10. Kryogenní procesy a jejich význam pro vývoj reliéfu

Kryogenní pochody jsou typem geomorfologických pochodů, který je podmíněn fázovými přechody vody z plynného a kapalného skupenství ve skupenství pevné a existencí vody ve formě ledu. Jsou příznačné pro kryosféru. Termínem kryosféra označujeme část krajinné sféry, jejíž teplota je po více než 2 roky stále pod bodem mrazu. Jsou to oblasti ve vyšších šířkách, hornatinách a velehornatinách s negativní tepelnou bilancí. Pro kryosféru je příznačný výskyt vody v pevné fázi, tj. ve formě sněhu, povrchového i podzemního ledu.

Při kondenzaci ovzdušné vlhkosti (vodní páry) při teplotě kolem 0 °C nebo častěji při nižších teplotách začínají vznikat ledové krystaly a obvykle se spojují ve sněhové vločky. Začáteční krystalizace obvykle vyžaduje určitou formu kondenzačního jádra. Sněhové krystaly se rovněž mohou tvořit i přímo z vodní páry, zpočátku na sublimačním jádře. Sníh tak vzniká v oblacích bud' zmrzáním tekutých kapek, nebo kondenzací aerosolových částic. V druhém případě probíhá kondenzace bud' ve formě tekutého filmu na ledovém jádře a postupně zmrzá, anebo přímo sublimací vodní páry v aerosol bez přítomnosti tekuté fáze. Sněhové krystaly mají velmi rozdílný tvar.

Rozměry jednotlivých krystalů sněhových srážek závisejí na teplotě. Zpravidla se sněhové krystaly o velikosti řádově asi 0,1 mm ve svrchních vrstvách troposféry spojují během pádu ve volně agregované hvězdice zlámaných a neúplných krystalů. Ty mohou při pádu za jistých podmínek dosáhnout velikosti sněhových vloček o průměru 2 cm, za mimořádných podmínek v klidném vzduchu až 5 cm.

Ihned po uložení na povrchu terénu začíná zpevňování (diageneze) sněhu. Čerstvě napadaný sníh má objemovou hmotnost 0,01-0,05 g. cm^-3. Postupně však sněhové krystaly sněhové pokrývky mění svůj tvar a navzájem se spojují. Původní krystaly rozdílného tvaru se mění v kulovité tvary (prachový sníh). V dalším vývoji se vytvářejí spoje mezi kulovitými částicemi. Jestliže teplota stoupne nad bod mrazu, vstupuje do systému tavná voda a její opětné zmrznutí vede ke značnému zvětšení krystalů sněhu a přeměně ve firn. V konečném stadiu rovnováhy je pak ulehlý sníh tvořen velkými jednoduchými ledovými krystaly.

Jako sněhovou čáru označujeme hranici, která omezuje plochu zemského povrchu se souvislou sněhovou pokrývkou. Výška sněhové čáry je určena klimatickými podmínkami, zejména negativní tepelnou bilancí i množstvím srážek, zejména pevných. Rozlišujeme:

    a) čáru věčného sněhu, nad níž sníh nikdy zcela neroztává,

    b) dočasnou sněhovou čáru u dočasné sněhové pokrývky.

Přesné vymezení sněhové čáry se však setkává s obtížemi, které jsou dány především expozičně odlišnými mezoklimatickými podmínkami. V některých pohořích (např. jižní Himálaj) je sněhová čára dokonce přerušena ledovcem, který sestupuje k lesní hranici. Po roztátí většiny sněhového pokryvu zůstává část sněhu ležet v podobě tzv. sněžníků. Podle doby trvání rozlišujeme sezónní sněžníky, roztávající ve vrcholném nebo pozdním létě, a trvalé sněžníky, které přetrvávají 2 i více let a výjimečně roztávají za mimořádně teplých let. Podle polohy a tvaru rozlišujeme:

    a) oválné sněžníky,

    b) protáhlé sněžníky táhnoucí se zhruba ve směru vrstevnic,

    c) příčné sněžníky, které probíhají ve směru spádnic a většinou vyplňují svahové úpady nebo strže.

Nivace

Nivace je termín pro označení destrukční a konstrukční činnosti sněhu, zejména sněžníků. Sněžníky jsou schopny působit na své okolí vlivem kombinace mrazového zvětrávání, supraniválních pochodů a tavných vod. Supranivální pochody jsou procesy, které probíhají na povrchu sněžníků. Vátý sníh má při teplotě -45 °C tvrdost krystalů rovnou 6. stupni (tj. písku složenému z živcových zrn) a může abradovat výchozy hornin (např. pískovců ).

Měření na sněžnících pak ukázala, že firn ve sněžnících vyvolává při svém pohybu značný tlak na podloží, který vede k obrušování podloží a odlamování úlomků hornin. V okolí sněžníků je vlhkost půdy vždy větší i v období, kdy ostatní území je již vyschlé a intenzita kryogenních pochodů poklesá. V okolí sněžníku je počet cyklů tání a zmrzání vždy větší než v sušším okolí. V případě, že sněžník spočívá na skalním podloží, tavná voda proniká do puklin a vyvolává fyzikální (mechanické) zvětrávání. V sypkém materiálu vede tento proces ke zjemňování zemin. Jemný materiál je vynášen tavnými vodami do předpolí sněžníku, kde pak vede ke vzniku soliflukce. Pod sněžníkem může tavná voda rovněž téci v tunelech a při vyústění vytvářet drobné náplavové kužele. Po povrchu sněžníku je materiál transportován supraniválními pochody. Často se přenášený materiál hromadí u čela sněžníku v podobě nivačního valu. Výsledkem nivačních procesů u oválných sněžníků jsou nivační deprese karovitého tvaru, které jsou otevřené směrem po svahu a proti svahu jsou omezené příkřejším stupněm pokrytým sutí (mrazový sráz) anebo tvořeným skalním podložím (mrazový srub). U protáhlých sněžníků vznikají na svazích stupně (nivační lišty), které mohou být základem kryoplanačních teras.

Vzhledem k větší vlhkosti bývá rovněž v okolí sněžníků bohatší vegetace. Sníh však v chladných oblastech často zaplňuje i strže a malá údolí. Pomalé tání sněhu ve stržích prodlužuje činnost fluviálních procesů. V horských oblastech s příkrými svahy jsou důležitým činitelem sněhové laviny. Mohou být složeny buď pouze ze sněhu, anebo ze sněhu smíšeného s dalším materiálem (úlomky hornin, vegetace apod.). V případě, že laviny zasahují až do lesní zóny, působí často rozsáhlou devastaci. U lavin rozlišujeme odlučnou oblast, lavinovou rýhu a akumulační kužel.

10.1 Ledovcové - glaciální pochody a tvary jimi vznikající

Ledovce

V oblastech s negativní tepelnou bilancí část sněhu přes léto neroztává a mění se ve firn s objemovou hmotností až 0,55 g . cm^-3. V příštích zimách se vlivem nadložního sněhu hmotnost firnu zvětšuje a zhruba při objemové hmotnosti 0,84 g . cm^-3 se firn mění v led. Mocnost nadložního sněhu, nutná pro tuto proměnu, je různá, ale většinou se tyto hodnoty se pohybují mezi 35-75 m.

Ledovec je tedy tvořen především krystaly ledu, které vznikají bud' z firnu, nebo přímo z vody mrznoucí v led na povrchu ledovce. Vodní pára, která mrzne na styku s povrchem ledovce, tvoří řadu typů krystalů ledu. Největší význam z nich mají krystaly tzv. lemového ledu, který vzniká v případě, že přechlazené vodní kapky narážejí na ledovec a mrznou při dopadu. Lemový led je bělavý vlivem značného obsahu vzduchových bublin a odlišuje se od základní hmoty ledovce. Vedle krystalů ledu o průměrné objemové hmotnosti 0,9 g . cm^-3 obsahuje ledovec další složky, zejména vzduch, vodu a úlomky hornin. V rozmezí tlaků a teplot obvyklých v ledovci led krystalizuje v šesterečné soustavě. Významné jsou dvě skutečnosti:

- Ledové krystaly jsou měkké a snadno se usmykují podle ploch rovnoběžných s bazální plochou krystalu, především tato vlastnost krystalů ledu dovoluje deformace ledovce vlivem jeho vlastní hmotnosti a pohyb ledovce.

- Hustota ledu je menší než hustota vody v tekutém stavu; znamená to, že voda v tekutém stavu může existovat na bázi ledovce a v jistých situacích dokonce ledovec může plavat na této vodě.

Ledovec je poměrně homogenní, nepropustné a přitom plastické těleso. Chování ledovce úzce závisí na jeho teplotě. Teplota ledovce je ovlivňována třemi zdroji tepla, a to za prvé teplem přicházejícím do ledovce prostřednictvím jeho povrchu, za druhé teplem přicházejícím do něho jeho bází (geotermální tok tepla) a za třetí teplem vznikajícím vnitřním třením v ledovci za pohybu. V závislosti na těchto zdrojích tepla vznikají dva typy ledu, a to chladný a teplý led. Teplota chladného ledu leží níže, než je tlakový tavný bod ledovce, zatímco teplota teplého ledu je blízko tomuto bodu a ledovec obsahuje vodu v tekutém stavu, Termín tlakový tavný bod používáme proto, že teplota, při které voda mrzne, se snižuje působením dodatečného tlaku, a to zhruba o 1 °C při vzrůstu tlaku o 140 kP.

V důsledku napětí vznikajícího v jeho ledu působením tíhové síly se ledovec pohybuje ve směru sklonu terénu. Libovolný bod v ledovci je vystaven jednoosému tlakovému napětí jako výslednici hmotnosti nadložního ledu. U tohoto napětí můžeme předpokládat dvě složky, a to hydrostatický tlak a smykové napětí. Hydrostatický tlak, který je u libovolného bodu stejný ve všech směrech, je závislý na hmotnosti nadložního ledu. Smykové napětí, které vyvolává usmýknutí částic, je závislé na hmotnosti nadložního ledu a na sklonu báze ledovce. Důležité je, že smykové napětí je proměnlivé v závislosti na mocnosti ledovce a dosahuje vysokých hodnot u mocných ledovců nebo u ledovců se značně skloněným povrchem báze. Proto je deformace ledovce závislá na smykovém napětí vyvolaném kombinací sklonu báze ledovce a jeho mocností.

Obr. 10.5 Model vysokohorského ledovce a základní terminologie glacigenních jevů.

Vnitřní deformaci ledu v závislosti na napětí nazýváme ledovcový kríp. K většině deformací v ledovci dochází na jeho bázi, kde je napětí nejvyšší. Pohyb svrchních vrstev ledu je většinou výsledek pohybu v dolních částech ledovce. Tato skutečnost je nejvíce patrná u teplých ledovců, které se pohybují rychleji než chladné ledovce. Tento fakt vysvětluje i mechanismus negativní zpětné vazby, kterou ledovec může regulovat objem svého ledu. Např. vzrůst mocnosti ledovce o několik procent, k němuž může dojít u údolních ledovců v zimě nebo u velkých ledovců po několika letech zhoršení podnebí, zvětší bazální smykového napětí a vede ke vzrůstu rychlosti pohybu ledovce o 15-20 %. Zvětšením rychlosti pohybu ledovce se odbourá nadbytečný led a ledovec se vrací k původnímu, víceméně rovnovážnému stavu. Naopak zmenšení mocnosti vlivem nadbytečného tání zmenšuje rychlost pohybu ledovce.

Za jistých podmínek se ledovcový kríp nemůže dostatečně rychle přizpůsobit vzrůstu napětí v ledu. Důsledkem toho je vznik trhlin v ledu, podle nichž dochází k pohybu jednotlivých bloků ledu omezených trhlinami. Ve svrchní části ledovce se pak objevují otevřené, zející trhliny. Rozlišujeme okrajové trhliny na bocích ledovce, příčné konvexně prohnuté trhliny ve střední části ledovce, podélné trhliny, probíhající pod úhlem 45° k okrajům a radiální trhliny. Trhliny existují mezi ledovcem a skalní stěnou omezující ledovec. Tyto trhliny, mající značný význam pro vývoj karů a trogů (viz dále), se označují německým názvem bergschrund. V těchto mezerách vzniká svérázné mikroklima, podporující mrazové zvětrávání stěn. Střihové trhliny se vyskytují v místech přesmyků podél smykových ploch nebo zlomů v ledovci.

Deformaci ledovce na jeho bázi označujeme jako bazální klouzání. Bazální klouzání ledovce se skládá z několika složek, a to

- ze zvýšeného ledovcového krípu, ke kterému dochází ve spodní části ledovce a může se vyskytovat v ledu o libovolné teplotě, i když přirozeně je efektivnější při vyšších teplotách ledu,

- tání ledu vlivem překročení tlakového tavného bodu,

- klouzání po vrstvě vody.
K tání ledu vlivem tlaku a ke klouzání na vrstvě vody může docházet přirozeně jen v případě, kdy led je na tlakovém tavném bodu nebo blízko tomuto bodu. Znamená to, že pouze teplé ledovce (tzv. ledovce s teplou bází) se mohou pohybovat po hranici led - horninové podloží. Chladné ledovce (tzv. ledovce s chladnou bází) se nemohou pohybovat po hranici led - horninové podloží, a to ze dvou důvodů. Za prvé proto, že tření na hranici led - horninové podloží je větší než tření uvnitř ledovce; proto ke smyku a pohybu dochází po diskontinuitách uvnitř ledovce v určité výši nad jeho bází. Za druhé proto, že neexistuje mechanismus umožňující ledovci vyhnout se i malým nerovnostem na povrchu horninového podloží ledovce. Tato skutečnost má značný geomorfologický význam.

Podobně jako u vodních toků je i u ledovců rychlost jejich pohybu největší ve středu a nejmenší na bocích a na bázi. Ledovce jako otevřené geosystémy mají vstup a výstup. Vztah mezi vstupem a výstupem ledu, firnu a sněhu je označován jako bilance ledovce a je zpravidla vyjadřován ve vodním ekvivalentu (tj. v množství vody vznikající táním). Vstup označujeme jako akumulaci, tj. všechny pochody, které jsou spojeny s přírůstkem sněhu, firnu nebo ledu v ledovci. výstup označujeme jako ablaci, tj. všechny pochody spojené se ztrátou hmoty v ledovci. Čára oddělující na ledovci zónu akumulace od zóny ablace je označována jako čára rovnováhy (obr. 10.8).
Z geomorfologického hlediska můžeme rozlišit četné typy ledovců:

1. svahové ledovce, které vznikají v mělkých depresích nebo na strukturních stupních na příkrých svazích a vyvinuly se ze sněžníku v nivačních depresích anebo na nivačních lištách;

2. karové ledovce, které vznikají v karech; jako kary označujeme oválné deprese otevřené jedním směrem, které se skládají

        a) z příkré, často svislé stěny karu,

        b) konkávního dna karu,

        c) stupně při úpatí karu na otevřené straně. Kary často vznikají jako nivační deprese a nivace je jedním z hlavních modelačních pochodů v jejich dalším vývoji; rozměry karů kolísají od několika metrů do několika kilometrů;

3. údolní ledovce alpského typu - vznikají v případě, že zvětšením karového ledovce vznikne ledovcový splaz, který splývá přes stupeň při ústí karu do údolí; rozměr údolního ledovce může kolísat v značném rozmezí od několika stovek metrů až do desítky kilometrů;

4. údolní ledovce splazového typu - jsou podobné údolním ledovcům alpského typu, nejsou však živeny karovými ledovci, nýbrž ledovcovými čapkami na rozvodích;

5. horské ledovcové čapky - ledovce pokrývající plošně vrcholy nebo náhorní plošiny a splývající po svazích ledovcovými splazy nebo údolními ledovci splazového typu;

6. radiální ledovce - vznikají v místech, kde vlivem geomorfologických poměrů (malá plocha) nejsou podmínky pro vznik ledovcové čapky a kde se od centrálního místa radiálně rozbíhají jednotlivé splazy;

7. úpatní ledovce - vznikají v místech, kde údolní ledovce vystupují z hor a splývají v ledovcový piedmont (ledovcový lem);

8. plovoucí ledovcové splazy - vznikají v místech, kde ledovce dosahují moře;

9. nížinné ledovcové čapky, které se vyskytují v nížinách arktických oblastí;

10. ledovcové štíty, které jsou obrovskými ledovcovými masami v Grónsku a Arktidě; měly značně větší rozšíření v pleistocénu.
 

Ledovce působí na své okolí, a to klimaticky a geomorfologicky. Klimatické působení spočívá v tom, že se kolem ledovce vytváří periglaciální zóna, která se vyznačuje svéráznými vlastnostmi. Geomorfologické působení ledovce na okolí závisí na stavu ledovce a poloze izotermy 0 °C. U chladných ledovců, u nichž izoterma 0 °C leží v horninách podloží ledovce a ledovec pak spočívá na permafrostu, dochází k pohybu ledovce nad jeho bází na hranici mezi čistým ledem a bazální vrstvou s úlomky hornin. V takovém případě má ledovec tzv. suchou bázi a nevytváří svérázné glaciální tvary. U teplých ledovců, u nichž izoterma 0 °C leží při bázi ledovce a podloží ledovce není zmrzlé (tzv. vlhká báze), působí ledovec na své okolí, a to několika způsoby:

a) Ledovcovou (glaciální) erozí, tj. modifikace prostoru v podloží ledovce vlivem jeho pohybu. Glaciální eroze spočívá v ledovcové abrazi a v procesu zvaném ledovcové tříštění. Ledovcová abraze je fyzikální pochod broušení, vymílání, drhnutí a drobení horninového podloží ledovce vlivem působení úlomků skalních hornin unášených ve spodní části ledovce. Ledovcovou abrazi ovlivňuje:

    - množství úlomků skalních hornin v bazální části ledovce, čistý led nemůže obrušovat skalní horniny,

    - rychlost pohybu ledovce na jeho bázi,

    - rychlost odstraňování drobných (až mikroskopických) částic vznikajících abrazí a neustálé exponování podloží ledovce,

    - mocnost ledovce, protože na ní závisí tlak vyvolávaný ledem na unášené úlomky skalních hornin ve spodní části ledovce,

    - přítomnost vrstvy vody na bázi ledovce, protože tato vrstva zmenšuje tlak na bázi,

    - geomorfologická hodnota hornin, tj. typ hornin v podloží ledovce, jejich rozpukání, úložné poměry ap.; významný je rozdíl v tvrdosti úlomků unášených ledovcem a hornin podloží,

    - vlastnosti koryta ledovce, jeho příčný profil, drsnost, sklon ap.

Ledovcové tříštěni je pak mechanický proces rozvolňování hornin podloží ledovce vlivem vsakování vody do puklin v podloží ledovce a v opětném zamrzání vody. Pohyb ledovce vytváří na povrchu ledovcové ohlazy. Materiál unášený ledovcem vytváří na ohlazeném povrchu ledovcové rýhy různých rozměrů. výstupy skalních hornin jsou přemodelovány v oválné pahorky s nesouměrným podélným profilem (mírný svah proti směru pohybu ledovce), které jsou nazývány obliky. Nezřídka vytvářejí oblikovou krajinu, skládají se z velkého počtu obliků. V sypkém materiálu základní morény vznikají podobné tvary, nazývané drumliny. Ledovcová eroze rovněž vytváří rozsáhlé erozní sníženiny pánvovitého tvaru. V horských oblastech modelují ledovce kary vytvořené nivací. Pod stupněm karu vytvářejí údolní ledovce ledovcová údolí (trogy) s příznačným příčným profilem ve tvaru písmene U. Ve dně trogů bývají stupně. Plošší úseky mezi stupni mívají přehloubený tvar pánví. Boční údolí jsou zpravidla visutá a ústí do trogů vodopády. Rozvodí mezi kary a trogy bývají často ostrá, se skalními tvary (věžemi, hřebeny ap.).

b) Ledovcovým transportem. Ledovce transportují značné množství materiálu. Na rozdíl od vodních toků ledovce unášejí materiál nejen na dně, ale i na bocích a dokonce na svém povrchu. Ledovec může unášet i značně velké bloky skalních hornin. Unášený materiál je netříděný a ledovec nese vedle sebe prach, písek i úlomky hornin. Nejvíce materiálu přirozeně unáší na bocích a na bázi, kde se ledovec dostává do styku s horninami podloží. Na povrch ledovce se materiál dostává lavinami, řícením ap. Většina unášených částic je nezvětralá, čerstvá. Úlomky skalních hornin mají ostré hrany. Materiál unášený teplým ledovcem je pak na bázi a na bocích při pohybu ledu po horninovém podloží obrušován. Na úlomcích jsou typické rýhy. Materiál unášený ledovcem je pak uvolňován při tání ledovce.

c) Ledovcovou akumulací; materiál unášený ledovcem bývá označován jako morénový materiál (též till) a je netříděný a nevrstvený; rozlišujeme tyto tvary tvořené tillem:

    - čelní morény. které vznikají jako valy před čelem ledovce, zejména v období stabilizace,

    - boční morény po bocích ledovce,

    - vnitřní morény v ledovci,

    - střední morény při styku dvou ledovců,

    - spodní morény pod ledovcem,

    - svrchní morény na ledovci, zejména tzv. ablační morény na ledovci v zóně ablace.

Před čelem ledovce se pak rozkládá rozsáhlá zóna eroze a akumulace vlivem tavných vod vytékajících z ledovce - fluvioglaciální akumulace. Nejčastější jsou rozsáhlé kuželovité akumulace, zvané sandry.

V zóně kontaktu fluvioglaciální zóny a ledovce vznikají

    - eskery - výplně tunelů v kontaktní zóně ledovce, tvořené tříděným fluvioglaciálním materiálem,

    - kamy - výplně puklin v kontaktní zóně ledovce; kamovými terasami nazýváme výplně okrajových mezer mezi ledovcem a stěnou údolí nebo boční morénou.

Obr. 10. 13 Visutá ledovcová údolí (srovnej s obr. 10.5) jsou důsledkem pomalejší eroze bočních ledovců vůči hlavnímu ledovci. http://www.uwsp.edu/geo/faculty/ritter/glossary/

Obr. 10. 14 Modelové zobrazení některých důležitých morfologických tvarů periglaciální zóny a oblastí po ústupu ledovce. Podle Presse & Sievera, 1998

Současné ledovce zabírají plochu zhruba 14,9 miliónů km² (asi 10% plochy pevnin). Z této plochy připadá zhruba 12,5 miliónů km² na antarktický ledovcový štít a 1,7 miliónů km² na grónský ledovcový štít. Zbytek tvoří horské ledovce. V minulosti (zejména v chladných obdobích pleistocénu) zabíraly ledovce značně větší plochy. Ledovce v Antarktidě existovaly již před 20 milióny let a i grónský ledovcový štít vznikal již v pliocénu. V mindelu a rissu zasáhl pevninský ledovec ze Skandinávie až na naše státní území.

Obr. 10. 16 Morfologie krajiny pod přímým vlivem na periferii kontinentálního ledovce - jižní část Grónska. Satelitní snímek Landsat-7 v perspektivním 3D pohledu v aplikaci NASA WorldWind. http://worldwind.arc.nasa.gov

Dlouhodobě zmrzlá půda  - permafrost

jsou horniny a zeminy zemské kůry, jejichž teplota je více než dva roky pod bodem mrazu. Permafrost vzniká v oblastech pevnin, kde teplota v zimních měsících klesá pod bod mrazu a zmrzlá půda v létě zcela neroztává. Jsou to polární a velehorské oblasti, které mají tzv. zápornou tepelnou bilanci. Znamená to, že v těchto územích je z povrchu půdy vyzařováno více tepla, než půda dostává slunečním zářením a z nitra Země. Permafrost je tedy definován výhradně na základě teploty.

V některých oblastech nacházíme suchý permafrost, tj. zmrzlé horniny a zeminy bez vody. Ve většině hornin a zemin je však přítomna voda, která při ochlazení půdy zcela nebo z větší části přechází v pevné skupenství a mění se v podzemní led. Zamrzání vody v horninách a zeminách podstatně mění jejich fyzikálně mechanické, filtrační, tepelné a jiné vlastnosti. Sypké zeminy zpevněné ledem se mění v pevné s vlastnostmi podobnými skalním horninám. V některých případech však můžeme mít permafrost s vodou v kapalném skupenství. Je to závislé na obsahu solí ve vodě nebo na snížení bodu mrazu vlivem kapilárních sil. Např. na šelfu Severního ledového oceánu máme horniny a zeminy s teplotou nižší než 00 C, v nichž voda s vysokým obsahem solí je v kapalném skupenství.
V oblastech s negativní tepelnou bilancí se mocnost permafrostu každoročně zvětšuje, až dosáhne určité hranice. Mocnost zmrzlé vrstvy závisí na průměrné roční teplotě a geotermickém gradientu. Je známo, že směrem do hloubky se v průměru každých 30-60 m zvyšuje teplota o 10 C. Permafrost přestane přirůstat v okamžiku, kdy dojde k rovnováze mezi množstvím tepla přicházejícího do hornin a zemin zemské kůry z nitra Země a množstvím tepla vyzařovaného z povrchu půdy do atmosféry. Na Sibiři, kde mocnost permafrostu často dosahuje několika stovek metrů, trvalo dosažení takové rovnováhy tisíce let.

V létě roztává horní vrstva permafrostu. Vrstvu, která v létě roztaje a v zimě znovu zmrzne, nazýváme činnou vrstvou. Mocnost činné vrstvy je různá. V rašeliništích je mocná pouze 10-20 cm, pod tundrou 30-50 cm a v suchých štěrcích 2-3 m, výjimečně až 10 m. Teplo z povrchu proniká i hlouběji do permafrostu, a to do hloubky až 15 m pod povrchem terénu. Do této hloubky se v létě teplota permafrostu může mírně měnit, i když stále zůstává pod bodem mrazu. V hloubce asi 15 m má permafrost nejnižší teplotu, která je blízká průměrné roční teplotě na povrchu půdy a během roku se nemění. Je to tedy vrstva stálé roční teploty s nulovou amplitudou teplot. Nejnižší teploty v této vrstvě permafrostu byly naměřeny na severním pobřeží Aljašky (-10° C) a v severovýchodní Sibiři na pobřeží Severního ledového oceánu (-13° C). Směrem do hloubky pod vrstvou stálé roční teploty pak pozorujeme vzestup teploty permafrostu vlivem tepla postupujícího z nitra Země.

Permafrost je dynamický systém, který je spjat s ostatními složkami krajinné sféry a který reaguje na změny v ní probíhající. Na změny podnebí nebo vegetačního krytu reaguje permafrost degradací, tj. zmenšováním své mocnosti, nebo naopak agradací, tj. zvětšováním mocnosti.

Dlouhodobě zmrzlá půda je na naší planetě značně rozšířená a zabírá asi 22% plochy pevnin na severní polokouli a 27% na jižní polokouli. Na celé planetě je to 24% plochy pevnin, z toho na velehorské oblasti připadají asi 2 %. Permafrost se však vyskytuje i na šelfech severních moří. Na severní polokouli tvoří dlouhodobě zmrzlá půda zhruba 3 rovnoběžná pásma. Severní pásmo je pásmo souvislého výskytu permafrostu. V tomto pásmu leží místa s největšími mocnostmi permafrostu. V severní Aljašce dosahuje permafrost mocnosti 650 m. Největší mocnosti se vyskytují na Sibiři, kde byly zjištěny mocnosti 1 500. Střední pásmo dlouhodobě zmrzlé půdy je přerušované. Pod velkými řekami a jezery se nacházejí zeminy a horniny s teplotami vyššími než 0°C (tzv. taliky). Jižní pásmo pak má jen ostrovy dlouhodobě zmrzlé půdy.

Jako činnou vrstvu označujeme povrchovou vrstvu zmrzlé půdy, kde v průběhu roku dochází nejméně jedenkrát k vzestupu teploty nad 0 °C, a proto i k fázovým přeměnám vody. Mocnost činné vrstvy závisí na celkových klimatických poměrech, zejména na geografické šířce a nadmořské výšce, dále na místních geologických, geomorfologických, půdních a biogeografických poměrech. V hrubých rysech se mocnost činné vrstvy pohybuje mezi několika centimetry až 10 m. V činné vrstvě intenzívně působí kryogenní pochody, tj. procesy související s fázovými změnami při zmrzání a tání hornin.

V dlouhodobě zmrzlé půdě se vyskytují polohy s teplotou po více než 2 roky pozitivní, které nazýváme taliky. V sedimentech jsou často nasyceny vodou. Rozlišujeme:

    a) uzavřený talik - poloha zdola a na bocích uzavřená permafrostem, a otevřená nahoře směrem k činné vrstvě,

    b) otevřený talik, který sahá od činné vrstvy až k podloží permafrostu,

    c) vnitřní talik, který je celý obklopen permafrostem.

10.1.1 Kryogenní tvary

Kryogenní pochody vytvářejí charakteristické povrchové tvary. Zejména výrazné tvary vznikají v oblastech s výskytem permafrostu. Kryogenní tvary se však vyskytují i v oblastech s mocnější činnou vrstvou, v níž probíhají fázové přeměny vody.

Kryogenní tvary můžeme dělit podle jejich vzniku (vedoucího kryogenního pochodu) a podle rozměrů. Podle velikosti je dělíme na makrotvary, mezotvary a mikrotvary. Kryogenní tvary jsou velmi rozmanité, a proto se zde soustředíme pouze na ty, které jsou důležité pro tvářnost krajiny.
 

Kryoplanační terasy a kryoplén

Kryoplanační terasy jsou terasovité tvary na svazích, které vznikají kryogenními pochody. Terasy se skládají z plošiny terasy a stupně. Stupeň má buď tvar skalní stěny (mrazový srub), anebo příkrého svahu pokrytého ostrohrannými úlomky skalních hornin (mrazový sráz). Plošina terasy je zpravidla oddělena od stupně lomem spádu a mívá sklon v rozmezí 1-12°. Nejčastěji se sklon pohybuje kolem 7°. Sklon mrazových srubů se pohybuje mezi 80-90°. Nezřídka bývají mrazové sruby převislé, zejména ve své dolní části. Sklon mrazových srázů bývá menší a pohybuje se zpravidla mezi 18-30°. Dosti často bývá blízký úhlu vnitřního tření materiálu, který jej tvoří. V mnoha případech lze pozorovat na mrazových srubech jevy odsedání svahů (zejména v dolomitech, vápencích, pískovcích).

Rozměry kryoplanačních teras značně kolísají. V některých případech jsou to jen úzké lišty na svazích, které mají šířku několik metrů a výšku stupně kolem 2,5 m. Jindy jsou to tvary o délce několika stovek metrů a šířce několika desítek metrů. Mrazové sruby a srázy mezi nimi mohou být vysoké 10-30 m. Kryoplanační terasy se vyskytují na svazích osamoceně nebo ve skupinách (např. v Krkonoších nebo v Hrubém Jeseníku). Na Čukotce jsou známy svahy až s 30 terasami uspořádanými nad sebou. Terasy jsou častější na zaoblených vrcholech a svazích o středním sklonu.

Kryoplanační terasy jsou skalní tvary, které jsou zaříznuty do skalního podloží. Na mrazovém srubu vystupují skalní horniny přímo na povrch. Na mrazovém srázu a na plošině je skalní podloží kryto jen málo mocnou vrstvou úlomků (od 10 cm do 2 m). Plošina terasy je převážně plochou transportu materiálu postupujícího z mravého srubu nebo srázu.

Kryoplanační terasy nejsou většinou strukturními tvary a jejich závislost na litologickém složení není větší než u ostatních erozně denudačních tvarů; jsou však vázány na odolné horniny (zejména ruly, křemence, pískovce, vápence a další), v kterých se muže udržet mrazový srub nebo sráz. Mrazový srub nezřídka vzniká na čele vrstev nebo v závislosti na vertikálních puklinách.

Ve vývoji kryoplanačních teras lze rozlišit několik etap. Rozhodující pro vývoj teras je rovnoběžný ústup mrazového srubu nebo mrazového srázu. Menší význam má i snižování plošiny. Při vzniku a vývoji teras působí celý soubor kryogenních pochodů. V závislosti na stadiu vývoje se mění i význam a intenzita jednotlivých kryogenních pochodů, které se podílejí na vývoji teras.

První etapou je vznik nivační deprese. Jsou to ploché amfiteatrální vhloubené tvary, při jejichž vzniku je vedoucím pochodem nivace a supranivální transport. Při konci sněžníku vzniká nivační val.

Druhou etapu představuje počáteční kryoplanační terasa. Spojením nivačních depresí vzniká mrazový srub nebo sráz a úzká lišta při jeho úpatí. Stupeň terasy je podkopáván nivací. Na plošině terasy působí mrazové vzdouvání, mrazové klouzání suti (obr. 10.19) a na okraji již i soliflukce.

Třetí etapou je dobře vyvinutá kryoplanační terasa s výrazným mrazovým srubem nebo srázem, který je neustále podkopáván nivací. Ve vnitřní části terasy u stupně působí mrazové zvětrávání a mrazové vzdouvání, kryoturbace, jehlovitý led, sufoze a v menší míře i soliflukce. Na vnějším okraji plošiny, kde se hromadí jemnější materiál, převládá soliflukce.

Čtvrtá etapa nastává tehdy, když se k sobě přiblíží mrazové sruby a srázy teras rozkládajících se na protilehlých svazích. Původní topografický povrch je téměř rozrušen až na zbytky stolového tvaru, zvané tump. I tento zbytek je postupně rozrušován, až nad povrchem spojených teras ční skalní hradby nebo izolované skály, zvané tory.

V páté etapě se pak kryoplanační vrcholové plošiny spojují v kryoplanační zarovnaný povrch značných rozměrů, který nazýváme kryoplén.

Terasy vznikají na svazích a vrcholech subnivální klimatomorfogenetické oblasti jako nové tvary. V některých případech lze pozorovat, jak se nakládají na starší zarovnané povrchy. Kryoplanační terasy vznikají bez závislosti na hlavní erozní bázi. Podobně jako pediplén je však i kryoplén vázán prostřednictvím vodních toků na hlavní erozní bázi.

Kryopedimenty

Termínem kryopedimenty označujeme pedimenty vzniklé působením souboru kryogenních pochodů. Kryopedimentací pak nazýváme rovnoběžné ustupování příkřejších částí srubů (svahů) vlivem působení souboru kryogenních pochodů a následující vývoj plochých erozně denudačních úpatních povrchů. Předpokladem je, že srub i úpatní povrch jsou vyvinuty ve stejně odolných horninách. Rozlišujeme okrajové kryopedimenty při úpatí okrajových svahů a údolní kryopedimenty, které vznikají v údolích vlivem ustupování příkřejších částí údolních svahů způsobeného svahovými pochody.