalnie zostaje on zdeponowany przed lodowcem tworząc skały okruchowe luźne. Duże nagromadzenia materiału klastycznego powstają również w okresach deglacjacji, podczas wytapiania masy lodowej i zaniku lodowców. Osadzany zostaje wówczas materiał zgromadzony w lodowcu. Zdeponowane skały mają różną formę oraz różne cechy strukturalne i teksturalne. Cechy te są kształtowane podczas transportu i depozycji, która zachodzi przez składowanie z lodu lub z wód lodowcowych. Ze względu na genezę, wśród osadów pochodzenia lodowcowego wyróżnia się:


Moreny lodowców górskich

Rozmieszczenie materiału skalnego w obrębie lodowca jest nierównomiernie (Rys. 2). Pewne obszary lodu zawierają jego większe ilości. Obfite nagromadzenia występują w strefach lodu kontaktującego z podłożem (Rys. 1). Zasobne w materiał klastyczny są również obszary lodu objęte ablacją, w których koncentracja materiału ziarnistego jest związana z ubytkiem lodu.

Ze względu na położenie materiału w obrębie lodowca wydziela się różne typy moren, są to (Rys. 1), [3], [4], [5], [2], [6], [7], [8], [9]:

Morena denna [1], [10], [6] to materiał skalny znajdujący się w stopie lodowca (Rys. 2, Rys. 5). Materiał ten pobierany jest z podłoża oraz pochodzi z wtapiana klastów, z nadległych partii lodu. Transport w stopie lodowca, który odbywa się pod ciśnieniem i w kontakcie z podłożem skalnym, powoduje rozdrabnianie materiału, głównie rozcieranie i kruszenie. Po depozycji moreny dennej powstaje utwór gliniasty, w którym znajdują się ziarna większych frakcji, w części wykazujące bardzo dobre obtoczenie (zob.  Glina lodowcowa). Zawiera on znaczną ilość drobnookruchowego materiału, zwanego mączką skalną. Po recesji lodowca górskiego morena denna formuje powłokę, która wyściela dno doliny polodowcowej (Rys. 3). Po deglacjacji lądolodów powstaje rozległa pokrywa klastyczna o nierównej i pagórkowatej powierzchni.

Morena boczna [5], [1], [10] jest nagromadzeniem materiału występującym wzdłuż krawędzi jęzora lodowcowego (Rys. 2). Zasilana ona jest okruchami skalnymi dostarczanymi przez powierzchniowe ruchy grawitacyjne, głównie obrywy, zsuwy oraz lawiny (zob.  Erozja lodowcowa). Komponentem uzupełniającym jest materiał pochodzący z detrakcji i detersji przykrytych lodowcem, bocznych części doliny. Po ustąpieniu lodowca morena boczna formuje gruzowate wały, które zlokalizowane są obustronnie wzdłuż dna doliny. Typowy jest dla nich spory udział materiału grubokruchowego, w tym duża ilość gruzu. Moreny boczne są przemywane przez wody ablacyjne, które odprowadzają z ich powierzchni część materiału drobnookruchowego. Uwodnienie moreny bocznej powoduje powstanie spływów morenowych.

Morena środkowa [1], [10], [6] jest liniowym nagromadzeniem materiału klastycznego, które przebiega wzdłuż centralnej części jęzora lodowcowego (Rys. 2, Rys. 4). Powstaje przez integrację moren bocznych, wskutek połączenia się dwóch jęzorów lodowcowych. Położenie moreny środkowej z dala od źródeł zasilania materiałem powoduje, że przestaje ona aktywnie przyrastać. Podczas transportu następuje obróbka materiału klastycznego odziedziczonego po morenach bocznych. Ziarna podlegają abrazji, kruszeniu, zyskują obtoczenie i zmniejszają się ich rozmiary, przez co morena ta ulega wzbogaceniu we frakcje drobnookruchowe. Po deglacjacji morena środkowa ma formę wału, który zalega wzdłuż dna doliny.

Morenę wewnętrzną [5], [1], [10] stanowi materiał skalny, który znajduje się w masie lodu wewnętrznego (Rys. 2). Jest typem moreny rozproszonej, którą charakteryzuje nierównomierne rozłożenie budulca. Materiał ziarnisty zostaje dostarczony z nadległych partii lodu przez wtapianie lub przez szczeliny lodowe. Ponadto, pochodzi z pola firnowego lub z dolnej części lodowca (donoszony jest przy udziale wznoszących strumieni lodu). Po deglacjacji morena wewnętrzna tworzy pokrywę klastyczną nadkładającą morenę denną.

Morena powierzchniowa [5], [1], [10], [6], [11] zbudowana jest z materiału drobno-, średnio- i grubookruchowego znajdującego się na powierzchni lodowca (Rys. 2, Rys. 5). Zasilana jest materiałem pochodzącym z ruchów grawitacyjnych (np. obrywów połączonych ze staczaniem oraz lawin, których zasięg                                                                                przekraczał zasięg moreny bocznej) lub z transportu wiatrowego. Wytapianie moreny powierzchniowej powoduje przyrastanie ilości materiału klastycznego na powierzchni lodowca i uformowanie moreny ablacyjnej (zob.  Glina lodowcowa). W okresach nasilonej ablacji ulega ona uwodnieniu i podlega spływom. Po deglacjacji morena powierzchniowa tworzy pokrywę klastyczną nadkładającą moreny denną i wewnętrzną. Najgrubsza jest w strefie dystalnej lodowca.

Morena czołowa [7], [1], [6] składa się z materiału ziarnistego znajdującego się w najbardziej proksymalnej części lodowca (Rys. 2, Rys. 6). Znajduje się w zewnętrznej części czoła lub bezpośrednio przed nim. Zwykle ma formę łukowato wygiętego wału, którego kształt odpowiada zarysowi czoła. Buduje ją materiał klastyczny dostarczany przez lodowiec i wyciskany lub zdzierany przez czoło z podłoża. W jej obrębie występują bloki lodu martwego. Wał moreny czołowej, który jest najdalej odsunięty od pola firnowego nazywany jest moreną końcową i wyznacza maksymalny zasięg lodowca.

Morena czołowa jest formowana przez różne procesy. Ze względu na jej genezę Wyróżniane są:

Specyficzna forma moreny powstaje w środowisku wodnym. Wytapiany z lodowca materiał talasoglacjalny jest deponowany wspólnie z materiałem właściwym dla środowiska sedymentacyjnego. Takie osady nazywane są morenami subakwalnymi (podwodnymi) [2], [9]. Powstają na dnie zbiorników, do których wpływają lodowce szelfowe lub jęzory lodowcowe.

Moreny, rozumiane jako formy osadowe, tworzą się w różnych fazach rozwoju lodowca. Moreny spiętrzone powstają podczas transgresji, moreny akumulacyjne podczas stagnacji lub oscylacji, natomiast pozostałe formy deponowane są podczas recesji.

Definicja 1: Morena

 Morena jest [1], [2], (Rys. 1):

materiałem klastycznym występującym w lodowcu,

strefą lodowca, w której występuje koncentracja materiału klastycznego,

skałą detrytyczną luźną pochodzenia glacjalnego, czyli materiałem ziarnistym który został
zdeponowany przez lodowiec,

formą sedymentacyjną, utworzoną z osadu glacjalnego.

  Rysunek 1:  Morena (Islandia).


Moreny lądolodów i typy deglacjacji

Szczególną formę morfologiczną tworzą drumliny [4], [5], [6], [7], [1], [8], [9]. Są to wydłużone i asymetryczne wzniesienia, mierzące po kilka lub kilkunaście metrów wysokości. Mają krótkie stoki doprądowe, które są szersze i stromiej nachylone w stosunku do zaprądowych, które są długie i połogie. Drumliny zbudowane są głównie z osadów morenowych, w których znajdują się wkładki piasków i żwirów fluwioglacjalnych (Rys. 2). Powstają w stopie lądolodu, przez deformację powierzchniowej części osadów glacjalnych. Występują zwykle w uporządkowanych liniowo zespołach, liczących po kilkadziesiąt lub kilkaset form, które nazywane są polami drumlinowymi.

Morfologia moreny lądolodów zależy od przebiegu deglacjacji. Ze względu na zasięg strefy rozpadu lodowca                                                                                wydziela się deglacjację [8]:

W trakcie deglacjacji frontalnej (Rys. 3) strefa zaniku lodowca ograniczona jest tylko do wąskiej, obejmującej czoło strefy. Systematyczny zanik lodu i depozycja materiału klastycznego prowadzi do powstania pokrywy osadowej, której miąższość ma podobne wartości. Zdeponowana morena ma powierzchnię falistą, urzeźbioną płytkimi i łagodnymi deniwelacjami. Inny typ morfologii, powstaje podczas deglacjacji arealnej. Charakteryzuje ją występowanie szerokiej strefy zaniku lodowca, która obejmuje strefę czołową i jej zaplecze. W strefie zaniku pokrywa lodowa podlega rozpadowi na bloki lodowe, z których część zostaje przysypana moreną. Wytopienie pogrzebanych bloków‘z pokrywy osadowej następuje po deglacjacji. Jest związane z ruchami grawitacyjnymi, które kompensują ubytek lodu przez przemieszczenie materiału klastycznego w jego miejsce. W efekcie czego na powierzchni moreny, bezpośrednio nad miejscem po wytopionym bloku, powstaje kielichowate zagłębienie. W wielu takich obniżeniach rozwijają się jeziora oczkowe.


Glina lodowcowa

Gliny z odłożenia (gliny zwałowe) powstają przez depozycję materiału niesionego przez lodowiec. Głównie jest to materiał moren dennych, które są bogate we frakcje drobnookruchowe i przez to są spoiste. W ich obrębie występują ziarna różnych frakcji, z których część wykazuje dobre obtoczenie i urzeźbienie rysami.

Gliny ablacyjne powstają w strefach powierzchniowych lodowców. Są to osady, w mniejszym lub większym stopniu, przemyte przez wody ablacyjne i zubożone w materiał drobnookruchowy (Rys. 2). Mają strukturę masywną. W strefach intensywniejszego przemywania mogą występować słabo zaznaczone stratyfikacje oraz zgodne ukierunkowania ziaren. W takich glinach, zwykle spory udział ma materiał średnio- i grubookruchowy, w tym ostrokrawędziste ziarna.

Gliny spływowe (Rys. 2) powstają przez upłynnienie i przemieszczenie grawitacyjne występującego na lodowcu materiału. Są efektem spływów gruzowo-błotnych, które formują pokrywy lub potoki morenowe. Gliny spływowe powstają z fluidyzacji moren powierzchniowych lub moren bocznych. Przesączony wodą osad morenowy jest nazywany błotem morenowym [3]. Struktura takich glin jest masywna lub fluidalna. Struktury kierunkowe, o ile występują, są słabo czytelne. Zwykle zaznacza się w nich orientacja kierunkowa, polegająca                                                                                na zgodnym rozmieszczeniu większych ziaren. W obrębie glin spływowych częste są przeławicenia piaszczysto-żwirowe.

Zdeponowana glina zwałowa podlega spłukiwaniu przez opady atmosferyczne lub omywaniu przez wody ablacyjne. Wielokrotne przemywanie powoduje odprowadzenie materiału drobnoklastycznego z zewnętrznych części gliny i wykształcenie moreny przemytej. Intensywne przemywanie prowadzi do powstania bruku morenowego. Jest to pokrywa klastyczna, nadkładająca glinę zwałową, która zbudowana jest głównie z ziaren frakcji żwirowej.

Glina zwałowa, która przeszła proces diagenezy, w tym lityfikacji, nazywana jest tilitem [7], [4].

Cechą charakterystyczną gliny zwałowej jest występowanie w niej materiału grubookruchowego. Większa część tego materiału znajdowała się w transporcie lodowcowym i wykazuje różny stopień obróbki mechanicznej, w tym obtoczenia. Materiał klastyczny dostarczany jest do lodowca na całej jego długości. Rozmiar materiału grubookruchowego jest zróżnicowany i w jego obrębie występuje bardzo duży rozrzut wielkości ziarna. Dla charakterystyki materiału grubookruchowego, który został przetransportowany w lodowcu na znaczne odległości i został złożony na obszarze o innej budowie geologicznej, używa się nazwy głazy narzutowe (eratyki) (Rys. 3), [3], [5]. Formowane są one zwykle ze skał masywnych i odpornych na niszczenie mechaniczne. Zaawansowana obróbka [8], [5], która odbywa się podczas długiego transportu eratyków sprawia, że są one dobrze i bardzo dobrze obtoczone, a na ich powierzchniach występują wygłady powierzchniowe oraz urzeźbienie rysami i zadziorami lodowcowymi. Głazy narzutowe są związane głównie z lodowcami kontynentalnymi, rzadziej występują w lodowcach górskich.

W lodowcach kontynentalnych, oprócz dużych eratyków mogą występować kry glacjalne (porwaki lodowcowe) (Rys. 4,  Rys. 5). Są to rozległe kompleksy słaboskonsolidowanych skał osadowych (sypkich i spoistych), które podczas transgresji zostały wyrwane z podłoża i w masie lodu zostały przeniesione na znacznie odległości. Przemieszczone zostały w formie jednego pakietu, w którym nie doszło istotnego naruszenia struktur wewnętrznych. Ich transport odbywał się w pozycji horyzontalnej. Kry glacjalne mają formę wielkich płyt zbudowanych ze skał osadowych, których powierzchnia obejmuje kilkanaście lub kilkadziesiąt km\(^2\). Podczas deglacjacji pakiety te zostały złożone w obrębie moreny i mają mniej więcej poziome zaleganie. Są typem materiału egzotycznego, gdyż ich litologia nie nawiązuje do budowy podłoża podmorenowego.


Wody glacjalne

W lodowcach funkcjonują systemy fluwialne, na które składają się:

Nadrzędną rolą systemu fluwialnego jest odprowadzenie wód z lodowca. System ten ma strukturę warstwową. Poszczególne jego elementy znajdują się na różnych poziomach lodowca i pozostają we wzajemnej komunikacji [1], [2], [4]. Ze względu na położenie w obrębie lodowca wody fluwioglacjalne dzielone są na :

Wody supraglacjalne (powierzchniowe, nalodowcowe) występują na powierzchni lodowca (Rys. 1, Rys. 2). Spływają one grawitacyjnie w obrębie koryt, mających charakter rynien lodowych. Koryta te cechuje słaba krętość oraz nieduża, liczona w decymetrach lub metrach, szerokość. Mają one różne położenie. Zwykle występują w obniżeniach znajdujących się wzdłuż brzegu jęzorów lodowcowych, przy kontakcie lodowca z doliną. Przepływające nimi wody przemywają moreny boczne. Koryta supraglacjalne zlokalizowane są również w położeniach bardziej centralnych. Zwykle charakteryzuje je brak lub niewielka ilość aluwiów. Wody supraglacjalne płyną z dużą prędkością, gdyż podłoże lodowe stawia niewielki opór. Podczas zaawansowanej ablacji może dochodzić do zmywu powierzchniowego, który obejmuje znaczne powierzchnie jęzora.

Wody inglacjalne (wewnątrzlodowcowe) znajdują się wewnątrz lodowca i przemieszczają się wzdłuż kanałów inglacjalnych (Rys. 2, Rys. 3). Kanały te są prostolinijnymi lub słabokrętymi, a w przekroju poprzecznym okrągłymi lub owalnymi, tunelami przebiegającymi wzdłuż jęzorów i lobów lodowcowych. Występują na jednym lub na kilku poziomach w lodowcu.

Wody subglacjalne (podlodowcowe) są wodami strefy stopy lodowca (Rys. 2, Rys. 3). Tworzą one cienką warstwę przepływającą pod lodowcem lub formują zwarty strumień, który przemieszcza się kanałami subglacjalnymi. Kanały te są podobne w wykształceniu do kanałów inglacjalnych, różni je występowanie niewyrównanego profilu podłużnego. Kanały subglacjalne znajdują się zwykle na granicy lodu i podłoża, ale mogą ulegać migracji ku górze i przebiegać w dolnej części lodowca lub ku dołowi i drążyć w podłożu.

Wody lodowcowe spływają głównie pod działaniem grawitacji. W systemie fluwioglacjalnym lodowca wody poziomów wyżejległych zasilają wody poziomów niżejległych. Poziomy te połączone są krótkimi i stromo nachylonymi kanałami, które zwykle powstają wzdłuż spękań szczelinowych [2], [5]. Pionowe kanały, którymi odbywa się zrzut wody, noszą nazwę studni lodowych (młynów lodowcowych) (Rys. 3). U ich podstawy wykształcają się misy eworsyjne. Wody wypełniające kanały in- i subglacjalne mogą znaleźć się w warunkach ciśnień hydrostatycznych i ich ruch będzie zależał od układu tych ciśnień. W takim reżimie może dochodzić do przepływów wód ku górze i zasilania wyżej ległych elementów systemu fluwialnego.

Wody fluwioglacjalne są odprowadzane do strefy czoła lodowca i odpływają na jego przedpole. Wody mogą odpływać z różnych poziomów lodowca, ale z reguły spora ich część odprowadzana jest kanałem subglacjalnym, którego wylot nazywa się bramą lodową (Rys. 3, Rys. 4), [5], [4]. Na przedpolu następuje przekształcenie wód w wody proglacjlane (przedlodowcowe).

Wody proglacjalne gromadzą się w zagłębieniach przed czołem lodowca, tworząc jeziora proglacjalne (zob. Zbiorniki i osady limnoglacjalne) lub odpływają rzekami proglacjalnymi (Rys. 5). Górne części rzek proglacjalnych mają rozwój roztokowy (zob.  Osady fluwioglacjalne). Po przekroczeniu bramy lodowej zmienia się reżim ich przepływu i spływ jednokorytowy zostaje przekształcony na wielokorytowy. Ostatecznie wody odprowadzane z różnych części dużego lodowca lub sąsiednich lodowców łączą się w jeden duży ciek, który dalej transportuje wody jako rzeka proglacjalna.

Wody systemu glacjalnego lodowca obejmują też wody stojące, które zostały czasowo zatrzymane w zagłębieniach występujących na lub w obrębie lodowca. W zależności od położenia zwane są jeziorami supra- , in- lub subglacjalnymi. Zbiorniki supraglacjalne są efemeryczne i pojawiają się w okresach intensywnego topienia lodu.


Erozja fluwioglacjalna

Efektem działalności erozyjnej jest uformowanie i ustabilizowanie strefy spływu. Formy erozyjne, które powstają w lodzie są efemeryczne, ale mają istotne znaczenie dla funkcjonowania lodowca. Powodują osłabienie jego zwartej struktury, a odbywający się w nich burzliwy przepływ, generuje, kumulujące się w lodzie, naprężenia. Nadmierny rozrost form wewnątrzlodowych prowadzi do destabilizacji i inicjuje ich kolapsy. Przepływ wód supraglacjalnych wiąże się z powstaniem koryt o charakterze rynien, a przepływ inglacjalny z wykształceniem kanałów. Zasadniczą rolę w kształtowaniu stref przepływu odgrywa erozja wgłębna oraz erozja wsteczna, która najlepiej jest widoczna w strefach krawędziowych studni lodowych. Morfotwórcze znaczenie ma erozja fluwioglacjalna, która odbywa się w podłożu lodowca i prowadzi do wytworzenia kanałów subglacjalnych. Kanały te charakteryzuje prostolinijny lub słabo kręty przebieg oraz obecność niewyrównanej, migrującej w pionie strefy dennej. Zachowaniu podlegają tylko wypreparowane w podłożu części kanałów o charakterze rynien subglacjalnych (rynien podlodowcowych) [7], [8], [3], [4]. Po deglacjacji, w dużych rynnach (np. lodowców kontynentalnych), powstają ciągi długich jezior. Mniejszymi formami erozyjnymi są garnce podlodowcowe (marmity). Powstają podczas eworsji (zob.  Erozja rzeczna i jej rodzaje) [9], [10]. Mają formę cylindrów lub lejów, o wygładzonych, pionowych lub prawie pionowych ścianach (Rys. 1). Garnce powstałe w skałach spoistych są szersze i głębsze oraz mają łagodniej nachylone brzegi. Garnce tworzą się powszechnie u podnóża młynów lodowcowych (nazwa młyn nawiązuje do rotacyjnego ruchu wody w misie eworsyjnej) lub w zagłębieniach rynien.

Działalność niszcząca wód proglacjalnych zaznacza się dopiero poza obszarem stożka sandrowego. Wypływające spod lodowca wody subglacjalne, najpierw prowadzą sedymentację, więc akumulują i wytwarzają sandry. Dopiero po zrzuceniu większości materiału, wzmacnia się ich przepływ i zaznacza się ich wyraźny wpływ erozyjny. Powstają doliny proglacjalne, które są efektem skoncentrowanego odpływu wód. Przecinają one wały moren czołowych, w miejscach nazywanych bramami morenowymi.

Szczególną formą erozji proglacjalnej są pradoliny [9], [7], [3]. Są to szerokie i głębokie formy, które zostały wypreparowane w podłożu przez skoncentrowany i burzliwy spływ ogromnych rzek proglacjalnych. Na terenie Europy pradoliny tworzyły się w plejstocenie i miały szerokości od kilku do kilkudziesięciu kilometrów. Powstawały w okresie deglacjacji lądolodu przez działalność erozyjną rozległych rzek, które zbierały i odprowadzały wody roztopowe z regionu. W wyniku masowego przepływu wyerodowane zostały głębokie doliny o typie słabo meandrujących koryt erozyjnych. Typową cechą pradolin jest występowanie nieurzeźbionych terasami, stromo nachylonych zboczy. Obecnie w dużej części pradoliny wypełnione są przez osady fluwioglacjalne.