Czasopismo Geograficzne, 2010, Tom 81, Zeszyt

Publikacja została dofinansowana przez Ministra Nauki i Szkolnictwa Wyższego

Redaktor

Jan ŁOBODA

Redakcja

Agnieszka LATOCHA, Piotr MIGOŃ (sekretarz redakcji), Waldemar SPALLEK

Komitet Redakcyjny

Jerzy Bański, Teresa Czyż, Bolesław Domański (Przewodniczący), Adam Kotarba, Stanisław Liszewski, Maria Łanczont, Stanisław Musielak, Florian Plit, Iwona Sagan, Tadeusz Siwek

Adres Redakcji

50–137 Wrocław, pl. Uniwersytecki 1 tel. 71 343 51 84 lub 71 375 22 95

E-mail: [email protected]

Prenumerata

Zamówienia prenumeraty prosimy kierować na adres: Polskie Towarzystwo Geograficzne 00-927 Warszawa, ul. Krakowskie Przedmieście 30

Ilustracja na okładce: Gwarkowa Perć – wyrobisko po wydobyciu łupków fyllitowych w Górach Opawskich w okolicach Jarnołtówka (zdj. Waldemar Spallek).

czasopismo

geograficzne POLSKIE TOWARZYSTWO GEOGRAFICZNE · POLISH GEOGRAPHICAL SOCIETY geographical journal

SPIS RZECZY

Artykuły

A. Kotarba, P. Migoń, Góry wysokie a góry średnie Europy – spojrzenie geomorfologa ... 3 A. Kozłowska, Z. Rączkowska , Geobota- niczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego 21 M. Jodłowski, Górna granica zarośli subalpejskich w wybranych pasmach górskich Europy Środkowej – uwarunkowania i typy ekotonu . . 43 J. Zasadni, Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców ...... 61 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel , Czy naj- wyższe partie Sudetów powyżej górnej granicy lasu są domeną peryglacjalną? ...... 75 E. Rojan, Rola bardzo silnego wiatru w prze- kształcaniu rzeźby terenu w piętrze leśnym gór, na przykładzie wiatrowału w słowackich Ta- trach Wysokich ...... 103

Kronika

X Konferencja z cyklu: Przekształcenia regionalnych struktur funkcjonalno-przestrzennych oraz Jubileusz 70-lecia urodzin i 45-lecia pracy naukowej prof. dra hab. Jana Łobody – S. Grykień, B. Namyślak ...... 125

Informacje dla Autorów ...... 133

KWARTALNIK TOM VOLUME LXXXI ZESZYT PART 1–2 WROCŁAW 2010

CONTENTS

Papers

A. Kotarba, P. Migoń, High mountains versus mid-altitude mountains – a viewpoint of a geomorphologist (summary – p. 18) ...... 3 A. Kozłowska, Z. Rączkowska, The geobotanical indicators of high- mountain environment (summary – p. 41) ...... 21 M. Jodłowski, Krummholz-line in the mountains of Central Europe – controls and types of the ecotone (summary – p. 58) ...... 43 J. Zasadni, Methods of reconstruction equilibrium line altitude of glaciers (summary – p. 74) ...... 61 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel , Are the highest parts of the Sudetes above the upper timber line a periglacial domain? (summary – p. 101) ...... 75 E. Rojan, The role of severe windstorms in modifying the mountain forest floor relief; a case of the blowdown area in the Slovakian High Tatras (summary – p. 122) ...... 103

Chronicie ...... 125 Notes for contributors ...... 133

GÓRY WYSOKIE A GÓRY ŚREDNIE EUROPY – SPOJRZENIE GEOMORFOLOGA

Adam Kotarba*, Piotr Migoń**

* Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wyżyn, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania, Polska Akademia Nauk, ul. Św. Jana 22, 31–018 Kraków

** Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski, pl. Uniwersytecki 1, 50–137 Wrocław

Kotarba A., Migoń P., 2010, Góry wysokie a góry średnie Europy – spojrzenie geomorfologa, Czasopismo Geograficzne, 81(1–2): 3–19.

Artykuł wpłynął do redakcji 5.03.2010; po recenzji zaakceptowany 15.10.2010.

Streszczenie

Obszary górskie są bardzo zróżnicowane pod względem cech środowiska przyrodniczego, czego odzwierciedleniem są liczne podziały i klasyfikacje gór. W wielu krajach europejskich, w tym w Polsce, jest dokonywane podstawowe rozróżnienie między góra- mi wysokimi i średnimi. Najczęściej akcentuje się w nim piętrową strukturę środowiska przyrodniczego, typową dla gór wysokich, a w zasadzie niewystępującą w górach śred- nich, oraz obecność górnej granicy lasu jako wyróżnika gór wysokich. W niniejszym artykule o charakterze przeglądowym opozycja góry wysokie – góry średnie jest anali- zowana z punktu widzenia systemów morfogenetycznych. W górach wysokich do pię- trowości geoekologicznej nawiązuje piętrowość morfogenetyczna, a transfer zwietrzelin jest szybki i efektywny. Dużą rolę odgrywają ruchy masowe, w tym o charakterze eks- tremalnym, łączące podsystem stokowy z dolinnym. Dużej wydajności procesów morfogenetycznych sprzyja odziedziczenie rzeźby glacjalnej oraz powszechne występowanie słabo skonsolidowanych utworów glacjalnych, glacifluwialnych i stokowych. W górach średnich analogicznej piętrowości morfogenetycznej nie obserwuje się, a wydajność transferu zwietrzelin jest znacznie mniejsza. Podsystemy stokowy i korytowy są rozłą- czone, a ich czasowe połączenie ma miejsce tylko podczas zdarzeń ekstremalnych i przy dużym natężeniu antropopresji. Wyróżniono także sytuacje pośrednie – masywy w pasie gór średnich, które dzięki przekraczaniu górnej granicy lasu nabierają pewnych atrybu- tów systemu morfogenetycznego gór wysokich. W Polsce przykładami takich obszarów są Karkonosze i Babia Góra.

* E-mail: [email protected] ** E-mail: [email protected]

3 A. Kotarba, P. Migoń

Wprowadzenie kumentowano w syntezach na temat relacji pięter klimatycznych [Hess 1965] Termin „góry” jest powszechnie zro- i roślinnych [Pawłowski 1927] w pol- zumiały dla każdego człowieka, nato- skich Karpatach Zachodnich. miast określenie cech gór od wielu lat Klimaszewski [1961, 1978] wprowa- wywołuje dyskusję. Pod pojęciem gór dził podział na góry niskie (do 500 m określa się obszar, który wznosi się co n.p.m.), średnie (do 1500 m n.p.m.) najmniej na wysokość 300 m n.p.m. i wysokie (ponad 1500 m n.p.m.). To Jednak kryterium wysokości bezwzględ- proste kryterium hipsometryczne, cho- nej jest niewystarczające, skoro Płasko- ciaż użyteczne w warunkach polskich, wyż Tybetański osiąga wysokość 5000 nie może być powszechnie stosowane. m n.p.m., a płaskowyże amerykańskie Wprowadzając rozróżnienie pomię- i afrykańskie są położone na wysokości dzy górami wysokimi i średnimi nie 1500 m n.p.m., a nie są klasyfikowane wystarcza zastosować kryterium wyso- jako obszary górskie. Dlatego obiektyw- kościowe, bowiem pojęcie wysokich gór na definicja gór wymaga, by był to ob- wiąże się integralnie ze specyficznym szar charakteryzujący się lokalną rzeźbą zespołem form rzeźby utworzonym pod- o stromych stokach i dużych wysoko- czas plejstoceńskich zlodowaceń. Dlate- ściach względnych, co najmniej 300- go w europejskiej literaturze geograficz- metrowych. Jednak obszary płaskowy- nej powstały takie pojęcia jak: high mo- żowe, rozcięte głębokimi dolinami, mogą untain landform complexes czy For- w skali lokalnej spełniać te kryteria mor- menschatz des Hochgebirges, które prze- fometryczne, a jednak nie mieć cech ciwstawiono formom spotykanym w niż- górskich. Góry są także definiowane szych górach opisywanych jako Mittel- poprzez kryteria geologiczne – są to gebirge. Dla średnich gór europejskich struktury skalne utworzone przez oroge- przyjęto wysokości 1600–1700 m n.p.m. niczne siły wewnętrzne, chociaż w pew- jako wysokości krytyczne, chociaż nych obszarach powstały tylko wskutek w Górach Skalistych wysokości te wyno- działania procesów erozyjnych [Price szą 3100–3300 m, a w Ameryce Połu- 1981]. Kryteria morfologiczne i geolo- dniowej nawet 4500 m n.p.m. [Troll giczne są niewystarczające dla odróżnie- 1973]. C. Troll, twórca geoekologii wy- nia gór od otaczających je obszarów sokogórskiej, aby jednoznacznie rozróż- o małej energii rzeźby. Dlatego w latach nić góry wysokie od średnich, wprowa- 60. XX wieku wprowadzono dodatkowe dził trzy dodatkowe kryteria: istnienie podstawy dla opisu gór: cechy klima- górnej granicy lasu, plejstoceńskiej gra- tyczne i roślinne. Thompson [1964] nicy wieloletniego śniegu i dolnej grani- uznał, że zasadnicza różnica między cy obszaru poddanego procesom krioni- obszarami pagórkowatymi (hills) a gó- walnym, zwłaszcza soliflukcji. Zdaniem rami (mountains) polega na tym, że góry Trolla [1973], wysokimi górami są te, mają wyraźne zróżnicowanie klimatycz- które wznoszą się na tyle wysoko, że ne nawiązujące do wysokości, a to w ich obrębie występują te trzy granice z kolei ma odzwierciedlenie w piono- i w konsekwencji rozwinęły się w nich wych zmianach zespołów roślinnych, od formy rzeźby glacjalnej, pokrywa roślin- den dolin do wierzchołków. Tej cechy na i procesy glebowe spotykane w kla- nie mają obszary wyżynne. Przyjął on sycznych krajobrazach alpejskich. również, że wysokość względna 600 m Celem pracy jest przedstawienie ze- jest wystarczająca do powstania wyraź- społu cech indywidualnych gór wysokich nych zmian w układzie zbiorowisk ro- i średnich poprzez omówienie ogólnych ślinnych. Pogląd ten rozwinięto i udo- prawidłowości rozwoju i funkcjonowania

4 Góry wysokie a góry średnie Europy ich rzeźby w warunkach klimatu umiar- nią roczną temperaturą powietrza przed- kowanego Europy, ze szczególnym stawił w postaci modelu ikonicznego zwróceniem uwagi na istniejące sposoby kriosfery, na którym wyróżnił trzy strefy transferu zwietrzelin. W Europie środ- jej występowania (ryc. 1). kowej istnieje szereg grup górskich, które Strefa A występuje powyżej linii zajmują położenie pośrednie, tzn. posia- równowagi na lodowcach i charakter- dają niektóre cechy geoekologiczne ty- yzuje się średnimi rocznymi opadami od powe dla gór wysokich, a są zaliczane do 400 do 2500 mm i średnią roczną tempe- gór średnich. Biorąc pod uwagę dynami- raturą od –2°C do –15°C. Są to obszary kę współczesnych systemów transferu wysoko wyniesione, o dominacji lodow- zwietrzelin, podejmujemy próbę określe- ców i wieloletnich śniegów. Strefa B to nia właściwości domeny wysokogórskiej obszar o średniej rocznej temperaturze w stosunku do średniogórskiej. Należy powyżej –2°C, czyli dolnej granicy wy- w tym miejscu zaznaczyć, że liczne syn- stępowania wieloletniej zmarzliny, pod- tetyczne opracowania geomorfologii ob- dany morfogenezie peryglacjalnej. Strefa szarów górskich podejmowane w skali C występuje w obszarach położonych globalnej zawierają omówienie niemal poniżej linii równowagi na lodowcach, wyłącznie gór wysokich [np. Gerrard a do wysokości występowania nieciągłej 1990, Owens, Slaymaker 2004]; o górach wieloletniej zmarzliny. W wysokich gór- średnich jest daleko mniej informacji. ach średnich szerokości geograficznych Transfer zwietrzelin jest rozumiany jako o klimacie kontynentalnym występują całość procesów składających się na strefy A, B i C w układzie pionowym, denudację obszaru górskiego pod wpły- natomiast w warunkach klimatu mor- wem czynników zewnętrznych wraz skiego linia równowagi na lodowcach z ich uwarunkowaniami. Jest to pojęcie zbliża się do dolnej granicy nieciągłej szersze niż transport (lodowcowy, grawi- zmarzliny, a więc zanika strefa C. Odwo- tacyjny, fluwialny), gdyż obejmuje rów- łując się do przedstawionych relacji tem- nież przerwy w transporcie i czasową peratura – opad można w górach wyso- depozycję materiału zwietrzelinowego kich znajdujących się średnich szeroko- w różnych sytuacjach morfologicznych, ściach geograficznych wyróżnić następu- a także zagadnienie połączeń między jące strefy (piętra) wysokościowe: lo- różnymi systemami lub podsystemami dowców (pergelisol), lodowców gruzo- (wierzchowina – stok, stok – dno doliny, wych i formowania pokryw gruzowych. stok – misa jeziorna itd.). Taki układ występuje tylko w obszarach współcześnie zlodowaconych, a transfer zwietrzelin może odbywać się poprzez te Cechy gór wysokich a transfer piętra (ryc. 2). W grupach górskich zlo- zwietrzelin dowaconych w plejstocenie, współcze- śnie nie sięgających do wysokości odpo- Nowoczesne spojrzenie na góry wy- wiadającej klimatycznej linii równowagi sokie i próba ich odróżnienia od gór (bilans mas = 0), lodowce nie występują, średnich nastąpiło wtedy, gdy rozwinęły niemniej nadal mówimy o górach wyso- się na szeroką skalę badania nad geogra- kich, tyle że niezlodowaconych. Galibert ficznym rozprzestrzenieniem i jakością [1960] wyróżnił dwa rodzaje obszarów kriosfery. W. Haeberli [1983] przedsta- wysokogórskich: z piętrem wysokogór- wił model wyjaśniający relacje pomiędzy skim alpejskim – zlodowaconym (haute wieloletnią zmarzliną a lodowcami gór- montagne alpinie), gdzie dominują lo- skimi. Związek między średnimi rocz- dowce dolinne jako efektywne medium nymi opadami atmosferycznymi a śred- transportujące zwietrzeliny i niższe –

5 A. Kotarba, P. Migoń

Ryc. 1. Schematyczny model struktury kriosfery (według Haeberli 1983). Objaśnienia w tekście. Fig. 1. Schematic model of the structure of the cryosphere (after Haeberli 1983). Explanation in the text. pirenejskie (haute montagne pyrénée), bienia. W wyższych partiach gór współ- w których brak współczesnego lodow- cześnie niezlodowaconych, strefy prze- cowego transferu zwietrzelin. Oba typy głębionego dna dały początek jeziorom obszarów mają podobną rzeźbę grzbie- cyrkowym, a w obrębie żłobów lodow- tów, ścian skalnych czy całych cyrków cowych zostały wypełnione osadami i żłobów lodowcowych, a odróżnia je morenowymi i glacifluwialnymi [Baum- obecność lub brak współczesnych wielo- gart-Kotarba et al. 2008]. W miarę ustę- letnich śniegów i lodowców, różny typ powania lodowców alpejskich zbocza reżimu morfodynamicznego i intensyw- dolin podlegały ewolucji wskutek działa- ność procesów. nia procesów paraglacjalnych, a później Podstawową cechą geoekologiczną peryglacjalnych ruchów masowych gór wysokich jest występowanie rzeźby i erozyjnych działających do dzisiaj (ryc. pochodzenia lodowcowego. Plejstoceń- 2 i 3). skie lodowce dolinne ukształtowały lub Współczesne doliny alpejskie, w któ- kształtują do dzisiaj krajobraz wszystkich rych stopiły się lodowce oraz doliny gór wznoszących się ponad trzy granice nadal zlodowacone w najwyższych par- geoekologiczne wyróżnione przez Trolla tiach wznoszących się ponad współcze- [1973]. Erozyjna praca lodowców polega sną granicę śniegu, a wolne od lodu na selektywnym przekształcaniu przed- w odcinkach niżej położonych, są zlew- plejstoceńskich dolin rzecznych. Doliny niami (systemami), na które składają się alpejskie charakteryzują się niewyrów- dwa podsystemy: stokowy i dna doliny. nanymi profilami podłużnymi, a w pod- Te dwa podsystemy podlegają współcze- łożu skalnym zostały utworzone przegłę- snej ewolucji niezależnie od siebie lub

6 Góry wysokie a góry średnie Europy bywają wzajemnie powiązane pod wzglę- nek ściany skalnej zawdzięcza wówczas dem morfodynamicznym. Profil podsys- swoje powstanie znacznej wytrzymałości temu stokowego zwykle składa się skał lub predyspozycji wynikającej z kilku odcinków. Hipotetyczny profil z bardzo dużego (>50°) kąta upadu stoku alpejskiego, opisany przez Caine’a warstw skalnych. [1974] składa się z czterech podstawo- Podsystemy stokowy i dolinny w wa- wych odcinków: wododzielnego (inter- runkach wystąpienia ekstremalnych zja- fluve), ściany skalnej (free-face), gruzo- wisk hydrometeorologicznych mogą się wego (talus) i podnóża stoku gruzowego łączyć i wywołać transfer zwietrzelin od (talus foot). Ten ostatni łączy się bezpo- podnóży ścian skalnych do den dolin średnio z podsystemem dna doliny (val- poprzez działanie szybkich ruchów ma- ley floor). Każdy z tych odcinków ma sowych. odrębny sposób transferu grubofrakcyj- Wysokie góry traktowane w całości nych, na ogół luźnych, zwietrzelin. Róż- jako geoekosystem charakteryzują się na jest wielkość pracy geomorfologicznej specyficzną właściwością polegającą na wykonanej przez procesy morfogene- tym, że z wysokością nad poziom morza tyczne w obrębie poszczególnych odcin- ulegają zmianie warunki klimatyczne, ków oraz ilość zwietrzelin przemieszcza- a z nimi krążenie wody i materii orga- nych z wyższych odcinków do niższych. nicznej. W obrębie pięter klimatycznych, W specyficznych, lokalnych sytuacjach hydrologicznych i roślinnych działają uwarunkowanych strukturalnie, przed- procesy morfogenetyczne. Niektóre są stawiony powyżej modelowy złożony związane tylko z jednym piętrem, inne stok wysokogórski może rozwinąć się występują we wszystkich piętrach, bez udziału procesów glacjalnych. Odci- a zmienna jest tylko ich intensywność

Ryc. 3. Formy rzeźby wysokogórskiej zbudowane z osadów grubofrakcyjnych, w układzie ściana skalna – dno doliny i system transferu zwietrzelin (według Luckmana 1993, zmodyfikowane). Zacieniowane pole wskazuje na formy i procesy występujące w górach o charakterze przejściowym. Fig. 3. Coarse debris landforms and patterns of sediment transfer in the cliff-foot morphological system (after Luckman 1993, modified). Shaded area indicates forms and processes in the transitional high/mid-altitude mountains.

7 A. Kotarba, P. Migoń i efektywność. Z badań alpejskich Gali- zwietrzelin, a to sprzyja formowaniu berta [1960] wynika, że powyżej 3500 m spływów [Jomelli i in. 2004]. n.p.m. świeży śnieg nie ulega stopieniu Do procesów piętrowych ograniczo- w półroczu letnim i – jeśli nie zosta-nie nych tylko do pięter położonych ponad przemieszczony przez lawiny w niższe górną granicą lasu w Tatrach należą: położenia – ulega metamorfozie, a pod- spełzywanie mrozowe, geliflukcja swo- łoże skalne jest scementowane. Procesy bodna i związana, zespół procesów ni- wietrzeniowe i grawitacyjne w nie- walnych i deflacja. Produkcja luźnych wielkim stopniu modelują rzeźbę naj- zwietrzelin dominuje nad jej odprowa- wyższych części Alp. Intensywne wie- dzaniem poza piętra. Procesy apiętrowe trzenie mechaniczne, odpadanie ze ścian to wietrzenie fizyczne, procesy grawita- skalnych i transport zwietrzelin w lawi- cyjne, denudacja chemiczna, spłukiwanie nach śnieżnych występuje w niższych i powolne ruchy masowe w obrębie po- pasach wysokościowych, poniżej 3000 m kryw glebowo-zwietrzelinowych. Efekty n.p.m. pracy geomorfologicznej procesów flu- Dla obszaru Tatr Wysokich M. Kli- wialnych są najlepiej wyrażone w piętrze maszewski [1971] przedstawił pogląd, że leśnym [Krzemień 1991, Kotarba 1998, najbardziej intensywne wietrzenie mro- 2002]. zowe występuje w pasie wysokościowym Inną cechą odróżniającą góry wyso- 1700–2050 m n.p.m., w piętrach klima- kie od średnich jest asymetria pięter tycznych bardzo chłodnym i w dolnej wynikająca z kontrastów radiacyjnych, części piętra umiarkowanie zimnego, termicznych i opadowych pomiędzy gdzie, według M. Hessa [1965], rejestru- stokami o ekspozycji północnej i połu- je się najwyższą liczbę dni z przymroz- dniowej [Plesnik 1972]. Różne są zasięgi kami i mrozem oraz największe sumy wysokościowe granic pięter oraz aktyw- opadowe. ność procesów morfogenetycznych. Na Polowy eksperyment geomorfolo- piętrowość morfologiczną nakłada się giczny wykonany w Tatrach wykazał, że piętrowość klimatyczna i roślinna. największą aktywność osiągają procesy W Tatrach, mimo że są one najwyższą geomorfologiczne na stokach gruzowych grupą górską w Karpatach Zachodnich, położonych w przedziale wysokościo- nie występuje piętro klimatyczne bardzo wym 1550–1850 m n.p.m., to jest w pięt- zimne o średniej rocznej temperaturze rze klimatycznym bardzo chłodnym, powietrza <–4°C. Pomimo tego, Hess bezpośrednio ponad górną granicą lasu [1965] przyjął istnienie na wysokości oraz plejstoceńską granicą wieloletniego głównego grzbietu Tatr Wysokich od- śniegu. W Tatrach obydwie granice są miany seminiwalnej klimatu typu niwal- położone blisko siebie. Dotyczy to nego. Zróżnicowanie klimatyczne w pro- w szczególności spływów gruzowych filu pionowym, wyrażone istnieniem [Kotarba et al. 1987]. pięter klimatycznych, których granice są W Alpach Francuskich udokumento- opisane średnimi rocznymi temperatura- wano, na podstawie analizy powtarza- mi, pozwoliło wykazać również istnienie nych zdjęć lotniczych, że szczególnie asymetrii w zasięgu wysokościowym aktywne są stoki położone w pasie wyso- tego piętra na stokach północnych i połu- kościowym nawiązującym do granicy dniowych. Różnice te są rzędu 100– wieloletniej zmarzliny. W związku 150 m. Skoro, według Hessa [1965], z ocieplaniem klimatu i wytapianiem wy- granice pięter klimatycznych pokrywają sokogórskiej zmarzliny poszerza się pas się z granicami pięter roślinnych, to nale- wysokościowy luźnych, współczesnych ży przyjąć, że istnieje również asymetria w występowaniu i natężeniu procesów

8 Góry wysokie a góry średnie Europy morfogenetycznych na stokach o prze- Geoekologiczne spojrzenie na cały ciwnych ekspozycjach. Ta teza nie zosta- masyw tatrzański jako obszar położony ła udokumentowana w Tatrach, chociaż w klimacie kontynentalnym jest podsta- nie budzi wątpliwości w górach współ- wą do wyróżnienia dwóch dziedzin mor- cześnie zlodowaconych. Jednak monito- fogenetycznych: krioniwalnej, zwanej ring współczesnych procesów oparty również peryglacjalną [Jahn 1958] o polowy eksperyment geomorfologiczny i umiarkowanej leśnej [Kotarba, Starkel na stokach o ekspozycjach wschodniej 1972]. W obrębie dziedziny krioniwalnej i zachodniej w dolinie Małej Łąki wyka- Starkel [1980] wyróżnia dwa piętra mor- zał, że istnieje asymetria procesowa fogenetyczne pomiędzy górną granicą wyrażona zróżnicowanymi rozmiarami lasu i granicą wieloletniego śniegu: niż- denudacji mechanicznej [Kotarba 1976]. sze z dominacją procesów kongelifluk- Można więc przyjąć, że asymetria proce- cyjnych i wyższe – gruzowe, z procesami sowa, a w tym transfer zwietrzelin, po- segregacji mrozowej. Dziedziny morfo- winna być wyraźniejsza na stokach pół- genetyczne rozdziela górna granica lasu nocnych i południowych o zbliżonej – najważniejsza granica geoekologiczna. litologii i tektonice. Taka struktura nie występuje w górach Szczególnie efektywne procesy mor- średnich. fogenetyczne są związane z ekstremal- nymi zjawiskami hydrometeorologicz- nymi, często występującymi w górach System transferu zwietrzelin typu alpejskiego [Zeller et al. 1984, Nie- w górach średnich dźwiedź 2003]. Spływy gruzowe, gruzowo-błotne i płytkie osuwiska na stokach Pojęcie gór średnich (niem. Mittelge- oraz katastrofalne wezbrania w dnach do- birge) narodziło się w Niemczech w celu lin wówczas łączą się i prowadzą do rów- podkreślenia różnicy między zalesionymi noczesnej transformacji subsystemu sto- i na ogół nie posiadającymi strzelistych kowego i dolinnego. W Tatrach luźne wierzchołków pasmami i masywami zwietrzeliny są w czasie takich zdarzeń Europy środkowej, wnoszącymi się do transportowane z głębi gór na przedpole wysokości 1000–1500 m n.p.m., a typo- [Krzemień 1991]. W Alpach, z uwagi na wymi obszarami wysokogórskimi repre- wielkość grup górskich, przy podobnych zentowanymi przez Alpy. Przykładami jak w Tatrach warunkach hydrometeoro- gór średnich byłyby, między innymi, logicznych, geomorfologiczna praca Schwarzwald, Harz, Las Turyński, Szu- i transport zwietrzelin przybiera katastro- mawa czy Sudety. W nawiązaniu do tego falne rozmiary i obejmuje zarówno wy- pojęcia pojawiło się określenie „średnio- sokogórskie jak i średniogórskie części górze”, stosowane zarówno w odniesie- masywu. Przykładowo, powódź w dniach niu do większych obszarów (Średniogó- 21–23 sierpnia 2005 r. wystąpiła na obrze Europejskie, Średniogórze Węgier- szarze 6500 km2 na terenie środkowej skie), jak i pojedynczych masywów Szwajcarii, zachodniej Austrii i połu- (Średniogórze Czeskie – České Středo- dniowej Bawarii [Tropeano, Turoni hoří). Góry średnie w takim środkowoeu- 2005]. ropejskim rozumieniu tylko sporadycznie Podczas przeciętnych warunków hy- wznoszą się powyżej górnej granicy lasu, drometeorologicznych procesy morfoge- współcześnie nie są zlodowacone, netyczne w obrębie subsystemów stoko- a większość z nich nie była także zlodo- wego i dolinnego działają niezależnie wacona w plejstocenie. Wprowadzone i nie występuje transfer osadów w profilu przez Trolla [1973] kryteria wyróżniające wysokościowym gór. góry wysokie jednoznacznie pozostawia-

9 A. Kotarba, P. Migoń ją pasma i masywy górskie środkowej dla gór średnich nie poddanych silnej Europy poza zasięgiem definicji „gór antropopresji to gliniasto-gruzowe po- wysokich”. krywy soliflukcyjne powstałe w plejsto- Góry średnie środkowej Europy po- cenie i utrwalone w holocenie. Po czwar- siadają też wspólną historię rozwoju te, na stokach gór średnich nie występują, rzeźby, znacznie dłuższą niż sąsiadujące znane z gór wysokich, grube pokrywy z nimi od południa góry systemu alpej- mało zwięzłych utworów genezy glacjal- skiego. Są one w większości strukturami nej, glacifluwialnej i grawitacyjnej, które geologicznymi skonsolidowanymi osta- mogą być łatwo wtórnie wprawione tecznie w orogenezie waryscyjskiej (de- w ruch. Znaczna aktywność geomorfolo- won/karbon), a w ich budowie dominują giczna gór wysokich na etapie deglacja- skały metamorficzne, głównie gnejsy cji, podyktowana właśnie dużą podażą i łupki, duże powierzchnie zajmują rów- rozdrobnionego luźnego materiału skal- nież intruzje granitowe. Wspólną cechą nego, określana w literaturze jako para- wielu z nich, a nie występującą w górach glacjalny etap rozwoju rzeźby [Church, wysokich, jest obecność rozległych, Ryder 1972, Ballantyne 2002, Slaymaker falistych wierzchowin, interpretowanych 2009], nie ma swojego odpowiednika jako relikty starotrzeciorzędowych po- w typowych górach średnich. wierzchni zrównania, wydźwigniętych do Kluczowymi elementami współcze- obecnej wysokości wskutek ruchów snych systemów denudacyjnych gór blokowych w neogenie i czwartorzędzie. średnich są koryta rzeczne i zachodzące Te wysokie zrównania zostały miejscami w nich procesy fluwialne. W warunkach podcięte przez erozję glacjalną, stąd ich przeciętnych dominuje transport jonowy, obecną granicę w przestrzeni mogą sta- a denudacja chemiczna zlewni wydaje się nowić strome stoki kotłów polodowco- przeważać nad mechaniczną. W średnio- wych. W nawiązaniu do tych waryscyj- górskiej części Tatr Zachodnich dominu- skich korzeni, europejskie góry średnie je transport materiału rozpuszczonego są niekiedy określane jako „pas starych (około 92–95%) nad zawiesiną (4–8%) gór”, co – jak zauważył Klimaszewski i materiałem wleczonym (0,07–0,26%) [1978] – jest niepoprawne. [Krzemień 1991]. Ożywienie denudacji System transferu zwietrzelin w typo- mechanicznej i transportu rumowiska wych górach średnich jest daleko mniej klastycznego jest uwarunkowane litolo- efektywny i mniej złożony niż w górach gicznie. Maruszczak [1990], odwołując wysokich. Decyduje o tym kilka czynni- się do różnych studiów szczegółowych ków. Po pierwsze, stoki gór średnich są podaje, że w Karpatach fliszowych wiel- w całości lub niemal w całości położone kości denudacji chemicznej i mechanicz- w piętrze leśnym, a zwarte formacje nej są do siebie zbliżone, co jest zapewne drzewiaste pełnią funkcję stabilizującą konsekwencją dużej podatności na erozję pokrywy stokowe. Po drugie, nachylenia skał budujących Beskidy. W Górach tych stoków sporadycznie tylko przekra- Stołowych w Sudetach Pulinowa [1989] czają 30º, co praktycznie wyklucza takie zwróciła uwagę na większą efektywność procesy masowe jak obrywanie i odpa- denudacji mechanicznej w piaskowcach danie, a spływy gruzowe zachodzą tylko (50–67% całej denudacji) oraz komplek- w wyjątkowych okolicznościach [Malik, sie mułowcowo-marglistym (60–80% Owczarek 2009]. Po trzecie, stoki skalne całej denudacji), ale w pierwszym przy- występują tylko lokalnie, zatem dostawa padku są to piaskowce kwarcowe, świeżego gruzu skalnego do pokryw a w drugim – skały o bardzo niskiej wy- stokowych zachodzi na bardzo ograni- trzymałości mechanicznej. Sytuacja kom- czoną skalę. Typowe pokrywy stokowe plikuje się w granitowych Karkonoszach,

10 Góry wysokie a góry średnie Europy gdzie wiarygodną ocenę wydajności Budowa geologiczna i właściwości gli- denudacji chemicznej utrudnia antropo- niastych zwietrzelin łupków i mułowców geniczne zakwaszenie środowiska. Bie- decydują o znacznie większej intensyw- roński i in. [1992] twierdzą, że w okresie ności procesów denudacyjnych, a rolę tzw. klęski ekologicznej, która w latach głównego czynnika morfotwórczego od- 80–90. XX w. dotknęła wiele masywów grywają procesy osuwiskowe różnego górskich środkowej Europy, bilans denu- typu, powszechnie występujące w skali dacji chemicznej mógł być dodatni, tzn. czasowej całego holocenu [Starkel 1960, przychód z atmosfery był większy od 1997, Margielewski 1998, 2006]. Roz- odprowadzania w postaci jonowej. mywanie jęzorów osuwiskowych przez Podczas ekstremalnych zdarzeń hy- potoki powoduje wówczas znaczny drometeorologicznych transport rumowi- wzrost dostawy rumowiska do koryt. ska wleczonego przybiera na sile, a lo- Przy większych nachyleniach, na przy- kalnie mogą być transportowane głazy kład w lejach źródliskowych, podczas i bloki [Czerwiński, Żurawek 1999], silnych opadów są inicjowane płytkie jednak jego efektywność jest ograniczona osuwiska translacyjne przechodzące dostępnością materiału. Przeróbce podle- w spływy błotne [Ziętara 1999]. Nie- ga głównie rumowisko wcześniej zdepo- mniej, typowe dla gór wysokich procesy nowane w korycie, a źródłem nowego odpadania, obrywania, lawin kamiennych materiału są erozyjne podcięcia brzegu i wielkie spływy gruzowe są w górach [Owczarek 2008], ewentualnie formy typu Beskidów nieobecne. antropogeniczne – drogi i rynny erozyjne powstałe w wyniku prac leśnych. Podob- ne prawidłowości zaobserwowano w pię- Sytuacje pośrednie – przykład trze leśnym gór wysokich [Kotarba 1998, Karkonoszy Gorczyca, Krzemień 2008]. Stoki pozo- stają stabilne nawet podczas opadów W świetle kryteriów zaproponowa- o znacznym natężeniu, czego przykłady nych przez Trolla [1973], podział na góry obserwowano w Sudetach w lipcu wysokie i średnie jest jednoznaczny, 1997 r. [Czerwiński, Żurawek 1999], a niespełnienie przynajmniej jednego a procesy saltacji wykrotowej podczas z trzech podanych warunków decyduje epizodów silnego wiatru – jakkolwiek o przynależności obszaru górskiego do bardzo ważne lokalnie – na ogół nie gór średnich. Taki dychotomiczny po- pociągają za sobą wzmożonej dostawy dział zrównuje jednak ze sobą obszary materiału do podsystemu fluwialnego. górskie, które pod względem geomorfo- Uogólniając, podsystemy stokowy i ko- logicznym mogą się od siebie znacząco rytowy (fluwialny) są rozłączone, a ich różnić. Dotyczy to zarówno gór wyso- czasowe połączenie ma miejsce tylko kich, jak i średnich. W grupie gór wyso- podczas zdarzeń ekstremalnych i przy kich będą masywy współcześnie zlodo- dużym na-tężeniu antropopresji. wacone (np. Alpy), ale i te, które obecnie Obraz funkcjonowania systemu de- nie posiadają lodowców, a cechują się nudacyjnego będzie nieco inny, gdy odziedziczoną rzeźbą glacjalną (np. Pire- przedmiotem zainteresowania będą góry neje czy Tatry) [por. Galibert 1960]. średnie (w rozumieniu jak wyżej), ale Wśród gór średnich można natomiast zbudowane ze skał osadowych, a nie wskazać masywy, które spełniają jedno, krystalicznych. Tego typu górami są a niekiedy nawet dwa z kryteriów Trolla Beskidy, nie spełniające kryteriów wyso- oraz takie, które w plejstocenie wznosiły kogórskości Trolla [1973], a podobne do się ponad linię śnieżną, ale morfogeneza „klasycznych” gór średnich Niemiec. glacjalna objęła tylko ich najwyższe

11 A. Kotarba, P. Migoń partie i nie doprowadziła do całkowitego najniżej położone fragmenty wypełniają zaniku starszych zrównań wierzchowi- jeziora. Powierzchniowo formy erozji nowych (ryc. 4). Funkcjonowanie syste- glacjalnej zajmują jednak stosunkowo mu transferu zwietrzelin jest w takich niewielki obszar (ryc. 5), a rzeźba naj- obszarach górskich znacząco inne niż wyższych partii Karkonoszy jest zdomi- w górach średnich opisanych w poprzed- nowana przez falistą powierzchnię zrów- nim rozdziale. nania. Położenie tego zrównania ponad Przykładem gór tego typu są Karko- górną granicą lasu decyduje o surowym nosze – najwyższy masyw górski w pasie klimacie, grubej i długo zalegającej po- średniogórza środkowoeuropejskiego, krywie śnieżnej i umożliwia, na ograni- wnoszący się ponad 300 m powyżej czoną skalę, działanie procesów mrozo- górnej granicy lasu i ponad 1000 m nad wych [Soukupova i in. 1995, Křížek i in. otaczającymi go kotlinami i zrównaniami 2007]. W obrębie wierzchowiny zacho- śródgórskimi. W plejstocenie w Karko- wały się też liczne odziedziczone formy noszach rozwinęło się zlodowacenie peryglacjalne, w tym rumowiska skalne górskie, a najdłuższe lodowce dolinne wykazujące pewne cechy lodowców gru- osiągały 5 km [Partsch 1894, Engel zowych, jęzory soliflukcyjne, pokrywy 2003]. Wśród form glacjalnych należy blokowe, skałki, terasy krioplanacyjne wyróżnić głębokie kotły polodowcowe, i struktury sortowania (grunty wzorzyste) miejscami ze ścianami skalnymi o wyso- [Traczyk 1995, Křížek 2007], niemające kości ponad 150 m, U-kształtne górne tak dobrze wykształconych odpowiedni- odcinki dolin i wysokie wały morenowe. ków w innych masywach średniogórza Część kotłów jest przegłębiona, a ich w Europie Środkowej.

Ryc. 5. Rozmieszczenie wybranych elementów wysokogórskiego systemu morfogenetycznego Karkonoszy. 1 – zrównania wierzchowinowe z reliktowymi i współczesnymi formami krioniwalnymi, 2 – ściany kotłów polodowcowych i zasięg lodowców plejstoceńskich, 3 – obszary częstego występowania spływów gruzowych, 4 – górna granica lasu. Fig. 5. Spatial pattern of selected attributes of high-mountain morphogenetic system in the Karkonosze. 1 – summit surfaces with relict and contemporary cryonival landforms, 2 – cirque walls and the extent of Pleistocene glaciers, 3 – areas of frequent debris flow occurrence, 4 – timberline.

Góry wysokie a góry średnie Europy

Wyjątkowość Karkonoszy w pasie głównym sposobem transportu zwietrze- gór średnich była przedmiotem zaintere lin z górnych partii stoku do ich podnóża, ekologiczną. Nawiązując do poglądu, że okazjonalnie do koryt potoków i jezior sowania Jeníka [1973], który zwrócił polodowcowych (ryc. 6). Pełnią one uwagę na dobrze zaznaczoną piętro- również istotną rolę ekologiczną, decy- wośćgóry wysokie powinny charaktery- dując o obniżeniu górnej granicy lasu zować się obecnością przynajmniej czte- i jej zatokowym przebiegu, co tworzy rech klimaksowych ekosystemów niszę ekologiczną dla zbiorowisk zioło- w układzie piętrowym, argumentował on, roślowych i zarośli kosówki z jarzębiną że Karkonosze posiadają pewne atrybuty [Treml 2007, Parzóch i in. 2008]. Oprócz gór wysokich. W konkluzji swojego spływów gruzowych duże znaczenie artykułu stwierdza on, że „Karkonosze w przemieszczaniu zwietrzeliny mają: mogą być uważane za góry średnie ze odpadanie, lawiny i okazjonalnie obry- znaczną reprezentacją elementów typowy. Nawiązując do wcześniej zaprezen- wych dla gór wysokich” (s. 98–99, tłum. towanego schematu transferu zwietrzelin P.M.). Także Bieroński i in. [1992], two- w górach wysokich (ryc. 3) można zau- rząc ideowy model współczesnego sys- ważyć, że niektóre drogi przemieszczania temu denudacyjnego Karkonoszy, wy- gruzu są obecne także w górach typu różnili w obrębie piętra geoekologiczne- przejściowego. Dna dolin zlodowaco- go górnego regla domenę „ścian skalnych w plejstocenie są wyścielone po- nych kotłów polodowcowych”, modelo- krywami głazowymi, które są urucha- waną przez procesy typowe dla gór wy- miane podczas ekstremalnych zdarzeń sokich: obrywy, lawiny, spływy gruzowe hydrometeorologicznych i przemieszcza- i niwację. Podkreślają oni także procesy ne w kierunku stożków napływowych kriogeniczne jako najważniejszą grupę u podnóża Karkonoszy [Czerwiński procesów modelujących wierzchowinę 1991, Bieroński i in. 1992]. karkonoską. Przykładów podobnych obszarów po- Na jakościową odmienność systemu średnich, sytuujących się pomiędzy ty- denudacyjnego Karkonoszy wśród gór powymi górami średnimi a obszarami średnich wskazuje znaczny udział spły- jednoznacznie kwalifikowanymi jako wów gruzowych we współczesnym góry wysokie, można podać więcej. kształtowaniu rzeźby, typowy raczej dla W Polsce jest nim masyw Babiej Góry gór wysokich [Migoń, Parzóch 2008]. (1725 m n.p.m.), a w szczególności stoki W czasach historycznych odnotowano o ekspozycji północnej. Ponad górną ponad 100 spływów, głównie podczas granicą lasu, przebiegającą na wysokości epizodów wyjątkowo wysokich opadów 1350–1400 m n.p.m., powszechnie wy- w 1882 i 1897 roku, a zinwentaryzowa- stępują w ich obrębie ściany skalne, nych szlaków spływów w całych Karko- odcinki stoków o nachyleniu 35–40º noszach jest ponad 270. Zostały one z niestabilną pokrywą zwietrzelinową, stwierdzone na stożkach usypiskowych rozległe pokrywy głazowe, a okazjonal- w kotłach polodowcowych, na zboczach nie zdarzają się spływy gruzowe [Ziętara kotłów z pokrywą zwietrzelinową i na 2004, Łajczak, Migoń 2007]. Niewyklu- stromych zboczach dolin. Zdecydowana czony jest pewien udział przemodelowa- większość jest inicjowana powyżej gór- nia glacjalnego w ewolucji północnych nej granicy lasu, ale najdłuższe spływy stoków tego masywu. Rzeźbą bardzo przekraczały tę granicę i pokonywały podobną do karkonoskiej cechuje się 200–300 m w obrębie piętra leśnego. najwyższy masyw górski Portugalii – Spływy gruzowe odgrywają nie tylko Serra da Estrela (1993 m n.p.m.). ważną rolę geomorfologiczną, będąc W rozległe zrównanie wierzchowinowe

13 A. Kotarba, P. Migoń na wysokości 1500–1850 m n.p.m. są dział dokonywany przy użyciu kryteriów wcięte głębokie skaliste kotły polodow- geoekologicznych. System transferu cowe i klasyczne doliny U-kształtne zwietrzelin jest z jednej strony uwarun- (ryc. 4). Obecnie ich zbocza są modelo- kowany piętrowością i asymetrią klima- wane przez odpadanie i spływy gruzowe, tyczno-roślinną, z drugiej strony procesy natomiast na wierzchowinie żywe są rzeźbotwórcze mogą kształtować niektó- procesy mrozowe [Vieira 2004]. Cechy re granice geoekologiczne, w szczegól- najbardziej zbliżone do wysokogórskich, ności górną granicę lasu. w rozumieniu Trolla [1973], posiadają Dla gór wysokich typowy jest trans- najwyżej położone fragmenty Masywu fer zwietrzelin przez różne piętra geoeko- Centralnego we Francji – masywy Puy de logiczne, będące równocześnie różnymi Sancy czy Cantal [Krzemień 2008]. Ich domenami morfogenetycznymi, a pod- stosunkowo niedawny (miocen–plejsto- czas zdarzeń ekstremalnych transport cen) wulkaniczny rodowód sprawił, że może obejmować odcinki stoku, a na- nie powstały tam tak rozległe powierzch- stępnie doliny o różnicy wysokości nie zrównania, jak w krystalicznych >1000 m. W typowych górach średnich masywach waryscyjskich, a działalność nie ma w ogóle dobrze wyrażonej pię- lodowców plejstoceńskich spowodowała trowości, w tym piętrowości morfogene- podcięcie stoków i powstanie piramidal- tycznej. nych szczytów oraz grani. Zbocza dolin Góry wysokie są obszarem o dużej polodowcowych są obecnie intensywnie podaży materiału do transportu, stale przekształcane przez spływy gruzowe, uwalnianego przez wydajne wietrzenie z których wiele dociera do łożysk poto- mechaniczne, ale też obecnego jako ków, wzbogacając je w rumowisko. dziedzictwo warunków glacjalnych Obecność lodowców w plejstocenie w plejstocenie. Grube, luźne pokrywy nie jest jednak warunkiem wystarczają- glacjalne i glacifluwialne można łatwo cym, aby w górach średnich wyróżniać wprawić w ruch, zwłaszcza w okresie elementy wysokogórskie. Na Szumawie relaksacji paraglacjalnej. W górach śred- formy polodowcowe (kotły z jeziorami, nich ta podaż jest niewielka, zarówno wały morenowe) znajdują się w całości dzięki mniej wydajnym procesom wie- w piętrze leśnym i dynamika stoków trzenia mechanicznego, jak i stabilizacji założonych w obrębie tych form jest pokryw przez roślinność. Konsekwencją niewielka, aczkolwiek krótkie spływy jest znacznie większa wydajność systemu gruzowo-błotne są okazjonalnie reje- morfogenetycznego gór wysokich. Góry strowane [Mentlík 2005]. Podobnie nie- wysokie to także obszary, w których uprawnione wydaje się traktowanie ma- stabilne pokrywy regolitowe są rzadko- sywu Pilska jako sytuacji pośredniej, ścią – rzeźba tworzona przez procesy mimo występowania górnej granicy lasu glacjalne i peryglacjalne nie sprzyja ich i niewyraźnych form polodowcowych przyrostowi. W górach średnich regolit [Łajczak 1992, Wójcik 1994]. jest generalnie stabilny, przynajmniej w warunkach niewielkiej antropopresji. W górach średnich zbudowanych ze skał Podsumowanie i wnioski krystalicznych dotyczy to nawet hydrometeorologicznych zdarzeń ekstremal- Porównanie form rzeźby i systemów nych. Można także stwierdzić, że system morfogenetycznych gór uznawanych za denudacyjny gór wysokich jest bardziej wysokie i średnie ujawnia obecność złożony, tak w sensie gamy procesów, zasadniczych różnic między nimi, wspie- jak i powiązań przestrzennych – w gó- rających, a nawet uzasadniających po- rach średnich struktura jest prostsza.

14 Góry wysokie a góry średnie Europy

Analiza geomorfologiczna uzasadnia Złożoność systemu denudacyjnego równocześnie wydzielenie sytuacji po- w górach „przejściowych” jest mniejsza średnich – obszarów górskich lub ich niż w górach wysokich, ale większa niż fragmentów, które są położone w strefie w klasycznych górach średnich. Wśród gór średnich, niemniej charakteryzują się podobieństw do systemu wysokogórskie- pewnymi atrybutami systemu morfoge- go należy wskazać okazjonalne kształto- netycznego gór wysokich. Odnosi się to wanie górnej granicy lasu przez wysoko- w szczególności do sytuacji lokalnego energetyczne ruchy masowe oraz łącze- przekraczania górnej granicy lasu. nie podsystemu stokowego z korytowym W Polsce przykładów dostarczają Kar- podczas hydrometeorologicznych zda- konosze i Babia Góra. O obecności sytu- rzeń ekstremalnych. acji „przejściowych” decyduje dziedzi- Rozróżnianie gór wysokich, średnich czenie pewnych elementów rzeźby, i „przejściowych”, łączące cechy geoko- głównie glacjalnej. Holocen okazał się logiczne według Trolla [1973] z cechami zbyt krótki, aby miejsca te znalazły się systemu transferu zwietrzelin, wydaje się w domenie leśnej (chociaż bywają poło- być dobrze uzasadnione w odniesieniu do żone poniżej klimatycznej górnej granicy średnich i wysokich szerokości geogra- lasu), co wynika z ciągłej dostawy mate- ficznych, w szczególności do gór Euro- riału z odziedziczonych ścian skalnych, py. System ten jest bowiem w znacznym dużej częstotliwości lawin i długiego stopniu uzależniony od obecności odzie- okresu zalegania pokrywy śnieżnej dziczonych form glacjalnych i perygla- w miejscach zacienionych (kotłach polo- cjalnych. Brak takich form, na przykład dowcowych). Wysoko położone płasko- w górach znajdujących się w obszarach wyże (nad górną granicą lasu), ale bez o klimacie silnie kontynentalnym lub elementów rzeźby glacjalnej, nie posia- ciepłym wilgotnym powoduje, że ich dają atrybutów wysokogórskiego syste- współczesne systemy morfogenetyczne mu morfogenetycznego, aczkolwiek funkcjonują inaczej [Caine 2004, Hovius w ich obrębie mogą występować elemen- i in. 2004]. ty współczesnej rzeźby krioniwalnej.

Literatura

Baumgart-Kotarba M., Dec J., Ko- and alpine environments, London, tarba A., Ślusarczyk R., 2008, Glacial Methuen, s. 721–748. trough and sediment infill of the Biała Caine N., 2004, Mechanical and chemi- Woda valley (the High Tatra Moun- cal denudation in mountain systems, tains) using geophysical and geomor- [w:] P.N. Owens, O. Slaymaker phological methods, Studia Geomor- (red.), Mountain Geomorphology, phologica Carpatho-Balcanica, 42, Edward Arnold, London, s. 132–152. s. 75–108. Czerwiński J., 1991, Powodzie w rejonie Bieroński J., Chmal H., Czerwiński J., Karkonoszy od XV w. do czasów Klementowski J., Traczyk A., 1992, współczesnych. Acta Universitatis Współczesna denudacja w górskich Wratislaviensis, 1237, Prace Instytutu zlewniach Karkonoszy, Prace Geogra- Geograficznego, ser. A, 6, s. 85–104. ficzne IGiPZ PAN 155, s. 151–169. Czerwiński J., Żurawek R., 1999, The Caine N., 1974, The geomorphic pro- geomorphological effects of heavy cesses of the alpine environment, [w:] rainfalls and flooding in the Polish J.D. Ives, R.G. Barry (red.), Arctic Sudetes in July 1997, Studia Geo-

15 A. Kotarba, P. Migoń

morphologica Carpatho-Balcanica 33, Klimaszewski M., 1971, A contribution s. 27–43. to the theory of rock-face develop- Engel Z., 2003, Současný stav poznatků ment, Studia Geomorphologica Car- o pleistocenním zalednění české části patho-Balcanica, 5, s. 139–151. Krkonoń, Sborník České Geografické Klimaszewski M., 1978, Geomorfologia, Společností 102, s. 288–302. PWN, Warszawa. Galibert G., 1960, L‟évolution actuelle Kotarba A., 1976, Współczesne modelo- des “faces Nord” de la haute wanie węglanowych stoków wysoko- montagne alpine dans le massif de górskich na przykładzie Czerwonych Zermatt, Rev. Géogr. des Pyrénées et Wierchów w Tatrach Zachodnich, du Sud-Ouest, 31, s. 133–163. Prace Geograficzne IG i PZ PAN, Gerrard J., 1990, Mountain environ- 120. ments: An examination of the phy- Kotarba A., 1998, Morfogenetyczna rola sical geography of mountains, opadów deszczowych w modelowaniu Belhaven Press, London, 317 s. rzeźby Tatr podczas letniej powodzi Gorczyca E., Krzemień K., 2008, Morfo- w roku 1997, [w:] Z badań fizycz- logiczne skutki ekstremalnego zda- nogeograficznych w Tatrach – III, rzenia opadowego w Tatrach reglo- Dokumentacja Geograficzna, 12, wych w czerwcu 2007 r., Landform s. 9–23. Analysis, 8, s. 25–28. Kotarba A., 2002, Współczesne przemia- Haeberli W., 1983, Permafrost-glacier ny przyrody nieożywionej w Ta- relationships in the Swiss Alps – to- trzańskim Parku Narodowym, [w:] day and in the past, [w:] Permafrost: Przemiany środowiska przyrod- Fourth International Conference, Pro- niczego Tatr, Kraków–Zakopane, ceedings, National Academy Press s. 13–19. Washington, D.C, s. 415–420. Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., Hess M., 1965, Piętra klimatyczne 1987, High-mountain denudational w polskich Karpatach Zachodnich, system of the Polish Tatra Mountains, Zesz. Nauk. UJ, Prace Geograficzne, Geographical Studies IG i PZ PAN, 11, Kraków. spec. issue, 3. Hovius N., Lague D., Dadson S., 2004, Kotarba A., Starkel L., 1972, Holocene Processes, rates and patterns of morphogenetic altitudinal zones in mountain-belt erosion, [w:] P.N. Ow- the Carpathians, Studia Geomor- ens, O. Slaymaker (red.), Mountain phologica Carpatho-Balcanica, 6, Geomorphology, Edward Arnold, s. 21–35. London, s. 109–131. Křížek M., 2007, Periglacial landforms Jahn A., 1958, Mikrorelief peryglacjalny above alpine timberline in the High Tatr i Babiej Góry, Biuletyn Perygla- Sudetes, [w:] A.S. Goudie, J. Kalvoda cjalny, 6, s. 57–80. (red.), Geomorphological Variations, Jeník J., 1973, Zařazení Krkonoń P3K, Praha, s. 313–337. v klasifikačních systémech pohoří, Křížek M., Treml V., Engel Z., 2007, Opera Corcontica 10, s. 93–99. Zákonitosti prostorového rozmístění Jomelli V., Pech P., Cochillon C., periglaciálních tvarů v Krkonońích Brunstein D., 2004, Geomorphic var- nad alpinskou hranicí lesa, Opera iations of debris flows and recent Concortica, 44, 1, s. 67–80. climatic change in the French Alps, Krzemień K., 1991, Dynamika wysoko- Climatic Change, 64, 1–2, s. 77–102. górskiego systemu fluwialnego na Klimaszewski M., 1961, Geomorfologia przykładzie Tatr Zachodnich, Roz- ogólna, PWN,Warszawa. prawy habil. UJ, 215.

16 Góry wysokie a góry średnie Europy

Krzemień K., 2008, Contemporary land- cesses, Geomorphologia Slovaca, form development in the Monts Dore 1/2005, s. 55–64. Massif, France, Geographia Polonica, Migoń P., Parzóch K., 2008, Spływy 81, 1, s. 67–78. gruzowe w Sudetach, Przegląd Geo- Luckman B., 1993, Holocene sediment graficzny, 80, s. 385–401. budget and environmental change in Niedźwiedź T., 2003, Extreme precipita- alpine environments. [w:] Pre- tion events on the northern side of the Conference Field Excursion, Third Tatra Mountains, Geographia Po- International Geomorphological Con- lonica, 76, 2, s. 15–23. ference, Vancouver 1993, Stops – Owens P.N., Slaymaker O., 2004, Moun- Day 6, Rock glaciers and glaciers at tain Geomorphology, Edward Arnold, the Ramparts, s. 198–203. London. Łajczak A., 1992, Geomorfologiczna Parzóch K., Migoń P., Szymanowski R., i hydrologiczna charakterystyka re- 2008, Współczesne procesy geomor- zerwatu Pilsko w Beskidzie Ży- fologiczne w ekotonie górnej granicy wieckim, Ochrona Przyrody, 50, 2, lasu w Karkonoszach polskich. [w:] s. 75–93. A. Mazur, A. Raj, R. Knapik (red.), Łajczak A., Migoń P., 2007, The 2002 Monitoring ekosystemów leśnych debris flow in the Babia Góra massif w Karkonoskim Parku Narodowym, – implications for the interpretation Wydawnictwo KPN, Jelenia Góra, of mountainous geomorphic systems, s. 39–55. Studia Geomorphologica Carpatho- Pawłowski B., 1927, Podstawy wydziela- Balcanica 41, s. 97–116. nia pięter roślinności w Tatrach i Be- Malik I., Owczarek P., 2009, Dendro- skidach Zachodnich, II Zjazd Słow. chronological records of debris flow Geogr. i Etnografów w Polsce, sec. 3. and avalanche in a mid-mountain Plesník P., 1972, A contribution to the forest zone (Eastern Sudetes – Cen- question of the geographical charac- tral Europe), Geochronometria, 34, ter of European high mountains, Geo- s. 57–66. grafický časopis, 24, 2, s. 96–103. Margielewski W., 1998, Landslide phas- Price L.W., 1981, Mountains & Man, es in the Polish Outer Carpathians A Study of Process and Environment, and their relation to the climatic University of California Press, 506 s. changes in the Late Glacial and the Pulinowa M.Z., 1989, Rzeźba Gór Stoło- Holocene, Quaternary Studies in Po- wych, Prace Uniwersytetu Śląskiego land, 15, s. 37–53. w Katowicach, 1008. Margielewski W., 2006, Records of the Slaymaker O., 2008, Proglacial, perigla- late glacial-holocene palaeoenviron- cial or paraglacial? [w:] J. Knight, S. mental changes in landslide forms Harrison (red.), Periglacial and and deposits of the Beskid Makowski Paraglacial Processes and Environ- and Beskid Wyspowy Mts. area ments, Geological Society Special (Polish Outer Carpathians), Folia Publication 320, s. 71–84. Quaternaria 76. Soukupová L., Kociánová M., Jeník J., Maruszczak H., 1990, Denudacja che- Sekyra J., 1995, Arctic alpine tundra miczna, Prace Geograficzne IGiPZ in the Krkonońe Mts., the Sudetes, PAN, 153, s. 23–41. Opera Corcontica, 32, s. 5–88. Mentlík P., 2005, From “Catena” to Starkel L., 1960, Rozwój rzeźby Karpat geomorphological system – an ap- fliszowych w holocenie, Prace Geo- proach to the study of present-day graficzne IG PAN, 22. geomorphological forms and pro-

17 A. Kotarba, P. Migoń

Starkel L., 1997, Mass movement during Tropeano D., Turconi L., 2005, Effetti the Holocene: Carpathian example del nubifragio del 21–23 agosto 2005 and the European perspective, [w:] nelle Alpi Austro – Svizzere: osserva- B. Frenzel (red.), Rapid mass move- zioni preliminary. GEAM Territorio ment as a source of climatic evidence e Diffesa del Suolo, Torino, s. 77–85. for the Holocene. Palaeoclimate Re- Vieira G., 2004, Geomorfologia dos search, 19, s. 385–400. Planaltos e Altos Vales da Serra da Starkel L., 1980, Altitudinal zones in Estrela. Ambientes frios do Plisto- mountains with continental climates, cénico Superior e dinâmica actual, Prace Geograficzne IG i PZ PAN, PhD thesis, University of Lisbon. 136, s. 91–102. Wójcik A., 1994, Osady glacjalne i osu- Thompson W.F., 1964, How and why to wiskowe Pilska, Beskid Żywiecki, distinguish between mountains and Biuletyn Państwowego Instytutu hills, Professional Geogr. 16 (6), Geologicznego, 369, s. 49–61. s. 6–8. Zeller J., Geiger H., Röthlisberger F., Traczyk A., 1995, Morfologia perygla- 1984, Starkniederschläge des schwei- cjalna Śnieżki i Czarnego grzbietu zerischen Alpen- und Alpen-rand- w Karkonoszach, Czasopismo Geo- gebietes, Birmensdorf. graficzne, 66, s. 157–173. Ziętara T., 1999, The role of mud and Treml V., 2007, The effect of terrain debris flows modelling of the Flysch morphology and geomorphic proces- Carpathians relief, Poland, Studia ses on the position and dynamics of Geomorphologica Carpatho-Balcani- the alpine timberline. A case study ca 33, s. 81–100. from the High Sudetes, [w:] Ziętara T., 2004, Rzeźba Babiej Góry, A.S. Goudie, J. Kalvoda (red.), Geo- [w:] B.W. Wołoszyn, A. Jaworski, morphological Variations, P3K, Pra- J. Szwagrzyk (red.), Babiogórski ha, s. 339–359. Park Narodowy – monografia przy- Troll C., 1973, High mountain belts be- rodnicza, Komitet Ochrony Przyrody tween the polar caps and the equator: PAN, Babiogórski Park Narodowy, their definition and lower limit, Kraków, s. 109–135. Arctic and Alpine Research, 5(3), s. 19–28.

Summary

High mountains versus mid-altitude mountains – a viewpoint of a geomorphologist

Mountain terrains are highly diversified in terms of their physical environments, which is reflected in the multitude of names and classifications. In many European countries, including Poland, a fundamental distinction is made, between high mountains and mid-altitude mountains (Mittelgebirge). In doing so, an emphasis is put on the verticality of environmental structure, typical for high mountains while essentially non-existent in the mid-altitude mountains. In addition, the presence of timberline (upper tree line) is considered as an important feature of high mountains. In this review-type paper the two basic mountain environments named above are analyzed from a geomorphological standpoint, with particular focus on morphogenetic systems. In high mountains the verticality of geoecological belts is matched by the verticality of morphogenetic belts. Sediment transfer is fast and effective, and is mainly accom-

18 Góry wysokie a góry średnie Europy plished by mass movements. They are often extreme events, triggered by abnormally heavy rainfall or rapid snowmelt. During these episodes slope subsystems are coupled with channel subsystems and connectivity is achieved. High efficacy of morphogenetic processes is facilitated by extensive glacial landform inheritance and widespread occurrence of poorly consolidated glacial, outwash and slope deposits, available for gravity and fluvial transport. In mid-altitude mountains an analogous verticality does not occur, whereas the efficacy of geomorphic systems is much lower. Slope and channel subsystems are normally disconnected. Coupling occurs episodically and mainly in anthropo- genically heavily disturbed environments. However, transitional situations occur. They concern mountain massifs which are located within the mid-altitude mountain belt, but exceed the timberline and have inherited glacial landforms. Their morphogenetic systems have some, but not all attributes of high mountain sediment transfer systems. In particular, the location of timberline is influenced by relief and geomorphic processes, chiefly debris flows, while slope-channel coupling is more frequent and recorded during rare massive precipitation events. In Po- land, the Karkonosze in the Sudetes and Babia Góra in the Outer Carpathians are examples of such transitional mountain environments, whereas further examples can be found in Germany, France, Spain and Portugal.

GEOBOTANICZNE WSKAŹNIKI ŚRODOWISKAWYSOKOGÓRSKIEGO

Anna Kozłowska*, Zofia Rączkowska**

* Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Zakład Geoekologii i Klimatologii, 00–818 Warszawa, ul. Twarda 51/55

** Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wyżyn, 31–018 Kraków, ul. św. Jana 22

Kozłowska A., Rączkowska Z., 2010, Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego, Czasopismo Geograficzne, 81(1–2): 21–41.

Artykuł wpłynął do redakcji 12.02.2010; po recenzji zaakceptowany 15.10.2010.

Streszczenie

W artykule przedyskutowano możliwości i ograniczenia zastosowania poszczegól- nych typów wskaźników fitoindykacyjnych do diagnozowania środowiska wysokogór- skiego, dokonane na podstawie doświadczenia badawczego autorek i literatury przedmiotu. Szczególny nacisk położono na możliwości fitoindykacji w odniesieniu do wa- runków geomorfologicznych. Jako wskaźniki fitoindykacyjne uwzględniono: gatunki roślin, zbiorowiska roślinne, formacje roślinne i zwarcie pokrywy roślinnej, wskazując jako miary odpowiednio: gatunki wskaźnikowe, gatunki charakterystyczne, ekologiczne grupy gatunków, charakterystyczną kombinację zbiorowisk, zbiorowiska zonalne pięter roślinnych i stopień pokrycia. Stwierdzono, że każdy z omówionych w pracy wskaźni- ków geobotanicznych możliwych do zastosowanie w ocenie wysokogórskiego środowi- ska abiotycznego ma swoją specyfikę, zalety i ograniczenia. Najwięcej możliwości wskaźnikowych daje zastosowanie zbiorowisk roślinnych, choć wiąże się z nim także szereg ograniczeń, natomiast najprostsza w stosowaniu jest indykacja na podstawie formacji roślinnych i zwarcia pokrywy roślinnej, choć równocześnie dość zawodna, jeśli idzie o poprawne wnioskowanie.

Wstęp jak i czysto praktycznych: dla rolnictwa, leśnictwa, ochrony przyrody, moni- Metody bioindykacyjne jako pod- toringu zmian czy planowania prze- stawa interpretacji środowiska fizyczno- strzennego [Roo-Zielińska 2004]. Pozwa- geograficznego zyskują coraz szersze lają one stosunkowo szybko i łatwo uzy- uznanie zarówno w celach poznawczych skać informacje o cechach środowiska

* E-mail: [email protected] ** E-mail: [email protected]

21 A. Kozłowska, Z. Rączkowska naturalnego jako całości i o poszczegól- małych obiektów, innego zaś dużych nych jego elementach, w skali lokalnej obszarów. czy regionalnej. Ponadto sprawiają, że – Wskaźnikami mogą być: zwłaszcza na wstępnych etapach eksplo- 1 – według podejścia autekologicznego – racji – można znacznie ograniczyć kosz- gatunki roślin, których zakres tole- towne i czasochłonne pomiary terenowe. rancji na warunki siedliskowe jest Metody te mogą być szczególnie przy- znany i odpowiednio wąski; datne w wysokich górach, gdzie prowa- 2 – według podejścia synekologicznego – dzenie badań terenowych jest połączone zbiorowiska roślinne lub ekologiczne z dużym wysiłkiem. grupy gatunków, które są bardziej Wśród metod bioindykacyjnych waż- precyzyjnymi wskaźnikami niż po- ną rolę odgrywa fitoindykacja geobota- szczególne gatunki roślin, bo ich za- niczna czyli diagnozowanie na podstawie kres tolerancji na warunki środowiska populacji gatunków roślin naczyniowych jest zwykle węższy, niż gatunków je i zbiorowisk roślinnych. U jej podstaw budujących; leży istnienie sprzężeń zwrotnych między 3 – według koncepcji form życiowych – elementami układów ekologicznych. formacje roślinne, które są najłatwiej Zbiorowiska roślinne odgrywają szcze- rozpoznawalnymi elementami ukła- gólną rolę w układach ekologicznych dów przestrzennych w górach, nie rozpatrywanych w wymiarze przestrzen- wymagającymi szerokiej znajomości nym, gdyż jako ich części składowe są gatunków; zależne – w mniejszym lub większym 4 – zwarcie pokrywy roślinnej może być stopniu i bardziej lub mniej bezpośrednio cechą wskaźnikową procesów zacho- – od innych komponentów środowiska. dzących w środowisku przyrodni- Gdy znamy strukturę tych zależności, czym. interpretując aktualny stan roślinności Wszystkie te rodzaje wskaźników i zachodzące w niej procesy możemy mają zalety i ograniczenia. Celem niniej- wnioskować o innych geokomponentach szego opracowania jest przybliżenie i ich przemianach. Pewnym utrudnieniem geografom możliwości interpretacji da- takiego wnioskowania jest jednak fakt, że nych o roślinności, pochodzących z lite- roślinność jest wynikiem działania, „wy- ratury i samodzielnie dokonywanych padkową”, wielu różnych procesów obserwacji terenowych, tak, aby można i uwarunkowań, stąd rzadko jej obser- je było wykorzystać jako wskaźniki po- wowany stan jest wskaźnikiem wpływu mocne w poznaniu środowiska nieoży- tylko jednego czynnika. wionego gór wysokich. Punktem wyjścia Fitoindykacja umożliwia diagnozę do oceny zalet i ograniczeń takiego po- stanu aktualnie występujących układów dejścia do diagnozy i interpretacji śro- ekologicznych oraz diagnozę procesów, dowiska wysokogórskiego są doświad- które zachodzą pomiędzy nimi współcze- czenia badawcze autorek oraz literatura śnie, w przeszłości lub prognozowanych przedmiotu. Ponieważ w środowisku wy- na przyszłość. Może być ona używana sokogórskim decydującą rolę odgrywa w odniesieniu do zjawisk w różnej skali rzeźba, bardzo urozmaicona i o dużej przestrzennej. dynamice procesów, to szczególny na- Wskaźniki stosowane w fitoindykacji cisk położony będzie na możliwości za- geobotanicznej zależą od czynnika, który stosowania wskaźników roślinnych w od- jest przedmiotem diagnozy, a także od niesieniu do form i procesów geomorfo- rozpatrywanej w konkretnym przypadku logicznych, gdyż to one determinują inne skali przestrzennej i czasowej. Innego geokomponenty (w tym także roślinność) podejścia i metod wymaga diagnoza oraz ich zróżnicowanie przestrzenne.

22 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

Ogromna różnorodność roślinności wy- na jako ekologiczna reakcja gatunków na sokogórskiej jest w dużym stopniu po- zawartość azotu w glebie. średnim odzwierciedleniem warunków Gatunki wskaźnikowe wyrażają reak- rzeźby, co stanowi podstawę do poszu- cję roślin na istotne dla nich czynniki kiwania geobotanicznych wskaźników ekologiczne, ale ocena przy ich pomocy form i procesów geomorfologicznych. jest tylko szacunkowa i nie daje się pre- Stosowanie metody fitoindykacyjnej cyzyjnie przełożyć na wartości liczbowe wymaga nabycia pewnego minimum natężenia czynnika fizycznogeograficz- wiedzy z zakresu botaniki oraz umiejęt- nego. Brak pełnej korelacji między war- ności rozpoznawania roślin i typów ro- tościami liczb wskaźnikowych a danymi ślinności, co jest możliwe w czasie stu- glebowymi w niektórych przypadkach diów w obecnym systemie kształcenia wynika z tego, że inne cechy są mierzone geografów fizycznych. Innym rozwiąza- a inne indykowane [Schaffers, Sykora niem jest współpraca z geobotanikiem. 2000, Diekmann 2003]. Konstruowane skale krajowe, na przykład dla Polski [Zarzycki 1984, Gatunki wskaźnikowe jako miara Zarzycki i in. 2002] czy Szwajcarii [Lan- nasilenia jednego czynnika dolt 1977], różnią się nieco między sobą, jak wykazała Roo-Zielińska [2004, Gatunki roślin naczyniowych są od 2009], co może być wyrazem nie tylko dawna stosowane jako indykatory śro- specyfiki środowiska przyrodniczego da- dowiska przyrodniczego. Uporządkowa- nych obszarów, ale także odmiennych ne według zmieniającego się nasilenia reakcji lokalnych populacji roślin na wybranych ważnych czynników ekolo- czynniki ekologiczne, czy różnic meto- gicznych, tworzą skale ekologicznych dycznych między autorami. Współcze- liczb wskaźnikowych, które dają możli- śnie wprowadzane są do skal ekologicz- wość oceny oraz porównania cech śro- nych kolejne elementy, takie jak: zawar- dowiska abiotycznego bezpośrednio tość humusu, zwięzłość gleby i jej prze- wpływających na rośliny. Skale te, z któ- wietrzanie, zasolenie, zawartość metali rych najbardziej popularna jest opraco- ciężkich. Skale krajowe są weryfikowane wana dla środkowej Europy [Ellenberg i uzupełniane, pojawiają się kolejne ich 1979, Ellenberg i in. 1991] czy dla Polski wersje. [Zarzycki 1984, Zarzycki i in. 2002], Ekologiczne skale gatunkowe mają służą od wielu lat do oceny warunków powszechne zastosowanie, między inny- glebowych i klimatycznych. Uwzględnia- mi, w rolnictwie, leśnictwie, ochronie ją one takie czynniki ekologiczne jak: (1) przyrody, planowaniu przestrzennym, światło (L) rozumiane jako względna zwłaszcza na obszarach niżowych, gdzie intensywność oświetlenia; (2) temperatu- możliwe jest różnorakie użytkowanie ra (T) odnosząca się do optimum ter- ziemi i gospodarka człowieka [Borowiec micznego gatunków roślin (3) kontynen- i in. 1975, Wójcik 1977, 1983, Roo- talizm (K) wyrażający wytrzymałość roś- Zielińska 1982, Roo-Zielińska, Solon lin na wahania temperatury i długotrwałe 1992, Roo-Zielińska i in. 2007, Solon okresy suszy; (4) wilgotność (F) pokazu- 2000]. W wysokich górach sprawdzają jąca ekologiczną reakcję gatunków się one słabiej, bo warunki środowiska w stosunku do wilgotności podłoża abiotycznego są tam na tyle skrajne, że w okresie wegetacji; (5) kwasowość (R) rośliny znajdują się na krańcach możli- świadcząca o wpływie kwasowości pod- wości bytowania żywych organizmów łoża na rośliny; (6) żyzność (N) rozumia- i warunki te zwykle są ujmowane w jednej lub najwyżej dwóch kategoriach ze

23 A. Kozłowska, Z. Rączkowska skali danego wskaźnika. Na podstawie zględniane są w skalach ekologicznych liczb wskaźnikowych przyjętych przez liczb wskaźnikowych, jest długość zale- Zarzyckiego i in. [2003], których skala gania pokrywy śnieżnej. Dla gór Skan- wynosi 1–5, wysokogórskie gatunki dynawii Eurola i Virtanen [1991] wyzna- roślin naczyniowych Tatr rosną w peł- czyli trzy kategorie gatunków według nym świetle (L = 5) lub na miejscach reakcji roślin na ten czynnik: gatunki przejściowo ocienionych (L = 4), na chionofobiczne (nie znoszące długiej siedliskach zimnych lub umiarkowanie pokrywy śnieżnej), chionofilne w stopniu zimnych (T = 1–2), ubogich lub umiar- umiarkowanym (znoszące średnio długie kowanie ubogich (N = 2–3), świeżych zaleganie śniegu) i wybitnie chionofilne (F = 3), a jedynie znacznie rzadziej na (zimnolubne gatunki wyleżysk śnież- suchych (F = 2) lub wilgotnych (F = 4); nych). Podział ten został rozbudowany w stosunku do kontynentalizmu są neu- przez Odlanda i Munkejorda [2008] do tralne (K = 3). Informacja uzyskana na dziewięciu kategorii na podobieństwo podstawie liczb wskaźnikowych, których skali Ellenberga, na podstawie badań w zakres odnosi się do całej szerokiej am- górach południowej Norwegii. Podobne plitudy ekologicznej siedlisk nie tylko próby były przeprowadzane dla gór górskich, nie pozwala na ich bardziej Ameryki Północnej [Billings, Bliss 1959, precyzyjne zróżnicowanie, czyli nie daje Ostler i in. 1982, Helm 1982] czy dla się wykorzystać jako cecha wskaźnikowa Tatr [Kozłowska, Rączkowska 1996, dla wysokogórskiego środowiska przy- 2006], dotyczyły jednak mniejszych rodniczego. Siedliska te różnią się wy- obszarów. Wykazały one ciągły charak- raźnie jedynie kwasowością podłoża ter reakcji gatunków roślin na długość (R waha się od 2 – siedliska kwaśne do 5 zalegania pokrywy śnieżnej. Taka gra- – zasadowe). To zróżnicowanie, wynika- dientowa zmienność elementów środowi- jące z budowy geologicznej podłoża, od ska jest cechą charakterystyczną obsza- granitów po wapienie i dolomity, dawno rów górskich, a gatunki roślin stanowią już znalazło wyraz w podziale na rośliny tego dobre wskaźniki [Odland 2009]. „wapienne” i „granitowe” [Pawłowska Gatunki wskaźnikowe roślin na niżu 1962, Stecki 1979, Mirek, Piękoś-Mir- są od dawna wykorzystywane w miej- kowa 1996]. Podobne podziały, według scach intensywnej działalności człowie- kwasowości podłoża, na rośliny wapie- ka, głównie w praktyce rolniczej, do niolubne i acidofilne, stosują także od oceny warunków siedliskowych gleb. dawna autorzy skandynawscy [Gjae- Nieliczne egzemplarze, na przykład po- revoll 1956, Sandberg 1958, Gjaerevoll, jedyncze osobniki chwastów pól upraw- Bringer 1965, Eurola, Virtanen 1991]. nych na miedzach, wskazują na zasob- Tak więc ze standardowo przyjętych ność i wilgotność siedlisk nawet przy (w postaci liczb wskaźnikowych) ekolo- stosowaniu nowoczesnych środków och- gicznych skal gatunkowych przydatnych rony roślin eliminujących te chwasty w odniesieniu do niżu, w wysokich gó- z upraw. W wysokich górach szereg rach sprawdza się tylko skala kwasowo- naturalnych zbiorowisk roślinnych bu- ści, natomiast wiele innych istotnych dowanych jest przez jeden gatunek do- właściwości środowiska wysokogórskie- minujący i dopiero przy wysokiej liczeb- go nie wchodzi w zakres zainteresowania ności ma on znaczenie wskaźnikowe dla twórców skal gatunkowych dla danego specyficznych warunków abiotycznych kraju, gdyż brak ich w niższych położe- danego miejsca. Przykładowo, gatunek niach. wyleżysk śnieżnych w piętrze subalpej- W wysokich górach znacznie bardziej skim, kosmatka brunatna (Luzula alpino- istotnym czynnikiem niż te, które uw- pilosa), rzeczywiście wskazuje na długie

24 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego zaleganie w tym miejscu płata śniegu, nasilenia antropopresji, gdyż te synantro- jeśli tworzy duży płat zbiorowiska wyle- pijne gatunki nie są typowym składni- żyskowego. Obecność pojedynczych egz- kiem muraw piętra alpejskiego. emplarzy kosmatki w murawie piętra Warto tu także nadmienić, że w sto- alpejskiego (Oreochloo distichae-Junce- sunku do czynnika, jakim jest czas dzia- tum trifidi) świadczy jedynie o dość łania różnorodnych procesów rzeźbo- wilgotnym siedlisku, co też jest informa- twórczych w górach, używane są także cją, ale nie dotyczącą płatów śniegu. Tak specyficzne rodzaje bioindykacji, inne więc interpretacja na podstawie pojedyn- niż omawiana dotychczas fitoindykacja czych egzemplarzy nie zawsze prowadzi geobotaniczna. Przykładowo, na podsta- do jednoznacznych wniosków. Wyjątek wie gatunków porostów (lichenoindyka- stanowi jednak znalezienie rośliny rzad- cji), które powszechnie służą jako kiej, niszczonej ze względu na swą popu- wskaźniki jakości powietrza atmosfe- larność, jak szarotka alpejska (Leontopo- rycznego, w wysokich górach, w obsza- dium alpinum). Dawniej była ona wyko- rze powyżej górnej granicy lasu, można pywana do ogródków skalnych i zrywana określać wiek form rzeźby za pomocą jako ozdoba – jeśli przetrwała na jakimś pomiaru wielkości plech rosnących na stanowisku, to z pewnością na podłożu nich porostów [Faegri 1933, Beschel węglanowym. 1950]. Najczęściej w badaniach geomor- Czasami jednak nawet pojedyncze fologicznych wykorzystuje się rosnące egzemplarze gatunków mogą mieć zna- w wolnym tempie porosty z gatunku czenie wskaźnikowe. I tak, zaobserwo- Rhizocarpon geographicum [m. in. Be- wanie roślin charakterystycznych dla schel 1956, Benedict 1967, Innes 1983, obszarów z podłożem węglanowym na Kotarba 1988, 2001]. Inną stosowaną obszarze zbudowanym ze skał krysta- metodą jest pomiar liczby rocznych przy- licznych wskazuje na następujące różne rostów (słojów) u gatunków drzewia- możliwości pochodzenia jonów zasado- stych wykorzystywany w dendrochrono- wych: (1) dostawę gruzu skalnego w wy- logicznych datowaniach wielu zjawisk niku wietrzenia i odpadania z położonych przyrodniczych – klimatycznych, geo- powyżej ścian skalnych zbudowanych, morfologicznych, geologicznych i geoe- w całości lub częściowo, ze skał węgla- kologicznych [Zielski, Krąpiec 2004]. nowych, (2) występowanie w obrębie Metoda ta, bazując na różnych gatunkach skał granitowych wychodni skał meta- drzewiastych, znajduje zastosowanie morficznych o bardziej zasadowym cha- w badaniach środowiska gór wysokich, rakterze, np. mylonitowych, (3) wystę- głównie w odniesieniu do klimatu oraz powanie w podłożu skał węglanowych rzeźby. Przykładowo, w Tatrach wyko- przykrytych pokrywą złożoną ze skał rzystano limbę (Pinus cembra) [Ermich krystalicznych, np. pokrywą morenową 1955, Bednarz 1973, 1976] i kosodrze- zbudowaną z granitów, łupków metamor- winę (Pinus mugo) [Kaczka 2004] do ficznych, (4) zasilanie wód podziemnych analiz zmian klimatu. Dendrogeomorfo- przez wody pochodzące z obszaru zbu- logiczne techniki, oparte w głównej mie- dowanego ze skał węglanowych. rze na analizie szerokości sekwencji Z kolei występowanie wysoko w gó- rocznych przyrostów drewna, stosowano rach przy ścieżkach turystycznych gatun- do badań procesów geomorfologicznych ków roślin związanych z człowiekiem, w górach od lat 70. XX w. [m. in. Alesta- jak pokrzywa zwyczajna (Urtica dioica) lo 1971, Orombelli, Gnaccolini 1972, czy babka zwyczajna (Plantago major) Potter 1969, Strunk 1989, Denneler, na zboczach Kasprowego Wierchu, nie Schweingruber 1993, Pelfini 2006, Pel- pozostawia wątpliwości co do dużego fini, Santinelli 2006]. W ostatnich latach

25 A. Kozłowska, Z. Rączkowska do określania dynamiki procesów morfo- wie o warunkach siedliskowych miejsc genetycznych coraz powszechniej stosuje porastanych przez dany typ roślinności się mikroskopową analizę komórek w całym areale danej jednostki typolo- drewna [Gärtner 2003, Gärtner i in. 2001, gicznej, obejmującej często obszar sporej Bodoque i in. 2005, Hitz i in. 2008]. części kontynentu. Stosując zbiorowiska roślinne jako wskaźniki warunków śro- dowiska przyrodniczego wykorzystuje Zbiorowiska roślinne jako się gatunki charakterystyczne dla jedno- kompleksowy wskaźnik stek syntaksonomicznych różnej rangi, warunków siedliskowych od klas do zespołów. Nie powstała, jak dotychczas, skala ekologicznych liczb Całościowa ocena warunków siedli- wskaźnikowych, wyrażająca wymagania skowych w górach możliwa jest poprzez siedliskowe zbiorowisk roślinnych. wykorzystanie informacji zawartych W związku z tym informacje dostępne w zbiorowiskach roślinnych, będących w literaturze geobotanicznej nie dają podstawowymi jednostkami roślinności jeszcze możliwości precyzyjnego zwalo- o powtarzalnej strukturze przestrzennej ryzowania poszczególnych czynników i gatunkowej, utworzonymi przez popu- ekologicznych, jak można by było ocze- lacje różnych gatunków roślin pozostają- kiwać, zakładając węższą amplitudę cych ze sobą w różnych zależnościach wrażliwości zbiorowisk niż budujących i wykorzystujących wspólnie wykształ- je gatunków roślin. Jednakże możliwe cone przez siebie i zoocenozę siedlisko jest wykazanie różnic między konkret- [Faliński 1986]. Zbiorowiska roślinne są nymi płatami roślinności, określenie najpełniejszym odzwierciedleniem wa- natężenia najbardziej istotnych w danym runków siedliskowych, które determinują środowisku czynników i charakterystyka szatę roślinną. Amplituda ekologiczna głównych geokomponentów. zbiorowisk roślinnych jest węższa niż Diagnoza typów roślinności pozwala gatunków je budujących, bo obejmuje ocenić najważniejsze czynniki determi- wspólny dla wszystkich zakres warun- nujące roślinność danego miejsca. Naj- ków występowania. Identyfikacja przy- częściej odbywa się to poprzez walory- należności do typów zespołów roślin- zację poszczególnych elementów środo- nych, wyróżnionych na podstawie gatun- wiska abiotycznego w skali trójstopnio- ków charakterystycznych i określonych wej: dużo, średnio, mało lub dwustop- pod względem wymagań siedliskowych, niowej: jest, nie ma. Dla przykładu, otwiera możliwość wykorzystania infor- w Tatrach miejsca długiego zalegania macji o długości zalegania pokrywy śniegu na podłożu bezwapiennym pora- śnieżnej, wilgotności gruntu, warunkach stają zbiorowiska wyleżyskowe, zróżni- topo- i mikroklimatycznych, trofizmie cowane według długości okresu wegeta- podłoża, rodzaju i intensywności proce- cyjnego na trzy zespoły: zespół kosmatki sów geomorfologicznych, a także dzia- brunatnej (Luzuletum alpino-pilosae) łalności człowieka. Gatunki charaktery- z okresem wegetacyjnym dłuższym niż styczne, wyróżniane według ujęcia środ- cztery miesiące, zespół wierzby zielnej kowoeuropejskiego stosowanego w Pol- (Salicetum herbaceae) z okresem wege- sce, nie muszą być liczne w danym typie tacyjnym od trzech do czterech miesięcy roślinności, ale praktycznie nie występu- i zespół mszysty (Polytrichetum sexangu- ją poza nim. System gatunków charakte- laris) z okresem wegetacyjnym od półto- rystycznych, choć może trudny dla nie- ra do dwóch i pół miesięcy. To zróżni- specjalisty, ma ogromną zaletę, gdyż cowanie typologiczne pozwala na dalsze, umożliwia wnioskowanie na ich podsta- bardziej precyzyjne określanie warunków

26 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

środowiska przyrodniczego miejsc dłu- sposób odzwierciedlają zróżnicowanie giego zalegania śniegu. Pomimo że miej- długości zalegania śniegu. sca długiego zalegania śniegu cechują Znajomość zróżnicowania muraw podobne warunki rzeźby (są to zwykle piętra alpejskiego na zespoły i jednostki różnego kształtu i wielkości zagłębienia niższe – podzespoły, postaci lokalne, for- terenu lub fragmenty stoku po zawietrz- my wysokościowe – w zależności od nej stronie grani), gdy wzrasta wysokość czynników wymienionych powyżej, bezwzględna, wzrasta także częstotli- a także od stabilności stoków i wpływu wość występowania określonego typu człowieka, może być znakomitym cało- zbiorowiska. W piętrze subalpejskim ściowym źródłem informacji o warun- zwykle są to wyleżyska z kosmatką bru- kach środowiska wysokogórskiego natną (Luzuletum alpino-pilosae) (ryc. w konkretnym miejscu oraz o różnicach 1 a, 1 b), w piętrze alpejskim najczęstsze między badanymi powierzchniami. Za są wyleżyska z wierzbą zielną (Salicetum wzorcowy przykład opracowania lokal- herbaceae) (ryc. 2), zaś w piętrze sub- nego, na podstawie którego możliwa jest niwalnym wzrasta udział wyleżysk szczegółowa interpretacja warunków fi- mszystych (Polytrichetum sexangularis) zycznogeograficznych i wpływu czło- (ryc. 3). W związku z dostawą wody wieka, może posłużyć monografia ro- z płata śniegu nawet na początku lata ślinności Doliny Pięciu Stawów Polskich siedliska te są w sezonie wegetacyjnym [Balcerkiewicz 1984] (tab. 1). relatywnie wilgotne w porównaniu z ota- Wykorzystanie specjalistycznego pi- czającymi je murawami. Na przeciw- śmiennictwa fitosocjologicznego do stawnym, w stosunku do wyleżysk śnież- celów indykacji warunków środowiska nych, krańcu siedlisk wysokogórskich przyrodniczego gór wymaga jednak znajdują się zbiorowiska tzw. krzewinek przygotowania geobotanicznego ze stro- szpalerowych (Windheiden; snowfree ny czytelnika, a zwłaszcza znajomości exposed mountain heath). W Tatrach gatunków roślin i umiejętności zakwali- w piętrze subalpejskim i alpejskim na fikowania obserwowanych płatów ro- kwaśnych glebach są to wysokogórskie ślinności do odpowiednich zespołów borówczyska bażynowe (Empetro-Vac- roślinnych. Dużą pomocą służą mapyro- cinietum), które porastają miejsca ekspo- ślinności w skali szczegółowej, na pod- nowane na wiatr, ze skąpą i najwcześniej stawie których można przygotowaćsze- zanikającą pokrywą śnieżną oraz suche w reg map pochodnych, dających obraz sezonie wegetacyjnym (ryc. 4). Przykład żyzności, wilgotności, długości zalegania wyleżysk śnieżnych i borówczysk baży- pokrywy śnieżnej, klimatu lokalnego, nowych pokazuje możliwość wniosko- wpływu człowieka czy siedlisk prefero- wania na ich podstawie o warunkach wanych przez konkretne gatunki zwie- klimatu lokalnego i mikroklimatu, wyso- rząt. Niektóre elementy środowiska abio- kości n.p.m. i wilgotności. tycznego zmieniają się w górach w spo- Podane przykłady dotyczą fitoindy- sób ciągły, jak na przykład klimat pięter kacji siedlisk na podłożu bezwapiennym. wysokościowych. Zróżnicowanie to mo- Typologia fitosocjologiczna silnie akcen- żna zobrazować przeciwstawiając sobie tuje zasobność podłoża, w wyniku czego grupy gatunków charakterystycznych dla wyleżyska na podłożu węglanowym na- jednostek typologicznych (zespołów leżą do zupełnie innych zespołów roślin- i jednostek niższej rangi) o różnej specy- nych oraz innych, wyższych jednostek fice wysokościowej [Kozłowska 2008]. typologicznych w obrębie klasy Salicetea W odniesieniu do pokrywy śnieżnej herbaceae, niż te na podłożu skał krysta- istotną zależność zbiorowisk roślinnych licznych, jednak także i one w podobny od długości jej zalegania wykazuje ze-

27 A. Kozłowska, Z. Rączkowska

Ryc. 1. A – kosmatka brunatna (Luzula alpino-pilosa), B – wyleżysko kosmatkowe (Luzuletum alpino-pilosae). Fig. 1. A – tuft of alpine wood-rush (Luzula alpino-pilosa), B – alpine wood-rush snow-bedcommunity (Luzuletum alpino-pilosae).

28 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

Ryc. 2. Wyleżysko wierzby zielnej (Salicetum herbaceae). Fig. 2. Dwarf-willow snow-bed community (Salicetum herbaceae).

Ryc. 3. Wyleżysko mszyste (Polytrichetum sexangularis). Fig. 3. Moss snow-bed community (Polytrichetum sexangularis).

29 A. Kozłowska, Z. Rączkowska

Tab. 1. Zróżnicowanie muraw z sitem skuciną i boimką dwurzędową (Oreochloo distichae- Juncetum trifidi) na podłożu bezwapiennym w Dolinie Pięciu Stawów Polskich [Balcerkiewicz 1984] i ich wskaźnikowa rola.

Nazwa Piętro geo- Zasób informacji o środowisku naukowa ekologiczne postać klimat: MAAT <–2oC, pokrywa śnieżna > 290 dni/rok, subniwalna subniwalne wysokość: >2150m n.p.m, z Oreochloa geologia: podłoże kwaśne disticha typicum – klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywaśnieżna 250 dni alpejskie typowe w roku, wysokość: 1670–1800 m n.p.m. klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywa śnieżna 250 dni rhacomitrieto- alpejskie w roku, wysokość: 1670–1800 m n.p.m., rzeźba: dominacja sum – mszyste głazów w składzie mechanicznym pokryw stokowych klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywa śnieżna 250 dni cetrarietosum w roku, wysokość: 1670–1800 m n.p.m., rzeźba: stok skalny bez alpejskie – porostowe pokryw stokowych z półkami skalnymi, procesy eoliczne, wilgotność podłoża: suche klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywa śnieżna 250 dni w roku, wysokość:1670–1800 m n.p.m., sphagnetosum alpejskie rzeźba: powierzchnia stoku z nabrzmieniami i zagłębieniami, – torfowcowe pokrywy słabo przepuszczalne, wody: zasilanie kwaśną wodą (z miejsc wyżej położonych) salicetosum klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywa śnieżna 250 dni herbaceae – alpejskie w roku, płaty śnieżne, okres wegetacyjny 3–4 miesiące, wyleżyskowe wysokość: 1670–1800 m n.p.m., rzeźba: nisze niwalne, niwacja salicetosum klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywa śnieżna 250 dni kitaibelianae – alpejskie w roku, wysokość: 1670–1800 m n.p.m., rzeźba: stoki, stożki, piargowe hałdy gruzowe (piargowe) zacienione, procesy grawitacyjne postać klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywa śnieżna 250 dni piargowa w roku, wysokość: 1670–1800 m n.p.m. alpejskie z Juncus rzeźba: stoki, stożki, hałdy gruzowe (piargowe), trifidus procesy grawitacyjne, wilgotność podłoża: sucho postać klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywaśnieżna 250 dni szczelinowa alpejskie w roku, wysokość: 1670–1800 m n.p.m., rzeźba: stok skalny ze z Poa laxa szczelinami, zacieniony, wilgotność: sucho caricetosum klimat: MAAT od 0oC do –2oC, pokrywa śnieżna 250 dni sempervirentis w roku, wysokość: 1670–1800 m n.p.m., rzeźba: stok gładki, – powypasowe alpejskie dojrzały, pokryty zwartą pokrywą darniową, znaczna miąższość piętra pokryw, brak dużych głazów w pokrywach, wykształcona gleba, alpejskiego duża stabilność (brak erozji) seminaturalne klimat: MAAT od +2oCdo 0oC, pokrywa śnieżna 215 dni formy subalpejskie w roku, wysokość: 1500–1670 m n.p.m., antropopresja subalpejskie

MAAT – średnia roczna temperatura powietrza

30 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

Ryc. 4. Borówczysko bażynowe (Empetro-Vaccinietum). Fig. 4. Crowberry heath (Empetro-Vaccinietum). stawienie mapy roślinności wysokogór- tion types: the Nordic countries 1998] skiej z mapą zanikania pokrywy śnieżnej, płaty roślinności użyte do badań są wykonaną na postawie kartowania pro- znacznie mniejsze, co odpowiada synu- wadzonego w określonych, odległych od zjom w ujęciu środkowoeuropejskim. siebie o kilkanaście dni terminach [El- Gatunki charakterystyczne, na podstawie lenberg 1996]. Podobnie Clark i in. których wyróżnia się typy roślinności, są [1985] zastosowali mapę roślinności dominantami w płatach i mają wysoką wykonaną na podstawie danych telede- frekwencję w analizowanym zbiorze da- tekcyjnych jako wskaźnik grubości po- nych. Podstawową rolę grają w nich eko- krywy śnieżnej w obszarach subarktycz- logiczne grupy gatunków, które tworzone nych Finlandii. W każdym przypadku są przez gatunki roślin o podobnej reakcji oznacza to indykacyjną rolę zbiorowisk w stosunku do jednego lub więcej czyn- roślinnych w określeniu trwałości i gru- ników. Takie grupy gatunków roślin dob- bości pokrywy śnieżnej w górach. rze opisują drobnomozaikową lub paso- Podejścia typologiczne w odniesieniu wą strukturę roślinności w wysokich do zbiorowisk roślinnych różnią się sze- górach. rokością ujęcia jednostek. W typologii Z punktu widzenia indykacji warun- środkowoeuropejskiej typy określane są ków siedliskowych gór wyodrębnienie za pomocą charakterystycznej kombina- ekologicznych grup gatunków odgrywa cji gatunków, uzyskiwanej na podstawie bardzo ważna rolę, gdyż w ich skład danych florystycznych z płatów o zróż- wchodzą także gatunki częste i pospolite nicowanej strukturze, tworzonej przez na danych siedliskach, które nie spełniają drobne jednostki, tzw. synuzja. W typo- formalnych kryteriów gatunków charak- logii skandynawskiej [European vegeta- terystycznych według środkowoeuropej-

31 A. Kozłowska, Z. Rączkowska skiego systemu Brauna-Blanqueta. Grupy rowisk roślinnych [Rączkowska, Ko- te mogą być wyróżniane zarówno dla złowska 1994, Kozłowska, Rączkowska, dużych obszarów jak i dla zupełnie ma- Jakomulska 1999, Kozłowska, Rączkow- łych, np. nisz niwalnych. System ekolo- ska, Zagajewski 2006]. Przy takim po- gicznych grup gatunków przedstawił dejściu pewne ograniczenie stanowi moż- Gjaerevoll [1950] dla roślinności miejsc liwość wyraźnego określenia cech różni- długiego zalegania śniegu w otoczeniu cujących jedynie dla obszarów dyna- jeziora Torneträsk; uwzględniał on dłu- micznie niestabilnych, podczas gdy usta- gość zalegania pokrywy śnieżnej, zróżni- bilizowane stoki mają bogaty zastaw cowanie wilgotności i żyzność podłoża. zbiorowisk, wspólny dla różnych typów Korelacja gatunków roślin z grubością morfodynamicznych (tab. 2). Przedsta- płata śniegu w niszach niwalnych w Tat- wione wyniki wskazują równocześnie, że rach [Kozłowska, Rączkowska 2006] próby określenia wskaźników roślinnych także daje podstawy do wyznaczenia dla rzeźby są bardziej obiecujące w od- lokalnych ekologicznych grup gatunków, niesieniu do procesów geomorfologicz- które pokazują rolę śniegu w tworzeniu nych niż do form rzeźby. W przypadku się struktury roślinności żlebów i zmien- form rzeźby roślinność może być wskaź- ność warunków wilgotnościowych. nikiem ich cech morfologicznych, czyli Skonstruowanie systemu wskaźników takich jak kształt (wypukły, wklęsły), roślinnych dla rzeźby wysokogórskiej nachylenie czy ekspozycja, ale nie cech jest największym wyzwaniem dla fitoin- morfometrycznych czy morfogenetycz- dykacji. Jak dotychczas nie udało się nych. Należy jednak dodać, że w odnie- jeszcze opracować dla jednostek rzeźby sieniu do obu elementów rzeźby wskaź- systemu wskaźników geobotanicznych niki roślinne są raczej na początkowym mającego większy zasięg, niż tylko lo- etapie konstruowania. Jedynie opracowa- kalny. Trudność wynika z ogólnego, nie nie coraz większej liczby wskaźników tylko właściwego dla gór, charakteru roślinnych o zasięgu lokalnym może być związków rzeźby i roślinności, które są podstawą stworzenia systemu wskaźni- zależne od siebie pośrednio – poprzez ków roślinnych dla rzeźby wysokogór- inne elementy geokompleksów wysoko- skiej. górskich. Na to nakłada się wysokogór- ska specyfika roślinności, która tworzy tu często mozaikę małych płatów. Możli- Formacje roślinne i stopień wość taka rysuje się poprzez ujęcie kra- zwarcia pokrywy roślinnej jobrazowe, to znaczy poprzez przypisa- nie dużym powierzchniom stokowym – Formacje roślinne wyróżniane są na jednostkom morfodynamicznym – cha- podstawie form życiowych czyli morfo- rakterystycznych kombinacji typów zbio- logicznych typów roślin, będących wyra-

Tab. 2. Zbiorowiska roślinne jako wskaźniki rzeźby w Kotle Gąsienicowym. Charakterystyka procesów geomorfologicznych: 1 – stok utrwalony kosodrzewiną, 2 – erozja i akumulacja antropogeniczna, 3 – akumulacja w postaci języków spływów gruzowych, 4 – spełzywanie darni i zwietrzeliny po głazach, 5 – soliflukcja, wykształcone terasetki, 6 – soliflukcja, 7 – świeża akumulacja w postaci języków spływów gruzowych, 8 – akumulacja na stożkach i równinie napły- wowej, 9 – stok stabilny, modelowany przez deflację, 10 – procesy erozji, głównie spłukiwanie i erozja linijna, 11 – stok stabilny z pokrywą blokową, 12 – spełzywanie i soliflukcja, 13 – speł- zywanie darni po głazach, 14 – spełzywanie, 15 – stok nieaktywny; I–V –wskaźniki mocy powią- zań roślinności z procesami geomorfologicznymi – waloryzowane.

32 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

Charakterystyka procesów Zbiorowiska roślinne geomorfologicznych (1–15) i wskaźnik mocy (I–V) zarośla kosodrzewiny 1: V pionierskie zbiorowisko wilgotnych piargów bezwapiennych 2: V wyleżyska kosmatkowe i wilgotne murawy 3: IV kompleks przestrzenny muraw piętra alpejskiego na podłożu 4: IV bezwapiennym z traworoślami trzcinnikowymi murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, postać mszysta 5: III murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, 6: III podzespół wyleżyskowy wyleżysko kosmatkowe 7: V / 8: III / 9: III inicjalne stadia roślin zarodnikowych – faza I 10: IV inicjalne stadia roślin zarodnikowych – faza II 10: III zbiorowiska porostów naskalnych 11: V murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, postać piargowa 11: IV murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, subalpejska postać 12: IV powypasowa traworośle trzcinnikowe 12: III borówczyska bażynowe 12: III borówczyska czernicowe 13: V kompleks przestrzenny borówczysk czenicowych z subalpejską postacią 13: IV muraw piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych kompleks przestrzenny powypasowych muraw piętra subalpejskiego na 13: III / 14: III siedliskach bezwapiennych z borówczyskami czernicowymi murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, 14: V podzespół torfowcowy murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, podzespół wypasowy 14: III kompleks przestrzenny postaci mszystej muraw piętra alpejskiego siedlisk 14: III / 15: III bezwapiennych z wyleżyskami antropogeniczne ziołorośla przywotnikowe 15: III murawy węglanowe piętra alpejskiego, antropogeniczne 15: V ziołorośla wysokogórskie 15: V kompleks przestrzenny muraw piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych 15: V w postaci mszystej z wyleżyskami kosmatkowymi murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, podzespół porostowy 15: V kompleks przestrzenny podzespołu wypasowego muraw piętra 15: V alpejskiego siedlisk bezwapiennych z traworoślami trzcinnikowymi murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, podzespół typowy 15: III murawy piętra alpejskiego siedlisk bezwapiennych, 15: III postać piargowa, antropogeniczna

33 A. Kozłowska, Z. Rączkowska zem ich przystosowań do środowiska. Zwłaszcza na nizinach czynnik antropo- Najczęściej stosowana klasyfikacja presji jest najczęściej odpowiedzialny za form życiowych ma za kryterium poło- brak (stały lub sezonowy) pokrywy ro- żenie pączków odnawiających względem ślinnej, co związane jest z rolniczym powierzchni ziemi, co ma związek użytkowaniem gruntów lub tak inten- z przystosowaniem do przetrwania nieko- sywnym wydeptywaniem, że roślinność rzystnych warunków klimatycznych. ulega kompletnemu zniszczeniu. W gó- Zmiana form życiowych wraz ze wzro- rach brak lub bardzo słabe zwarcie po- stem wysokości w postaci wykształcenia krywy roślinnej może mieć różne przy- się pięter roślinnych (lasów liściastych, czyny, przeważają jednak czynniki natu- lasów iglastych, zbiorowisk krzewia- ralne. Najważniejsze z nich to niesprzyja- stych, muraw) jest najłatwiej dostrzegal- jące warunki klimatyczne determinujące nym wyrazem piętrowości geoekologicz- termiczną granicę występowania roślin- nej w górach. Kotarba i in. [1987] podają ności, właściwości podłoża, takie jak całościową charakterystykę warunków trudne do zasiedlenia blokowiska czy środowiska przyrodniczego poszczegól- obszary intensywnie przekształcane nych pięter geoekologicznych Tatr. Po- przez procesy morfogenetyczne, zarówno dobną syntezę informacji o warunkach sekularne (np. erozja) jak i katastrofalne, środowiska przyrodniczego innych ma- gwałtowne o dużej energii (np. spływy sywów górskich można uzyskać na pod- gruzowe). stawie obserwowanych tam pięter roślin- Poważnym ograniczeniem fitoindy- ności nawet bez szczegółowej znajomo- kacji na podstawie formacji roślinnych ści budujących je gatunków, na przykład oraz źródłem możliwych błędów w inter- przy zastosowaniu metod teledetekcyj- pretacji jej wyników jest jednak działal- nych w obszarach słabo zbadanych ność człowieka. Doprowadziła ona do i trudno dostępnych. dużych zmian w piętrach leśnych – za- Obserwowane zaburzenia schematu wężenia ich pionowych zasięgów lub piętrowości, jak na przykład przecięcie nawet zupełnego zniszczenia lasów gór- subalpejskiego stoku porośniętego koso- skich. Przykładem w Europie jest obszar drzewiną i/lub lasem przez trawiaste Pirenejów, gdzie wynikiem ingerencji żleby, świadczą przede wszystkim o du- człowieka od tysiącleci jest całkowite żej aktywności wysokoenergetycznych wycięcie lasów. Dlatego dominujące procesów morfogenetycznych, takich jak formacje roślinne nie są wskaźnikami lawiny i spływy gruzowe, kształtujących pięter geoekologicznych w tych górach. stoki i eliminujących roślinność o zdrew- Również w Karpatach aktualna górna niałych pędach, a nie o różnicach o cha- granica lasu i górna granica subalpej- rakterze klimatycznym (piętrowym). skich zarośli kosodrzewiny są w wielu Podobnie płaty muraw naskalnych miejscach obniżone antropogenicznie, w piętrach reglowych, fizjonomicznie zatem ich zasięg nie jest wskaźnikiem podobne do muraw piętra alpejskiego, zasięgu pięter geoekologicznych. Na nie świadczą o piętrowości (nie jest to przesunięcie granic miało wpływ przede piętro alpejskie), lecz o skalnym podłożu, wszystkim trwające przez wiele wieków które uniemożliwia korzenienie się drzew pasterstwo. i krzewów. Na ograniczenie wskaźnikowych za- Zwarcie pokrywy roślinnej, mające stosowań formacji roślinnych wpływa związek z typem formacji roślinnej, także turystyka. Jej wpływ przejawia się może być dobrym wskaźnikiem warun- nie tylko w postaci zupełnego zniszcze- ków środowiska abiotycznego, choć nia pokrywy roślinnej na szlakach tury- zależy także od działalności człowieka. stycznych, ale także jako lokalne rozrze-

34 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego dzenie struktury płatów roślinności, co Podsumowanie i wnioski stwarza warunki dla rozwoju takich ga- tunków, które nie rosną w zwartej mura- Każdy z omówionych w pracy wska- wie. Interesującym przykładem jest wy- źników geobotanicznych możliwych do stępowanie w pobliżu kopuły Kasprowe- zastosowanie w ocenie wysokogórskiego go Wierchu, na początku trasy zjazdowej środowiska abiotycznego ma swoją spe- w Kocioł Goryczkowy pod Zakosy, go- cyfikę, zalety i ograniczenia (tab. 3). ryczki przezroczystej (Gentiana frigida) Najszersze możliwości wskaźnikowe (ryc. 5), gatunku słabo zwartych muraw daje zastosowanie zbiorowisk roślinnych, piętra subniwalnego. Wyciąganie z tego choć wiąże się z nim także szereg ogra- wniosku, że na wysokości poniżej niczeń. Podstawowym ograniczeniem 2000 m n.p.m. mamy do czynienia jest częsty brak dokładnego zbadania z piętrem subniwalnym byłoby oczywi- roślinności danego obszaru w postaci stym błędem interpretacji. Przypuszczal- opracowania lokalnego, mapy roślinności nie jest to wynik zmniejszenia konkuren- lub będącego wynikiem współpracy cji międzygatunkowej na skutek silnej z geobotanikiem. W skali naszego kraju presji narciarstwa, ale problem ten wy- dużą pomocą dla początkujących jest maga dalszych badań. opracowany przez Matuszkiewicza

Ryc. 5. Goryczka przezroczysta (Gentiana frigida). Fig. 5. Gentian (Gentiana frigida).

35 A. Kozłowska, Z. Rączkowska

Tab. 3. Ocena zastosowania wskaźników geobotanicznych w środowisku wysokogórskim.

Wskaźnik Miara Obiekt indykacji Zaleta Ograniczenie

brak wskaźników precyzyjny opracowanych dla wskaźnik po- poszczególne istotnych cech gatunki gatunki szczególnych czynniki glebowe środowiska roślin wskaźnikowe elementów śro- lub klimatyczne wysokogórskiego; dowiska abio- potrzebna współpraca tycznego z geobotanikiem nie pozwala na walo- wskaźnik działa- gatunki ryzację poszczegól- nia kompleksu charakterys- nych elementów najważniejszych zbioro- tyczne, środowiska; kompleks elementów śro- wiska ekologiczne słabo różnicuje utrwa- czynników dowiska abio- roślinne grupy gatunków, lone formy rzeźby; siedliskowych tycznego, w tym charakterystyczna pośrednia zależność także wskaźnik kombinacja zbio- rzeźba–roślinność; morfodynamiki rowisk potrzebna współpraca stoku z geobotanikiem klimat pięter nie uwzględnia zmian zbiorowiska wysokościowych łatwość antropogenicznych formacje zonalne pięter i zależne od identyfikacji spowodowanych np. roślinne roślinnych niego inne czyn- pięter roślinności wylesieniem, niki abiotyczne wypasem nie różnicuje dynamika obszarów o zwartej łatwość określe- zwarcie procesów roślinności; nia intensywności pokrywy stopień pokrycia stokowych, brak rozróżnienia procesów geo- roślinnej przekształcenia czynników morfologicznych antropogeniczne naturalnych i antropogenicznych

[2006] „Przewodnik do oznaczania zbio- ny jest dla gór Skandynawii i tam może rowisk roślinnych Polski”, zawierający być stosowany. Inne masywy górskie prosty, oparty na cechach fizjonomicz- wymagają własnych opracowań. Zbudo- nych, klucz do oznaczania zbiorowisk. wanie podstaw bioindykacji na poziomie Tę podstawową wiedzę można odnosić krajobrazowym za pomocą charaktery- do obiektów w różnej skali w zależności stycznych kombinacji zbiorowisk roślin- od tego, jaką stosujemy miarę. I tak, nych jest dopiero na etapach tworzenia gatunki charakterystyczne jednostek i testowania możliwości. syntaksonomicznych w ujęciu typologii Specjalnego opracowania, przygoto- szkoły środkowoeuropejskiej mają sze- wanego pod kątem indykacji elementów rokie znaczenie wskaźnikowe, zarówno i czynników środowiska typowych dla lokalne jak i ponadregionalne, ponieważ wysokich gór, wymaga także system powstały w wyniku opracowania obej- ekologicznych liczb wskaźnikowych, mującego całą Europę. Natomiast system który, jak dotychczas, najlepiej sprawdził ekologicznych grup gatunków dla obsza- się dla obszarów niżowych. rów wysokogórskich najlepiej opracowa-

36 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

Najprostsza w stosowaniu i oparta na klimatu czy rzeźby. Jednak utrudnieniem najłatwiej dostępnych danych (np. telede- w stosowaniu fitoindykacji rzeźby jest tekcyjnych) jest indykacja na podstawie związek tego elementu środowiska formacji roślinnych i zwarcia pokrywy z roślinnością za pośrednictwem innych roślinnej, choć równocześnie dość za- elementów, których zmienność prze- wodna, jeśli idzie o poprawne wniosko- strzenna powoduje dużą różnorodność wanie. szaty roślinnej w obrębie tego samego Należy podkreślić, że roślinność wy- typu jednostek rzeźby. Potrzeba zrozu- raża zmienność warunków środowiska mienia tych relacji i współpracy geomor- w wielu skalach, od lokalnej, poprzez fologów z geobotanikami wynika nie zróżnicowanie piętrowe i strefowe (np. tylko z dążenia do poznania struktury góry strefy umiarkowanej czy strefy i funkcjonowania środowiska przyrodni- monsunowej) i może być stosowana jako czego wysokich gór, gdzie rzeźba stano- wskaźnik w bardzo szerokim zakresie, wi ramy, w których rozwija się roślin- zależnie od potrzeby. Zaletą fitoindykacji ność, ale także z możliwości zastosowa- jest możliwość szybkiej, chociaż uprosz- nia tej wiedzy w celach praktycznych, na czonej, diagnozy różnych elementów przykład w ocenie oddziaływania tury- środowiska przyrodniczego, na przykład styki na przyrodę wysokich gór.

Literatura

Alestalo J., 1971, Dendrochronological schrift fur Gletscherkunde und Glazi- interpretation of geomorphic pro- algeologie, 1, s. 152–161. cesses, Fennia, 105. Beschel R.E., 1956, Lichenometrie im Balcerkiewicz S., 1984, Roślinność wy- Gletschervorfeld, Jahrbuch des Ver- sokogórska Doliny Pięciu Stawów eins zum Schutze der Alpenpflanzen Polskich w Tatrach i jej przemiany und Alpentiere, 22, s. 164–185. antropogeniczne, Seria Biologia Billings W. D., Bliss L. C., 1959, An UAM, 25, s. 1–91. alpine snowbank environment and its Bednarz Z., 1973, Badania dendroklima- effects on vegetation, plant develop- tologiczne nad limbą (Pinus cembra) ment, and productivity, Ecology, 40, oraz innymi gatunkami drzew ta- s. 388–397. trzańskich, rozprawa doktorska, In- Bodoque J.M., Diez-Herrero A., Martin- stytut Hodowli Lasu, AR w Kra- Duque J.F., Rubiales J. M., Godfrey kowie. A., Podraza J., Carrasco R. M., Sanz Bednarz Z., 1976, Wpływ klimatu na M.A., 2005, Sheet erosion rates de- zmienność szerokości słojów limby termined by using dendrogeomorpho- (Pinus cembra L.) w Tatrach, Acta logical analysis of exposed tree roots: Agraria et Silv., Ser Silverstis, 16, two examples from central Spain, Ca- s. 3–33. tena 64, s. 81–102. Benedict J.B., 1967, Recent glacial histo- Borowiec S., Kutyna I., Skrzyczyńska J., ry of an alpine area in the Colorado 1975, Przestrzenne rozmieszczenie Front Range, U.S.A. I.: Establishing zbiorowisk chwastów na Pomorzu a lichen growth curve, Journal of Zachodnim jako wyraz zróżnicowania Glaciology, 6, s. 817–832. warunków siedliskowych, Zeszyty Beschel R.E., 1950, Flechen als Al- Nauk. AR w Szczecinie, 50, s. 49–62. tersmasstab rezenter Moränen, Zeit- Clark M.J., Gurnell A.M., Milton E.J., Seppälä M., Kyöstilä M., 1985, Re-

37 A. Kozłowska, Z. Rączkowska

motely-sensed vegetation classifica- Gärtner H., 2003, Holzanatomische Ana- tion as a snow depth indicator for hy- lyse diagnostischer Merkmale einer drological analysis in sub-arctic Fin- Freilegungsreaktion in Jahrringen land, Fennia 163, 2, s. 195–216. von Koniferenwurzeln zur Rekon- Denneler B., Schweingruber F.H., 1993, struktion geomorphologischer Proze- Slow mass movement. A dendroge- sse, Diss. Bot., 378, s. 1–118. omophological study in Gams, Swiss Gärtner H., Schweingruber F. H., Dikau Rhine Valley, Dendrochronologia, 11, R., 2001, Determination of erosion s. 55–67. rates by analyzing structural changes Diekmann M., 2003, Species indicator in the growth pattern of exposed tree values as an important tool in applied roots, Dendrochronologia, 19, 1–11. plant ecology – a review, Basic and Gjaerevoll O., 1950, The snow-bed vege- Applied Ecology, 4, s. 493–506. tation in the surroundings of Lake Ellenberg H., 1979, Zeigerwerte der Torneträsk, Swedish Lappland, Gefäßpflanzenflora Mitteleuropas, Svensk Botanisk Tidskrift, 44, 2, Scripta Geobotanica, 9, s. 9–160. s. 387–440. Ellenberg H., 1996, Vegetation Mit- Gjaerevoll O., 1956, The Plant Commu- teleuropas mit den Alpen in öko- nities of the Scandinavian Alpine logischer, dynamischer und histor- Snow-beds, Det Kgl Norske Viden- ischer Sicht, Ulmer, Stuttgart. skabers Selskabs Skrifter, 1. Ellenberg H., Weber H.E., Dull R., Wirth Gjaerevoll O., Bringer K.-G., 1965, Plant V., Werner W., Paulissen D., 1991, cover of the alpine region, Acta Phy- Zeigerwerte von Pflanzen in Mit- togeogr. Suec., 50, s. 257–268. teleuropa, Scripta Geobotanica, 18, Helm D., 1982, Multivariate analysis of s. 1–248. alpine snow patch vegetation cover Ermich K.,1955, Zależność przyrostu near Milner Pass, Rocky Mountain drzew w Tatrach od wahań klima- National Park, Colorado, USA, tycznych, Acta Soc. Bot. Poloniae, 24, Arctic and Alpine Research 14, 2, s. 245–273. s. 87–95. Eurola S., Virtanen R., 1991, Key to the Hitz O. M., Gärtner H., Heinrich I., vegetation of the northern Fen- Monbaron M., 2008, Application of noscandian fjelds, Kilpisjärvi Notes, ash (Fraxinus excelsior L.) roots to 12, s. 1–27. determine erosion rates in mountain European vegetation types: the Nordic torrents, Catena 72, 248–258. countries, 1998, Nordic Council of Innes J.L., 1983, Lichenometric dating of Ministers. CD-ROM. debris-flow deposits in the Scottisch Faegri K., 1933, Über die Längenvaria- Highlands, Earth Surface Processes tionen einiger Gletscher des Josted- and Landforms, 8, s. 579–588. alsbre und die dadurch bedingten Kaczka R., 2004, Dendrochronologiczny Pflanzensukzessionen, Bergens Mu- zapis zmian klimatu Tatr od schyłku seums Arbok, Naturvitenskapling małej epoki lodowej (na przykładzie Rekke, 7, s. 5–255. Doliny Gąsienicowej), Prace Geogra- Faliński J.B., 1986, Sukcesja roślinności ficzne IGiPZ PAN, 197, s. 89–113. na nieużytkach porolnych jako prze- Kotarba A., 1988, Lichenometria i jej jaw dynamiki ekosystemu wyzwolo- zastosowanie w badaniach geomorfo- nego spod długotrwałej presji antro- logicznych w Tatrach, Wszechświat, pogenicznej, cz. 1, Wiad. Botaniczne, 89, 1, s. 13–15. 30, 1, s. 25–50. Kotarba A., 2001, Lichenometryczne oznaczanie wieku form rzeźby wyso-

38 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

kogórskiej, Prace Geograficzne IGiPZ Odland A., 2009, Interpretation of altitu- PAN, 179, s. 197–193. dinal gradients in South Central Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., Norway based on vascular plants as 1987, High-mountain denudational environmental indicators, Ecological system in the Polish Tatra Mountains, Indicators 9, s. 404–421. Geographical Studies IGiPZ PAN, Odland A, Munkejord H.K., 2008, Plants Special issue 3. as indicators of snow layer duration Kozłowska A., 2008, Strefy przejścia in southern Norwegian mountains, między układami roślinnymi – analiza Ecological Indicators 8, s. 57–68. wieloskalowa (na przykładzie roślin- Orombelli G., Gnaccolini M., 1972, La ności górskiej), Prace Geograficzne. denrochronologia come mezzo per la Kozłowska A., Rączkowska Z., 1996, datazione di frane avvenute nel re- Relacje rzeźba–roślinność w obrębie cente passato, Bolletino Società Geo- form niwalnych, Przegląd Geogra- logica Italiana, 91, s. 325–344. ficzny, 68, 1–2, s. 168–179. Ostler, W. K., Harper K. T., McKnight Kozłowska A., Rączkowska Z., 2006, K. B., Anderson D. C., 1982, The ef- Effect of snow patches on vegetation fects of increasing snowpack on in the high-mountain nival gullies a subalpine meadow in the Uinta (Tatra Mts., Poland), Polish Journal Mountains, Utah, USA, Arctic and of Ecology, 54, 1, s. 69–90. Alpine Research 14, s. 203–214. Kozłowska A., Rączkowska Z., Jakomul- Pawłowska S., 1962, Świat roślinny Tatr, ska A., 1999, Roślinność jako wskaź- [w]: W. Szafer (red.), Tatrzański Park nik morfodynamiki stoku wysokogór- Narodowy, Zakład Ochrony Przyrody skiego, [w:] A. Kotarba, A. Kozłow- PAN, Wyd. Popularnonaukowe, 21, ska (red.), Badania geoekologiczne s.187–239. w otoczeniu Kasprowego Wierchu, Pelfini M., 2006, Dendroglaciologia, Prace Geograficzne IGiPZ PAN, 174, Nimbus, 39–40, s. 14–22. s. 91–104. Pelfini M., Santinelli M., 2006, Dendro- Kozłowska A., Rączkowska Z., Zagajew- geomorphological analysis on ex- ski B., 2006, Links between vegeta- posed roots along two mountain hik- tion and morphodynamics of high- ing trails in the Central Italian Alps, mountain slopes in the Tatra Moun- Geografiska Annaler, Ser. A., 88, 3, tains, Geographia Polonica, 79, 1, s. 223–236. s. 27–39. Potter N., 1969, Tree-ring dating of snow Landolt E., 1977, Ökologische Zei- avalanches tracks and the geo- gerwerte zur Schweizer Flora, Verö- morphic activity of avalanches, ffentl. Geobot. Inst. Eidg. Tech. Northern Absaroka Mountains, Wyo- Hochsch. Stift. Rübel, Erich, 64, ming, Geological Society of America, s. 1–208. Special Paper, 123, s. 141–165. Matuszkiewicz W., 2006, Przewodnik do Rączkowska Z., Kozłowska A.B., 1994, oznaczania zbiorowisk roślinnych Geobotaniczne wskaźniki denudacji Polski, Wyd. Naukowe PWN, War- stoków wysokogórskich, Conference szawa. Papers IGiPZ PAN, 20, s. 75–85. Mirek Z., Piękoś-Mirkowa H., 1996, Roo-Zielińska E., 1982, Struktura geobo- Rośliny kwiatowe i paprotniki, [w]: taniczna i jej ekologiczno-siedliskowe Z. Mirek (red.), Przyroda Tatrzań- uwarunkowania terenu przyszłych skiego Parku Narodowego, Wyd. osiedli mieszkaniowych w Białołęce TPN, Kraków–Zakopane, s. 275–318. Dworskiej w Warszawie, Człowiek i Środowisko, 6, 3–4, s. 403–422.

39 A. Kozłowska, Z. Rączkowska

Roo-Zielińska E., 2004, Fitoindykacja Solon J., 2000, Florystyczno-ekologiczna jako narzędzie oceny środowiska fi- charakterystyka runa w drzewosta- zycznogeograficznego. Podstawy teo- nach liściastych na SPO II rzędu, retyczne i analiza porównawcza sto- [w:] J. Wawrzoniak, J. Małachowska sowanych metod, Prace Geograficzne (red.), Stan uszkodzenia lasów w Pol- IGiPZ PAN, 199. sce w 1999 roku na podstawie badań Roo-Zielińska E., 2009, Porównanie monitoringowych, Biblioteka Moni- europejskich skal ekologicznych liczb toringu Środowiska, GIOŚ, Warsza- wskaźnikowych w ocenie środowiska wa, s. 34–47. fizycznogeograficznego na podstawie Stecki K., 1979, Tatry, Seria: Przyroda charakterystycznych gatunków roślin Polska, Wyd. Wiedza Powszechna, lasów liściastych z klasy Querco- Fa- Warszawa. getea, Przegl. Geogr., 81, 3, s. 317– Strunk H., 1989, Dendrogeomophology 345. of derbis flows, Dendrochronologia, Roo-Zielińska E., Solon J., 1992, Phy- 7, s. 15–25. toindicative evaluation of the natural Wójcik Z., 1977, Charakterystyka sie- environment of the Łomianki com- dlisk polnych na Pogórzu Beskidu Ni- mune, Polish Ecological Studies, 18, skiego metodami biologicznymi, Pra- 3–4, s. 245–254. ce Geogr., 121, s. 1–105. Roo-Zielińska E., Solon J., Degórski M., Wójcik Z., 1983, Charakterystyka i oce- 2007, Ocena stanu i przekształceń na siedlisk polnych metodami bioin- środowiska przyrodniczego na pod- dykacyjnymi, Wyd. SGGW-AR, War- stawie wskaźników geobotanicznych, szawa, s. 47–57. glebowych i krajobrazowych. Pod- Zarzycki K., 1984, Ekologiczne liczby stawy teoretyczne i przykłady zasto- wskaźnikowe roślin naczyniowych sowań, Monografie IGiPZ PAN, 9. Polski, Instytut Botaniki PAN, Kra- Sandberg G., 1958, Fjällens vegetation- ków. sregioner, vegetationsserier och vik- Zarzycki K., Trzcińska-Tacik H., Różań- tigaste växtekologiska faktorer, [w:] ski W., Szeląg Z., Wołek J., Korze- F. Skunke (red.), Renbeten och deras niak U., 2002, Ecological indicator gradering. Lappväsendet – Renfor- values of vascular plants of Poland skningen,. Meddelande, 4, s. 36–60. (Ekologiczne liczby wskaźnikowe ro- Schaffers A.P., Sýkora K.V., 2000, Reli- ślin naczyniowych Polski), [w:] ability of Ellenberg indicator values Z. Mirek (red.) Biodiversity of Po- for moisture, nitrogen and soil reac- land, 2, Institute of Botany, Polish tion: a comparison with field Academy of Sciences. Kraków. measureeements. J. Veg. Sci., 11, Zielski A., Krąpiec M., 2004, Dendro- s. 225–244. chronologia, Wydawnictwo Nauko- we PWN, Warszawa.

40 Geobotaniczne wskaźniki środowiska wysokogórskiego

Summary

The geobotanical indicators of high-mountain environment

Bioindicative methods are more and more often regarded as method of diagnosis of natural environment. Phytoindication, using species of vascular plants and vegetation communities as a base, is one of the most important among them. This method applied existence of interdependencies between elements of ecological systems as fundamental assumption. The paper examines application of different phytoindicators in diagnosis of high-mountain environment, especially relief forms and processes. As phytoindicators are used the following features of vegetation: plant species, plant communities or ecological groups of plants, plant formations and density of cover. Each of phytoindicators has their own specificity, advantages and disadvantages. Using plant species as the phytoindicator, indicative plant species are applied as very precise measure for particular elements of natural abiotic environment. However there is a lack of defined phytoindicators for elements of high-mountain environment and cooperation with geobotanist is needed. When plant communities serve as phytoindicator the measures are following: characteristic plant species, ecological groups of plants and characteristic combination of plant communities. Plant communities are good indicator of complex of the most important elements of natural environment, including slope morphodynamic. Yet, it proved impossible to valorize the particular elements and to establish differences between different landforms. Plant formations are marked by zonal plant communities, and therefore its identification is simple. The mistakes in interpretation could be caused by not taking into considerations anthropogenic changes of vegetation. The degree of vegetation cover is other phytoindicator. It expresses well intensity of geomorphological processes, but made difficulties in establishing differences in areas with compact vegetation and between natural and anthropogenic factors. Among all phytoindicators plant communities offer the widest spectrum of indicative possibilities.

GÓRNA GRANICA ZAROŚLI SUBALPEJSKICH W WYBRANYCH PASMACH GÓRSKICH EUROPY ŚRODKOWEJ – UWARUNKOWANIA I TYPY EKOTONU

Miłosz Jodłowski*

Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego, ul. Gronostajowa 7, 30–387 Kraków

Jodłowski M., 2010, Górna granica zarośli subalpejskich w wybranych pasmach górskich Europy Środkowej – uwarunkowania i typy ekotonu, Czasopismo Geograficzne, 81(1–2): 43–59.

Artykuł wpłynął do redakcji 8.02.2010; po recenzji zaakceptowano 15.10.2010.

Streszczenie

W artykule dokonano porównania typów górnej granicy zarośli subalpejskich w wybranych pasmach górskich Europy Środkowej (góry Słowacji, Gorgany, Czarnoho- ra, Góry Rodniańskie, Riła, Pirin oraz pasma Alp Wschodnich: Dolomity, Brenta i Alpy Julijskie). Podstawą analizy była typologia górnej granicy kosodrzewiny opracowana przez autora w trakcie szczegółowych badań prowadzonych w Tatrach, na Babiej Górze i w Karkonoszach. Wyróżniono granice orograficzne, edaficzne, morfologiczne, obniżo- ne mechanicznie i antropogeniczne. Wykazano, że mają one swoje odpowiedniki w innych pasmach górskich, przy czym proporcje pomiędzy poszczególnymi typami zależą od budowy geologicznej i rzeźby, a także od stopnia przekształcenia zarośli subalpejskich przez człowieka.

Wprowadzenie i piętrem alpejskim, czyli górna granica lasu (timberline). W niektórych pasmach W górach świata, zgodnie z po- górskich jest ona bardzo wyraźna i ma działem zaproponowanym przez Trolla charakter niemalże liniowy (ostry). [1972], wyróżnia się cztery główne piętra Z kolei w innych – gatunki drzew wystę- geoekologiczne: stepowe, leśne, alpejskie pujące przy granicy piętra stopniowo i niwalne. Pomiędzy nimi występują trzy zmniejszają swoją wysokość, a las staje granice krajobrazowe – dolna granica się coraz mniej zwarty, tworząc strefę lasu (górna granica suchości), górna przejściową o szerokości od kilkudzie- granica lasu i dolna granica wiecznego sięciu do kilkuset metrów (forest-alpine śniegu. Wśród nich najczęściej badana tundra ecotone) [Holtmeier 2004]. W ni- jest granica pomiędzy piętrem leśnym niejszej pracy przyjęto szerokie znacze-

* E-mail: [email protected]

43 M. Jodłowski nie terminu ekoton, podobnie jak w pra- w pracach amerykańskich [por. Arno cach z zakresu geoekologii wysokogór- 1984]. Większość badaczy używa za- skiej [por. Troll 1973a, Holtmeier 2004], miennie terminów: piętro krzewów określając w ten sposób wszystkie grani- (krummholz belt) i piętro subalpejskie ce zbiorowisk roślinnych mające charak- [Troll 1973a], jednak w niektórych pra- ter strefy przejściowej [por. Risser 1993, cach dotyczących Alp (i w większości Falińska 2004]. Należy jednak zazna- opracowań amerykańskich) przyjmuje czyć, że w pracach z zakresu geografii się, że piętro subalpejskie stanowi górną roślin [por. Kornaś, Medwecka-Kornaś część piętra leśnego i, poza zaroślami, 2002] termin ekoton odnosi się jedynie zalicza się do niego najwyżej położone do szerokich stref przejścia, w których zbiorowiska leśne (subalpine forest) wskutek stopniowej zmiany warunków [Löve 1970, Turner, Tranquillini 1985]. siedliskowych zachodzi zmiana zbioro- Piętro subalpejskie w górach Eurazji wisk roślinnych. Strefy te cechują się budowane jest przez wiele gatunków zazwyczaj wzbogaconym składem ga- roślin z kilku rodzajów (głównie krze- tunkowym w stosunku do sąsiednich wiaste sosny, jałowce, różaneczniki, zbiorowisk. Granice pięter roślinnych brzozy i olchy), przy czym zazwyczaj w górach traktowane są jako ekokliny, trudno wskazać gatunek dominujący. czyli wąskie strefy przejścia związane ze Charakterystyczną cechą piętrowości skokową zmianą warunków siedlisko- środowiska przyrodniczego w górach wych i zbiorowisk roślinnych. Europy Środkowej jest dobrze wykształ- Dwa wspomniane typy górnej granicy cone piętro subalpejskie, w którym do- lasu są charakterystyczne dla gór półkuli minują zwarte zarośla sosny górskiej, południowej i Ameryki Północnej. Róż- czyli kosodrzewiny Pinus mugo. Rozpię- nią się one składem gatunkowym roślin- tość pionowa tego piętra sięga kilkuset ności, a także szerokością i strukturą metrów [Plesnik 1972a, Holtmeier 1973]. strefy przejściowej [Plesnik 1973, Arno Podobna formacja występuje jedynie 1984]. Najczęściej jednak w strefie przej- w górach Azji Wschodniej – w Japonii, ściowej występują te same gatunki roślin, na Kamczatce i Sachalinie [Wardle 1977, co w piętrze leśnym. Ich krzewiaste po- Yoshino 1978, Yanagimachi, Ohmori stacie, uwarunkowane czynnikami siedli- 1991], gdzie tworzy ją inny gatunek skowymi, w literaturze określane są jako sosny Pinus pumilio, uznawany czasem cripple trees, a cała strefa przejściowa – za geograficzną odmianę kosodrzewiny. jako elfin wood. Natomiast w górach Górna granica zarośli subalpejskich Eurazji strefa przejściowa pomiędzy (krummholz-line) bardzo rzadko była piętrem leśnym i piętrem alpejskim czę- przedmiotem osobnego zainteresowania sto przyjmuje charakter osobnego piętra badaczy zajmujących się problematyką geoekologicznego z dominacją zarośli wysokogórską. Rozważania takie podej- krzewiastych, w którym występują inne mowano niejako na marginesie badań gatunki niż w piętrze leśnym. Krzewy te, nad górną granicą lasu [m.in. Troll których forma wzrostu zdeterminowana 1973b, Grebenshchikov 1978, Tranquil- jest genetycznie, określane są terminem lini 1979, Arno 1984]. Strukturą strefy krummholz, a piętro geoekologiczne – przejściowej pomiędzy piętrem leśnym jako krummholz belt [Wardle 1974, i piętrem alpejskim zajmowano się jedy- Holtmeier 1981, 2004]. Tego typu roz- nie w Pirenejach [Camarero i in. 2003], różnienie stosowane jest najczęściej a górna granica kosodrzewiny w Niżnich w pracach europejskich, a także w opra- Tatrach i w słowackiej części masywu cowaniach dotyczących gór Azji. Od- Babiej Góry była przedmiotem badań mienna terminologia stosowana jest L. Seko [1979, 1981, 1984]. We wcze-

44 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu

śniejszych pracach autora niniejszego kańskiego oraz w niektórych pasmach artykułu wyjaśniono czynniki decydujące Alp Wschodnich [Holtmeier 1973, 2004]. o przebiegu górnej granicy kosodrzewiny W Karpatach Południowo-Wschodnich w Tatrach, na Babiej Górze i w Karkono- i w Alpach Zachodnich kosodrzewina szach. O rozpadzie zwartych zarośli na współwystępuje najczęściej, w różnych pojedyncze płaty decydują głównie proporcjach, z olszą zieloną Alnus viri- czynniki edaficzne i morfologiczne (na- dis. W pozostałych europejskich pa- chylenie stoku i rodzaj form terenu), smach górskich piętro krzewów jest a procesy morfogenetyczne (lawiny oraz słabiej wykształcone lub też budowane spływy gruzowe i gruzowo-błotne) są jest przez inne gatunki roślin, np. brzozę czynnikiem najsilniej obniżającym górną omszałą Betula pubescens w Górach granicę zwartej kosodrzewiny. Najwyżej Skandynawskich [Fægri 1972]. Jedynie położone płaty i stanowiska kosodrzewi- w Pirenejach powyżej granicy lasu wy- ny występują w miejscach o największej stępują zbiorowiska krzewiaste tworzone dostawie energii słonecznej. W skali przez geograficzną odmianę kosodrzewi- poszczególnych pasm górskich czynni- ny Pinus uncinata. Zarośla Pinus uncina- kiem wyjaśniającym zróżnicowanie prze- ta nie tworzą jednak zazwyczaj osobnego biegu górnej granicy piętra kosodrzewiny piętra geoekologicznego [Höllermann zwartej jest orografia, czyli układ dolin 1972]. i grzbietów, decydujący ozróżnicowaniu Do analizy porównawczej typów gra- warunków mezoklimatycznych i kierun- nicy pomiędzy piętrem subalpejskim ków wiatrów lokalnych [Jodłowski i alpejskim (górnej granicy kosodrzewi- 2006a, 2007]. ny) wybrano 14 pasm górskich Europy Biorąc pod uwagę czynniki determi- Środkowej. Poza Tatrami, Karkonoszami nujące rozpad zwartych zarośli koso- i masywem Babiej Góry, w których wy- drzewiny na pojedyncze płaty oraz spo- konano szczegółowe badania terenowe, sób wykształcenia strefy przejściowej obserwacje prowadzono również (w la- pomiędzy piętrem subalpejskim a pięt- tach 2000–2009) w pasmach górskich rem alpejskim, wydzielono pięć typów Słowacji (Mała Fatra, Wielka Fatra, górnej granicy kosodrzewiny: orogra- Niżne Tatry), Alpach Wschodnich (Do- ficzną, morfologiczną, edaficzną, mecha- lomity, masyw Brenty i Alpy Julijskie) nicznie obniżoną i antropogeniczną [Jo- oraz Karpatach Południowo-Wschodnich dłowski 2006b, 2007]. Wydzielone typy (Gorgany, Czarnohora i Góry Rodniań- mogą stanowić podstawę do analizy skie). Dokonano także analizy literatury zróżnicowania w strukturze górnej grani- dotyczącej piętra subalpejskiego w gó- cy krzewów w innych górach. Próbę taką rach półwyspu Bałkańskiego (Riła podjęto w niniejszej pracy, odnosząc się i Pirin). do wybranych pasm górskich w Europie Środowisko przyrodnicze wspomnia- z dobrze wykształconym piętrem subal- nych pasm, mimo różnic wynikających pejskim. z odmiennej budowy geologicznej i po- łożenia geograficznego wpływającego na cechy klimatu (opady, temperatura), Obszar badań można uznać za podobne pod względem cech decydujących o wykształceniu eko- Piętro subalpejskie, w którym domi- tonu pomiędzy piętrem subalpejskim nują zarośla kosodrzewiny Pinus mugo, a alpejskim. Współcześnie góry te nie są występuje przede wszystkim w górach objęte zlodowaceniem. Jedynie w Dolo- Europy Środkowej: Karpatach Zachod- mitach i Alpach Julijskich występują nich, Sudetach, górach Półwyspu Bał- szczątkowe lodowce [Galon 1958, Berg-

45 M. Jodłowski inc i in. 1987, Gabrovec 1998], natomiast pojedyncze płaty. Dodatkowo, rozpad wszystkie pasma mają dobrze wykształ- zwartych zarośli na pojedyncze płaty coną rzeźbę polodowcową i formy pery- uwarunkowany jest innymi czynnikami glacjalne. Górna granica lasu przebiega niż te, które decydują o występowaniu na wysokości 1250–2100 m n.p.m., najwyżej położonych stanowisk. Dlatego a górna granica zarośli subalpejskich na też, mimo że opracowana przez autora wysokości 1450–2300 m n.p.m (tab. 1). typologia górnej granicy kosodrzewiny Wszystkie pasma podlegały od kilku- [Jodłowski 2006b, 2007] w swoich pod- set lat intensywnej działalności człowie- stawowych założeniach oparta jest na ka, polegającej głównie na eksploatacji pracy P. Plesnika o górnej granicy lasu i hutnictwie rud metali, gospodarce leśnej w Tatrach [1971], konieczne było spre- oraz ekstensywnym pasterstwie. Działal- cyzowanie przedmiotu typologii. Wyróż- ność ta doprowadziła do znacznych prze- nione typy odnoszą się do górnej granicy kształceń środowiska przyrodniczego, zwartych zarośli, a kryterium ich wydzie- szczególnie w piętrze leśnym i subalpej- lenia były czynniki decydujące o ich skim [Holtmeier 1972]. Współcześnie rozpadzie na pojedyncze płaty. Na opra- większość analizowanych obszarów ob- cowanych modelach przedstawiono rów- jęta jest ochroną w postaci parków naro- nież typową strukturę ekotonu pomiędzy dowych. Jednocześnie są to przeważnie granicą zwartych zarośli, a granicą wy- atrakcyjne rejony turystyczne. Obserwo- stępowania pojedynczych krzewów wany jest intensywny rozwój infrastruk- (ryc. 1). tury narciarskiej (wyciągi i trasy narciarskie), który powoduje zmniejszanie się Granica orograficzna areału subalpejskich zarośli krzewów. Dodatkowo, w niektórych pasmach gór- Wyróżniono dwa podtypy granicy skich prowadzone są zabiegi związane orograficznej: dolinny i grzbietowy. z czynną ochroną przyrody (nasadzenia Pierwszy występuje w dnach dolin lub wycinanie zarośli kosodrzewiny). w miejscach, gdzie zwarte zarośla koso- Wszystkie opisane procesy zachodziły drzewiny rozpadają się na płaty wskutek lub zachodzą współcześnie w Tatrach, oddziaływania zespołu czynników pogar- Karkonoszach i na Babiej Górze, czyli szających warunki klimatyczne. Do naji- w pasmach szczegółowo badanych przez stotniejszych należą: zacienienie przez autora w latach 2000–2004. Umożliwia strome zbocza dolin, dłuższy okres zale- to porównanie zarówno czynników decy- gania pokrywy śnieżnej i występowanie dujących o przebiegu granicy zwartych wiatrów dolinnych. Podtyp dolinny na- zarośli subalpejskich jak i typów ekotonu wiązuje do często opisywanego obniże- pomiędzy piętrem subalpejskim i alpej- nia dolinnego górnej granicy lasu [m.in. skim. Friedel 1967, Plesnik 1971, Holtmeier 2004]. Granica orograficzna występuje powszechnie w dnach żłobów polodow- Typy górnej granicy zarośli cowych w Górach Rodniańskich i Alpach subalpejskich Julijskich, a także w Rile i Pirinie [por. Batakliev 1972, Plesnik 1972b, ryc. 2]. W badanych pasmach górskich eko- W pasmach tych zaobserwowano rów- ton pomiędzy piętrem subalpejskim nież rozpad zarośli kosodrzewiny na i alpejskim tworzy strefę o szerokości od płaty w sąsiedztwie jezior polodowco- kilkudziesięciu do kilkuset metrów, wych – zjawisko opisane przez autora w której zwarte zarośla wraz ze wzro- z Tatr Wysokich [Jodłowski 2007, stem wysokości n.p.m. rozpadają się na ryc. 1]. Znacznie krótsze odcinki granic

46 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu

974)

rok założenia) Ochrona przyrody Ochrona (obszar chroniony, PN (1949, 1954) (1949, PN (1978) PN (1954), PN RP (1 RP (1996) 1980) (1936, PN (1990) PN 1963) (1959, PN 1961) 1926, (PN PK (1990), PN (1969) PK (1992) PN (1962) PN

ki ki [1989],

Kondrac

– Plesnik [1972], Plesnik

–

Główne gatunki w piętrze w piętrze krzewów us mugo iev [1972], 8 iev [1972], Pinus mugo Pinus mugo Pin viridis Alnus Pinus mugo, viridis Alnus Pinus mugo, viridis Alnus Pinus mugo, Pinus mugo, aucuparia Sorbus aucuparia, Pinus mugo,Sorbus sibirica Juniperus Pinus mugo Pinus mugo viridis Alnus Pinus mugo, viridis Alnus Pinus mugo,

Batakl

1 – 10 10 10 1,10 1,10 7,8,9 7,8,9

1 5 3,4 6,10 1850 2000 2200 2200 1750 1850 2300 2300 – – – – – – – – 1650 1450 1800 2100 1800 1850 2000 2000 1650 1800 2200 2200 granicy formacji granicy formacji Wysokość górnej krzewów [m krzewówn.p.m.] [m

a Berginc i in. [1989], 7 in. [1989], i Berginc

– rezerwat przyrody. Opracowanie własne na podstawie: 1 podstawie: na własne Opracowanie przyrody. rezerwat Pinus peuce Pinus peuce Pinus

Picea excelsa Picea granicę lasu Picea excelsa Picea excels Picea excelsa Picea excelsa Picea excelsa Picea excelsa Picea Larix decidua Larix decidua Larix decidua Larix – Fagus silvatica, Fagus budującygórną Główny gatunek

1 2 1 10 10 10 1,10 6,10 7,8,9 7,8,9

5 Kondracki [1994], 6 [1994], Kondracki 1,10

1650 1650 1390 1800 2100 2000 – 1650 1900 2100 2100 – – – – – – – – – – 1250 1670

[m n.p.m.][m 1550 1550 1360 1600 1900 1900 granicylasu 1600 1600 1900 2000 Wysokość górnej

Seko [1990], 5 [1990], Seko

– 2655 2043 1725 1838 2068 2302 1602 2864 3342 3173 2925 2914 szczytu obserwacje własne obserwacje

Wysokość [m n.p.m.][m – najwyższego park krajobrazowy (kat. V wg IUCN), RP IUCN), wg V (kat. krajobrazowy park

Tab. 1. Górna granica lasu i zarośli subalpejskich w wybranych pasmach górskich Europy Środkowej. pasmach w wybranych subalpejskich lasu i zarośli Tab.granica Górna 1.

–

Seko [1984], 4 [1984], Seko

–

ńskie

Pasmo masyw

górskie/ Tatry Niżne Tatry Góra Babia Gorgany Czarnohora Góry Rodnia Karkonosze Alpy Julijskie Dolomity Brenta Riła Pirin -

park narodowy, PK PK narodowy, park

– Zatkalik [1973], 3 [1973], Zatkalik 10 [1978], Grebenshchikov górski

Łańcuch – – Karpaty Zachodnie Karpaty Południowo Wschodnie Sudety Alpy Wschodnie Bałkany PN 2 9

47 M. Jodłowski

Ryc. 1. Typy górnej granicy zarośli subalpejskich: A – orograficzna (podtyp dolinny), B – edaficzna (podtyp B), C – morfologiczna (podtyp A), D – mechanicznie obniżona (lawinowa). 1 – zarośla subalpejskie, 2 – pojedyncze krzewy, 3 – odcinki granicy, 4 – las, 5 – poziomice, 6 – cieki z jeziorami, 7 – stoki i ściany skalne, 8 – stoki gruzowe. Fig. 1. Krummholz-line types: A – orographic (valley bottom subtype), B – edaphic (subtype B), C – morphological (subtype A), D – lowered by the avalanches, 1 – krummholz thickets, 2 – krummholz individuals, 3 – krummholz-line reaches, 4 – forest, 5 – contours, 6 – streams and lakes, 7 – rocky slopes and rockfaces, 8 – debris slopes.

48 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu orograficznych występują w dnach dolin a w Gorganach i Czarnohorze granic w Dolomitach i grupie Brenty oraz takich w ogóle nie zaobserwowano. w Czarnohorze, gdzie zarośla kosodrze- Z kolei granice edaficzne podtypu B winy w większym stopniu zostały znisz- (ryc. 1) są dominującym typem granicy czone wskutek działalności człowieka. kosodrzewiny w Gorganach [por. Sulma Z kolei podtyp grzbietowy granicy 1929, Trampler 1937]. Granica ta prze- kosodrzewiny występuje na szerokich, biega na wysokości 1600–1650 m n.p.m., spłaszczonych grzbietach, gdzie sumy a ponad nią wznoszą się jedynie najwyż- promieniowania słonecznego są najwyż- sze wierzchołki pasma pokryte rumo- sze. Jednak wskutek silnego antropoge- szem skalnym (tzw. gorgan, ryc. 4). nicznego przekształcenia zarośli koso- Długie (o długości ponad 1 km) odcinki drzewiny w miejscach z korzystnymi granic edaficznych podtypu B przebie- warunkami dla pasterstwa, dłuższe od- gają także na południowych stokach Tatr cinki granic zaliczone do podtypu grzbie- Wysokich i na północnych stokach towego zaobserwowano jedynie na dzia- Śnieżki w Karkonoszach. Krótsze odcin- łach wodnych pomiędzy niektórymi ki takich granic występują w Górach dolinami Tatr Wysokich. W pozostałych Rodniańskich, Czarnohorze i Rile. pasmach granice takie występują w niewielkich fragmentach. Granica morfologiczna

Granica edaficzna Morfologiczne granice zarośli subalpejskich przebiegają bezpośrednio u pod- Odcinki granic edaficznych wys- nóża ścian i stoków skalnych (podtyp A, tępują w miejscach, gdzie zwarte zarośla ryc. 1) oraz na linii wklęsłych załomów subalpejskie rozpadają się na płaty wsku- stoków (podtyp B). Głównym czynni- tek występowania nieciągłej (ażurowej) kiem powodującym rozpad zwartych pokrywy glebowej. Najczęściej odcinki zarośli na pojedyncze płaty jest znaczne takich granic przebiegają wzdłuż dolnej nachylenie stoku decydujące o słabym krawędzi stoków usypiskowych u podnó- wykształceniu pokrywy glebowej. ża ścian skalnych (podtyp A, ryc. 1) lub W Tatrach odcinki granic morfologiczna stokach z pokrywami blokowymi nych przebiegają najczęściej u podnóża (podtyp B, ryc. 1). Pierwszy podtyp wy- skalnych progów dolin wiszących stępuje powszechnie w pasmach górskich i w zamknięciach żłobów polodowco- Alp Wschodnich (Alpy Julijskie, Dolo- wych. Podobnie wykształcona granica mity, pasma górskie Alp Austriackich – kosodrzewiny występuje m.in. w Górach m.in. Wilder Kaiser, Karwendel, ryc. 3) Rodniańskich, w Rile i w Alpach Julij- oraz w Pirinie, u podnóża wapiennych skich. W tym ostatnim paśmie, jak rów- i dolomitowych ścian skalnych. Natural- nież w wielu innych pasmach Alp na górna granica krzewów w tych pa- Wschodnich, odcinki granic morfolog- smach składa się głównie z odcinków icznych przebiegają także bezpośrednio granic edaficznych. Odcinki takie wystę- u podnóża ścian skalnych, których pod- pują też w Tatrach Wysokich, jednak stawa znajduje się znacznie poniżej gór- zazwyczaj nie przekraczają 200 m długo- nej granicy piętra subalpejskiego (ryc. 3). ści. W pozostałych pasmach górskich, Cechą charakterystyczną dla tego typu w których stosunkowo niewiele jest ścian granic, odróżniającą je od granic edaficz- skalnych z rozległymi stokami usypisko- nych, jest występowanie szerokiej strefy wymi, odcinki granic edaficznych pod- z płatami kosodrzewiny rozciągającej się typu A występują sporadycznie, do kilkuset metrów powyżej zwartego zasięgu zarośli. Kępy kosodrzewiny wys-

49 M. Jodłowski

Ryc. 2. Orograficzna granica zarośli subalpejskich w dnie Doliny Musalskiej w Rile (fot. J. Balon). Fig. 2. Orographic krummholz-line in the bottom of Musala valley in the Rila Mts. (photo J. Balon).

Ryc. 3. Edaficzna granica kosodrzewiny pod wierzchołkiem Sywuli w Gorganach (fot. M. Jodłowski). Fig. 3. Edaphic krummholz-line below the Sywula summit in the Gorgany Mts. (photo M. Jodłowski).

50 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu

Ryc. 4. Granica kosodrzewiny w masywie Pelmo w Dolomitach. U podnóża ściany widoczne odcinki granic edaficznych (podtyp A) i morfologicznych (fot. J. Zawiejska). Fig. 4. Krummholz-line in the Pelmo massif in the Dolomites. Reaches of edaphic and morphological boundary can be noticed at the cliffbase (photo J. Zawiejska). tępują zarówno powyżej górnej krawędzi całe piętro subalpejskie i docierają do ścian i stoków skalnych, jak i na więk- granicy lasu. Tory lawinowe w obrębie szości miejsc o niewielkich nachyleniach piętra leśnego zazwyczaj porośnięte są (np. na półkach skalnych). krzewami występującymi w sąsiednim piętrze subalpejskim [por. Erschbammer Granica mechanicznie obniżona 1989, Hreńko, Boltižiar 2001, ryc. 1]. Z kolei w Alpach Wschodnich znacznie Głównymi procesami obniżającymi więcej jest odcinków granic obniżonych granicę zarośli subalpejskich są lawiny przez spływy gruzowe, są też one wyraź- oraz spływy gruzowe i gruzowo-błotne. nie dłuższe i mogą przekraczać kilkaset Odcinki granic obniżonych przez lawiny metrów długości (ryc. 5). W ramach są częste w Tatrach Zachodnich i Wyso- szczegółowej analizy granicy kosodrze- kich, Niżnich Tatrach, Górach Rodniań- winy w Tatrach wykazano tylko jeden skich, Rile i Pirinie. W wielu miejscach przypadek obniżenia granicy przez ob- zwarte zarośla kosodrzewiny rozcięte są ryw skalny w Dolinie Białej Wody [Jo- torami lawinowymi o długości kilkuset dłowski 2007]. W Dolomitach, masywie metrów i szerokości kilkudziesięciu met- Brenty i w Alpach Julijskich zaobserwo- rów. Zdarza się, że lawiny przecinają wano takich miejsc kilkanaście.

51 M. Jodłowski

Ryc. 5. Granica kosodrzewiny obniżona przez spływy gruzowe u podnóża Sass Pordoi w Dolomitach (fot. M. Jodłowski). Fig. 5. Krummholz-line lowered by the debris flows at the base of Sass Pordoi in the Dolomites (photo M. Jodłowski).

Granica antropogeniczna człowieka. Charakter odcinków antropogenicznej granicy kosodrzewiny różni się Odcinki antropogenicznej granicy zatem w zależności od długości okresu, krzewów występują w miejscach, gdzie który upłynął od momentu zaprzestania działalność człowieka doprowadziła do niszczącej działalności człowieka oraz częściowego zniszczenia zwartych za- sposobu sukcesji kosodrzewiny (ryc. 6). rośli subalpejskich i obniżenia ich natu- W pasmach górskich dawnej Czecho- ralnego zasięgu. W pierwszej fazie od- słowacji, w których zarośla subalpejskie cinkitakie cechuje ostre przejście pomię- zostały w znacznym stopniu zniszczone dzy zwartymi zaroślami kosodrzewiny wskutek wypasu, prowadzono intensyw- a terenami pozbawionymi roślinności ne nasadzenia kosodrzewiny. Dotyczy to krzewiastej. Jednak po upływie kilku- przede wszystkim Niżnich Tatr, Tatr dziesięciu lat od zaprzestania wypasu Bielskich i Karkonoszy, a także Tatr kosodrzewina stopniowo zajmuje tereny, Zachodnich, Małej Fatry i Wielkiej Fatry na których zarośla uprzednio wycięto. [Somora 1970, Plesnik 1978a, b]. Odcin- Proces ten zachodzi zarówno w sposób ki granic antropogenicznych w tych pa- naturalny, poprzez sukcesję wtórną, jak smach mają stosunkowo regularny prze- i wskutek nasadzeń prowadzonych przez bieg nawiązujący do poziomic, a poje-

52 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu

Ryc. 6. Antropogeniczna granica zarośli subalpejskich: A – granica współcześnie kształtowana przez procesy wtórnej sukcesji, bez ingerencji człowieka, B – granica powstała w wyniku nasadzeń wspomagających sukcesję. 1 – zarośla subalpejskie, 2 – pojedyncze krzewy, 3 – odcinki granicy, 4 – zwarty las, grupy drzew powyżej górnej granicy lasu, 5 – płaty zarośli z kępami drzew, 6 – poziomice. Fig. 6. Anthropogenic krummholz-line: A – boundary contemporarily shaped by secondary succession, without human intervention, B – boundary originated from succession supported by planting, 1 – krummholz thickets, 2 – krummholz individuals, 3 – krummholz-line reaches, 4 – close forest, tree outposts above timberline, 5 – krummholz thickets with tree patches, 6 – contours . dyncze płaty kosodrzewiny występują nie się stopniem pokrycia terenu nie przekra- wyżej niż 50 m ponad granicą zwartego czającym 40–60%. Proces rozrastania zasięgu zarośli. Odcinki takich granic i łączenia się płatów jest, jak na warunki współwystępują z granicami mechanicz- górskie, stosunkowo szybki. Skutkuje nie obniżonymi, przebiegającymi wzdłuż tostopniowym podnoszeniem górnej gra- torów lawinowych. Jednocześnie, ponad nicy zwartej kosodrzewiny. granicą zwartych zarośli lub bezpośred- Regeneracja piętra subalpejskiego nio ponad granicą lasu, jeżeli zarośla drogą naturalnej sukcesji jest wolniejsza. kosodrzewiny zostały całkowicie znisz- Poszczególne płaty mają nieregularne, czone (w wielu miejscach w Niżnich poszarpane granice i trudno rozpoznać Tatrach, Wielkiej Fatrze i w Tatrach Za- siedliskowe przyczyny ich rozmieszcze- chodnich), występują regularnie nasa- nia. Taką strukturę strefy przejściowej dzone kępy kosodrzewiny, tworząc płaty można zaobserwować m. in. w polskiej o powierzchni do 1 ha, charakteryzujące części Karkonoszy i w masywie Babiej

53 M. Jodłowski

Góry, a także w Alpach Zachodnich, ków narciarskich związane z grubością Górach Rodniańskich i na długich odcin- pokrywy śnieżnej, możliwa jest regene- kach granicy zarośli w Czarnohorze. racja zarośli. Z kolei na obszarach chro- Współcześnie odróżnienie takich granic nionych w Alpach Austriackich sukcesja od granic uwarunkowanych czynnikami kosodrzewiny jest jedną z przyczyn naturalnymi jedynie na podstawie obser- spadku różnorodności biotycznej muraw wacji cech fizjonomicznych ekotonu jest występujących powyżej granicy lasu. prawie niemożliwe. Zdaniem niektórych W ramach ochrony czynnej prowadzone badaczy, dowodem na wtórny charakter są wycinki kosodrzewiny traktowanej zarośli może być, między innymi, wys- jako gatunek inwazyjny [inf. ustna, Grab- tępowanie w ich obrębie martwych pni herr 2006]. starych krzewów [por. Somora 1985, Lukačik 1997]. Cechą charakterystyczną granic antropogenicznych jest występo- Dyskusja i podsumowanie wanie zbiorowisk wtórnych w miejscach uprzednio zajmowanych przez zarośla W analizowanych pasmach górskich zgodne z siedliskiem. W miejscach daw- nie wyróżniono klimatycznego typu nych terenów wypasowych w piętrze granicy krzewów, co stanowi zasadniczą subalpejskim występują zarośla jałowca różnicę w stosunku do typologii prze- halnego Juniperus nana, m.in. na Babiej prowadzonej przez Seko [1983]. Z badań Górze, w Czarnohorze i Górach Rod- autora wynika, że czynniki klimatyczne niańskich [por. Środoń 1948] oraz w Al- bezpośrednio decydują o położeniu naj- pach Wschodnich. Duże powierzchnie wyższych płatów kosodrzewiny, nato- w obrębie piętra subalpejskiego zajmują miast rozpad zwartych zarośli na poje- też murawy bliźniczkowe z bliźniczką dyncze płaty uwarunkowany jest innymi psią trawką Nardus stricta. Występują czynnikami. Seko [1983] za granicę one powszechnie w Karkonoszach, klimatyczną uważa szeroką strefę przej- w pasmach Karpat Południowo-Wschod- ściową pomiędzy piętrem kosodrzewiny nich [por. Zimina 1973] i Bałkanów a piętrem alpejskim, gdzie zwarte zarośla [por. Grebenshchikov 1978] i w Alpach kosodrzewiny, wskutek pogarszających Wschodnich. się warunków klimatycznych, stopniowo Na stokach o ekspozycjach południo- rozpadają się na coraz mniejsze płaty. wych, przy dużej dostawie energii sło- Jednak opis ten, zasadniczo prawdziwy, necznej i sprzyjających warunkach eda- może odnosić się do większości odcin- ficznych, np. na podłożu węglanowym, ków granicy. W pracy Seko nie zamiesz- granica krzewów często przebiega niżej czono fotografii i map ilustrujących roz- niż na potencjalnie gorszych siedliskach. mieszczenie tak zdefiniowanego klima- Miejsca takie, jako potencjalnie bardziej tycznego typu granicy, co uniemożliwia korzystne tereny wypasowe, zostały wy- dokonanie porównania. Granice, na któ- lesione w pierwszej kolejności [por. rych rozpad zarośli na płaty uwarunko- Plesnik 1978a,b]. W Alpach Wschod- wany byłby wyłącznie czynnikami kli- nich, na terenach popasterskich (a także matycznymi, mogą przebiegać na gład- współcześnie wykorzystywanych pod kich stokach, o nachyleniach pozwalają- wypas) w piętrze subalpejskim i alpej- cych na wykształcenie zwartej pokrywy skim powstały liczne ośrodki narciarskie, glebowej z wystarczająco rozwiniętym co praktycznie uniemożliwia sukcesję profilem. Jednak takich stoków w piętrze krzewów, a granice mają charakter li- subalpejskim analizowanych pasm gór- niowy. Jedynie w rejonach, gdzie obo- skich jest stosunkowo niewiele. W miej- wiązują ograniczenia w użytkowaniu sto- scach, w których istnieją warunki do

54 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu wykształcenia się klimatycznej granicy nicy lasu jest bardzo wąska i zazwyczaj krzewów, subalpejskie zarośla zostały nie przekracza kilkudziesięciu metrów. zniszczone przez wypas, w stopniu Typy ekotonu wyróżnione przez auto- znacznie większym niż np. w Tatrach ra w Tatrach, na Babiej Górze i w Kar- [por. Holtmeier 1972, Plesnik 1978a]. konoszach mają swoje odpowiedniki Obserwacje autora wykazują, że w innych pasmach górskich Europy struktura ekotonu między piętrem sub- Środkowej, przy czym proporcje pomię- alpejskim a alpejskim, czyli górna grani- dzy poszczególnymi typami zależą od ca krzewów, w badanych pasmach gór- budowy geologicznej i rzeźby, a także od skich wykazuje wiele podobieństw – stopnia przekształcenia zarośli subalpej- w przeciwieństwie do górnej granicy skich przez człowieka, w szczególności lasu, która w Alpach wykształcona jest przez ekstensywne pasterstwo. inaczej niż w Karpatach [por. Tranquilli- ni 1979, Holtmeier 2004]. W większości pasm alpejskich powyżej granicy zwarte- Podziękowanie go lasu (timberline) występują liczne kępy drzew (tree outpost), tworząc górną Za udostępnienie zdjęć dziękuję ser- granicę drzew (treeline). Granica drzew decznie dr Joannie Zawiejskiej z Insty- może przebiegać nawet kilkaset metrów tutu Geografii Uniwersytetu Pedagogicz- powyżej granicy lasu. W pozostałych nego w Krakowie oraz dr hab. Jarosła- górach Europy Środkowej, w tym wowi Balonowi z Instytutu Geografii w Tatrach, strefa przejścia w rejonie gra- i Gospodarki Przestrzennej Uniwersytetu Jagiellońskiego.

Literatura

Arno S., 1984, Timberline. Mountain and tic and Alpine Research, 32, 2, Arctic Forest Frontiers, The Moun- s. 117–126. taineers, Washington. Erschbamer B., 1989, Vegetation on Batakliev I., 1972, Die Hochgebirge avalanche paths in the Alps, Vegeta- Bulgariens, [w:] C. Troll (red.), Geo- tio, 80, s. 139–146. ecology of the high-mountain regions Fægri K., 1972, Geoekologische Pro- of Eurasia, Proceedings of the sym- bleme der Gebirge Skandinaviens, posium of the International Geo- [w:] C. Troll (red.), Geoecology of graphical Union Commission on the high-mountain regions of Eura- High-Altitude Geoecology, Novem- sia, Proceedings of the symposium of ber, 20–22, 1969 at Mainz, the International Geographical Union Franz Steiner Verlag, Wiesbaden, Commission on High-Altitude Geoe- s. 141–147. cology, November, 20–22, 1969 at Berginc M., Bizjak J., Fabjan I., Peterlin Mainz, Franz Steiner Verlag, Wies- S., Strgar V., 1987, A guide to Triglav baden, s. 98–106. National Park, Triglavski Narodni Falińska K., 2004, Ekologia roślin, wyd. Park, Bled. III, Wydawnictwo Naukowe PWN, Camarero J. J., Gutiérrez E., Fortin M.-J., Warszawa. 2000, Boundary Detection in Altitu- Friedel H., 1967, Verlauf der Alpinen dinal Treeline Ecotones in the Span- Waldgrenze im Rahmen Anliegender ish Central Pyrenees, Arctic, Antarc- Gebirgsgelaende, [w:] Oekologie der Alpinen Waldgrenze, Symposium, In-

55 M. Jodłowski

nsbruck, 29–31 Maerz 1966, Mittei- the landscape structure in the high lungen der Forstlichen Bundes- mountains (Tatry Mts area), Ekologia Versuchsanstat, Wien, 75, s. 81–172. (Bratislava), 20, Suppl. 3, s. 141–149. Gabrovec M., 1998, The Triglav Glacier Jodłowski M., 2006a, Geographical between 1986 and 1998, Geografski controls on the upper mountain pine zbornik, 38, s. 89–110 (Pinus mugo) limit in the Tatra Mts., Galon R., 1958, Alpy. Austria, Szwajca- Ekologia (Bratislava), v. 25, Supple- ria, PWN, Warszawa. ment 1/2006, s. 105–114. Grebenshchikov O. S., 1978, Vegetation Jodłowski M., 2006b, Typology of the structure in the high mountains of the upper mountain pine (Pinus mugo) Balkan Peninsula and the Caucasus, limit in the Belovodska Valley, USSR, Arctic and Alpine Research, the Tatra Mts., Ekologia (Bratisla- 10, 2, s. 441–447. va), v. 25, Supplement 1/2006, Höllermann P., 1972, Zur naturraeumli- s. 115–121. chen Hoehenstufung der Pyrenaeen, Jodłowski M., 2007, Górna granica [w:] C. Troll (red.), Geoecology of kosodrzewiny w Tatrach, na Babiej the high-mountain regions of Eura- Górze i w Karkonoszach – struktura sia, Proceedings of the symposium of i dynamika ekotonu, Wydawnictwo the International Geographical Union IGiGP UJ. Commission on High-Altitude Geoe- Kondracki J., 1989, Karpaty, wyd. II., cology, November, 20–22, 1969 at WSiP, Warszawa. Mainz, Franz Steiner Verlag, Wies- Kondracki J., 1994, Geografia Polski. baden, s. 36–60. Mezoregiony fizyczno-geograficzne, Holtmeier F.-K., 1972, The influence of Wydawnictwo Naukowe PWN, War- animal and man on the alpine timber- szawa. line, [w:] C. Troll (red.), Geoecology Kornaś J., Medwecka-Kornaś A., 2002, of the high-mountain regions of Eur- Geografia roślin, wyd. II, Wydawnic- asia, Proceedings of the symposium two Naukowe PWN. of the International Geographical Un- Löve D., 1970, Subarctic and subalpine: ion Commission on High-Altitude where and what?, Arctic and Alpine Geoecology, November, 20–22, 1969 Research, 2, 1, s. 63–73. at Mainz, Franz Steiner Verlag, Lukačik I., 1997, Výsledky ńtúdia Wiesbaden, s. 93–97. premienlivosti prirodzených populácii Holtmeier F.-K., 1973, Geoecological borovice horskej – kosodreviny (Pi- aspects of timberlines in Northern nus mugo Turra) v Tatranskom Ná- and Central Europe, Arctic and Al- rodnom Parku, Ńtúdie o TANAPe, pine Research, 5, 3, s. A45–A54. 3 (36), s. 67–82. Holtmeier F.-K., 1981, What does the Plesnik P., 1971, Horná hranica lesa vo term „krummholz‟ really mean? Ob- Vysokých a v Belanských Tatrach, servations with special reference to Vydavatel’stvo SAV, Bratislava. the Alps and the Colorado Front Plesnik P., 1972a, Obere Waldgrenze in Range, Mountain Research and De- den Gebirgen Europas von den Pyre- velopment, 1, 3–4, s. 253–260. naeen bis zum Kaukasus, [w:] Holtmeier F.-K., 2004, Mountain timber- C. Troll (red.), Geoecology of the lines. Ecology, patchiness, and dy- high-mountain regions of Eurasia, namics, Advances in Global Change Proceedings of the symposium of the Research, 14. International Geographical Union Hreńko J, Boltižiar M., 2001, Influences Commission on High-Altitude Geoe- of the morphodynamic processes on cology, November, 20–22, 1969 at

56 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu

Mainz, Franz Steiner Verlag, Wies- Narodneho Parku, Zbornik Prác baden, s. 73–92. o TANAPe, 12, s. 496–512. Plesnik P., 1972b, Niektóre zvlańtnosti Somora J., 1985, Eńte o kosodrevine vegetačnych pomerov bulharskych (Pinus mugo Turra) v Tatranskom vysokych pohori, Geografický časo- Národnom Parku, III, Zbornik Prác pis, 24, 1, s. 39–50. o TANAPe, 26, s. 71–86. Plesnik P., 1973, Some problems of the Sulma T., 1929, Kosodrzewina i jej ze- timberline in the Rocky Mountains społy w Gorganach, Acta Socie- compared with Central Europe, Arc- tatis Botanicorum Poloniae, 6, 1, tic and Alpine Research, 5, 3, s. A77– s. 105–128. A84. Środoń A., 1948, Górna granica lasu na Plesnik P., 1978a, Man‟s influence on the Czarnohorze i w Górach Czywczyń- timberline in the West Carpathian skich, Rozprawy Wydz. Matem.- Mountains, Czechoslovakia, Arctic Przyrodn., 72, 7, Kraków. and Alpine Research, 10, 2, Trampler T., 1937, Kosodrzewina s. 491–504. w Gorganach, Acta Societatis Bota- Plesnik P., 1978b, Dosledky vplyvu nicorum Poloniae, 14, 1, s. 1–30. človeka v oblasti hornej hranice lesa Tranquillini W., 1979, Physiological a nad ňou na územi TANAP-u, Zborik Ecology of the Alpine Timberline. Prác o TANAPe, 20, s. 67–91. Tree Existence at High Altitudes with Risser P. G., 1993, Ecotones at local to Special Reference to the European regional scales from around the Alps, Ecological Studies, 31. world, Ecological Applications, 3, 3, Troll C., 1972, Geoecology and the s. 367–368. world-wide differentiation of high- Seko L., 1979, K synmorfológii hornej mountain ecosystems, [w:] C. Troll hranice kosodreviny v Nizkych Ta- (red.), Geoecology of the high- trách, Acta Facultatis Rerum Natu- mountain regions of Eurasia, Pro- ralium Universitatis Comenianae, ceedings of the symposium of the In- Geographica, 17, s. 137–147. ternational Geographical Union Com- Seko L., 1981, Vplyv ekologických či- mission on High-Altitude Geoecolo- nitel‟ov na priestorovú diferenciáciu gy, November, 20–22, 1969 at Mainz, koosdrevinových porastov Babiej Franz Steiner Verlag, Wiesbaden, hory, Acta Facultatis Rerum Natur- s. 1–16. alium Universitatis Comenianae, Ge- Troll C., 1973a: The upper timberlines in ographica, 19, s. 130–143. different climatic zones. Arctic and Seko L., 1983, Typizácia hornej hranice Alpine Research, 5, 3, s. A3–A18. kosodreviny vo vysokých pohoriach Troll C., 1973b: High mountain belts Západných Karpat, Acta Facultatis between the polar caps and the equa- Rerum Naturalium Universitatis tor: their definition and lower limit. Comenianae, Geographica, 22, Arctic and Alpine Research, 5, 2, s. 111–123. s. A19–A27. Seko L., 1984, K priestorovej diferen- Turner H., Tranquillini W. (red.), 1985, ciácii kosodrevinových porastov Establishment and Tending of Sub- v d‟umbierskiej skupine Nizkych alpine Forest: Research and Man- Tatier, Acta Facultatis Rerum Natur- agement, Proc. 3rd IUFRO Work- alium Universitatis Comenianae, Ge- shop, P. 1.07–00, 1984, Eidg. Anst. ographica, 23, s. 121–141. Forstl. Versuchswes. Somora J., 1970, O rekonńtrukcii Wardle, P., 1974: Alpine timberlines, subalpinskeho pasma Tatranskeho [w:] J. D. Ives, R. G. Barry (red.),

57 M. Jodłowski

Arctic and alpine environments, Me- reference to climatic conditions, thuen, London, s. 371–402. Arctic and Alpine Research, 10, 2, Wardle P., 1977, Japanese timberlines s. 449–456. and some geographic comparisons, Zatkalik F., 1973, Horna hranica lesa Arctic and Alpine Research, 9, 3, v skupine Prańivej v Nizkych Tatrach, s. 249–258. Geografický časopis, 25, 2, s. 148– Yanagimachi O., Ohmori H., 1991, Eco- 164. logical status of Pinus Pumila scrub Zimina R.P., 1973, Upper forest bounda- and the lower boundary of the Japa- ry and the subalpine belt in the Cau- nese alpine zone, Arctic and Alpine casus Mountains of the Southern Research, 23, 4, s. 424–435. USSR and adjacent countries (sum- Yoshino M.M., 1978, Altitudinal ve- mary), Arctic and Alpine Research, 5, getation belts of Japan with special 3, s. A29–A32.

Summary

Krummholz-line in the mountains of Central Europe – controls and types of the ecotone.

The main aim of the study was to compare structure and controls on the krummholz- line in the mountains of Central Europe. The krummolz-line is the upper part of the forest-alpine tundra ecotone and usually constitutes wide transitional zone between subalpine thickets and alpine meadows. In the mountains of moderate zone different species of shrubs (pines, junipers, birches, rhododendrons, and alders) could be found in krummholz belt. However, only in the mountains of Central Europe close thickets of mountain pine Pinus mugo (with an addition of green alder Alnus viridis) occur, stretch- ing up to few hundreds meters above timberline. Decomposition of those thickets into patches is controlled by different environmental factors. Thus, five types of krummholz- line were distinguished as the result of author’s previous studies in the Tatra Mts., the Babia Góra Massif and the Giant Mts. These are orographic, edaphic, morphological, mechanically lowered and anthropogenic boundaries. It was the basis for further analysis, carried out in selected mountain ranges in Central Europe in 2000–2009. Study area encompassed mountain ranges in the Carpathians (the Nizke Tatry Mts., the Mala Fatra Mts., the Gorgany Mts., the Czernohora and the Munti Rodnei) and in the Eastern Alps (the Julian Alps, the Dolomites, and the Brenta Massif). Furthermore, the literature on the vegetation of the mountains of Balkan Peninsula (the Rila Mts. and the Pirin Mts.), was analysed. Natural environment of the studied mountain ranges is comparable, however there are differences in geology and climate (precipitation and temperature). Since the Middle Ages subalpine thickets have been significantly altered by human activity. The main factor affecting the krummholz-line was the sheep and cattle grazing. Estab- lishing the national parks limited the human impact and enabled the regeneration of krummholz within the abandoned pastures, however the environmental policy significantly differs in the specific countries (krummholz planting vs. clearing). The orographic boundaries, controlled by harsh climatic conditions in the bottom of the U-shaped valleys occur mainly in the Munti Rodnei and the Julian Alps. The main factor controlling edaphic boundaries is discontinuous soil cover on debris slopes. Such boundaries are the dominant type of the ecotone in the Gorgany Mts. In the Eastern Alps as well as in the Pirin Mts. edaphic boundaries occur at the base of limestone and dolo-

58 Górna granica zarośli subalpejskich…uwarunkowania i typy ekotonu mite cliffs. Morphological boundaries are controlled by thick soil cover, resulting from slope inclination. They occur in all studied mountain ranges. The main difference between morphological and edaphic boundaries is a well-developed zone of dispersed krummholz patches. The avalanches and debris flows are the main processes lowering the krummholz-line. Whereas the avalanche-controlled krummholz-line are common in the Carpathians, the debris flows-controlled boundaries are more frequent in the Eastern Alps. Contemporary structure of the anthropogenic krummholz-line has resulted from the intensity and timing of degradation as well as the environmental policy in the 20th centu- ry. In sites with intensive reconstruction (mountains in former Czechoslovakia), the krummholz-line has been moved several hundreds meters upslope and now constitutes abrupt transition between mountain-pine thickets and alpine meadows. In the sites located in Ukraine and Romania, where mainly secondary succession occurred, the krummholz-line is characterised by a relatively wide transitional zone with mountain-pine patches of different size and shape. Although the ecotone resembles the structure of natural reaches, it cannot be explained by the impact of climatic, edaphic or geomorphic features. The evidence for its anthropogenic origin is the presence of the alpine juniper Juniperus nana and white bent-grass Nardus stricta communities above krummholz-line as well as the dead mountain-pine individuals among relatively young thickets. The mountain-pine patches tend to merge and gradual advance in altitude of the krummholz- line has been observed for the last 50 years. In the Eastern Alps the secondary succession of krummholz is considered to be a threat to biodiversity. Therefore, mountain-pine is cleared in order to protect the alpine meadows.

METODY REKONSTRUKCJI WYSOKOŚCI LINII RÓWNOWAGI LODOWCÓW

Jerzy Zasadni*

* Wydział Geologii, Geofizyki i Ochrony Środowiska, Akademia Górniczo-Hutnicza im. Stanisława Staszica, al. A. Mickiewicza 30, 30–059 Kraków

Zasadni J., 2010, Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców, Czasopismo Geograficzne, 81(1–2): 61–74.

Artykuł wpłynął do redakcji 18.02.2010; po recenzji zaakceptowany 15.10.2010.

Streszczenie

Wysokość linii równowagi bilansowej lodowców (ELA – equilibrium line altitude) współczesnych i plejstoceńskich stanowi istotną informację o środowisku górskim wy- korzystywaną w badaniach geomorfologicznych, glacjologicznych, paleoklimatologicz- nych i związanych z geologią czwartorzędu. W artykule dokonano przeglądu metod rekonstrukcji położenia linii równowagi lodowców. Przedstawiono ich założenia, wady i zalety, a także rekomendowane zastosowania oraz ograniczenia. Metodami geomorfologicznymi można określić: metodę progu zlodowacenia (metoda szczytowa), metodę najniższych cyrków, metodę najwyższego zasięgu moren bocznych (MELM). Druga grupa metod oparta jest na proporcjach pionowej rozciągłości lodowców i ich obszarów zasilania. Są to metody: TSAM, Höfera, d/2, THAR i MEG. Najbardziej zaawansowane są metody, które uwzględniają geometrię powierzchni lodowców i współczynnik bilansu masy AABR, AA i AABI. Za stosunkowo prostą technicznie i wiarygodną uważa się metodę AAR (współczynnik powierzchni akumulacji). Jest to najczęściej stosowana w badaniach metoda rekonstrukcji ELA.

Wprowadzenie kształt i rozmiar lodowców wpływ ma także klimat, a dokładnie przebieg klima- Nieodłącznym elementem morfosys- tycznej granicy śniegu (climatic snowli- temu gór wysokich są lodowce i ślady ne). Termin ten, mimo że często spoty- ich działalności plejstoceńskiej. W od- kany w literaturze, jest dosyć enigma- różnieniu od lądolodów i czap lodowych, tyczny. Jedna z definicji określa tę grani- geometria i zasięg lodowców górskich cę jako teoretyczną powierzchnię, powy- determinowana jest rzeźbą terenu. Na żej której sumy opadów śniegu przewyż-

* E-mail: [email protected]

61 J. Zasadni szają jego topnienie w cyklu rocznym. nym bilansem masy lodu w cyklu rocz- W rzeczywistości trudno tę granicę okre- nym. Śnieg akumulowany powyżej tej ślić, czy zmierzyć, gdyż nie jest ona granicy podlega transformacji w lód widoczna w terenie [Gross i in. 1977]. Za lodowcowy. Pod wpływem siły ciężkości klimatyczną (teoretyczną) linię śnieżną lód spływa poniżej tej granicy, gdzie uważa się także wysokość, na której ulega ablacji. Wieloletnią, średnią wyso- przez cały rok zalega pokrywa śnieżna na kość, na której znajduje się linia równo- niezacienionej powierzchni poziomej wagi bilansowej określa się jako wyso- (tzw. poziom 365) [Jania 1997]. Jednak kość linii równowagi bilansowej (ELA – granica ta często występuje powyżej equilibrium line altitude). Pionowe prze- obszarów akumulacji lodowców, a nawet sunięcia tej granicy wynikają ze zmian szczytów górskich w obszarach zlodowa- klimatycznych, głównie zmian średniej conych [Gross i in. 1977]. Dla Karpat temperatury lata i rocznych sum opadów Zachodnich jej wysokość szacowana jest [Ohmura i in. 1992]. Geometria lodow- na 3400–4900 m n.p.m. [por. Zasadni, ców będących w równowadze klimatycz- Kłapyta 2009]. Orograficzną granicę nej (których bilans masy jest równy ze- śniegu wyznacza się natomiast na poro), ściśle zależy od jej przebiegu, dlate- ziomie najniżej występujących płatów go zmiana wysokości linii równowagi wieloletniego śniegu. Występuje ona wymusza na lodowcach zmianę geome- także w obszarach górskich, które nie są trii. Kiedy linia równowagi obniża się – zlodowacone, tak jak na przykład Tatry. lodowce awansują, a kiedy się podnosi – Między poziomem 365 a orograficzną są w recesji. Lodowce dostosowują swój granicą śniegu znajduje się rzeczywista kształt do nowych warunków klimatycz- linia śnieżna (lokalna linia śnieżna), którą nych, dążąc do nowej równowagi. Oscy- wyznacza średnie położenie dolnej grani- lacje lodowców zapisywane są w syste- cy pokrywy śnieżnej pod koniec lata dla mach moren końcowych i formach ero- różnych warunków rzeźby danego obsza- zyjnych. Analiza geomorfologiczna tych ru [Jania 1997]. Uważa się, iż w średnich form pozwala na odtworzenie zasięgu szerokościach geograficznych granica i geometrii lodowców. Bazując na empi- śniegu znajduje się na podobnej wysoko- rycznych zależnościach między geome- ści, co linia równowagi lodowców (equi- trią lodowców a przebiegiem linii rów- librium line) [Jania 1997]. Według Gros- nowagi, możliwe jest wyznaczenie wy- sa i in. [1977] najlepszą definicją klima- sokości tej linii dla nieistniejących już tycznej granicy śniegu jest średnia wyso- lodowców i tym samym określenie wa- kość linii równowagi grupy lodowców na runków klimatycznych, jakie panowały danym, ograniczonym obszarze. Jest to podczas ich działalności. Analiza wska- regionalna klimatyczna linia równowagi zanej interakcji między rzeźbą terenu, lodowców (regional climatic equilibrium klimatem i geometrią zlodowacenia jest line altitude – rcELA). Natomiast mia- podstawą współczesnych badań związa- nem lokalnej topograficznej wysokości nych z paleoklimatologią glacjalną. ELA linii równowagi lodowców (local topo- lodowców jest mierzalną wartością, która graphic equilibrium line altitude – łączy wyżej wymienione trzy elementy ltELA) określa się wysokość linii rów- systemu. Dzięki temu, znając dwa z nich, nowagi poszczególnych lodowców, która możliwa jest rekonstrukcja trzeciego. w znacznym stopniu zależy od lokalnych Wyniki rekonstrukcji ELA są dlatego warunków topograficznych [por. Zemp wykorzystywane w glacjologii, geomor- i in. 2007]. fologii, paleoklimatologii i w badaniach Linia równowagi oddziela obszary związanych z geologią czwartorzędu lodowca cechujące się dodatnim i ujem- i morfostratygrafią moren. Najczęściej,

62 Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców znając geometrię zlodowacenia i rzeźbę cjologiczne. Podstawy i założenia teore- terenu, określa się warunki klimatyczne tyczne tej metody w polskiej literaturze zarówno w przeszłości geologicznej, przedstawił Gądek [1998]. W niniejszej bazując na rekonstrukcji zasięgu lodow- pracy nie poświęcono temu problemowi ców na podstawie glacjalnych form tere- wiele uwagi. nu [Kerschner i in. 2000], jak i współcze- sne, w oparciu o analizę współczesnego zlodowacenia (np. określana jest wiel- Metody rekonstrukcji kość sum opadów w rejonach szczyto- wych, gdzie nie ma meteorologicznych Metoda szczytowa (ang. summit met- stacji pomiarowych) [Bucher i in. 2004]. hod) – służy do wyznaczania progu Zakładając scenariusze przyszłych zmian zlodowacenia (poziomu zlodowacenia) – klimatycznych w danej sytuacji topogra- ang. glaciation threshold, glaciation ficznej dokonuje się także wizualizacji level, glaciation limit [Brückner 1887, rozmiaru recesji lodowców [Paul i in. Ostrem 1972]. Próg zlodowacenia jest 2007]. Na podstawie danych paleoklima- teoretyczną powierzchnią, która znajduje tycznych i paleoglacjologicznych podej- się w połowie pionowej odległości po- mowane są także próby oceny zmian między najwyższym szczytem, w obrębie rzeźby i hipsometrii masywów górskich którego nie ma lodowców, a najniższym (np. w wyniku erozji, czy tektonicznego szczytem, poniżej którego obecne są wynoszenia) podczas plejstocenu [Ka- lodowce (ryc. 1A). Rekonstrukcje progu plan i in. 2009]. zlodowacenia przeprowadza się głównie Linię równowagi lodowców współ- w oparciu o analizę map topograficz- czesnych określa się na podstawie ob- nych, zdjęć lotniczych i satelitarnych, serwacji zasięgu pokrywy śnieżnej pod dzieląc obszar badań na mniejsze sekto- koniec sezonu ablacyjnego lub na pod- ry, w których określa się pojedyncze stawie wyników pomiarów wielkości wysokości progu zlodowacenia. Następ- akumulacji i ablacji śniegu i lodu. W ba- nie interpoluje się tendencję między daniach geomorfologicznych i paleogla- poszczególnymi sektorami. Metoda sto- cjologicznych stosuje się natomiast pew- sowana jest dla dużych obszarów i daje- ne uproszczenie, zakładając, iż wysokość lepsze wyniki, jeżeli uwzględnia się linii równowagi paleolodowca wynika lodowce o podobnej ekspozycji, na przy- z jego geometrii. Opracowano wiele me- kład tylko o ekspozycji północnej. Zwy- tod rekonstrukcji ELA. Ich prezentacja, kle różnica wysokości między najwyż- uwzględniająca zalety, wady i zastoso- szym niezlodowaconym szczytem a naj- wanie, jest celem niniejszego artykułu. niższym szczytem zlodowaconym znaj- Podstawą do opracowania artykułu duje się w granicach 100–200 m [Ostrem były starsze metodyczne prace alpejskie i in. 1981]. Interpolowana powierzchnia [Gross i in. 1977, Kerschner 1978, progu zlodowacenia odzwierciedla gene- Maisch 1981] oraz najnowsze prace ralny trend zmiany warunków klimatycz- związane z tą tematyką [Benn, Lehmkuhl nych, jednak nie jest ona tożsama z ELA 2000, Porter 2001, Benn i in. 2005, lodowców. Zwykle znajduje się ona Osmaston 2005, Nesje 2007, Rea 2009]. wyżej niż ELA lodowców na tym samym W polskiej literaturze temat ten był sze- obszarze (według Millera i in. [1975] rzej poruszany w pracy Gądka [1998]. w górach północnej Kanady jest ona Nieodłącznym elementem niektórych o 100–200 m wyżej). Wysokość tej gra- metod rekonstrukcji ELA jest odtwarza- nicy w dużej mierze zależna jest od chanie geometrii lodowca w oparciu o dane rakteru rzeźby masywów górskich. Po- geomorfologiczne i prawidłowości gla- dobne założenia ma metoda określania

63 J. Zasadni plejstoceńskiego progu zlodowacenia lodowca określana jest na poziomie naj- (Pleistocene glaciation threshold). wyższego zasięgu moreny bocznej. W tym przypadku analizuje się rzeźbę Ograniczenie tej metody wynika z faktu, w otoczeniu szczytów pod kątem obec- iż moreny boczne zwykle powstają ności śladów erozji glacjalnej (cyrków w pewnej odległości poniżej ELA. Nie lodowcowych) lub braku przeobrażenia zawsze rzeźba terenu pozwala także na glacjalnego. Plejstoceńskim progiem depozycję moren (na przykład na stromej zlodowacenia określa się minimalną ścianie żłobu lodowcowego), a w przy- wysokość szczytów, poniżej których padku starszych zlodowaceń moreny podczas zlodowaceń plejstoceńskich często są zupełnie zniszczone przez ero- wykształciły się cyrki lodowcowe. zję. W większości przypadków wynik Metoda najniższych cyrków (cirque- oparty o tę metodę będzie zatem zaniżo- floor altitudes) – według pierwotnych ny w stosunku do wartości rzeczywistej. koncepcji, wysokość den cyrków (ko- Z drugiej strony, podczas powolnej rece- tłów) lodowcowych odpowiada wysoko- sji lodowca, moreny boczne mogą być ści granicy śniegu podczas zlodowaceń. nieprzerwanie nadbudowywane w górę Piętrowo występujące kotły, jak na przy- doliny, tworząc jeden ciąg o coraz młod- kład w Tatrach, stanowiły inspirację do szym wieku. W takiej sytuacji ELA okre- budowy teorii na temat wielokrotności ślona dla zasięgu maksymalnego lodow- zlodowaceń. Metoda opiera się na zało- ca będzie zawyżona [Benn, Lehmkuhl żeniu, że wysokość bezwzględna dna 2000]. Należy także zwrócić uwagę, iż pierwszego cyrku powyżej moreny czo- zasięg moren bocznych tego samego łowej równa jest linii równowagi lodow- lodowca może odzwierciedlać asymetrię ca, który tę morenę uformował. W naj- jego linii równowagi wynikającą z różnej nowszych pracach metoda ta jest uzna- ekspozycji, czy odmiennych warunków wana za metodę historyczną [Gądek topoklimatycznych w obrębie lodowca. 1998]. Nie ma podstaw do tego, aby Metoda oparta jest o prostą analizę geo- wiązać jakikolwiek system moren z wy- morfologiczną, co jest jej niewątpliwą sokością den cyrków [Porter 2001]. Ilu- zaletą. Nie wymaga ona znajomości struje to ryc. 1B. Należy zauważyć, iż geometrii lodowca. Może być przepro- zgodnie z założeniem metody, kilka wadzona w terenie lub na podstawie kolejnych systemów moren lodowca danych teledetekcyjnych i kartograficz- wypływającego z danego cyrku ma tę nych (analiza map, zdjęć lotniczych, samą ELA. Natomiast dla lodowca karo- cyfrowych modeli terenu). Metoda ta wego ELA szacowana tą metodą teore- daje najlepsze wyniki w przypadku świe- tycznie może być poniżej jego czoła. żych moren holoceńskich (neoglacjal- Średnia wysokość den cyrków lodowco- nych), a szczególnie moren lodowców wych na danym obszarze wyznacza su- pokrytych gruzem, często występujących maryczny efekt erozji lodowcowej pod- w wysokich górach centralnej Azji. Lo- czas plejstocenu, który ma pośredni dowce takie zwykle mają dobrze rozwi- związek z wysokością klimatycznej gra- nięte systemy moren, natomiast fakt nicy śniegu w tym czasie. pokrycia obszaru ablacji moreną po- MELM (maximum elevation of late- wierzchniową znacząco wpływa na ich ral moraine) [Lichtenecker 1938] – me- współczynnik AAR (zob. niżej), co toda najwyższego zasięgu moren bocz- utrudnia wykorzystanie najczęściej sto- nych (ryc. 1C). Opiera się na założeniu, sowanej metody – AAR. Większych iż moreny końcowe (czołowe i boczne) błędów w wynikach metody MELM na- powstają tylko w obszarze ablacji lodow- leży się spodziewać w przypadku frag- ca, czyli poniżej ELA (ryc. 1C). ELA

64 Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców

Ryc. 1. Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców (ELA) według Portera [2001]; zmodyfikowano i uzupełniono o metody TSAM, Höfera i d/2; szczegóły w tekście. A: GT – próg zlodowacenia, Sn – najwyższy niezlodowacony szczyt, Sg – najniższy zlodowacony szczyt w danym, ograniczonym obszarze. B: CF – wysokość dna cyrku. D: At – wysokość czoła lodowca, As – najwyższy szczyt w obszarze zasilania lodowca ELA, Ac – średnia wysokość grani w obszarze zasilania lodowca. E: At1 – wysokość czoła lodowca o znanej ELA (ELA1), At2 – wysokość czoła lodowca szukanej ELA (ELA2), d/2 – połowa pionowej rozcią- głości między czołami lodowców. F: Ah – wysokość najwyższego punktu lodowca. Fig. 1. Methods of reconstruction equilibrium line altitude of glaciers (ELA) according to Poter (2001); modified and supplemented with TSAM, Höfer and d/2 methods; details in the text. A: GT – glaciation threshold, Sn – the highest non-glaciated summit and Sg – the lowest glaciated summit in the restricted area. B: CF – cirque-floor altitude. D: At – altitude of the glacier terminus, As – altitude of the highest summit in the glacier contribution area, Ac – average altitude of crest above the glacier accumulation area. E: At1 – altitude of glacier toe which ELA is defined (ELA1), At2 – altitude of glacier toe which ELA is needed (ELA2), d/2 – half of vertical distance between toes of glaciers. F: Ah – altitude of the glacier head.

65 J. Zasadni mentarycznie zachowanych moren TSAM i Höfera. Zakłada ona, iż różnica plejstoceńskich. między liniami równowagi dwóch róż- TSAM (toe-to-summit altitude meth- nowiekowych lodowców równa jest od), znana także jako metoda Louisa połowie pionowej rozciągłości między [1955]. Metoda opiera się na założeniu, ich morenami czołowymi. Może ona być iż ELA lodowca znajduje się w połowie stosowana w przypadku, kiedy w danej pionowej rozciągłości między czołem dolinie znana jest ELA lodowca (lub lodowca (moreną czołową), a najwyż- paleolodowca) (ELA1 – ryc. 1E) oraz szym szczytem w obszarze jego zasilania wysokość n.p.m. pozycji jego czoła (lub (ryc. 1D). Dla lodowców alpejskich me- moreny czołowej) (At1), natomiast szu- toda ta daje wyniki zawyżone (o 110 m) kana jest ELA awansu glacjalnego w stosunku do metody AAR [Gross i in. (ELA2) drugiej moreny czołowej (At2), 1977]. Nie jest ona oparta na podstawach znajdującej się w niewielkiej odległości glacjologicznych, a jedynie na prostej od tej pierwszej. Metoda ta nie daje wia- proporcji morfometrycznej obszaru zasi- rygodnych wyników, jeżeli różnica mię- lania lodowca. Wynik może być obar- dzy ELA1 i ELA2 przekracza 50–100 m czony znacznym błędem wynikającym albo gdy dno doliny jest zbyt stromo lub z obecności wysokiego szczytu, niere- słabo nachylone [Kerschner 1978]. prezentatywnego dla całej grani obrzeża- Opisane wyżej metody, TSAM, Höfe- jącej lodowiec, który w małym stopniu ra i d/2, nie wymagają szczegółowej wpływa na zlodowacenie. Niemniej jed- znajomości geometrii lodowców. Dlatego nak jest to metoda bardzo prosta i szyb- mogą one być stosowane w obszarach, ka, pozwalająca określić w przybliżeniu gdzie geomorfologiczne dowody zasięgu ELA lodowców w odległych, niedostęp- lodowców są niepełne lub słabo zacho- nych obszarach. wane. Metoda Höfera [1879] jest oparta THAR (toe-to-headwall altitude ra- o podobne założenia, co wyżej przedsta- tio) – współczynnik pionowej rozciągło- wiona. Zamiast najwyższego szczytu ści lodowca. Metoda ma podobne zało- bierze ona pod uwagę średnią wysokość żenia jak metoda TSAM, brany jest jed- grani obrzeżającej lodowiec (ryc. 1D). nak pod uwagę najwyższy zasięg lodow- W porównaniu do metody AAR daje ona ca (Ah) zamiast najwyższego szczytu bardziej zbliżone wyniki niż metoda w obszarze jego zasilania (ryc. 1F). ELA TSAM. Jednak w tym przypadku pro- znajduje się w określonej proporcji pio- blemem jest określenie punktu począt- nowej rozciągłości lodowca powyżej kowego i końcowego odcinka grani, jego czoła. Najczęściej stosuje się współ- który stanowi obrzeżenie danego lodow- czynnik THAR równy 0,35 do 0,5 [Gą- ca. Zaproponowano rozwiązanie, w któ- dek 1998, Benn, Lehmkuhl 2000]. Dla rym uwzględnia się średnią wysokość tej lodowców pokrytych gruzem stosowany części grani, która znajduje się bezpo- jest także współczynnik równy 0,6 do średnio nad obszarem akumulacji lodow- 0,8. Każdy obszar, z uwagi na rzeźbę ca [Gross i in. 1977]. Metoda ta wymaga i styl zlodowacenia, wymaga indywidu- zatem określenia w pierwszej kolejności alnego podejścia w wyborze współczyn- ELA lodowca inną metodą, na przykład nika THAR. Wybór współczynnika może AAR, co znacznie komplikuje procedurę opierać się o porównanie do wyników rekonstrukcji ELA. innych metod, dlatego metoda ta prawie Metoda d/2. W badaniach alpejskich nie jest stosowana samodzielnie. [Kerschner 1978, Maisch 1981] stosowa- W literaturze obecna jest także meto- na jest prosta metoda d/2, która oparta da MEG (median elevation of glaciers) – jest na podobnym założeniu, co metoda średnia wysokość lodowca, która jest

66 Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców tożsama z metodą THAR 0,5. Kombina- mniejsza – nawet 0,2. Procedura rekon- cją metody THAR i Höfera jest metoda strukcji ELA wymaga znajomości geo- określana w języku niemieckim jako metrii lodowca, czyli jego całkowitej Bergschrundmethode [Gross i in. 1977]. wielkości i kształtu powierzchni, przy Opiera się ona na założeniu, iż ELA czym najważniejsza jest poprawna re- znajduje się w połowie odległości mię- konstrukcja topografii lodowca w pobliżu dzy najniższym zasięgiem lodowca, ELA. Stopień dokładności rekonstrukcji a średnią wysokością jego górnego ob- kształtu powierzchni lodowca w obsza- rzeżenia, czyli średnią wysokością prze- rach powyżej i poniżej ELA nie wpływa biegu szczeliny brzeżnej (Berg-schrund). istotnie na wynik [por. Osmaston 2005]. Ma ona zastosowanie w przypadku lo- Procedurę rekonstrukcji ELA ułatwia dowców współczesnych. Według Grossa wykonanie cyfrowego modelu lodowca i in. [1977] daje ona nieco lepsze wyniki oraz jego profilu hipsometrycznego przy w porównaniu do metody Höfera. pomocy programów GIS (ryc. 2A). Opisane metody THAR i Berg- AABR (area-altitude balance ratio) schrund nie wymagają znajomości topo- [Furbish, Andrews 1984] – metoda grafii lodowca, a jedynie jego górnego współczynnika bilansu masy, znana także i dolnego zasięgu. Zwykle jednak nie ma jako metoda BR (balance ratio). Jest to dobrych dowodów geomorfologicznych najbardziej zaawansowana metoda re- na zasięg paleolodowców w strefie aku- konstrukcji ELA i zarazem najlepiej mulacji, dlatego wyniki bazujące na przybliża ona relację między ELA opisanych metodach mogą być obarczone a geometrią lodowców. Linia równowagi znacznymi błędami. lodowca określana jest na wysokości, na AAR (accumulation area ratio) – której spełnione jest równanie bilansu współczynnik powierzchni akumulacji – masy lodowca, przy założeniu danego jest to stosunek powierzchni strefy aku- współczynnika bilansu masy (BR – ba- mulacji do powierzchni całego lodowca. lance ratio). Przez współczynnik bilansu Metoda opiera się na założeniu, iż linia masy rozumie się stosunek gradientu równowagi bilansowej lodowca znajduje bilansu masy (bn) w strefie ablacji do się na wysokości, która dzieli powierzch- gradientu bilansu masy w strefie akumu- nię lodowca w określonej proporcji. Jak lacji (ryc. 2B). Gradient bilansu masy jest wynika z badań empirycznych, po- wielkością zmiany bilansu masy wraz wierzchnia akumulacji (Sc) alpejskich z wysokością. Współczynnik BR równy lodowców jest dwukrotnie większa od 2 oznacza, iż w strefie ablacji gradient powierzchni ablacji (Sa) (Sc:Sa = 2:1) bilansu masy jest dwukrotnie większy od [Gross i in. 1977]. Stanowi więc ona gradientu bilansu masy w strefie akumu- 67% całego lodowca, co daje współczyn- lacji (ryc. 2B). Inaczej mówiąc, BR 2 nik AAR równy 0,67 (ryc. 2A). Wartość oznacza, że ablacja netto 100 m poniżej ta jest rekomendowana w badaniach ELA jest dwukrotnie większa niż akumu- alpejskich i stosowana jest także w in- lacja netto 100 m powyżej ELA. Należy nych obszarach. Niemniej jednak, zauważyć, iż takie podejście nie wymaga w światowej literaturze współczynnik ten znajomości a priori bezwzględnych stosowany jest w przedziale od 0,5 do wartości ablacji i akumulacji netto. Jest 0,8, najczęściej 0,55–0,67 [Benn, Lehm- to jedyna metoda, która uwzględnia pio- kuhl 2000]. W przypadku lodowców nowy rozkład powierzchni lodowca. znacznie zasilanych śniegiem nawiewa- Wynik ELA jest średnią ważoną wyso- nym i lawinowym oraz w przypadku kości lodowca, gdzie wagą jest iloczyn lodowców pokrytych gruzem, wartość powierzchni i współczynnika bilansu ma- współczynnika jest natomiast znacznie sy. W przypadku metody AAR, obszar

67 J. Zasadni

Ryc. 2. Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców (ELA) – metody AAR, AA i AABR; szczegóły w tekście. A: Sc – obszar akumulacji, Sa – obszar ablacji. B: h – wysokość punktu środkowego strefy wysokościowej lodowca, P – powierzchnia strefy wysokościowej lodowca, ac – strefa akumulacji, ab – strefa ablacji, Δh – różnica między punktem środkowym danej strefy wysokościowej a próbną ELA, bn – gradient bilansu masy, BR – współczynnik gradientu bilansu masy. Fig. 2. Methods of reconstruction equilibrium line altitude of glaciers (ELA) – AAR, AA and AABR methods; details in the text. A: Sc – glacier accumulation area, Sa – glacier ablation area. B: h – midpoint altitude of glacier vertical zone, P – area of glacier vertical zone, ac – accumulation zone, ab – ablation zone, Δh – vertical distance between midpoint altitude of glacier vertical zone and trial ELA, bn – balance gradient, BR – balance ratio

68 Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców lodowca znajdujący się blisko ELA ma ELA, ale także zakłada pewne warunki taki sam wpływ na wynik jak obszary klimatyczne. Dlatego jeżeli wyniki re- znajdujące się u czoła lodowca lub w je- konstrukcji ELA stanowią podstawę do go górnych częściach. Natomiast w przy- interpretacji paleoklimatycznych nie padku metody AABR części lodowca trudno o tzw. „błędne koło” w rozu- znajdujące się w pobliżu ELA mają zni- mowaniu [Osmaston 2005]. Modyfikacją komy wpływ na wynik, w przeciwień- metody AABR jest przedstawiona przez stwie do obszarów położonych w dużej Osmastona [2005] metoda AABI (area- odległości pionowej od tej granicy, co altitude balance index). Pozwala ona jest zgodne z rzeczywistością [Osmaston rozwiązać problem arbitralności w wy- 2005]. Założenie, że gradient bilansu znaczaniu współczynnika BR dla paleo- masy jest liniowy jest znacznym uprosz- lodowców. Metoda ta opiera się na zało- czeniem. W rzeczywistości na lodowcach żeniu, iż grupa lodowców podobnych współczesnych zmienia się on nieliniowo pod względem rozmiarów, kształtów [Rea 2009]. Szczególnym przypadkiem i ekspozycji, znajdujących się na tym metody BR jest metoda AA (area- samym obszarze, posiada podobne gra- altitude), gdzie współczynnik BR jest dienty bilansu masy. Dlatego najbardziej równy 1. Jest to średnia ważona wysoko- zbliżony do rzeczywistego jest ten ści lodowca [por. Gądek 1998]. Należy współczynnik BR, dla którego wyniki podkreślić, iż nie jest ona tożsama z me- rekonstrukcji ELA lodowców mają naj- todą AAR 0,5 [Gross i in. 1997]. Dla mniejsze odchylenia standardowe. Osma- lodowców alpejskich metoda AA daje ston [2005] nazywa go wskaźnikiem zwykle zawyżone wyniki w stosunku do bilansu masy (balance index). Podobną metody AAR 0,67. procedurę określania współczynnika Zastosowanie metody AABR wyma- można przeprowadzić także dla innych ga znajomości dokładnej geometrii całe- metod [Osmaston 2005], na przykład go lodowca. Dodatkowo, w przypadku AAR (ryc. 3). Metoda AABI wymaga paleolodowców problemem jest wybór jednak znajomości dokładnej geometrii odpowiedniego współczynnika BR. Zwy- nie jednego, a grupy kilku, kilkunastu kle w literaturze zakłada się jego wartość lodowców, co znacznie ogranicza moż- w granicach od 1,8 do 2,0 dla „czystych” liwość jej zastosowania. Wymaga ona lodowców w strefie umiarkowanej. Jed- także obliczenia ELA każdego lodowca nak, na przykład, lodowce strefy tropi- dla wielu współczynników BR. kalnej mogą cechować się większym Procedura rekonstrukcji ELA metodą współczynnikiem BR > 3, nawet BR = AABR jest stosunkowo skomplikowana 25 [Benn, Gemmell 1997]. Wyniki anali- i żmudna. Użycie arkuszy kalkulacyj- zy bilansu masy współczesnych lodow- nych i trójwymiarowej rekonstrukcji lo- ców średnich i wysokich szerokości dowców metodami GIS znacznie ją uła- geograficznych półkuli północnej wska- twia [Benn, Gammel 1997, Osmaston zują na znaczne różnice współczynnika 2005]. Należy podzielić obszar lodowca BR między poszczególnymi obszarami na strefy wysokościowe o stałych odstę- związane z różnicami klimatycznymi pach pionowych i policzyć ich po- i stylem zlodowacenia. Wartość ta jest wierzchnię (im mniejsze są pionowe szacowana na około 1 do ponad 3, śred- rozciągłości pasów, tym dokładniejszy nio 1,75 ± 0,71. Przykładowo, lodowce jest wynik). Następnie zakłada się próbną w Alpach cechuje wartość BR równa ELA, powyżej i poniżej której osobno 1,59 ± 0,6, a w Skandynawii – 1,5 ± 0,4 oblicza się średnią ważoną wysokości [Rea 2009]. Należy zauważyć, iż wybór lodowca, gdzie wagą jest iloczyn po- współczynnika nie tylko determinuje wierzchni danego pasa i wartości współ-

69 J. Zasadni

iation (m) iation standard dev standard odchylenie standardowe (m) standardowe odchylenie

Ryc. 3. Przykład rekonstrukcji ELA i współczynnika AAR na podstawie najmniejszego odchylenia standartowego wyników dla grupy lodowców – na podstawie rekonstrukcji siedmiu lodowców małej epoki lodowej (1850 r.) w Alpach Zillertalskich (Austria). Fig. 3. Example of determining ELA and AAR ratio, based on the minimal standard deviation of the results for group of glaciers – on the basis of seven reconstructed, Little Ice Age (AD 1850) glaciers in the Zillertal Alps (Austria). czynnika BR (ryc. 2B). Dla obszaru po- powiada średniej wysokości linii równo- wyżej ELA waga współczynnika równa wagi lodowców (ELA) na danym obsza- jest 1, natomiast poniżej ELA – równa rze, zatem częściowo jej wysokość zale- jest BR. Suma strefy ablacji i akumulacji ży od stylu zlodowacenia, a tym samym powinna być równa zero, aby spełnione od charakteru rzeźby tego obszaru (ma- zostało założenie metody. Wysokość sywu górskiego). Natomiast definicja (ELA), która spełnia warunki równania, klimatycznej granicy śniegu w ujęciu szukana jest metodą kolejnych przybli- Jani [1997] (poziom 365) określa wy- żeń. łącznie klimatyczne znaczenie tej granicy (na jej położenie nie ma wpływu rzeźba terenu). W tym ujęciu klimatyczna grani- Dyskusja i wnioski ca śniegu ma mały związek z ELA lo- dowców. Zatem ten sam termin (klima- Krytyczna wysokość terenu, powyżej tyczna granica śniegu) stosowany jest której warunki klimatyczne umożliwiają w literaturze w różnym znaczeniu. rozwój lodowców, rozumiana jest jako Od ponad stu lat podejmowane są klimatyczna granica śniegu [Gross i in. próby określenia granicy śniegu nieist- 1977], regionalna klimatyczna ELA niejących lodowców w oparciu o analizę [m.in. Zemp i in. 2007] lub rzeczywista geomorfologiczną pozostawionych przez linia śnieżna [Jania 1997]. Stanowi ona nie form. Na tej podstawie określano ich ważną granicę geoekologiczną w górach zasięg i geometrię oraz, opierając się na wysokich, determinującą pionowe roz- pewnych założeniach, wnioskowano mieszczenie i charakter procesów morfo- o wysokości granicy śniegu. Wypraco- twórczych. Według definicji Grossa i in. wany został szereg metod rekonstrukcji [1977], klimatyczna granica śniegu od- granicy śniegu, od prostych do bardziej

70 Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców skomplikowanych. W tabeli 1 zestawio- rozkład powierzchni lodowca. Do nich no dane wejściowe oraz informacje, na można zaliczyć geomorfologiczną meto- jakich oparte są poszczególne metody. dę MELM, z uwagi na bezpośrednią Według Benna i Lehmkuhla [2000], relację między akumulacją moren bocz- tylko kilka z nich może być uznawanych nych a ujemnym bilansem masy lodow- za metody rekonstrukcji, których wyniki ców. Empirycznie wykazany związek można określać mianem ELA. Są to pomiędzy współczynnikiem powierzchni metody, które opierają się na bezpośred- akumulacji lodowców a ich bilansem nim związku z bilansem masy lodowców, masy pozwala do tej grupy zaliczyć także takie jak AABR i AABI. Najlepiej od- metodę AAR. Jest ona uważana za wia- zwierciedlają one bilans masy w syste- rygodną i stosunkowo prostą technicznie, mie lodowym i – w przeciwieństwie do dlatego jest najczęściej stosowana we innych metod – uwzględniają pionowy współczesnych badaniach.

Tab. 1. Porównanie metod szacowania ELA. NC – metoda najniższych cyrków, PPZ – metoda określania plejstoceńskie progu zlodowacenia, * – ELA i położenia czoła lodowca podczas innego stadium glacjalnego. Charakterystyka metod THAR, AAR, AA, AABR i AABI według Osmastona [2005], zmienione i uzupełnione.

NC, TSAM, THAR, MELM d/2 AAR AA AABR AABI PPZ Höfera MEG Potrzebne dane glacjalna rzeźba terenu + + wysokość czoła lodowca + + (+)* wysokość górnej części lodowca + wysokość obszaru zasilania lodowca + powierzchnia (kształt) lodowca + + + + topografia powierzchni lodowca + + + + Informacje wykorzystane do szacowania formy erozji glacjalnej + formy akumulacji glacjalnej + pionowa rozciągłość lodowca i jego obszaru zasilania + pionowa rozciągłość lodowca + różnica wysokości położenia czół lodowców + przybliżona hipsometria lodowca + szczegółowa hipsometria lodowca + + + współczynnik bilansu masy (BR) + indeks bilansu masy (BI) +

71 J. Zasadni

Grupę metod TSAM i THAR należy styczne wysokości linii równowagi traktować jako wskaźniki morfometrycz- i obliczając średnią arytmetyczną pozo- ne wysokości lodowców i ich obszarów stałych wartości [np. Gądek 1998]. Takie zasilania (Glacier Elevation Indices – podejście pozwala na uniknięcie maksy- GEIs). Według Benna i Lehmkuhla malnych błędów. Jednak problematyczne [2000], wyniki otrzymane na podstawie pozostaje uzasadnienie wyboru zestawu tych metod nie należy określać mianem metod i ich współczynników (np. dla ELA, gdyż mogą one znacznie odbiegać metody AAR i THAR). Według Benna od rzeczywistej ELA. Wpływają na nie i Lehmkuhla [2000], istotną kwestią bowiem czynniki niezwiązane bezpo- w badaniach paleoglacjologicznych jest średnio z bilansem masy lodowców, takie możliwość porównywania wyników jak: kształt, wielkość, typ lodowców oraz opracowanych przez różnych autorów, co rzeźba ich obszaru zasilania. Z kolei zapewnia jasne sprecyzowanie metody, wysokości progu zlodowacenia określane jaką wykorzystano do określenia ELA na dużych obszarach, mimo że mogą lodowców. Zastosowanie średniej warto- dobrze odzwierciedlać zmienność wa- ści z wielu metod takie porównanie runków klimatycznych, nie odpowiadają utrudnia. ELA lodowców (próg zlodowacenia znajduje się przeważnie powyżej ELA lodowców). Wyniki metod najniższych Podziękowanie cyrków i plejstoceńskiego progu zlodowacenia odzwierciedlają wpływ suma- Autor pragnie podziękować anoni- rycznego efektu zlodowaceń plejstoceń- mowemu recenzentowi za krytyczne skich na rzeźbę. Dlatego nie mogą one uwagi i cenne wskazówki, które znaczą- być wiązane z konkretnymi fazami co przyczyniły się do polepszenia jakości awansów lodowców. tekstu. Problem wynikający z rozbieżności wyników ELA otrzymanych różnymi Badania były częściowo finansowane metodami dla tego samego paleolodowca w ramach prac statutowych AGH nr można rozwiązać, wykluczając niereali- 11.11.140.560.

Literatura

Benn D.I., Gemmell A.M.D., 1997, Cal- tropical glaciers, Quaternary Interna- culating equilibrium-line altitudes of tional, 138–139, s. 8–21. former glaciers by the balance ratio Brückner E., 1887, Die Höhe der method: a new computer spreadsheet, Schneelinie und ihre Bestimmung, Glacial Geology and Geomorpholo- Meteorologische Zeitschrift, 4, gy, http://ggg.qub.ac.uk/ggg/. s. 31–32. Benn D.I., Lehmkuhl F., 2000, Mass Bucher K., Kerschner H., Lumasegger balance and equilibrium-line alti- M., Mergili M., Rastner P., 2004, tudes of glaciers in high-mountain Spatial precipitation modelling for environments, Quaternary Interna- the Tyrol region, [w:] Tirol Atlas, tional, 65/66, s. 15–29. University of Innsbruck, Department Benn D.I., Owen L.A., Osmaston H.A., of Geography. Seltzer G.O., Porter S.C., Mark B., Furbish D.J., Andrews J.T., 1984, 2005, Reconstruction of equilibrium- The use of hypsometry to indicate line altitudes for tropical and sub- long-term stability and response of

72 Metody rekonstrukcji wysokości linii równowagi lodowców

valley glaciers to changes in mass bünden, Schweiz.), Physische Geogr- transfer, Journal of Glaciology, 30, aphie, 3. s. 199–211. Miller G.H., Bradley R.S., Andrews J.T., Gądek B., 1998, Würmskie zlodowacenie 1975, The glaciation level and lowest Tatr w świetle rekonstrukcji lodow- equilibrium line altitude in the high ców wybranych dolin na podstawie Canadian arctic: maps and climatic prawidłowości glacjologicznych. Pra- interpretation, Arctic and Alpine Re- ce Naukowe Uniwersytetu Śląskiego search, 7, s. 155–168. w Katowicach, 1741, Katowice. Nesje A., 2007, Paleo ELAs, [w]: S.A. Gross G., Kerschner H., Patzelt G., 1977, Elias (red.), Encyclopedia of Quater- Methodische Untersuchungen über nary Sciences, Elsevier, Amsterdam, die Schneegrenze in alpinen Glet- 2, s. 882–892. schergebieten, Zeitschrift für Glets- Ohmura A, Kasser P, Funk M. 1992, cherkunde und Glazialgeologie, 12, Climate at the equilibrium line of s. 223–251. glaciers, Journal of Glaciology, 38, Höfer H. von., 1879, Gletscher und 130, s. 397–411. Eiszeitstudien, Sitzungsberichte der Osmaston H., 2005, Estimates, of glacier Akadademie der Wissenschaften, equilibrium line altitudes by the area Wien, 79, s. 331–367. x altitude, the area-altitude balance Jania J., 1997, Glacjologia (nauka ratio and the area-altitude balance o lodowcach), PWN, Warszawa. index methods and their validation, Kaplan R.M., Hein A.S., Hubbard A., Quaternary International, 138–139, Lax S.M., 2009, Can glacial erosion s. 22–31. limit the extent of glaciation?, Geo- Ostrem G., 1972, Height of the glaciation morphology, 103, s.172–179. level in Northern British Columbia Kerschner H., 1978, Untersuchungen and Southeastern Alaska,Geografiska zum Daun- und Egesenstadium in Annaler, 54A, s. 76–84. Nordtirol und Graubünden (meth- Ostrem G., Haakensen N., Eriksson T., odische Überlegungen), Geographi- 1981, The glaciation level in South- scher Jahresbericht aus Österreich, ern Alaska, Geografiska Annaler, 36, s. 26–49. 63A, s. 251–260. Kerschner H., Kaser G., Sailer R., 2000, Paul F., Maisch M., Rothenbühler C., Alpine Younger Dryas glaciers as Hoelzle M., Haeberli W., 2007, Cal- palaeo-precipitation gauges, Annals culation and visualisation of future of Glaciology, 31, s. 80–84. glacier extent in the Swiss Alps by Lichtenecker N., 1938, Die gegenwärtige means of hypsographic modeling, und die eiszeitliche Schneegrenze in Global and Planetary Change, 55, den Ostalpen, [w]: G. Götzinger s. 343–357. (red.), Verhandlungen der III Interna- Porter S.C., 2001, Snowline depression in tionalen Quartär-Conferenz, Vienna, the tropics during the Last Glacia- 1936, INQUA, Vienna, Austria, tion, Quaternary Science Reviews, s. 141–147. 20, s. 1067–1091. Louis H., 1955, Schneegrenze und Rea B.R., 2009, Defining modern day Schneegrenzbestimmung, Geogra- Area-Altitude Balance Ratios phisches Taschenbuch, s. 414–418. (AABRs) and their use in glacier- Maisch M., 1981, Glazialmorpholo- climate reconstructions, Quaternary gische und gletschergeschichtliche Science Reviews, 28, s. 237–248. Untersuchungen im Gebiet zwischen Zasadni J., Kłapyta P., 2009, An attempt Landwasserund Albulatal (Kt. Grau- to assess the modern and Little Ice

73 J. Zasadni

Age climatic snowline altitude in the climatic equilibrium line altitude of Tatra Mountains, Landform Analysis, glaciers in the European Alps, Global 10, s. 124–133. and Planetary Change, 56, s. 83–100. Zemp M. Hoelzle M., Haeberli W., 2007, Distributed modelling of the regional

Summary

Methods of reconstruction equilibrium line altitude of glaciers

The article describes common used in literature methods of equilibrium line altitude (ELA) reconstruction. The attention is focused on the technical descriptions of the methods, its advantages and disadvantages and recommendations for applying in particular type of glaciers or environmental settings. The simplest methods are: glaciation threshold, Pleistocene glaciation threshold and cirque-floor altitudes method. In case of glaciation threshold method, which is used to overlie glacial condition for contemporary glaciation. It usually overestimates ELAs of glaciers in the same area. The remaining two methods are related to gross morphology and glacial landscapes which developed in course of the Pleistocene glaciations and are less related to ELAs in any given periods. The maximal elevation of lateral moraines method (MELM) is well related to mass balance of glaciers, thus provides good results of ELA estimation, especially for the fresh Holocene glaciation. However applying this method for older, much destroyed moraines, the Pleistocene in age, can underestimate the results. Two other groups of methods: TSAM, Höfer, d/2 and THAR & MEG, are based on the assumption that ELA lies in some proportion of vertical distance between toe of glacier and glacier head or top of its contributing area. These methods are considered to be rough approximation of ELA. However, they are not directly related to mass balance of glaciers. More sophisticated method, and the one of the most used in investigations, is AAR (accumulation area ratio). It is based on empirical relation between mass balance and proportion of accumulation to ablation area of glaciers. The most sophisticated method is AABR method (area attitude balance ratio) which takes into consideration proportion of mass balance gradient in ablation and accumulation areas and vertical distribution of glacier area. This is also the most accurate method well reflecting the true glaciological conditions, however its application is limited to glaciers which geometry is well constrained. Special case of AABR method is AA method (area altitude). An improvement of AABR method is self- validating method AABI (area-altitude balance index).

CZY NAJWYŻSZE PARTIE SUDETÓW POWYŻEJ GÓRNEJ GRANICY LASU SĄ DOMENĄ PERYGLACJALNĄ?

Marek Křížek*, Václav Treml, Zbyněk Engel

* Katedra fyzické geografie a geoekologie, Přírodovědecká fakulta, Univerzita Karlova v Praze, Albertov 6, Praha 2, 128 43, Česká republika

Křížek M., Treml V., Engel Z., 2010, Czy najwyższe partie Sudetów powyżej górnej granicy lasu są domeną peryglacjalną?,Czasopismo Geograficzne, 81(1–2): 75–102.

Artykuł wpłynął do redakcji 23.02.2010; po recenzji zaakceptowany 15.10.2010.

Streszczenie

W artykule omówiono problematykę zasięgu występowania form peryglacjalnych w czeskiej części Sudetów powyżej górnej granicy lasu oraz obecności i charakteru współczesnej domeny peryglacjalnej. Dokonano klasyfikacji genetycznej form peryglacjalnych, omówiono ich rozprzestrzenienie, cechy morfologiczne, aktywność, a w odniesieniu do kopczyków ziemnych – sezonowość występowania procesów mrozowych. Na podstawie tych cech, skonfrontowanych z literaturą przedmiotu, poddano krytycznej analizie dotychczasowe poglądy odnośnie występowania i zasięgu współczesnej domeny peryglacjalnej w Sudetach. W znacznej części w artykule wykorzystano oryginalne ma- teriały zgromadzone przez autorów w trakcie wieloletnich obserwacji. W odniesieniu do najwyższych partii Sudetów można wykazać istnienie domeny peryglacjalnej, ale nie jest ona tożsama z całym obszarem położonym powyżej górnej granicy lasu. Ma ona charakter wyspowy i jest przede wszystkim zależna od lokalnych warunków mikro- i topoklimatycznych.

Wstęp szych partiach Sudetów. W przeciwień- stwie do koncepcji tundry arktyczno- Zamierzeniem autorów artykułu jest alpejskiej, definiowanej dla Karkonoszy uzyskanie odpowiedzi na pytanie posta- przez Jeníka i Sekyrę [1995], w artykule wione w tytule, przy czym jako materiał zostały wzięte pod uwagę całe Sudety, dowodowy są wykorzystane fakty zebra- a w badaniach zastosowano przede ne w trakcie wieloletnich badań tereno- wszystkim kryteria geomorfologiczne. wych i składające się na aktualny stan Głównym celem jest przeprowadzenie wiedzy geomorfologicznej o najwyż- klasyfikacji genetycznej najbardziej zna-

* E-mail: [email protected]

75 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel czących form peryglacjalnych Wysokich wać. Przykładowo, Brochu [za Daviesem Sudetów1, dokonanie ich charakterystyki 1969] definiował strefę peryglacjalną przestrzennej i morfologicznej oraz uka- jako obszar, w którym przynajmniej zanie przejawów ich ewentualnej aktyw- dziesięciokrotnie w ciągu roku występuje ności, która byłaby przekonującym ar- cykl zamarzanie – tajanie. Wielu autorów gumentem za obecnością współczesnej patrzy na zasięg strefy peryglacjalnej domeny peryglacjalnej. Dlatego najwię- przez pryzmat występowania wieloletniej cej miejsca w artykule będzie poświęco- zmarzliny [np. Tricart, za Embleton, ne strukturom o największym zasięgu King 1975, Davies 1969, Péwé 1969, przestrzennym – gruntom wzorzystym Demek 1987]. W odniesieniu do obsza- (glebom strukturalnym). Oprócz tego, rów górskich, Leser [za Embletonem zadaniem autorów jest przegląd najważ- 1984] uznał, że dolną granicę strefy pe- niejszych prac, w których opisywano lub ryglacjalnej wyznacza granica występo- wspominano elementy rzeźby perygla- wania procesów geliflukcji; podobne cjalnej w czeskiej części Wysokich stanowisko zajął wcześniej Williams Sudetów. [1961]. Furrer [za Washburnem 1979] Formy peryglacjalne obejmują dużą dokonał podziału górskiej domeny pery- grupę form rzeźby powstałych wskutek glacjalnej na strefy wysokościowe, ce- działania procesów peryglacjalnych, chujące się aktywnością odpowiednich głównie mrozowych i regelacyjnych form peryglacjalnych w kolejno coraz [French 2007]. Strefa peryglacjalna nie wyższych partiach gór i w coraz bardziej jest jednoznacznie definiowana klima- ekstremalnych warunkach klimatycz- tycznie. Peltier [za Whittow 1984] wy- nych. Najniżej, na granicy domeny pery- różnił domenę peryglacjalną jako obszar glacjalnej znajduje się, według tego auto- o średniej rocznej temperaturze powie- ra, strefa wędrujących bloków, wyżej trza między –15C a –1C i rocznej su- kolejno występują strefy girland stoko- mie opadów od 127 do 1397 mm ekwi- wych, spływów gruzowych, miniaturo- walentu wodnego. Wilson [za Klima- wych poligonów mrozowych, jęzorów szewskim 1978] stosuje nieco inne prze- i stopni soliflukcyjnych. Najwyżej, działy liczbowe: średnia roczna tempera- w najbardziej surowych warunkach, jest tura powietrza w strefie peryglacjalnej położona strefa wielkich poligonów ma wynosić między –12C a –3C, kamienistych. Taki podział zakłada moż- a roczna suma opadów – mieścić się liwość nieregularnego rozmieszczenia w granicach 150–1500 mm ekwiwalentu form peryglacjalnych w zależności od wodnego. Dla kontrastu, French [2007] ekstremalności mikroklimatu, który tylko uważa, że już średnia roczna temperatura w uproszczeniu może być charakteryzo- +3C wyznacza dolną granicę strefy wany w odniesieniu do wysokości bez- peryglacjalnej. Inne podejście do delimi- względnej. tacji domeny peryglacjalnej zakłada od- W Karkonoszach związkami wybra- woływanie się do procesów czy zjawisk, nych form peryglacjalnych z litologią które w tej domenie miałyby występo- i lokalną rzeźbą terenu zajmowali się Traczyk i Migoń [2003], którzy swoje wnioski formułowali na podstawie ob- 1 Określenie Wysokie Sudety nie funkcjonuje serwacji terenowych. Związki między w polskiej literaturze geograficznej, natomiast jest litologią, typem gruntów wzorzystych powszechnie używane w geografii czeskiej do i ich morfologią przedstawili Křížek i in. wspólnego opisu trzech najwyższych masywów [2007a] oraz Treml i in. [2010]. Křížek sudeckich, wznoszących się ponad górną granicę [2007] oraz Křížek i in. [2007b] wyko- lasu (Karkonosze, Wysoki Jesionik, Masyw Śnież- nika) (przyp. red.). rzystali metody statystyczne i narzędzia

76 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

GIS w celu udokumentowania relacji Harris 1994]. Jest to przesłanką do przy- między występowaniem form perygla- puszczenia, że w tej strefie mogą współ- cjalnych a budową geologiczną, nachyle- cześnie występować procesy i tworzyć niem stoku, orientacją względem stron się formy charakterystyczne dla strefy świata i wysokością bezwzględną nie peryglacjalnej. tylko dla Karkonoszy, ale dla całych Piętro alpejskie czeskiej części Wy- Wysokich Sudetów. sokich Sudetów zajmuje powierzchnię 6519 ha [Treml, Banań 2000]. Obejmuje ono najwyżej położone fragmenty Kar- Obszar badań konoszy (najwyższy szczyt Śnieżka, 1602 m n.p.m.), Wysokiego Jesionika Reliktowe formy peryglacjalne moż- (Pradziad, 1492 m n.p.m.) oraz Masywu na obserwować na całym terytorium Śnieżnika (Śnieżnik, 1424 m n.p.m.), Republiki Czeskiej [Czudek 1997, 2005], a jego zakres wysokościowy wynosi od jednak najlepiej zachowane i najwyraź- 940 m n.p.m. na stokach Obřího dolu niejsze pod względem morfologicznym w Karkonoszach po wierzchołek Śnieżki. są te, które znajdują się w najwyższych Charakterystycznym rysem rzeźby tych częściach Sudetów, powyżej górnej gra- starych masywów hercyńskich jest obec- nicy lasu (ryc. 1). Górna granica lasu ność rozległych spłaszczeń wierzchowi- jako granica klimatyczna bywa uważana nowych na wysokości 1300–1555 m za dolną granicę górskiej domeny pery- n.p.m., będących reliktami dawnych po- glacjalnej [zob. Jahn 1975, Ballantyne, wierzchni zrównania [Demek i in. 1965].

Ryc. 1. Zasięg obszaru badań. Fig. 1. Geographical extent of the study area.

77 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel

Te zrównania wierzchowinowe o nie- opublikowane. Metodyka niniejszej pra- wielkich kontrastach rzeźby są oddzie- cy opiera się więc głównie na krytycznej lone od siebie głębokimi dolinami rzecz- analizie materiałów źródłowych, ale nymi o stromych zboczach. Ekstremal- także na nowych danych uzyskanych ność środowiska najwyższych partii tych z własnych badań autorów, intensywnie masywów górskich wyraża się także prowadzonych w omawianym obszarze cechami klimatu. Średnia roczna tempe- od 2002 r. Zakres pojęciowy terminów ratura powietrza zawiera się w przedziale wykorzystywanych w artykule nawiązuje między 0 a +3C (Śnieżka w Karkono- do prac o charakterze podręcznikowym szach za lata 1961–2000: +0,1C [Gło- oraz standardowej międzynarodowej ter- wicki 1997], Pradziad w Wysokim Jesio- minologii [Washburn 1979, Van Ever- niku za lata 1960–1990: +1,7C [Coufal dingen 1994, Van Vliet Lanoe 1998, i in. 1992]). Suma opadów jest dość French 2007], modyfikowanej na potrze- wysoka i wzrasta wraz z wysokością do by specyficznych warunków środowi- około 1500 mm rocznie w najwyższych skowych Wysokich Sudetów [Treml i in. partiach analizowanego obszaru. Cechą 2003, Křížek 2007]. charakterystyczną są duże prędkości wia- Podstawowe cechy morfologiczne tru, czego konsekwencją jest, między in- i rozmieszczenie form peryglacjalnych nymi, przewiewanie śniegu ze zrównań zostały określone podczas terenowego wierzchowinowych na niżej położone kartowania geomorfologicznego z wyko- stoki zawietrzne [Jeník 1961]. W obsza- rzystaniem GPS. Wykorzystano także rach silnej deflacji dochodzi do głębo- stereoskopowe zdjęcia lotnicze. Dane kiego przemarzania gruntu i intensywnej przestrzenne uzyskane w toku kartowania regelacji [Klementowski 1979, Harčarik były standardowymi sposobami opraco- 2002, Křížek 2007]. wane w środowisku GIS [ESRI 2003], W alpejskim piętrze Karkonoszy są a następnie analizowane na numerycz- reprezentowane dwie odmienne jednostki nym modelu wysokości o wielkości gridu strukturalno-litologiczne. Główny grzbiet 5 m. Karkonoszy (Grzbiet Śląski) jest zbudo- W ramach prac terenowych zostały wany z granitu, natomiast na sąsiednim również uzyskane informacje o po- Grzbiecie Czeskim występują skały me- wierzchniowej i podpowierzchniowej tamorficzne. Kopuła Śnieżnika jest zbu- morfologii kartowanych form perygla- dowana z gnejsów, które przeważają cjalnych, głównie gruntów wzorzystych, także na Ńeráku, Keprníku i Červenéj a także ich budowie wewnętrznej [Křížek hoře w północnej części Wysokiego i in. 2007a]. Dzięki wykonanym odsło- Jesionika. Piętro alpejskie od Malého nięciom i wierceniom można było uści- Děda przez cały główny grzbiet Wyso- ślić genezę identyfikowanych form. Dane kiego Jesionika ma w podłożu przeważ- o termice gruntu pozyskano podczas nie fyllity i łupki łyszczykowe, wśród ciągłych serii pomiarowych o godzinnym których występują gnejsy, zmetamorfi- interwale, za pomocą rejestratorów EMS zowane granity, żyły kwarcytu i zielone MINIKIN. Zakres wgłębny przemarzania łupki [Chlupáč i in. 2002]. był i jest nadal monitorowany za pomocą sond zmarzlinowych, w liczbie 30–60 na pole testowe podczas każdej kampanii Materiały i metody terenowej. Do pomiaru wielkości prze- mieszczeń soliflukcyjnych wykorzystano Z uwagi na przede wszystkim prze- metodę kołkową zaproponowaną przez glądowy charakter artykułu, podstawą Jahna [1989]. Tempo wędrówki bloków materiałową są głównie informacje już jest mierzone od 2004 r. w ramach po-

78 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną? wtarzalnego zdjęcia terenowego przy Przegląd form peryglacjalnych pomocy stacji geodezyjnej Leica TCR 705. Na obszarze czeskiej części piętra al- Określenie geograficznego zasięgu pejskiego Wysokich Sudetów zostały występowania poszczególnych rodzajów zidentyfikowane następujące podstawo- form peryglacjalnych odbywało się na we rodzaje form peryglacjalnych (tab. 1): podstawie pomiaru procentowego udzia- terasy krioplanacyjne, klify mrozowe łu obecności danej formy w obszarze i skałki, pola i stopnie blokowo-głazowe, opisanym pewną cechą środowiska (ty- grunty wzorzyste, wały i nisze niwalne, pem podłoża skalnego, ekspozycją, wy- formy soliflukcyjne i wędrujące bloki. sokością bezwzględną i nachyleniem) i udziału tego obszaru w całkowitej po- Terasy krioplanacyjne, skałki i klify wierzchni terenu badań, według formuły: mrozowe

Wij = Xi/Yi, Rozmieszczenie teras krioplanacyjnych w Wysokich Sudetach nawiązuje gdzie W – wskaźnik rozmieszczenia, Xi – jednoznacznie do reliktów powierzchni udział procentowy danej formy w odpo- zrównania w położeniu wierzchowino- wiedniej kategorii, Yj – udział procento- wym [Demek 1969]. W całym analizo- wy tej kategorii obszaru względem cał- wanym obszarze stwierdzono 366 form kowitej powierzchni badanego terenu tego typu, o wielkości od poniżej 100 m2 [Křížek 2007]. Przykładowo, jest okre- do kilku hektarów. Można w ich obrębie ślany udział procentowy klifów mrozo- wydzielić powierzchnię terasy i próg wych na stokach o ekspozycji wschod- terasy, rozdzielone krawędzią widoczną niej, następnie dzielony przez wartość jako linia wyraźnej zmiany nachylenia procentową udziału stoków o ekspozycji stoku. Jedna piąta teras przechodzi wschodniej w całym badanym obszarze. w niżej położony stok bez dobrze rozwi- Jeśli W = 1, oznacza to, że frekwencja niętego podnóża progu terasy. Nachyle- występowania danej formy na po- nie powierzchni terasowych wynosi 3– wierzchni o określonej charakterystyce 12°, ich szerokość waha się od kilku odpowiada frekwencji występowania tej metrów do maksymalnie 200 m na Luční powierzchni w obszarze badań. Im bar- hoře w Karkonoszach [Křížek 2007]. dziej wartość W przekracza 1, tym fre- Próg terasy ma najczęściej nachylenie kwencja danej formy jest większa, co w przedziale 10–35°. Niekiedy progi te- wskazuje na szczególny związek z po- ras krioplanacyjnych przybierają postać wierzchnią o specyficznych cechach klifów (wychodni skalnych) lub stopni środowiskowych. Z analiz statystycznych mrozowych (wychodnie skalne są za- zostały wyłączone wieńce kamieniste, ze grzebane w rumowisku). Na powierzch- względu na niewielką liczbę, a zatem niach teras, a lokalnie także w obrębie i małe rozprzestrzenienie. Podobnie po- progów, bywają obecne grunty wzorzy- minięto wały niwalne – są one zresztą ste, głównie formy sortowane. Na pro- powiązane przestrzennie z niszami ni- gach są one wykształcone jako pasy walnymi. Terasy krioplanacyjne są re- kamieniste, wydłużone zgodnie z nachy- prezentowane przez krawędzie ograni- leniem stoku. W najwyższych częściach czające powierzchnie teras. Do kategorii teras krioplanacyjnych okazjonalnie wys- wędrujących bloków zostały zaliczone tępują skałki. Terasy krioplanacyjne tylko obszary ich grupowego występo- występują w układach piętrowych, a ich wania, a nie pojedyncze obiekty. powierzchnie bywają nachylone także w poprzek stoku, tak że często dwie

79 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel

Tab. 1. Najważniejsze pozycje literatury dotyczące problematyki środowiska peryglacjalnego Wysokich Sudetów.

Formy Literatura peryglacjalne klify mrozowe, Jahn (1962); Demek (1964); Bartońíková (1973); Vítek (1986, 1995), skałki Czudek (1997); Demek & Kopecký (1997); Křížek (2003b) terasy Czudek (1964, 1995); Sekyra (1964); Demek (1969); Vítek (1995); krioplanacyjne Czudek (1997); Demek & Kopecký (1997); Traczyk & Migoń (2003); Křížek (2003a); Křížek, Treml, Engel (2005a); Křížek (2007); Křížek, Treml, Engel (2007b) pola i strumienie Högbom (1914); Prosová (1954); Netopil (1956); Chábera (1956); blokowe Sekyra (1960); Jahn (1965); Prosová (1970); Demek (1991); Vítek (1995, 1997); Demek & Kopecký (1997); Traczyk & Migoń (2003) sortowane grunty Högbom (1914); Prosová (1952); Kunský & Záruba (1950); wzorzyste Chábera (1956);Prosová (1958); Sekyra (1960); Jahn (1963); Jahn & Cielinska (1974), Sekyra & Sekyra (1995); Traczyk (1995); Klementowski (1996, 1998); Demek & Kopecký (1997); Sekyra et al. (2002); Kociánová & Ńtursová (2002); Křížek, Treml, Engel (2005a, 2005b); Treml, Křížek, Engel (2005); Treml & Křížek (2006); Křížek (2007), Křížek, Treml, Engel (2007a, 2007b); Treml, Křížek, Engel (2010) kopczyki mrozowe Kunský & Louček (1956);Prosová (1958); Sekyra (1960); Jahn & Cielińska (1974); Sekyra et al. (2001); Křížek, Treml, Engel (2005a, 2005b); Kociánová et al. (2005); Treml, Křížek, Engel (2005); Treml, Křížek, Engel, Petr (2006); Treml & Křížek (2006); Křížek (2007);Křížek, Treml, Engel (2007a); Treml, Křížek, Engel (2010) nisze i wały niwalne Ńebesta & Treml (1976); Vítek (1995); Demek & Kopecký (1997); Prosová (1963); Králík & Sekyra (1969); Czudek (1997); Křížek (2007); Křížek, Treml, Engel (2007b) formy soliflukcyjne Kunský & Louček (1956);Czudek (1962, 1964); Sekyra (1964); i wędrujące bloki Jahn (1965); Jeník & Hampel (1992); Sekyra & Sekyra (1995); Sekyra et al. (2001);Treml, Engel, Křížek (2003); Křížek, Treml, Engel (2005a); Křížek (2007); Křížek, Treml, Engel (2007b) lodowce gruzowe Petránek (1953); Králík & Sekyra (1969); Chmal & Traczyk (1993) mikrorelief Kociánová & Ńtursová (2002) torfowiskowy

sąsiednie powierzchnie terasowe łączą Skałki szczytowe występują w posta- się ze sobą. Najlepiej wykształcone tera- ci izolowanych wychodni, bardziej ty- sy krioplanacyjne znajdują się na Luční powych dla Wysokiego Jesionika (Pe- hoře w Karkonoszach (ryc. 2), gdzie trovy kameny, Keprník), lub skalnych tworzą 17 występujących nad sobą po- zamczysk, powszechnych w granitowej ziomów [Křížek 2007]. części Karkonoszy (Czeskie Kamienie,

80 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

Ryc. 2. Terasy krioplanacyjne na Luční hoře. Fig. 2. Cryoplanation terraces on Luční hořa.

Łabski Szczyt). W odróżnieniu od znaj- nych przez procesy kriogeniczne. Są one dujących się niżej klifów mrozowych, obecne głównie na stromych stokach tworzą one zwieńczenia kulminacji o nachyleniu 7–35°. Strumienie bloko- i reprezentują bardziej zaawansowany wo-głazowe odróżniają się od pól kształ- etap rozwoju stoku, w którym wskutek tem – są wyraźnie wydłużone zgodnie równoległego cofania progów doszło do z nachyleniem stoku. Wielkość odłam- ich przecięcia [w rozumieniu Demek ków skalnych tworzących te formy wy- 1969]. Skałki i klify mrozowe występują nosi od kilkudziesięciu centymetrów do w granitach i skałach metamorficznych; kilku metrów. W odniesieniu do morfo- w ich bliskości są powszechne terasy logii pól blokowo-głazowych Karkono- krioplanacyjne w różnych stadiach roz- szy można – na podstawie badań 50 woju, od wąskich listew o nierównej obiektów i 4500 bloków, w tym 450 powierzchni i dużym spadku podłużnym bloków badanych pod kątem wytrzyma- i poprzecznym po szerokie spłaszczenia łości przy wykorzystaniu młotka Schmid- o nieznacznym nachyleniu i z dobrze ta – zaproponować następujące uogólnie- zarysowanymi gruntami wzorzystymi. nia [Křížek, Smolíková, dane niepubli- Wysokość skałek i klifów mrozowych kowane]: (1) w dolnych częściach pól dochodzi do 10 m, ich rozmiary w rzucie przeważają bloki większych rozmiarów, osiągają kilkadziesiąt metrów. Na pod- czego przyczyną jest sortowanie grawita- stawie obserwacji podnóży skałek i licz- cyjne i większa wydajność wietrzenia by odłamków na śniegu można konsta- mechanicznego w wyższych częściach tować, że współczesne odpadanie ze stoku, (2) bloki w środkowych częściach ścian skalnych jest znikome. pól cechują się wyraźniejszym ukierun- kowaniem, co wskazuje na istotny udział Pola i strumienie blokowo-głazowe przemieszczeń grawitacyjnych, (3) wbrew oczekiwaniom, bloki umiarkowa- Pola blokowo-głazowe Wysokich Su- nie kanciaste wykazują mniejsze wartości detów reprezentują powierzchnie akumu- parametru R (wartość odboju mierzona lacyjne i akumulacyjno-transportowe młotkiem Schmidta, w rozumieniu [Hub- tworzone przez rumowiska ostrokrawę- bard, Glasser 2005]) niż bloki o zaokrą- dzistych odłamków skalnych uwalnia- glonych krawędziach, (4) najniższe war-

81 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel tości parametru R cechują pola blokowe nowy zbudowany z materiału osadowego na stokach o ekspozycji wschodniej, co ukierunkowanego zgodnie z nachyle- jest wiązane z wydajniejszym wietrze- niem, ułożonego horyzontalnie, o nieniem w pobliżu długo leżących płatów znacznym stopniu obróbki i wysortowa- śnieżnych i większą wilgotnością, (5) niu. Stopień ten ogranicza niewielkie wraz ze wzrostem pokrycia pól blokowo- torfowisko o miąższości torfu około głazowych roślinnością spada wartość 1,3 m, pod którym występuje pokrywa parametru R, co odzwierciedla wpływ zwietrzelinowa o grubości 3–4 m, stwier- pokrywy wegetacyjnej na intensywność dzona przy pomocy profilowania geora- wietrzenia, (6) wraz ze wzrostem wyso- darowego [Treml i in. 2008]. Stały przy- kości bezwzględnej wartość parametru R rost warstwy torfowej w zagłębieniu maleje, co wynika z intensywniejszego rozpoczął się w okresie 152039 lat wietrzenia na większych wysokościach. radiowęglowych przed współczesnością, Ruch bloków zachodzi zarówno w płasz- niemniej materiał w spągu jest przy- czyźnie poziomej, jak i pionowej, przy najmniej o 1000 lat starszy (niekalibro- czym podnoszenie i opadania waha się wana data radiowęglowa 269640 BP) w granicach 0,1–10 mm w ciągu trzech [Treml i in. 2008]. Charakter depozycji lat [Demek 1973]. Przemieszczenia ho- w obrębie wału ujawnia wiercenie ryzontalne u około dwóch trzecich bada- o głębokości 1,7 m. Ważnym elementem nych bloków wynosiło 11–40 mm morfologii jest wał niwalny o wysokości w ciągu 11 lat, przy maksymalnej odno- 1 m, znajdujący się pod ścianą niszy towanej wielkości 660,5 mm [Demek niwalnej. 1991]. Formy soliflukcyjne Nisze niwalne Do grupy form soliflukcyjnych zali- Nisze niwalne są amfiteatralnymi za- czono loby soliflukcyjne, terasy i stopnie głębieniami w powierzchni stokowej, soliflukcyjne, pokrywy soliflukcyjne oraz o stromej skarpie (20–35°) i łagodnie jęzory z czołem kamienistym. Do tej nachylonym dnie (5–12°). Ich rozmiary grupy należy także zaliczyć omówione wynoszą od kilkudziesięciu metrów niżej wędrujące bloki [French 2007]. (najczęściej) po kilkaset metrów. Naj- Loby soliflukcyjne są powierzchnio- większe z nich, na przykład Harrachová wo niewielkimi formami (od kilku cen- jáma i Úpská jáma w Karkonoszach oraz tymetrów do kilku metrów), o owalnym Mezikotlí w Wysokim Jesioniku, posia- zarysie, wydłużonymi zgodnie z nachy- dają wały niwalne (protalus rampart, leniem stoku, z wyraźnym czołem o wy- pronival rampart, w rozumieniu [Sha- sokości na ogół do 20 cm, ale miejscami kesby i in. 1995]). W niszach mamy do nawet powyżej 1 m. W niektórych przy- czynienia z długotrwałym zaleganiem padkach zaobserwowano, że ruch lobu śniegu i częstym występowaniem prze- spowodował uszkodzenie pokrywy dar- jawów soliflukcji. niowej, na przykład na Studniční hoře Na podstawie wykonanych odsłonięć w Karkonoszach [Treml i in. 2003]. Jahn i odwiertów możliwe było odtworzenie [1989] określił tempo pełzania gruntu na genezy niszy Mezikotlí w Wysokim łąkach wysokogórskich (powyżej 1200 m Jesioniku, która jest typowym przykła- n.p.m., przy nachyleniu stoku 8–24°) na dem niwalnego przemodelowania niszy 8–9 mm rocznie. Zmierzone przez auto- źródliskowej w tym masywie górskim. rów tempo ruchu lobów soliflukcyjnych Ściana niszy jest bardzo stroma (do 40°). w warstwie przypowierzchniowej wyno- W dnie występuje wyraźny stopień tere- siło 0–17 mm w ciągu trzech lat [Křížek

82 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

2007]. Ruch zaznacza się do głębokości chnie pokryw wskazują na nierówno- około 20 cm, przy czym jego tempo mierne przemieszczenia w obrębie po- maleje z głębokością. Większe tempo kryw. Innym wskaźnikiem ruchu są wę- przemieszczeń odnotowano w obszarze drujące bloki z dobrze widocznymi bruz- określanym jako Mapa republiki pod dami i wałami na stoku powyżej. Modrým sedlem w Karkonoszach. Loby kamieniste to wydłużone formy W trzyletnim okresie pomiarowym odno- zbudowane z materiału drobnoziarniste- towano przesunięcia 28–90 mm, do głę- go w części wewnętrznej, otoczonego na bokości 25–30 cm. Tak duże tempo obwodzie dużymi odłamkami skalnymi. można wytłumaczyć naciskiem grubej Mają one wyraźne czoła, dochodzące do pokrywy śnieżnej; istotną rolę odgrywa 3 m wysokości, na przykład na połu- także znaczne nachylenie stoku (do 30°). dniowo-zachodnim stoku Wielkiego Szy- W odsłonięciach wykonanych w poprzek szaka w Karkonoszach [Křížek i in. lobów soliflukcyjnych wykazano, że 2007b]. Na czołach nie stwierdzono prze- odłamki skalne były wyraźnie zoriento- jawów ruchu w postaci pogrzebanych lub wane zgodnie z kierunkiem przemiesz- zdartych elementów roślinnych. czania. Na porośniętych lobach stwierdzono wzrost grubości drobnoziarnistego Wędrujące bloki poziomu Ah w części czołowej. Współ- czesną aktywność soliflukcji w tym miej- Dziesiątki, a nawet setki wędrujących scu potwierdza też odnalezienie klastów bloków występują w takich miejscach jak pokrytych porostami wewnątrz lobów Labská i Čertová louka w Karkonoszach, [Treml i in. 2003]. stoki Keprníka, Vysoké hole, Jeleního Terasy (stopnie) soliflukcyjne są for- hřbetu (ryc. 3) i Břidličnej w Wysokim mami o wyraźnym czole, do 4 m wyso- Jesioniku. Rozmiary bloków wynoszą od kości, oraz szerokości (mierzonej w po- kilkudziesięciu centymetrów do około przek stoku) zdecydowanie przeważają- metra. Podstawową formą rzeźby zwią- cej nad długością (mierzoną w dół sto- zaną z wędrującymi blokami jest linijna ku). W sposób typowy są one rozwinięte bruzda za blokiem. Zazwyczaj ma ona na przykład na południowo-wschodnim kilka metrów długości (maksymalnie do stoku Keprníka w Wysokim Jesioniku. 20 m), 10–35 cm głębokości, a przy Współcześnie formy te są utrwalone niektórych blokach przechodzi w szeroką i w przeciwieństwie do mniejszych lona 10–50 cm szparę. Około trzy czwarte bów nie wykazują przejawów destrukcji bloków posiada przed sobą wał spiętrzo- pokrywy wegetacyjnej. Dwuletni monito- nego materiału drobnoziarnistego, o wy- ring ruchu przy pomocy sond zagłębia- sokości zwykle 20–40 cm, ale miejscami nych w grunt nie wykazał żadnych prze- jego wysokość przekracza 50 cm [Křížek mieszczeń. 2007]. Pokrywy soliflukcyjne różnią się od Tempo ruchu wędrujących bloków na teras soliflukcyjnych większym zasię- Łabskim Szczycie zostało określone na giem. W sumie stwierdzono występowa- 1,32 m w ciągu dziesięciu lat [Jahn, Cie- nie 28 takich form o łącznej powierzchni lińska 1974], a na Stříbrným hřbecie 4 ha [Křížek 2007]. Występują one na w Karkonoszach – na 0,2 m w ciągu powierzchniach nachylonych; w ich ob- trzech lat [Sekyra, Sekyra 1995]. Pomia- rębie często są obecne równomiernie ry geodezyjne w tej drugiej lokalizacji, rozmieszczone bloki, część o charakterze a także na Keprníku w Wysokim Jesioni- bloków wędrujących. Typowym przykła- ku, prowadzone przez pięć lat od 2004 r., dem jest wschodni stok Čertova návrńí wykazały średnie przemieszczenie od- w Karkonoszach. Pofalowane powierz-

83 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel powiednio 0,434 m (dla 32 bloków) niach płaskich rozwinęły się poligony i 0,251 m (dla 11 bloków). i sieci, które wraz ze wzrostem nachylenia stoku stopniowo ulegają wydłużeniu, Grunty wzorzyste przechodząc ostatecznie w pasy sortowane na stokach o nachyleniach 7–12°. Grunty wzorzyste (strukturalne) są Podobnie w grupie form niesortowanych najpowszechniej występującymi w Su- miejsce kopczyków na stokach bardziej detach formami peryglacjalnymi w ob- nachylonych zajmują pasy. szarze położonym powyżej górnej grani- Poligony sortowane cechują się regu- cy lasu. Wśród nich wyróżnić można larnym poligonalnym wzorem krawędzi formy sortowane (poligony, sieci i pasy) (z równymi bokami, w przeciwieństwie i niesortowane (kopczyki mrozowe, pasy do sieci) tworzonych przez duże klasty niesortowane). W pierwszej grupie wy- o długości od kilku centymetrów do raźnie zaznaczają się ślady sortowania kilku metrów, jak ma to miejsce na sta- mrozowego, wskutek którego – w reakcji nowisku Sut’ w Wysokim Jesioniku na wielokrotne zamarzanie i tajanie – [Křížek i in. 2005b]. Średnica poligonów materiał grubszy został zepchnięty sortowanych waha się najczęściej w gra- w części zewnętrznej danej formy, nicach 1,5–4,4 m. a w centrum doszło do wzbogacenia Wieńce sortowane mają regularny ko- w materiał drobniejszy. Na powierzch- listy zarys. W Wysokich Sudetach

Ryc. 3. Wędrujący blok na zachodnim stoku Jeleního hřbetu (1367 m n.p.m.) w Wysokim Jesioniku. Fig. 3. Ploughing block on the west-facing slope of Jelení hřbet in the Hrubý Jeseník.

84 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną? stwierdzono dwa miejsca, w których wy- wymarzania. W stosunku do odsłonię- stępuje ten typ gruntów wzorzystych. tych, ale fosylnych poligonów na pobli- W Karkonoszach jest to przełęcz skiej Luční hoře, średnice plech porostów Modré sedlo [Sekyra, Sekyra 1995], na klastach są bardzo małe (maksymalnie gdzie wieńce mają od kilkudziesięciu 8–25 mm, mediana 14 mm), a wewnątrz centymetrów do 1–2 m średnicy. Rozwi- wieńców praktycznie porosty nie wystę- nęły się na małej przestrzeni na obrzeżu pują [Křížek 2007]. W tym miejscu zrównania przełęczowego w miejscu, stwierdzono także wyjątkowo dużą czę- gdzie, wskutek intensywnej deflacji w stotliwość zmian temperatury wokół 0°C okresie zimowym, grubość pokrywy (tab. 2). Na szczytowym zrównaniu śnieżnej nie przekracza 30 cm. W odróż- Luční hory stwierdzono obecność po- nieniu od pozostałych form sortowanych dobnych form, ale występujących w roz- w Karkonoszach, zostały tu stwierdzone proszeniu. Drugim miejscem występo- współczesne przejawy sortowania mro- wania niewielkich wieńców sortowanych zowego w formie ruchu klastów i ich jest wierzchołek Keprníka w Wysokim

Tab. 2. Liczba cykli zamarzanie – tajanie (przejście przez 0°C) i dalsze cechy termiki kopczyka mrozowego na Keprníku w Wysokim Jesioniku i w wieńcu sortowanym w Modrém sedle w Karkonoszach oraz w miejscach referencyjnych w okresie 2004–2008.

Absolutna temperatura Liczba przejść przez Stanowisko Suma temperatur na minimalna na głębokości 0°C na głębokości i sezon głębokości 15 cm 15 cm 15 cm Keprník – kopczyk mrozowy 2004/2005 –2,99 –3310,81 7 2005/2006 –1,94 –2038,60 3 2006/2007 –1,08 –1725,29 2 2007/2008 –2,93 –2390,78 4 Keprník – poza kopczykiem 2004/2005 –1,39 –1069,53 7 2005/2006 –0,28 –186,80 10 2006/2007 –0,31 –167,29 7 2007/2008 –1,98 –1215,74 1 Modré sedlo – wieniec sortowany 2004/2005 –8,81 –11374,271 18 2005/2006 –9,23 –9410,39 6 2006/2007 –8,36 –4644,26 29 2007/2008 –7,53 –7817,95 10 Modré sedlo – poza wieńcem 2004/2005 –0,59 –383,559 1 2005/2006 –0,50 –202,42 1 2006/2007 –0,24 –18,06 5 2007/2008 +0,34 0 0

85 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel

Jesioniku, gdzie rozwinęły się na niepo- stego – 20–100 cm. Wysklepienie partii rośniętych powierzchniach skałki szczy- środkowych waha się między 10 a 20 cm. towej. Średnica wieńców wynosi 20 cm. Kopczyki mrozowe są, według klasy- Powstanie tych form jest związane fikacji Washburna [1979], zaliczane do z ekstremalną pozycją morfologiczną grupy sieci niesortowanych, ale Van tego miejsca, z którego jest zwiewany Vliet Lanoe [1998] traktuje je jako od- śnieg, a płytka (o miąższości około mianę wieńców niesortowanych. W Wy- 20 cm) humusowa gleba ulega wychło- sokich Sudetach są one wykształcone dzeniu. Sortowaniu towarzyszy działal- jako niewielkie, ale wyraźne elewacje ność lodu włóknistego, który osiąga powierzchni terenu, o regularnym, koli- wysokość do 20 cm (ryc. 4) i jest w sta- stym lub owalnym zarysie (maksymalnie nie unieść odłamki skalne o długości do do 390 x 210 cm), wzniesione na 20– 60 cm. Dla porównania, po polskiej stro- 68 cm [Křížek i in. 2005b]. Formy obecnie Masywu Śnieżnika pionowe prze- ne w Sudetach można zakwalifikować do mieszczenia wynosiły do 25 cm [Kle- dwóch podtypów [za Van Vliet Lanoe mentowski 1998]. Zmiany położenia 1998, Treml i in. 2005]: kopczyków klastów w poziomie na wolnych od ro- ziemnych i kopczyków torfowych. ślinności powierzchniach na Luční hoře Pierwsze zostały stwierdzone wyłącznie w sezonie 2007/2008 wynosiły 5–8 mm w Wysokim Jesioniku [Křížek i in. [Nyplová 2008]. 2005b], drugie – jedynie w Karkono- Sieci sortowane występują najczęściej szach [Sekyra i in. 2002, Kociánová i in. wśród wszystkich gruntów wzorzystych. 2005]. Mają nieregularny zarys, nie przypomi- W odniesieniu do kopczyków mro- nając ani poligonów, ani wieńców. Na zowych monitoringiem objęto zmiany ogół ich powierzchnie są porośnięte wysokości ich wysklepienia związane ze roślinnością trawiastą. Części centralne, zmianami morfologicznymi pomiędzy zbudowane z drobniejszego materiału, są okresem letnim i zimowym. Zmiany te są zwykle wysklepione, a większe klasty na szczególnie widoczne na kopczykach obwodzie tworzą obniżenia, jednak zda- torfowych zawierających duże objętości rzają się wyjątki od tej reguły. Po wody – sięgają one 8 cm [Křížek 2007]. wschodniej stronie Vysoké holé w Wy- Materiał kopczyków ziemnych Wysokie- sokim Jesioniku wyżej położone części go Jesionika jest podatny na procesy zarośniętych komórek odpowiadają pod- mrozowe [Křížek i in. 2005b], co wynika powierzchniowym bruzdom [Křížek i in. z dużego udziału frakcji drobnej (media- 2005b]. na uziarnienia w poziomach A1 – B/C Pasy sortowane są najlepiej wykształ- wynosi 0,1–0,2 mm) i materii organicz- cone na stokach o przeciętnym nachyle- nej. Strata żarowa w kopczykach na niu 5–10°, ale można je znaleźć także Keprníku wynosiła około 30% do głębo- przy nachyleniach przekraczających 15°. kości 60 cm, na Tabulových skałach pod Między pasami większych odłamków Pradziadem podobne wartości były no- występuje grunt zbudowany z drobniej- towane do głębokości 45 cm. Cecha ta szego materiału, który jest wzniesiony wyraźnie odróżnia kopczyki od innych wyżej, tak więc odłamki gromadzą się typów gruntów wzorzystych. W budowie w bruzdach. Szerokość pasów jest bardzo kopczyków były stwierdzane przejawy zróżnicowana w zależności od nachyle- krioturbacji (ryc. 5) [Křížek i in. 2005a]. nia i litologii podłoża. Przeciętnie odle- Dla kontrastu, w obrębie pasów niesor- głość między bruzdami wynosi 1,5–3 m, towanych rozwinęły się poziomy glebo- a szerokość pojedynczego pasa kamieni- we bez oznak deformacji mrozowych. Na podstawie rezultatów badań termiki

86 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

(tab. 2) można stwierdzić, że sezon była obecna tylko w trzech przypadkach zmian zamarzanie/tajanie rozpoczyna się (na 30), na głębokościach do 9, 12 w drugiej połowie listopada i kończy i 15 cm. W tym samym czasie na Ke- u schyłku wiosny. Przykładowo, w kop- prníku objawy przemarznięcia wystąpiły czykach ziemnych na Keprníku stwier- w 10 kopczykach (na 35), na głęboko- dzono obecność jądra lodu segregacyjne- ściach 21–28, 5–15, 8–18, 10–27, 9–14, go jeszcze 7 czerwca 2003 r. [Křížek 12–16, 15–32, 10–18, 15–22 i 18–26 cm. 2007]. Z kolei 5 maja 2009 r., przy braku Oprócz tego na kopczykach ziemnych pokrywy śnieżnej, większość kopczyków obserwowano przejawy krioekspulsji była przemarznięta (50 z 56 przypadko- (ryc. 6), związanej z deflacją pokrywy wo wybranych form na Keprníku oraz 37 śnieżnej. Powstałe nabrzmienia gruntu są z 51 form przy Tabulových skałach). początkowo pozbawione pokrywy ro- Maksymalna głębokość przemarznięcia ślinnej, a następnie stopniowo zarastają wynosiła odpowiednio 39 i 30 cm. Lodu mchami, porostami i wreszcie trawami. gruntowego nie stwierdzono w obrębie Pasy niesortowane, będące odmianą kopczyków porośniętych kosodrzewiną kopczyków przekształconą przez soli- ani w glebie poza kopczykami. Pod ko- flukcję, występują na łagodnie nachylo- niec maja 2009 r. większość kopczyków nych stokach poniżej zrównań wierz- na Tabulových skałach nie była już chowinowych. Otaczają one miejsca przemarznięta, a warstwa zamarznięta występowania kopczyków ziemnych, ale

Ryc. 4. Lód włóknisty na Keprníku (1422 m n.p.m.). Fig. 4. Needle ice on Mt. Keprník(1422 ma.s.l.).

87 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel

Ryc. 5. Przekrój kopczyka ziemnego ze śladami krioturbacji. Fig. 5. Cross-section of an earth hummock, with the evidence of cryoturbation.

Ryc. 6. Wysadziny mrozowe na Keprníku. Fig. 6. Cryoexpulsion on Mt. Keprník. mogą też występować niezależnie od ływanie roślin. Cechą wspólną z kopczy- nich. Geneza tych form jest podobna jak kami jest wysklepiona część centralna, kopczyków, a w ich rozwoju główną rolę która jest wydłużona zgodnie z kierun- odgrywają pęcznienie mrozowe i oddzia- kiem nachylenia stoku (3–12°). Wyso-

88 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną? kość środkowego pasa waha się od 15 do danych form nie jest równomierne 40 cm, szerokość najczęściej wynosi 45– [Křížek 2007], co można zauważyć na 150 cm. Formy te można śledzić na dy- odpowiednich mapach tematycznych: stansie 10–30 m. Przebieg poziomów http://www.natur.cuni.cz/geografie/fyzick glebowych nie jest zaburzony przez krio- a-a-geoekologie/krizekma/vedecko- turbację i równoległy do powierzchni vyzkumna-cinnost/zakonitosti-a- terenu (ryc. 7). dynamika-prostoroveho-rozsireni- periglacialnich-jevu-v-alpinskem-bezlesi- vysokych-sudet/. Także występowanie Położenie geograficzne form poszczególnych typów skał, klas nachy- peryglacjalnych lenia stoku, ekspozycji i pięter wysoko- ściowych nie jest w piętrze alpejskim Lokalizacja poszczególnych grup Wysokich Sudetów równomierne form peryglacjalnych jest ważnym ele- (tab. 3). Niemal 50% obszaru zajmują mentem uwzględnianym podczas wyzna- fyllity i łupki łyszczykowe, granity są czania stref w obrębie górskiej domeny obecne na dwóch piątych omawianego peryglacjalnej [w znaczeniu zapropono- obszaru. Udział stoków o ekspozycji wanym przez Furrera, za Washburnem wschodniej i zachodniej jest podobny, 1969] i wskazuje na największe ekstrema natomiast słabo są reprezentowane stoki mikroklimatyczne. Rozmieszczenie ba- północne, co w przypadku Karkonoszy

Ryc. 7. Przekrój przez pas niesortowany, z niezaburzonymi poziomami glebowymi. Fig. 7. Cross-section of an unsorted stripe, with undeformed soil horizons.

89 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel i Masywu Śnieżnika wynika z przebiegu zowe są szczególnie częste w obszarach granicy państwowej. Powierzchniowo gnejsowych, na stokach północnych największy udział ma piętro wysoko- o nachyleniu 7–12° i w przedziale wyso- ściowe 1300–1400 m n.p.m., położone kościowym 1300–1500 m n.p.m. Formy powyżej górnej granicy lasu. Wśród klas soliflukcyjne (loby, terasy, pokrywy) są nachylenia dominują stoki o nachyleniu wyraźnie powiązane przestrzennie z ła- 12–20° (29%) i 7–12° (26%). godnie nachylonymi stokami zawietrz- Relacje przestrzenne poszczególnych nymi, powyżej 1400 m n.p.m. W podłożu typów form peryglacjalnych do litologii występują głównie skały metamorficzne, i cech powierzchni stokowej ukazują jedynie pokrywy soliflukcyjne są rów- wskaźniki rozmieszczenia (tab. 4). Tabe- nież obecne na granitach. Podobne roz- la pokazuje, w której kategorii dana for- mieszczenie cechuje wędrujące bloki, ma ma większy (W>1) lub mniejszy aczkolwiek są one na ogół związane ze udział (W<1). Przykładowo, skałki są stokami o większym nachyleniu (12– najpowszechniejsze na zrównaniach i ła- 35°). Nisze niwalne są powszechnie godnie nachylonych stokach o ekspozycji reprezentowane na skałach metamorficz- południowej, zbudowanych z gnejsów nych, na stokach wschodnich i północ- i granitów, w piętrze wysokościowym nych, o nachyleniu 3–12° i 35–55°, po- 1400–1500 m n.p.m. Związek z gnejsami wyżej 1400 m n.p.m. Terasy krioplana- jest typowy dla wschodnich Sudetów, cyjne mają tendencję do tworzenia się z granitami – dla Karkonoszy. Klify mro- w skałach metamorficznych, na stokach

Tab. 3. Procentowy udział typów skał, klas ekspozycji, nachylenia stoku i przedziałów wysoko- ściowych w czeskiej części Wysokich Sudetów ponad górną granicą lasu (Křížek 2007).

Udział procentowy Udział procentowy Litologia Ekspozycja (%) (%)

fyllity i łupki łyszczykowe 48,85 N 17,26 granit 38,73 E 21,10 gnejs 5,92 S 37,76 kwarcyt 3,35 W 21,80 torf 2,63 teren płaski 2,08 erlan 0,35

Piętra wysokościowe Udział procentowy Nachylenie Udział procentowy (w m n.p.m.) (%) stoku (%)

940–1000 0,11 0–3° 5,25 1000–1100 0,89 3–7° 15,89 1100–1200 3,22 7–12° 25,50 1200–1300 20,50 12–20° 28,67 1300–1400 49,35 20–35° 20,17 1400–1500 22,98 35–55° 4,35 1500–1602 2,95 55–90° 0,17

90 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

Tab. 4. Wskaźniki rozmieszczenia (W) poszczególnych typów form peryglacjalnych według cech powierzchni, na której formy te występują (czyli udział procentowy danej formy na odpowiedniej powierzchni w stosunku do udziału procentowego tej powierzchni na całym obszarze). Im wyższa od 1 jest wartość wskaźnika W, tym większy udział danej formy na odpowiedniej powierzchni.

Litologia Ekspozycja fyllity Forma rzeźby teren i łupki gnejs kwarcyt torf erlan granit W E N S płaski łyszczyk. skałka 0,00 1,69 0,00 0,00 0,00 2,32 0,46 0,95 0,00 1,32 9,62 klif mrozowy 0,82 10,14 0,00 0,00 0,00 0,00 0,69 0,95 2,61 0,07 8,41 terasy, stopnie 1,64 0,86 3,25 0,00 0,00 0,10 0,38 2,96 0,63 0,49 0,00 soliflukcyjne loby 1,43 2,16 1,57 0,00 0,00 0,28 0,70 1,90 1,41 0,52 0,40 soliflukcyjne pokrywy 0,94 1,69 0,00 0,00 0,00 1,13 0,13 2,22 0,71 1,01 0,00 soliflukcyjne wędrujące bloki 0,32 2,00 0,28 0,00 0,00 1,85 0,44 1,59 0,45 1,30 0,07 loby 0,41 0,00 0,42 0,38 0,00 1,93 0,99 0,17 0,52 1,74 0,00 kamieniste nisze niwalne 1,42 1,70 1,17 0,19 1,61 0,40 0,63 1,41 1,07 0,97 0,64 terasy 1,16 1,77 4,66 0,00 1,57 0,43 1,10 0,92 1,91 0,57 1,20 krioplanacyjne pola, strumienie 0,57 0,03 3,29 0,09 0,21 1,43 0,98 0,70 0,24 1,57 0,22 blokowe sieci 1,31 0,64 0,46 0,10 0,00 0,77 0,92 0,58 0,63 0,81 12,62 sortowane poligony 1,00 0,02 12,83 0,00 0,00 0,20 0,78 0,24 1,27 0,35 20,74 sortowane pasy 0,71 0,13 2,37 0,24 1,07 1,43 1,13 0,75 1,78 0,72 0,88 sortowane kopczyki 0,42 2,30 0,00 17,05 3,12 0,51 0,90 0,01 1,79 1,00 5,18 ziemne pasy niesort. 0,94 7,47 0,00 1,32 11,96 0,05 1,17 1,23 1,49 0,54 0,62

Wysokość bezwzględna (m n.p.m.) Nachylenie stoku Forma rzeźby 1500 1400– 1300– 1200– 1100– 1000– 7– 12– 20– 35– 0–3° 3–7° –1602 1500 1400 1300 1200 1100 12° 20° 35° 55° skałka 0,00 3,05 0,61 0,00 0,00 0 2,12 4,89 0,00 0,39 0,00 0,00 klif mrozowy 0,00 1,41 1,01 0,85 0,00 0 8,00 0,00 3,04 0,00 0,00 0,00 terasy, stopnie 0,00 1,13 1,46 0,10 0,00 0 0,38 0,11 3,65 0,00 0,00 0,00 soliflukcyjne loby 2,23 2,00 0,95 0,02 0,00 0 0,24 0,31 2,79 0,56 0,03 0,41 soliflukcyjne pokrywy 0,00 3,30 0,43 0,14 0,00 0 0,00 2,32 1,23 0,71 0,50 0,29 soliflukcyjne wędrujące bloki 0,00 2,07 0,99 0,17 0,00 0 0,76 0,18 0,81 1,32 1,33 0,00 loby 2,33 1,45 1,02 0,48 0,00 0 1,52 4,06 0,06 0,25 0,34 2,77 kamieniste nisze niwalne 1,40 1,87 0,82 0,62 0,00 0 0,69 1,49 2,32 0,15 0,13 1,03 terasy kriopla- 6,89 1,21 0,94 0,26 0,00 0 1,06 1,83 1,02 0,89 0,24 1,21 nacyjne pola, strumienie 1,24 0,96 0,75 1,53 1,59 0,81 1,90 2,41 0,21 0,27 0,56 6,27 blokowe siec 3,47 1,91 0,87 0,13 0,00 0 2,26 1,07 1,46 0,90 0,79 0,01 sortowane poligony 24,72 0,65 0,25 0,00 0,00 0 10,33 2,55 0,55 0,99 0,76 0,00 sortowane pasy 4,54 2,04 0,80 0,01 0 0 2,67 0,96 0,86 1,24 0,63 0,07 sortowane kopczyki 0 3,73 0,29 0 0 0 2,00 4,07 1,25 0,00 0,00 0,00 ziemne pasy niesort. 0 2,27 0,83 0,33 0 0 0,40 0,02 3,04 0,06 0,23 0,00

91 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel o ekspozycji zachodniej i północnej i na- cjalnej Wysokich Sudetów należy wyko- chyleniu 0–12°, w tym samym piętrze rzystać także rozmieszczenie aktywnych wysokościowym. Pola blokowo-głazowe form i procesów peryglacjalnych [zob. występują w dwóch położeniach: w ob- Williams 1961, Furrer: za Washburnem szarach najwyżej wzniesionych na sto- 1979, Leser: za Embletonem 1984]. kach o nachyleniu 0–7° oraz w pobliżu W odniesieniu do genezy form sudeckich górnej granicy lasu, w dolnych i środko- nie ma zasadniczych różnic pomiędzy wych częściach stoku, przy nachyleniach autorami, tylko w stosunku do niszy rzędu 35–55°. Wykazują one także silny niwalnej w Mezikotlí istniała różnica związek ze stokami o ekspozycji połu- zdań. Lucerna [1924, za Prosovą 1973] dniowej, na podłożu kwarcytowym i gra- uważał ją za formę glacjalną, czemu nitowym. Grunty wzorzyste są pow- sprzeciwiał się Rathsburg [1932]. Now- szechne w najwyższych partiach badane- sze badania sedymentologiczne i geo- go obszaru, powyżej 1400 m n.p.m., morfologiczne w tym miejscu, prowa- głównie na zrównaniach i stokach o na- dzone przez autorów, pozwoliły na wy- chyleniu poniżej 12°, z wyjątkiem poli- kluczenie glacjalnej (morenowej) genezy gonów sortowanych związanych ze sto- wału. Niejasna jest geneza formy akumu- kami do 7° nachylenia i pasów, które lacyjnej na północnym stoku Luční hory. koncentrują się na stokach 12–20°. Poli- Traczyk [2005] uważa ją za lodowiec gony i pasy sortowane są związane gruzowy, ale brak bezpośrednich dowo- głównie z kwarcytami, te ostatnie także dów takiego pochodzenia. Według auto- z granitami. Sieci sortowane są typowe rów artykułu, istotną rolę w powstaniu tej dla podłoża fyllitowego i łupkowego, długiej na 170 m formy odegrała soli- a kopczyki mrozowe dla gnejsów i tor- flukcja lub inne procesy stokowe, fowisk. Zarówno poligony sortowane, jak a o ruchu świadczy rzeźba wyżej położo- i kopczyki wykazują związek ze zrówna- nych teras krioplanacyjnych, których niami i stokami o ekspozycji północnej. ciągłość jest w tej strefie zaburzona [Křížek 2007]. Prawdopodobne jest genetyczne podobieństwo tej formy do Dyskusja jęzorów z czołem blokowym. Aktualnie przedmiotem analizy są rezultaty profi- Obecność i geneza form peryglacjalnych lowań geofizycznych prowadzonych w obrębie jęzora. Klasyfikacja genetyczna, morfologia, W odniesieniu do gruntów wzorzys- przejawy aktywności i wiek stanowią tych należy skorygować pogląd, według ważne informacje, na podstawie których którego na Luční hoře występują thufury można wyznaczyć zasięg i cechy górskiej (kopczyki ziemne) [Kunský, Louček strefy peryglacjalnej [Furrer, za Wash- 1956]. W rzeczywistości są to zarośnięte burnem 1979]. Typ rzeźby i specyficzne sieci i pasy sortowane. Podobnie nie uwarunkowania przyrodnicze z redystry- potwierdzono poglądu Pelińka [1957] bucją śniegu w wierzchowinowych par- o obecności thufurów na północnym tiach Wysokich Sudetów zapewniły stoku Harrachových kamenů i w górnej korzystne warunki środowiskowe do części Mumlavskiej louki. Te lokalizacje powstania i ewolucji form peryglacjal- „thufurów” dowodzą poligenicznego nych, z których większość ma obecnie rozwoju fosylnych gruntów sortowanych, charakter reliktowy. Niektóre wykazują co zostało także odnotowane i udoku- jednak przejawy aktywności. Dlatego, mentowane porównawczą analizą mor- oprócz podejścia klimatycznego [French fometryczną we wschodnich Sudetach 2007], do wyznaczenia domeny perygla- [Křížek i in. 2007a]. Analiza morfolo-

92 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną? giczna i wkopy nie potwierdziły hipotezy ru tempa pełzania [Jahn 1989, Treml i in. o obecności kopczyków mrozowych na 2003] oraz pomiary geodezyjne [Jahn, Śnieżniku przedstawionej przez Klemen- Cielińska 1974, Sekyra, Sekyra 1995]. towskiego [1996]. Opisywane przez nie- W przypadku wędrujących bloków ozna- go formy są sieciami sortowanymi, które kami ruchu są również wyraźne bruzdy w pewnym okresie mogły zachowywać pozostawiane za blokiem oraz pozbawio- się podobnie jak kopczyki, co uwypukliło ne roślinności zagłębienia pozostałe po centralną wysepkę materiału drobnoziar- przesunięciu bloku. W pobliżu płata nistego [Křížek i in. 2007a]. Ciągłe, śnieżnego Mapa republiky w Modrém dobrze zaznaczone poziomy glebowe bez dole w Karkonoszach ruch, a zatem oznak krioturbacji [Treml i in. 2006] współczesna aktywność lobów solifluk- pozwalają sądzić, że aktywność proce- cyjnych, został potwierdzony dzięki sów peryglacjalnych jest w przypadku stwierdzeniu klastów z pokrywą poro- tych form znikoma [w rozumieniu Gold- stów wewnątrz lobu [Treml i in. 2003]. thwait 1976, za Washburnem 1979]. O aktywności pokryw soliflukcyjnych Na wpływ litologii na morfologię wnosimy na podstawie cech morfologii gruntów wzorzystych zwrócił uwagę Se- powierzchniowej i obecności wędrują- kyra [1960] oraz Traczyk i Migoń cych bloków w ich obrębie. [2003]. W sposób statystyczny zagad- Mimo że Sekyra i Sekyra [1995] nienie to przedstawili Křížek i in. wskazują na aktywność procesów krio- [2007a] oraz Treml i in. [2010]. Z ana- genicznych na poligonach sortowanych, lizy tej wynika, że w Wysokich Sudetach podając za przykład obecność wypełnień poszczególne typy gruntów wzorzystych humusowych do głębokości 80 cm łatwo rozdzielić na podstawie prostych w szparach między klastami tworzącymi wskaźników morfometrycznych. Ewi- obniżenia między poligonami, uważamy dentną cechą poligonów sortowanych są jednak te struktury za nieaktywne. Prze- ich duże rozmiary w planie i niskie war- słankami do takiego stanowiska jest tości wskaźnika wysklepienie/szerokość. obecność porostów tylko na górnych po- Kopczyki mrozowe charakteryzują się wierzchniach klastów tworzących poli- z kolei małymi rozmiarami w poziomie, gony i rozwój zwartej pokrywy roślinnej przy relatywnie znacznie większym wy- nad środkową, drobnoziarnistą wysepką sklepieniu części centralnej. poligonu kamienistego. Według Gold- thwaita [1976, za Washburnem 1979] Aktywność form peryglacjalnych jest to dowód braku współczesnej aktyw- ności. W przeciwieństwie do tej sytuacji, O aktywności struktur peryglacjal- o aktywnym statusie można mówić nych najczęściej wnosi się na podstawie w odniesieniu do wieńców kamienistych, przemieszczeń materiału budującego od- gdzie wyraźne są przejawy sortowania, powiednie formy. Ruch bloków w ob- a porosty na klastach są nieliczne lub nie rębie pól kamienistych ilościowo udo- występują w ogóle. Indykatorem aktyw- kumentował podczas powtarzalnych po- ności procesów sortowania na Keprníku miarów Demek [1973, 1991]. Przesłan- jest coroczne odnawianie się niewielkich kami ruchu są także nagromadzenia wieńców, które można obserwować pod- większych bloków w dolnych partiach czas przedwiośnia i które ulegają następ- rumowisk i większe nachylenie bloków nie całkowitej destrukcji wskutek piesze- w partiach środkowych. Współczesne go ruchu turystycznego poza znakowa- przesunięcia wędrujących bloków i lo- nymi szlakami. Także zmierzone prze- bów soliflukcyjnych dokumentują defor- mieszczenia odłamków skalnych w pio- macje giętkich rur używanych do pomia- nie [Klementowski 1998] i w poziomie

93 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel

[Nyplová 2008] dowodzą aktywnego jako nieaktywne, ponieważ nie zaobser- statusu wieńców. Przykład Keprníka po- wowano żadnych przejawów współcze- kazuje, że niewielkie struktury sortowane snego działania procesów, które formy te mogą tworzyć się powszechnie, szcze- tworzyły. gólnie w miejscach cechujących się spe- cyficznymi uwarunkowaniami lokalny- Zasięg występowania form mi, w tym wzmożoną deflacją śniegu peryglacjalnych i podwyższoną wilgotnością gruntu. Do nich należy na przykład strefa brzegowa Studia nad prawidłowościami roz- Śnieżnych Stawków w Karkonoszach, mieszczenia form peryglacjalnych po- gdzie Traczyk [1992] udokumentował zwalają precyzyjniej wyznaczyć i scha- współczesne przejawy sortowania. rakteryzować obszar ich aktywności, Niezbędnymi warunkami współcze- a przez to zdefiniować sudecką domenę snej aktywności kopczyków mrozowych peryglacjalną. Zależności opisane w od- w Wysokich Sudetach jest podatność niesieniu do poszczególnych form nie materiału na pęcznienie mrozowe wykazują statystycznej istotności [Křížek [Křížek i in. 2005b], długotrwałe prze- 2007], niemniej dla określenia nierów- marzanie i powstawanie lodu segregacyj- nomierności ich występowania i względ- nego, który w kopczykach utrzymuje się nego udziału przyjęta metoda jest wy- o 1–2 miesiące dłużej niż w okolicy, oraz starczająca, prosta w obliczeniach i po- specyficzny reżim termiczny (tab. 2) glądowa. Na poprawność tego podejścia z większą częstotliwością wahań tempe- wskazują podobne rezultaty badań nad ratury wokół 0°C [Křížek 2007]. Bezpo- przestrzennym rozmieszczeniem gruntów średnimi wskaźnikami aktywności kop- wzorzystych wykonanych innymi meto- czyków są sezonowe zmiany ich wielko- dami [Křížek 2007], w tym statystyki ści, krioturbacyjne zaburzenia poziomów wielowymiarowej [Treml i in. 2010]. glebowych [Křížek i in. 2005a] oraz Wyraźnie niższe wartości współczyn- obecność wysadzin gruntu. Rozwój tych nika odboju R zanotowane na polach form wpływa na charakter i skład gatun- blokowych o ekspozycji wschodniej kowy roślinności [Kozłowska, Rączkow- i w wyższych położeniach hipsometrycz- ska 2002]. Stwierdzono, ze istnieje zwią- nych wskazują na odmienną intensyw- zek między długotrwałością przemarza- ność procesów wietrzeniowych w róż- nia i typem roślinności porastającej kop- nych pozycjach topograficznych i istotną czyki [Treml, Křížek 2006]. Kosodrze- rolę długo zalegającej pokrywy śnieżnej. wina porastająca część kopczyków spo- Udowodnione preferencyjne występowa- wodowała ich zniszczenie wskutek roz- nie rumowisk na podłożu kwarcytowym rostu systemu korzeniowego. Oprócz te- i granitowym jest w zgodzie z poglądami go, kosodrzewina zmienia warunki ter- Traczyka i Migonia [2003]. Z kolei miczne wewnątrz kopczyków i możliwo- obecność rumowisk na stokach o nie- ści tworzenia lodu segregacyjnego, co wielkim (0–7°) lub znacznym nachyleniu powoduje ich stopniową degradację (35–55°) wskazuje na związek z prze- i ostatecznie zanik. mieszczaniem materiału. Na powierzch- W obrębie form niesortowanych nie niach o małym spadku w górnej części stwierdzono krioturbacyjnych deformacji stoku ruch jest bardzo wolny, a bloki poziomów glebowych, co wskazuje na i głazy długo zalegają na miejscu, pod- brak aktywności [w rozumieniu Gold- czas gdy w odcinkach dolnych o dużym thwait 1976, za Washburnem 1979]. Tak- nachyleniu gromadzą się odłamki grawi- że wszystkie pozostałe formy perygla- tacyjnie przemieszczane z wyższych cjalne w Wysokich Sudetach traktujemy partii stoku.

94 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

W przeciwieństwie do stanowiska za- kach o małym nachyleniu wskazuje na jętego przez Traczyka i Migonia [2003], uwarunkowania procesu ewolucyjnego. nie wykazano postulowanego związku Wzrost nachylenia i rosnąca intensyw- teras krioplanacyjnych z podłożem grani- ność transportu materiału zwietrzelino- towym, nawet wówczas, gdy przedmio- wego w dół stoku ograniczają efektyw- tem analizy były wyłącznie Karkonosze ność procesów sortowania mrozowego [Křížek i in. 2007b]. Obecność teras na i pionowe ruchy gruntu wynikające stokach o ekspozycji zachodniej i pół- z cyklicznego zamarzania i tajania nocnej należy tłumaczyć wywiewaniem [French 2007]. Okazało się również, że śniegu, co pozwalało na szybszy postęp sieci sortowane osiągają większe rozmia- krioplanacji. ry na podłożu skał metamorficznych Redepozycja pokrywy śnieżnej przez (łupki łyszczykowe, fyllity), a nie na wiatr tłumaczy także stwierdzony zwią- granitach [Křížek i in. 2007a], jak sądzili zek nisz niwalnych ze stokami o ekspo- Sekyra [1960] oraz Traczyk i Migoń zycji wschodniej, wskazywany wcześniej [2003]. Oprócz uwarunkowań litologicz- przez Jeníka i Sekyrę [1995]. Ich wystę- nych zaznaczył się także wpływ czynnika powanie także na stokach o ekspozycji położenia względem warunków mikro- północnej wynika z jednej strony z duże- klimatycznych. Formy gruntów wzorzys- go zasięgu sektora północnego, obejmu- tych rozwinęły się najpełniej w miej- jącego, między innymi, zawietrzne stoki scach podlegających silnej deflacji o ekspozycji NNE i NE, z drugiej – [Treml i in. 2010]. z ograniczonej dostawy promieniowania słonecznego, sprzyjającej trwałości pła- tów śnieżnych. Twierdzili oni, że poło- Wiek form peryglacjalnych żenie po stronie zawietrznej sprzyjało i nadal sprzyja intensywniejszej niwacji. W związku ze specyficzną genezą Podobnie wszystkie formy soliflukcyjne, i rozwojem form peryglacjalnych, w któ- w tym wędrujące bloki, występują czę- rym kluczową rolę odgrywa ruch mate- ściej na stokach zawietrznych. Dłużej riału w obrębie tych form, określenie leżąca pokrywa śnieżna powoduje więk- wieku staje się trudne. W konsekwencji, sze nasycenie gruntu wodą, będące istot- wiarygodnych datowań radiometrycz- nym warunkiem umożliwiającym soli- nych jest niewiele. Przyporządkowanie flukcję. Preferencyjne występowanie wiekowe form peryglacjalnych w Wyso- struktur będących wynikiem soliflukcji kich Sudetach jest pochodną rozważań na stokach o nachyleniu 7–12° jest także opartych na przesłankach pośrednich, jak zgodne z ogólnymi prawidłowościami ma to miejsce na przykład w odniesieniu [Washburn 1979]. do poligonów sortowanych. Sekyra Związek z wysokością bezwzględną i Sekyra [1995] wskazują na ich rozwój jest odzwierciedleniem wpływu ekstre- pod koniec plejstocenu, ponieważ, wedle malnych warunków mikroklimatycznych teorii [Washburn 1979, French 2007], niezbędnych do powstania i ewolucji wymagają one obecności wieloletniej form peryglacjalnych. I tak, poligony zmarzliny. Podobnie wiek teras kriopla- sortowane, kopczyki ziemne i terasy nacyjnych, klifów mrozowych, skałek, krioplanacyjne są obecne w miejscach pól blokowych i wielkich nisz niwalnych najwyżej położonych, co odpowiada należy oszacować na przynajmniej schy- ogólnemu rozmieszczeniu form i zjawisk łek ostatniego glacjału. Mniejsze nisze peryglacjalnych w obszarach górskich niwalne mogą pochodzić z holocenu lub [Furrer, za Washburnem 1979]. Wystę- tworzyć się współcześnie, przy czym powanie gruntów wzorzystych na sto- intensywność procesów morfotwórczych

95 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel mogła zmieniać się w trakcie holocenu zmarzlina nie ma większego zasięgu wraz ze zmianami klimatu. Badania powierzchniowego. Dlatego w Sudetach stopnia zwietrzenia i stopnia skolonizo- nie jest możliwe wskazanie strefy pery- wania przez porosty bloków tworzących glacjalnej rozumianej jako obszar wystę- wały niwalne w Harrachovej jamie powania zmarzliny. W konsekwencji, w Karkonoszach wskazują na bardzo należy wykluczyć współczesne oddzia- młody wiek tych elementów skalnych. ływanie procesów związanych ze zmarz- Okres powstawania kopczyków ziem- liną, na przykład pękanie mrozowe, nych w Wysokim Jesioniku ustalono na a zatem nieuzasadnione będzie twierdze- przełom subboreału i subatlantyku na nie o współczesnym rozwoju poligonów podstawie analiz pyłkowych oraz dato- sortowanych. wania spągu kopczyków metodą AMS Z drugiej strony, najwyżej położone 14C, które dało wynik 2090±35 lat BP części Sudetów spełniają klimatyczne (data niekalibrowana) [Treml i in. 2005]. warunki obecności strefy peryglacjalnej Wiek osadów w spągu torfów na Bílej wskazane przez Frencha [2007]. Nie louce w Karkonoszach, gdzie powszech- ulega wątpliwości, że powyżej górnej ne są kopczyki torfowe, określono tą granicy lasu spotykamy się z przejawami samą metodą na 2340±35 lat BP, a osa- aktywności niektórych form i procesów dów w spągu jednego z kopczyków (me- typowych dla środowiska peryglacjalne- todą LSC 14C) – na 1587±295 lat BP go. Do nich należy aktywność soliflukcji, [Treml i in. 2006; obie daty niekalibro- wędrujących bloków, wieńców sortowa- wane]. nych, nisz niwalnych, a w szczególności kopczyków ziemnych. W tym ostatnim przypadku odnotowano krioturbacyjne Zakończenie deformacje poziomów glebowych, powstawanie struktur wysadzinowych, długo- W najwyżej położonych partiach Wy- trwałą obecność lodu segregacyjnego, sokich Sudetów występują zarówno specyficzny reżim termiczny i procesy reliktowe, jak i współcześnie aktywne regelacji. Dalsze przejawy procesów formy peryglacjalne, co czyni opisywany kriogenicznych są związane z lodem obszar unikatowym w całym Masywie włóknistym i należą do nich: wymarzanie Czeskim. Tej sytuacji byli świadomi odłamków skalnych, ich poziome i pio- Jeník i Sekyra [1995], którzy model nowe przemieszczenia oraz spulchnienie arktyczno-alpejskiej tundry karkonoskiej zwietrzeliny. Wymienione formy nie oparli o koncepcję strefy krio-eolicznej, występują w sposób ciągły w całej strefie czy też środowiska quasi-peryglac- ponad granicą lasu, ale tylko w miejscach jalnego. Nie pisali oni natomiast o obec- o ekstremalnych warunkach klimatycz- ności środowiska peryglacjalnego w ścis- nych. Są one typowe dla najniższego łym znaczeniu, ponieważ nigdzie w Su- piętra górskiego środowiska peryglacjal- detach nie udowodniono obecności per- nego, charakteryzowanego przez Wil- mafrostu. Niemniej, nie można wyklu- liamsa [1961], Furrera [za Washburnem czyć, że niektóre nagromadzenia materia- 1979] czy Lesera [za Embletonem 1984]. łu blokowego o znacznej grubości mogą Na podstawie tak określonych kryteriów spełniać klimatyczne warunki do rozwoju można w odniesieniu do najwyższych zmarzliny, tak jak to opisano na przykła- partii Sudetów mówić o domenie pery- dzie rumowisk skalnych Średniogórza glacjalnej. Mimo występującej w literatu- Czeskiego i Gór Łużyckich [Zachara i in. rze różnicy zdań odnośnie uwarunkowań 2007]. Nie zmienia to jednak faktu, że w czy genezy poszczególnych form, panuje aktualnych warunkach środowiskowych generalna zgodność, że w opisywanym

96 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną? obszarze występują aktywne formy i pro- glacjalna ma całkowicie inny charakter cesy peryglacjalne. niż domena egzystująca pod koniec Problematyczne było wyznaczenie ostatniego glacjału, której dziedzictwem granic obszaru, który może być uznany są dobrze rozwinięte terasy krioplanacyj- za domenę peryglacjalną, czyli taką, ne, skałki i poligony sortowane, które w której aktywność przynajmniej części można znaleźć znacznie poniżej współ- opisywanych form jest niezaprzeczalna czesnej górnej granicy lasu. Aktualna i typowa. Ponieważ położenie górnej gra- domena peryglacjalna to nie tyle ciągła nicy lasu odzwierciedla nie tylko uwa- strefa ponad granicą lasu, ale zespół runkowania klimatyczne, ale także oro- mniejszych „wysp” w miejscach o szcze- graficzne i antropogeniczne, a aktywne gólnie korzystnych warunkach klima- formy peryglacjalne grupują się powyżej tycznych, a w przypadku kopczyków wysokości 1400 m n.p.m., dolnej granicy ziemnych – także litologicznych (duży domeny umiarkowanie peryglacjalnej udział frakcji drobnych i materiału orga- należy szukać w przedziale wysokościo- nicznego). Czynniki topograficzne i mor- wym 1300–1400 m n.p.m. Jej przebieg fologiczne decydujące o rozwoju form mogą modyfikować czynniki lokalne. i zjawisk peryglacjalnych odgrywały Tak wyznaczona granica koresponduje ważną rolę zarówno w plejstocenie, jak z granicą arktyczno-alpejskiej tundry i obecnie. karkonoskiej [Jeník, Sekyra 1995]. Wyznaczonej domeny peryglacjalnej Badania były finansowane w ramach nie można utożsamiać z obszarem, projektów GAAV KJB 301110804 i MŃM w którym wszystkie występujące formy 0021620831. peryglacjalne byłyby formami rozwijają- cymi się. Współczesne warunki klima- Tłumaczenie z języka czeskiego tyczne pozwalają na aktywność tylko Piotr Migoń niektórych form. Obecna domena pery-

Literatura

Ballantyne C. K., Harris C., 1994, The via, Biuletyn Peryglacjalny, 14, periglaciation of Great Britain, Cam- s. 169–193. bridge University Press, Cambridge. Czudek T., 1995, Cryoplanation terraces Bartońíková H., 1973, Morfologicky – a brief review and some remarks, významné výchozy Krkonońského žu- Geografiska Annaler A, 77, 1–2, lového masivu, Opera Corcontica 10, s. 95–105. s. 71–91. Czudek T., 1997, Reliéf Moravy a Slez- Coufal L., Langová P., Míková T., 1992, ska v kvartéru, Sursum, Tińnov. Meteorologická data na území ČR za Czudek T., 2005, Vývoj reliéfu krajiny období 1961–90, ČHMÚ, Praha. České republiky v Kvartéru, Mo- Czudek T., 1962, Kongeliflukční sedi- ravské zemské muzeum, Brno. menty na mírných svazích v Nízkém Davies J. L., 1969, Landforms of cold Jeseníku, Časopis pro mineralogii climates, The M.I.T. Press, London. a geologii 7, 1, s. 3–9. Demek J., 1964, Castle koppies and tors Czudek T., 1964, Periglacial slope de- in the Bohemian Highland (Czecho- velopment in the area of the Bohe- slovakia), Biuletyn Peryglacjalny, 14, mian Massif in Northern Mora- s. 195–216.

97 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel

Demek J. et al., 1965, Geomorfologie Chmal H., Traczyk A., 1993, Plejstoceń- Českých zemí, Nakladatelství ČSAV, skie lodowce gruzowe w Karkono- Praha. szach, Czasopismo Geograficzne, 64, Demek J., 1969, Cryoplanation terraces, 3–4, s. 253–263. their geographical distribution, gene- Jahn A., 1962, Geneza skałek gra- sis and development, Rozpravy nitowych, Czasopismo Geograficzne, ČSAV, Nakladatelství ČSAV, Praha. 33, 1, s. 19–44. Demek J., 1973, Současné geomorfolo- Jahn A., 1963, Gleby strukturalne Czar- gické pochody v Hrubém Jeseníku, nego Grzbietu i problem utworów py- Campanula, 4, s. 103–108. lastych w Karkonoszach, Acta Uni- Demek J., 1987, Obecná geomorfologie, versitatis Wratislaviensis, 9, s. 55–65. Academia, Praha. Jahn A., 1965, Formy i procesy stokowe Demek J., 1991, Kvantitativní výzkum w Karkonoszach, Opera Corcontica, pohybu sutí na svazích Hrubého Je- 2, s. 7–16. seníku, Acta Univ. Palackianae Olo- Jahn A., Cielińska M., 1974, Ruchy grun- mucensis – Fac. Rer. Nat. – Geogr.- tu na stokach Karkonoszy, Acta Univ. Geol. 103, 30, s. 7–26. Wratisl. Pr. Inst. Geograf., Ser. A Demek J., Kopecký J., 1997, Geomorfo- 236, s. 5–24. logické poměry Králického Sněžníku Jahn A., 1975, Problems of the pe- (Česká republika), Geografie, 8, riglacial zone, PWN, Warszawa. s. 7–30. Jahn A., 1989, The soil movement in Embleton C. (red.), 1984, Geomorpholo- different altitudinal and ecological gy of Europe, Verlag Chemie, Wein- zones of Sudetes Mountains, Geograf- heim. iska Annaler, 71A, 3–4, s.161–170. French H. M., 2007, Periglacial envi- Jeník J., 1961, Alpinská vegetace ronment, Wiley and Sons, Chichester. Vysokých Sudet: Teorie anemo- Głowicki B., 1997, Wieloletnia seria orografických systémů, Academia, pomiarów temperatury powietrza na Praha. Śnieżce, [w:] Geoekologiczne proble- Jeník J., Hampel R., 1992, Die wald- my Karkonoszy, Sborník mezinárodní freien Kammlagen des Altvater- vědecké konfefence, s. 117–124. gebirges (Geschichte und Ökologie), Harčarik J., 2002, Microclimatic rela- MSSGV, Stuttgart. tionships of the arctic-alpine tundra, Jeník J., Sekyra J., 1995, The concept of Opera Corcontica 27, s. 45–68. artic-alpine tundra, [w:] Arctic- Högbom B., 1914, Über die geologische alpine tundra in the Krkonońe Mts., Bedeutung des Frostes, Bulletin of the Sudetes, Opera Corcontica, 32, the Geological Institute of the Uni- s. 6–13. versity of Upsala 12, s. 257–288. King Ch. A. M. (red.), 1976, Periglacial Hubbard B., Glasser N., 2005, Field process, Hutchinson and Ross, techniques in glaciology and glacial Stroundsburg. geomorphology, Wiley and Sons, Klementowski J., 1979, Procesy geomor- Chichester. fologiczne na torfowisku sub- Chábera S., 1956, Kamenná moře na alpejskim na Równi pod Śnieżką jižní straně Králického Sněžníku, Pří- w Karkonoszach, Problemy Zagospo- rodovědecký sborník Ostravského darowania Ziem Górskich, 20, kraje 17, 3, s. 412–415. s. 141–161. Chlupáč I., et al., 2002, Geologická mi- Klementowski J., 1996, Degradacja nulost České republiky, Academia, pokryw stokowych w warunkach an- Praha. tropopresji, [w:] A. Jahn, S. Ko-

98 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

złowski, M. Pulina, Masyw Śnieżnika, rence k 35. výročí CHKO Jeseníky, Polska Agencja Ekologiczna, War- Správa CHKO Jeseník, s. 9–15. szawa. Křížek M., 2007, Periglacial landforms Klementowski J. 1998, Nowe stanowisko above alpine timberline in the High gruntów strukturalnych na Śnieżniku, Sudetes, [w:] Geomorphological Var- Czasopismo Geograficzne, 69, s. 73– iations, P3K, Praha, s. 313–337. 85. Křížek M., Treml V., Engel Z., 2007a, Klimaszewski M., 1978, Geomorfologia, Litologická predispozice, morfologie Państwowe Wydawnictwo Naukowe, a rozmístění strukturních půd alpin- Warszawa. ského bezlesí Vysokých Sudet, Ge- Kociánová M., Ńtursová H., Váňa J., ografie – Sborník České geographic- Jankovská V., 2005, Kryogenní ko- ké společnosti 112, 4, s. 373–387. pečky – pounus – ve Skandinávii Křížek M., Treml V., Engel Z., 2007b, a v Krkonońích, Opera Corcontica, Zákonitosti prostorového rozmístění 42, s. 31–55. periglaciálních tvarů v Krkonońích Kozłowska A., Rączkowska Z., nad alpinskou hranicí lesa, Opera 2002, Vegetation as a tool in the Concortica, 44, 1, s. 67–80. characterisation of geomorphological Kunský J., Louček D., 1956, Stone stri- forms and processes: an example pes and thufurs in the Krkonońe, Biu- from the Abisko mountains, Geo- letyn Peryglacjalny, 4, s. 345–349. grafiska Annaler, Ser. A, 84, 3–4, Kunský J., Záruba Q., 1950, Periglac- s. 233–244 iální strukturní půdy v Krkonońích, Králík F., Sekyra J., 1969, Geo- Sborník ČSSZ 65, 1/2, s. 10–14. morfologický přehled Krkonoń, [w:] Netopil R., 1956, Periglaciální cyklus Příroda Krkonońského národního a současné geomorfologické procesy parku, SZN, Praha, s. 59–87. v povodí Branné v Hrubém Jeseníku, Křížek M., 2003a, Frost-riven cliffs and Sborník ČSSZ 61, 2, s. 92–99. cryoplanation terraces in the Hos- Nyplová P., 2008, Monitoring a mo- týnské vrchy Hills (East Moravia, the delace procesu vzniku a vývoje ak- Czech Republic), Acta Universitatis tivních strukturních půd v Krkonoń- Carolinae, Geographica, Supplemen- ích, Diplomová práce, vedoucí tum 35, s. 239–245. M.Křížek, Přf UK, Praha. Křížek M., 2003b, Charakteristické Péwé T. L. (red.), 1969, The Periglacial vlastnosti mrazových srubů: zamě- Environment, Mc Gill–Queen´s Uni- řeno na srovnání aktivních mrazo- versity Press, Montreal. vých srubů ve světě a mrazových Prosová M., 1952, Předběžná zpráva srubů v Rusavské hornatině, Geogra- o polygonálních půdách ve Vysokém fie – Sborník České geografické spo- Jeseníku, Přírodovědecký sborník Os- lečnosti, 108, 4, s. 261–276. travského kraje 13, 1–2, s. 262–270. Křížek M., Treml V., Engel Z., 2005a, Prosová M., 1954, Studie o peri- Periglacial landforms in the High glaciálních zjevech v Hrubém Jesení- Sudetes/the Czech Republic/, Analele ku, Přírodovědecký sborník Ostrav- Universitatií de Vest din Timisoara, ského kraje 15, 1, s. 1–15. Geografie, 14, 1, s. 51–58. Prosová M., 1958, Kvartér Hrubého Křížek M., Treml V., Engel Z., 2005b, Jeseníku (vrcholová část hlavního Periglaciální tvary Hrubého Jeseníku hřbetu), Kandidátská práce, manu- z hlediska jejich activity, [w:] Cam- skript, Přf UK, Praha. panula – Sborník referátů z konfe- Prosová M., 1963, Periglacial Modelling of the Sudetes Mountains, Sborník

99 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel

geologických věd Antropozoikum 1, ich rozwoju, Czasopismo Geogra- s. 51–62. ficzne, 63, 3–4, s. 351–359. Prosová M., 1970, Kamenná moře Traczyk A., 1995, Morfologia perygla- v Československu, Geologický průz- cjalna Śnieżki i Czarnego grzbietu kum 12, 7, s. 218–219. w Karkonoszach, Czasopis-mo Geo- Prosová M., 1973, Zalednění Hrubého graficzne, 66, 2, s. 157–173. Jeseníku, Campanula 4, s. 115–123. Traczyk A., 2005, Late Pleistocene Evo- Rathsburg A., 1932, Die Gletscher der lution of Periglacial and Glacial Re- Eiszeit in den höheren Mittelgebir- lief in the Karkonosze Mountains. gen, Firgenwald, s. 19–29, 65–71. New hypoteses and research pers- Sekyra J., 1960, Působení mrazu na půdu pectives, Acta Universitatis Caroli- – Kryopedologie se zvláńtním zřete- nae, Geographica, 39, s. 59–72. lem k ČSR, Nakladatelství ČSAV, Traczyk A., Migoń P., 2003, Cold- Praha. climate landform patterns in the Su- Sekyra J., 1964, Kvartérně geologické detes. Effects of lithology, relief and a geomorfologické problémy krkonoń- glacial history, Acta Univer-sitatis ského krystalinika, Opera Corcontica, Carolinae, Geographica, Suple- 1, s. 7–24. mentum 35, s. 185–210. Sekyra J., Sekyra Z., 1995, Recent cryo- Treml V., Banań M., 2000, Alpine genic processes, [w:] Arctic-alpine timberline in the High Sudetes, Acta tundra in the Krkonońe, the Sudetes, Universitatis Carolinae, Geographica, Opera Corcontica, 32, s. 31–37. 15, 2, s. 83–99. Sekyra J., Kociánová M., Ńtursová H., Treml V., Engel Z., Křížek M., 2003, 2001, Origin and significance of Periglaciální tvary v alpinském bez- ploughing blocks on Labská louka lesí Vysokých Sudet, Geografie – Meadow, Western Giant Mountains, Sborník české geografické společ- Opera Corcontica, 38, s. 235–248. nosti, 108, 4, s. 304–305. Sekyra J. et al., 2002, Frost phenomena Treml V., Křížek M., Engel Z., 2005, in relationship to mountain pine, Strukturní půdy Vysokých Sudet – Opera Corcontica, 39, s. 69–114. rozńíření, aktivita, [w:] Geomorfo- Shakesby R. A., Matthews J. A., McCar- logický sborník 4, Pedf JČU a Česká roll D., 1995, Pronival (pro-talus) asociace geomorfologů, České Budě- ramparts in the Romsdal-salpane, jovice, s. 149–153. southern Norway: forms, terms, sub- Treml V., Křížek M., Engel Z., Petr L., nival processes and alter-native 2006, Strukturní půdy Vysokých Sudet mechanism of formation, Arctic and – morfometrická charakteristika Alpine Research, 27, s. 271–282. a časové zařazení, [w:] Geomorfo- Soukupová L., Kociánová M., Jeník J., logické výzkumy v roce 2006, Přf UP Sekyra J., 1995, Arctic alpine tundra a Česká asociace geomorfologů, in the Krkonońe Mts., the Sudetes, Olomouc, s. 294–299. Opera Corcontica, 32, s. 5–88. Treml V., Křížek M., 2006, Vliv borovice Ńebesta J., Treml V., 1976, Glacigenní kleče (Pinus mugo) na strukturní a nivační modelace údolí a údolních půdy české části Východních Sudet, uzávěrů Krkonoń, Opera Corcontica, Opera Corcontica, 43, s. 45–56. 13, s. 7–44. Treml V., Křížek M., Engel Z., Petr L., Traczyk A., 1992, Formy współczesnego 2008, Genetické typy údolních sortowania mrozowego w Karkono- uzávěrů hlavního hřbetu Hrubého szach i klimatyczne uwarunkowania Jeseníku, [w:] Geomorfologický sborník 7, Přf MU a Česká asociace

100 Czu najwyższe partie Sudetów…są domeną peryglacjalną?

geomorfologů a Ústav geoniky AV Časopis Slezského muzea 35, 3, ČR a Výzkumný ústav Silva Taroucy s. 259–272. pro krajinu a okrasné zahradnictví, Vítek J., 1995, Kryogenní tvary na Brno. Králickém Sněžníku, Bull. of the Treml V., Křížek M., Engel Z., 2010, Czech Geol. Survey, 70, 1, s. 47–55. Classification of Patterned Ground Vítek J., 1997, Kamenná moře, Vesmír, Based on Morphometry and Site 76, 8, s. 458–462. Characteristics: A Case Study from Washburn A.L., 1979, Geocryology, the High Sudetes, Central Europe, Edward Arnold, London. Permafrost and Periglacial Processes, Whittow J. (red.), 1984, Dictionary of 21, s. 67–77. physical geography, Penguin Books, Van Everdingen R. O., 1994, Multi- London. language glossary of permafrost and Williams P. J., 1961, Climatic factors related ground-ice terms, Inter- controlling the distribution of certain national Permafrost Association, Cal- frozen ground phenomena, Geograf- gary University Press, Calgary. iska Annaler, 43, s. 339–347. Van Vliet Lanoe B., 1998, Frost and Zachara M., Gude M., Růžička V., 2007, soils: implications for paleosols, Thermal Regime of Three Low Eleva- paleoclimates and stratigraphy, Ca- tion Scree Slopes in Central Europe, tena 34, s. 157–183. Permafrost and Periglacial Processes, Vítek J., 1986, Geomorfologie skalních 18, s. 301–308. útvarů v Keprnické hornatině,

Summary

Are the highest parts of the Sudetes above the upper timber line a periglacial domain?

The summit areas of the High Sudetes are unique relief and landscape within the Bo- hemian Massif for their composition of fossil and active periglacial landforms. Jeník & Sekyra (1995) knew it and defined a model of artic-alpine tundra in the Giant Mts. It is certain that permafrost has not large area expansion in the High Sudetes. It can not be excluded that some shaded blockfields with great thickness of boulders might fulfil a climatic definition of permafrost local occurrence such as block accumulations in the České středohoří Mts. and in the Lužické hory Mts. (Zachara, Gude, Růžička, 2007). Thus it is not possible to define a periglacial zone within the meaningof a permafrost occurrence in the High Sudetes. Consequently existence of processes bounded to permafrost (especially frost cracking) must be excluded and in this sense recent origin of sorted polygons cannot be considered. On the other hand the areas of the High Sudetes which are located in the highest altitudes correspond with French (2007) climatic definition of the periglacial zone. It is also clear that there is an indisputable activity of some periglacial landforms and processes above the alpine timberline in the High Sudetes. It includes: solifluction, ploughing blocks, sorted cirques, nivation hollows and mainly earth hummocks with soil horizons affected by cryoturbation, with cryoexpulsion features, with long-term persisting segre- gated ice, with specific thermal regime which differentiates them from their neighbor- hood, with regelation activity which runs episodically mainly in spring time. Besides we can recognize effect of needle ice, frost heaving and frost sorting and horizontal and

101 M. Křížek, V. Treml, Z. Engel vertical movement of soil horizons and clasts. The above mentioned active periglacial landforms do not occur continuously in the whole area above timberline but only in the climatically most extreme localities whereas these landforms are characteristic for lower part of mountain periglacial zones defined by Williams (1961), Furrer (in Wasburn, 1979) or Leser (in Embleton /ed./, 1984). Based on these criteria we can talk about periglacial zone in the summit part of the High Sudetes. The question is how to define the area which can be designated as „periglacial“ in other words how to define the particular part of area above alpine timberline in the High Sudetes where the activity of at least part of the periglacial landforms is undeniable and characteristic. Seeing that position of the alpine timberline is not influenced by climatic factors only but also by relief and anthropogenic factors and since active periglacial landforms are linked to altitudes above 1 400 m a.s.l. the lower border of current „soft periglacial area“ of the High Sudetes can be found between 1300 and 1400 m a.s.l., and its course can still be modified depending on local conditions. Such characterized boundary of periglacial zone of the High Sudetes corresponds with definition of artic- alpine tundra in the Giant Mts. (sensu Jeník & Sekyra, 1995). In any case, it is necessary to realize that the current „soft periglacial area“ has a completely different quality than that which existed there during the last glacial age, and after which well-developed cryoplanation terraces, tors or sorted polygons, that can be found below the current alpine timberline, were left here. The current „soft periglacial area“ of the High Sudetes cannot be taken as continuous zone above the alpine timberline from the spatial point of view but more like a complex of islands with favorable local conditions mainly microclimatic ones; in case of earth hummocks also lithological conditions (large content of fine soil with high rate of organ- ic matter) where the less climatically demanding periglacial landforms are active. On the other hand it appears (tab. 4) that an occurrence of all groups of periglacial landforms (active and fossil – non active ones) is and was bound to similar topographic and mor- phologic criteria (altutude, inclination of slopes and aspect) which have influence even today. The time period of origin of earth hummocks in the Hrubý Jeseník Mts. was de- terminated to turn of the Sub-Boreal/Sub-Atlantic based on pollen analysis and dating of hummocks´ base by method AMS 14C (2090±35 year BP, non-calibrated age) (Treml, Křížek, Engel, 2005). The age of peatbog basement on the Bílá louka Meadow in the Giant Mts., where peat humocks can be found, is 2340±35 years BP /non-calibrated 14C AMS age/. The age of peat hummocks base is 1587±295 year BP /non-calibrated 14C LSC age/ (Treml, Křížek, Engel, Petr, 2006).

102

ROLA BARDZO SILNEGO WIATRU W PRZEKSZTAŁCANIU RZEŹBY TERENU W PIĘTRZE LEŚNYM GÓR, NA PRZYKŁADZIE WIATROWAŁU W SŁOWACKICH TATRACH WYSOKICH

Elżbieta Rojan*

* Zakład Geomorfologii, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Uniwersytet Warszawski, ul. Krakowskie Przedmieście 30, 00–927 Warszawa

Rojan E., 2010, Rola silnych wiatrów w przekształcaniu rzeźby terenu w piętrze leśnym gór, na przykładzie wiatrowału w słowackich Tatrach Wysokich, Czasopismo Geograficzne, 81(1–2): 103–123.

Artykuł wpłynął do redakcji 19.08.2010; po recenzji zaakceptowany 15.10.2010.

Streszczenie

W artykule przedstawiono rolę wiatru o dużej sile w przekształcaniu środowiska przyrodniczego piętra leśnego obszarów górskich. Badania prowadzono w słowackich Tatrach Wysokich, na obszarze wiatrowału o powierzchni 12 600 ha powstałego 19.11.2004 r. Za główne przyczyny tego zdarzenia uważane są: tatrzańska bora o maksymalnej prędkości 64 m/s (230 km/h) oraz stan lasu. Bezpośrednią zmianą w ukształtowaniu terenu jest powstanie wykrotów. Dokonano ich pomiarów na reper- zentatywnych poletkach. Obliczono powierzchnię bezpośrednio zmienioną przez jedno powalone drzewo. Wynosi ona 2,58 m2. Łączna wielkość zniszczeń powierzchniowych w granicach wiatrowału szacowana jest na 10,3 km2, co stanowi około 8,2% jego całko- witej powierzchni. Wraz z systemem korzeniowym jednego wyrwanego drzewa podnie- sieniu ulega 1,7 m3 materiału glebowo-zwietrzelinowego, co daje wartość 7,7 km3 dla całego wiatrowału. W zniszczonych lasach prowadzi się prace zrywkowe, które pozo- stawiają trwałe ślady w rzeźbie. Na podstawie map topograficznych, zdjęć lotniczych oraz badań terenowych przeprowadzono analizę i ocenę zmian sieci dróg wywołanych tzw. pracami poklęskowymi, w wyniku których ich gęstość wzrosła trzy- czterokrotnie, osiągając 17–31 km/km2. Dwuipółroczny okres braku eksploatacji dróg sprawił, że większość z nich uległa częściowemu lub całkowitemu zarośnięciu. Prace leśne z zastosowaniem ciężkiego sprzętu i pojazdów mechanicznych w obszarach górskich mogą prowadzić do powstania wyraźnych, głębokich form liniowych. W czasie intensywnej ich eksploatacji niektóre odcinki uległy wcięciu nawet o ponad 10 cm/miesiąc. Okres po zakończeniu intensywnych prac leśnych charakteryzował się niewielką przewagą proce- sów akumulacyjnych nad erozyjnymi. Wielkość i trwałość przekształceń powierzchni górskich wiatrowałów jest zależna od wielu elementów środowiska przyrodniczego, z których najważniejszymi są nachylenie terenu i budowa litologiczna, oraz od działal- ności człowieka, a zwłaszcza rodzaju i czasu trwania prowadzonych prac leśnych.

* E-mail: [email protected]

103 E. Rojan

Wprowadzenie wiek drzew, kształt koron i strzał oraz sposób prowadzonej gospodarki leśnej. Powstanie katastrof na Ziemi po- Uszkodzenia drzew przez silny wiatr wodowane jest przez czynniki naturalne mogą mieć charakter trwały. Obszar, na lub działalność człowieka. Trudno jest którym doszło do złamania pni, wierz- niekiedy jednoznacznie ustalić ich przy- chołków i gałęzi oraz spękania drewna czynę. Istnieje wiele rodzajów zagrożeń, w strzałach nosi nazwę wiatrołomu. wśród nich przyrodnicze. Jedną z ich Powierzchnia, na której drzewa zostały grup stanowią zagrożenia meteorologicz- wyrwane z korzeniami (pnie zwykle nie ne wywołane na przykład silnym wia- są złamane) to wiatrował. Może tu rów- trem takim jak: huragan, cyklon tropikal- nież dojść do naderwania systemu korze- ny, tornado [Graniczny, Mizerski 2009]. niowego, pochylenia drzew czy powsta- W ostatnim czasie wzrosło zainteresowania wewnętrznych spękań w drzewach. nie czynnikami warunkującymi wystą- Zdarza się, że oba rodzaje uszkodzeń pienie ekstremalnych zjawisk pogodo- występują na danym obszarze jednocze- wych oraz ich skutkami. W umiarkowa- śnie. Duży wpływ na powstanie znisz- nych szerokościach geograficznych coraz czeń w lasach ma ich skład gatunkowy. częściej notuje się powstawanie silnego Najbardziej podatne na uszkodzenia są wiatru nazywanego – w zależności od świerczyny charakteryzujące się płytkim jego prędkości, sposobu i regionu wystę- systemem korzeniowym. Dlatego też powania – wiatrem gwałtownym, wichu- w lasach świerkowych często dochodzi rą, trąbą powietrzną, orkanem czy hal- do powstania wykrotów. Odporność nym. Z racji położenia, Europa narażona świerczyn może być podniesiona poprzez jest na przyjmowanie niżów powstają- wzrost udziału gatunków drzew liś- cych głównie nad północnym Atlanty- ciastych. kiem, którym towarzyszą fronty atmosfe- W obszarach górskich ważny jest do- ryczne z silnym wiatrem. datkowo kierunek wiatru. Większe usz- Ekstremalne naturalne zjawiska mogą kodzenia powstają wtedy, kiedy wiatr być katastrofalne w skutkach dla środo- wieje od grani do niższych partii gór. Ma wiska przyrodniczego oraz stwarzać to związek ze słabiej rozbudowanym zagrożenie dla ludzi. Szkody powodowa- systemem korzeniowym i wykształce- ne przez wichury zależą przede wszyst- niem koron drzew od strony przystoko- kim od prędkości wiatru i zagos- wej. Drzewa stawiają przez to powietrzu podarowania obszaru. Wiatr o prędkości od strony grani mniejszy opór. powyżej 26 m/s (93 km/h) może już Zmiana składu gatunkowego i struk- łamać drzewa, wyrywać je oraz niszczyć tury wiekowej lasu w wyniku prowa- budynki [Niedźwiedź 2003]. Przekształ- dzonej gospodarki leśnej zwiększa po- cenia powstałe w środowisku przyrodni- datność lasów na niszczącą działalność czym warunkowane są ponadto: budową wiatru. W górach zmiana na masową geologiczną, ekspozycją stoków w sto- skalę mieszanych drzewostanów regla sunku do kierunku wiatru, typem i wil- dolnego na monokulturowy jednowiek- gotnością gleby, szatą roślinną. Ostatni owy las świerkowy, jaka dokonała się z wymienionych elementów ma duży w XIX w., zmniejszyła odporność lasu na wpływ na rodzaj i zasięg zmian. Na ob- działalność wiatru. Ponadto wzdłuż gra- szarach leśnych może dojść do zniszcze- nicy wycinki drzew (drogi, trasy narciar- nia drzewostanów. Cechami lasów wa- skie) powstaje ściana lasu bez poszycia, runkującymi zmiany są: struktura gatun- która szczególnie łatwo jest niszczona kowa, rodzaj systemu korzeniowego, przez wiatr.

104 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu…

Typy bardzo silnego wiatru roku, trwająca 21 godzin nawałnica do- w Tatrach konała szkód na powierzchni około 950 ha, głównie od Danielowa do Ta- Obszar Tatr jest często nawiedzany trzańskiej Leśnej. Powaleniu uległo ok. przez silny wiatr, taki jak: halny, wiatr 200 000 m3 drewna (ryc. 1). Ucierpiała orawski czy tatrzańską borę. Halny jest także większość ówczesnych zabudowań silnym, porywistym wiatrem południo- (dachy, kominy, okna, elementy dekora- wym typu fenowego. Wieje z prędkością cyjne) oraz linia kolejki elektrycznej do 60 m/s (216 km/h) na graniach, [Bohuń 2005]. Cztery lata później a w dolinach i Zakopanem – do 30 m/s (1919 r.) strefa zniszczeń powiększyła się (108 km/h). Największą wartość zanoto- o 470 ha (52 000 m3 drewna) w rejonie wano 6/7 maja 1968 r. na Kasprowym Wyżnich Hagów i Tatrzańskiej Łomnicy. Wierchu – 86 m/s (310 km/h) podczas Ponownie, 21 kwietnia 1921 r., powale- tzw. halnego stulecia. Przeciętny czas niu uległ las (7 000 m3) wokół Podbań- trwania halnego wynosi 2–3 dni [Rad- skiej. Kolejna wichura nawiedziła ten wańska-Paryska, Paryski 1995]. Wiatr rejon 1925 r. – straty wyniosły wówczas orawski, mylony często z halnym, jest od 22 000 m3 drewna (w całych Tatrach niego słabszy i wieje z południowego 76 000 m3) [Koreň 2005b]. zachodu i zachodu. Jego maksymalną W okresie 1928–1941 na połud- prędkość odnotowano na Kasprowym niowym skłonie Tatr co roku przybywały Wierchu – 53 m/s (191 km/h). Ten rodzaj mniejsze wiatrołomy iwiatrowały. Łącz- wiatru pojawia często po ustąpieniu hal- na kubatura zniszczonego w tym okresie nego i przynosi deszcz [www.z-ne.pl]. drewna szacowana była na 80 000– Tatrzańska bora powstaje przy napływie 90 000 m3 [Czarnecka 2008]. Duża strefa nad góry chłodnych i suchych (arktycz- zniszczeń, od Doliny Koprowej do Ta- nych) mas powietrza z północy lub pół- trzańskiej Polanki, powstała 1–3 sierpnia nocnego zachodu. Po przedostaniu się 1941 r. Północny i północno-zachodni przez grań główną na stoki południowe wiatr o prędkości dochodzącej do 50 m/s powietrze grawitacyjnie przyspiesza. Ten (180 km/h) powalił tu 60% drzew typ wiatru osiąga największą prędkość w (450 000 m3 drewna). Później usunięto okolicy górnej granicy lasu. Maksymalną dodatkowo 116 000 m3 drewna uszko- wartość bory, 64 m/s (230 km/h), zano- dzonego przez korniki [Koreň 2005b]. towano 19.11.2004 r. poniżej Łom- W 1943 r. Dolina Koprowa została po- nickiego Stawu na wysokości 1480 m nadto dotknięta przez pożar, podczas n.p.m. [Koreň 2005a]. którego spłonęło 240 ha lasu. Wielkość zniszczeń dokonanych przez wiatr w okresie 1942–1958 r. oszacowana zo- Silny wiatr i jego skutki stała na 65 000 m3 drewna. Rok 1959 w drzewostanach południowych zapisał się wystąpieniem dwóch katastro- stoków Tatr falnych w skutkach wichur (w kwietniu i sierpniu) o łącznej wielkości zniszczeń Niszcząca siła bardzo silnego wiatru około 18 000 m3 drewna. znana jest w Tatrach od dawna. Naj- Lata 60. poprzedniego stulecia (1960, wcześniejsze udokumentowane infor- 1962, 1964, 1965–1967, 1968) były macje o zmianach w drzewostanie ich niekorzystne dla drzewostanu Tatr Biel- południowych stoków dotyczą zdarzenia skich. Zniszczeniu uległo prawie z 4–5 kwietnia 1898 r. Na skutek wichu- 450 000 m3 drewna. 6 maja 1968 r. zapi- ry powstało 22 000 m3 zniszczonego sał się dewastacją lasów po północnej drewna [Koreň 2005b]. 18 listopada 1915 stronie Tatr. „Halny stulecia” spowodo-

105 E. Rojan

Ryc. 1. Objętość drewna niszczonego podczas największych wichur w Tatrach Słowackich z uwzględnieniem „halnego stulecia” z 1968 r. Źródło: Koreň [2005b]. Fig. 1. The volume of destroyed wood due to the largest windstorms in the Slovakian Tatras, including the 1968 windstorm. Source: Koreň [2005b]. wał powstanie wiatrołomów i wiatro- dział, dokonały się na południowych wałów o łącznej powierzchni 450 ha. stokach już w wieku następnym. Straty wyniosły około 150 000 m3 drew- Na podstawie przedstawionych in- na (ryc. 1) [Kotarba 1969]. Bardzo silny formacji można stwierdzić, że bardzo wiatr na początku lat 70. XX w. (1970– silny wiatr występuje w Tatrach nieregu- 1973) dokonał na południu Tatr dewasta- larnie. W XX w. takie zdarzenia były cji szacowanej na 240 000 m3 drewna. często notowane, zwłaszcza na połu- Dopiero okres 1974–1980 r. był spokoj- dniowych stokach masywu. Przedstawio- niejszy pod tym względem. Jednak już ne na ryc. 1 informacje dotyczą okresu, 1981 r. okazał się tragiczny w skutkach, kiedy dolne partie stoków były już poro- głównie w pasie od Tatrzańskiej Łomni- śnięte wtórnym monokulturowym lasem cy do Kieżmarskich Żłobów. Zniszczeniu świerkowym, mniej odpornym na silny uległo 295 000 m3 drewna (ryc. 1). Lata: wiatr niż naturalne świerczyny regla 1984, 1985, 1988 i 1989 charakteryzowa- górnego. Powstawanie wiatrołomów ły się występowaniem bardzo silnego i wiatrowałów o różnym zasięgu jest wiatru powodującego powalenie drzew więc wpisane w funkcjonowanie środo- o kubaturze odpowiednio: 25 000, wiska przyrodniczego reglowych partii 25 000, 47 000, 10 000 m3. Koniec XX tych gór, przy czym degradacja lasów w. okazał się łaskawszy dla lasów niż przez bardzo silny wiatr nasiliła się lata poprzednie. Kolejne ogromne zmia- w warunkach gospodarki leśnej. ny, którym poświęcono poniższy roz-

106 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu…

Wichura 19 listopada 2004 r. Zwarty pas zniszczeń ciągnie się w słowackich Tatrach Wysokich w pasie o długości około 30 km i szero- kości 2–3 km, od okolic Podbańskiej 19 listopada 2004 r. miała miejsce przez Szczyrbskie Jezioro, Wyżnie Hagi, jedna z najgwałtowniejszych i najwięk- Smokowce, Tatrzańską Łomnicę do szych zmian w krajobrazie Tatr Słowac- Tatrzańskiej Kotliny (ryc. 3). Obejmuje kich. Tego dnia w ciągu trzech godzin on stoki Tatr Wysokich w większości całkowitemu zniszczeniu uległ las na o stosunkowo niewielkich spadkach, od powierzchni około 12 600 ha [Motyčka 800–900 m do 1250–1300 m n.p.m. Pra- 2005], co stanowi jedną czwartą zasobów wie cała powierzchnia wiatrowału znaj- leśnych TANAP-u (słowackiego Tatrzań- duje się w granicach Kotliny Liptowsko- skiego Parku Narodowego) (ryc. 2). Popradzkiej, jednostki strukturalnej od- Władze Republiki Słowackiej uznały dzielonej od granodiorytowej części skutki powyższego zdarzenia za ekolo- masywu tatrzańskiego wielkim uskokiem giczną katastrofę stulecia w tym rejonie. podtatrzańskim o przebiegu prawie rów- W tym samym dniu bardzo silny wiatr noleżnikowym. Fliszowe utwory kotliny dokonał spustoszeń także w lasach Ni- przykryte są miąższymi osadami glacjal- skich Tatr oraz w Polsce w rejonie Babiej nymi, fluwioglacjalnymi oraz fluwialny- Góry, Baraniej Góry, Turbacza i Gło- mi (przedholoceńskimi). W północnej dówki. i północno-zachodniej strefie obszaru ba-

Ryc.2. Zniszczony las na południowym stoku Sławkowskiego Szczytu. Zdjęcie lotnicze z czerwca 2005 r. (własność TANAP). Fig.2. Destroyed forest on southern slope of the Slavkovský ńtít. Aerial photo, June 2005, (courtesy by TANAP).

107 E. Rojan

Ryc. 3. Lokalizacja obszaru klęski w 2004 r.: 1 – wiatrował, 2 – granica państwowa, 3 – miejscowości: NP – Nowa Polanka, D – Danielowo, TP – Tatrzańska Polanka, GS – Górny Smokowiec. Fig. 3. The area of the disaster in 2004: 1 – blowdown area, 2 – state border, 3 – villages: NP – Nová Polianka, D – Danielov dom, TP – Tatranská Polianka, GS – Horný Smokovec. dań występują także formy akumulacji niżowy wraz z chłodnym frontem atmos- grawitacyjnej [Lukniń 1973]. Wiatrował ferycznym. Frontowi temu towarzyszył leży w obrębie piętra klimatycznego szybki spadek ciśnienia i bardzo silny umiarkowanie chłodnego [Balon, Macie- wiatr, wymuszające ruch mas powietrza jowski 2005, za Hessem 1974] i roślin- przez masyw Tatr z północy na południe. nego piętra regla dolnego [Balon, Macie- Nagromadzone po północnej stronie gór jowski 2005, za Pawłowskim 1959]. masy bardzo chłodnego powietrza gwał- W granicach klęski ekologicznej wy- townie przelały się przez grań, na Łom- wróceniu uległo 58,6% drzew, pozostałe nicy (2635 m n.p.m.) osiągając 47 m/s natomiast zostały złamane. Obszar znisz- (170 km/h) [Koreň 2005a]. Na połu- czeń będzie nazywany poniżej wiatrowa- dniowych stokach, pod wpływem grawi- łem, choć w języku polskim powszechnie tacji, nabierały one jeszcze większej używa się określenia wiatrołom bez prędkości – 55 m/s (194 km/h, Łomnicki względu na rodzaj dokonanych przez Staw, 1751 m n.p.m.) [Motyčka 2005]. wichurę uszkodzeń w drzewostanie. Najwyższą prędkość wiatru – 64 m/s Łączną objętość powalonego drewna (230 km/h) zanotowano na wysokości oszacowano na 3 mln m3 (ryc. 1), o war- górnej granicy lasu (1480 m n.p.m., tości około 4 mld euro [Argalács 2005]. ryc. 4) [Koreň 2005a]. Poniżej niej siła Bezpośrednią przyczyną zdarzenia wiatru zaczynała stopniowo maleć. była tatrzańska bora. 19 listopada 2004 r. Masy powietrza przelały się przez w godzinach przedpołudniowych nad grań dwoma strumieniami. Jeden z nich obszar Polski zaczął się nasuwać (z po- przedostał się w rejonie Czerwonych granicza czesko-niemieckiego) ośrodek Wierchów do Doliny Cichej i niżej –

108 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu…

Ryc. 4. Maksymalne prędkości wiatru w dniu 19 listopada 2004 r. w profilu wysokościowym południowego stoku Tatr Wysokich. Źródło: Koreň [2005a]. Fig. 4. Maximum wind velocity in the altitudinal profile of southern slope of the High Tatras on November 19, 2004. Ssource: Koreň [2005a]. w okolice Podbańskiej, podnóża Krywa- ujednolicony także pod względem wyso- nia i Szczyrbskiego Jeziora. Drugi nato- kościowym, grubości pierśnic, długości miast przelał się między Zmarzłym koron i smukłości. Szczytem a Przełęczą pod Kopą do dolin: Usytuowanie strefy zniszczeń (górna Batyżowieckiej, Wielickiej, Staroleśnej, granica wiatrowału przebiega 100–300 m Zimnej Wody i Białej Wody Kieżmar- poniżej górnej granicy lasu) uwarunko- skiej. wane jest przede wszystkim przyczynami Za drugą przyczynę powstania obsza- przyrodniczymi, a nie działalnością czło- ru klęski uważany jest stan lasu. Na po- wieka. Bezpośrednie przyczyny powsta- łudniowych stokach Tatr, z powodu nia zjawiska są oczywiste – bodźcem był granitowego, kwaśnego podłoża, drze- wiatr, który okazał się silniejszy od od- wostany regla dolnego i górnego są wła- porności geosystemu stoku porośniętego ściwie identyczne (dominacja świerka, lasem [Balon, Maciejowski 2005]. udział modrzewia, a w pobliżu górnej granicy lasu – limby). Zdecydowana przewaga świerka (72%) okazała się Skutki wichury z 19.11.2004 r. niekorzystna głównie ze względu na płytki i płasko rozłożony system korze- Zmiany w środowisku przyrodniczym niowy. Zbiorowisko tego typu, naturalne południowych stoków Tatr i w życiu na kwaśnym podłożu, jest bardzo podat- mieszkańców są bezpośrednim skutkiem ne na niszczące działanie silnego wiatru splotu opisanych wyżej czynników. Po- [Skrzydłowski 2005]. Większość świer- wstały one od razu lub zostały wówczas ków została zasadzona przez człowieka jedynie zapoczątkowane. (sadzonki sprowadzano z Bawarii) [Ba- Najwyraźniejszą i najgwałtowniejszą lon, Maciejowski 2005]. Drzewostan był zmianą było samo powstanie wiatrowału

109 E. Rojan na ogromnej, zwartej powierzchni. Teren życia zamieszkujących ten obszar dzikich ten poddano pracom leśnym (tzw. poklę- zwierząt. Wiele z nich zginęło, a część skowym) polegającym przede wszystkim została bez schronienia przed zimą. Na- na usunięciu powalonych drzew. Miały stąpiła zmiana składu i liczebności po- one miejsce głównie od wiosny 2005 r. szczególnych gatunków [Chováncova do jesieni 2007 r. Pozyskano wówczas 2005]. Pozostałe elementy środowiska 1,8 mln m3 drewna, z czego aż 1,6 mln przyrodniczego słowackiego wiatrowału m3 w 2005 r. [Fleischer i in. 2007]. Po- także uległy pewnym przekształceniom, nadto podczas bory zniszczeniu uległo co można stwierdzić na podstawie wyni- wiele drzew w granicach zachowanego ków prowadzonych tam badań interdy- lasu. Obszary wiatrołomów i wiatrowa- scyplinarnych. Przykładowo, na obszarze łów w okresach ciepłych i suchych na- wiatrowału stwierdzono wzrost o około wiedzane są przez pożary. Wiosną i la- 1,5–3°C średnich miesięcznych wartości tem 2005 r. na terenie klęski było aż 13 temperatury powietrza w okresie letnim takich zdarzeń. Pod koniec lipca tego [Fleischer, Giorgi 2007]. Notuje się przy- roku największy z pożarów objął 220 ha spieszenie wymywania z gleb takich na północ od Drogi Wolności między pierwiastków jak: Na, Ca, Mg, K, F, Al Starym Smokowcem a Tatrzańską Polan- [Bischoff i in. 2007]. Zmianom ukształ- ką [Rojan 2007]. towania terenu poświęcono więcej miej- Odnowa lasu na południowych sto- sca w kolejnych częściach artykułu. kach Tatr potrwa co najmniej kilkadzie- Budowa geologiczna obszaru klęski, siąt lat. Pierwsze po zaistniałym zdarze- w granicach którego dominują miąższe niu sezony wegetacyjne charakteryzowa- pokrywy wodnolodowcowe (piaszczysto- ły się rozwojem przede wszystkim wyso- żwirowo-głazowe) [Geologická… 1994], kich traw i wierzbówki kiprzycy. Od sprawia, że gwałtownym zmianom nie kilku lat prowadzi się nasadzenia uroz- uległ system retencji i odpływu wód maiconych pod względem gatunkowym [Holko i in. 2008]. Istotny dla tej kwestii sadzonek (z większym niż przed wichurą jest też układ wiatrowału (W-E i SW- udziałem drzew liściastych) na niewiel- NE), który jest prostopadły do kierunku kich powierzchniach (łącznie około 200 płynięcia (N-S i NW-SE) niemal wszyst- ha/rok). kich głównych potoków południowej Kolejną przyczyną spustoszeń w ta- części Tatr. W związku z powyższym trzańskich lasach, będącą bardzo wyraź- stosunkowo krótkie odcinki cieków zna- ną konsekwencją zdarzenia z 19.11.2004 lazły się w granicach wiatrowału. Ob- roku, jest plaga korników. Szkodniki te serwowane zmiany hydrologiczne pole- rozprzestrzeniają się masowo, czyniąc gają przede wszystkim na zatarasowaniu szkody także po polskiej stronie gór. przepływu potoków przez rumosz Zasięg i tempo zmian w lasach jest za- drzewny. Prowadzi to do wzrostu erozji trważające. Powierzchnia zniszczonego bocznej. Zwiększenie dostawy materiału przez korniki lasu (do jesieni 2009 r.) do koryt sprzyja roztokowaniu cieków szacowana jest na około 3 000 ha, co [Lehotský, Greńková 2007a i b]. Powsta- stanowi prawie jedną czwartą po- nie wiatrowału może wpłynąć na zmianę wierzchni wiatrowału (informacja ustna: struktury i dynamiki koryt potoków gór- Fleischer 2010). Walka ze szkodnikami skich w badanym regionie. Przypuszczać w granicach TANAP-u może być prowa- należy, że zmiany te będą stopniowo dzona jedynie poprzez wycinkę znisz- obejmowały coraz niżej leżące odcinki czonych przez owady drzew oraz stoso- koryt potoków, także poniżej strefy wia- wanie klatek freonowych zwabiających trowału. Ich przejawem może być po- szkodniki. Wichura zmieniła też warunki większanie się w korytach zasięgu strefy

110 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu… tranzytowej kosztem strefy depozycji W celu określenia wielkości po- [Dłużewski i in. 2009]. wierzchni bezpośrednio zmienionej Poza środowiskiem przyrodniczym, w wyniku upadku jednego drzewa wyko- podczas wichury uszkodzeniu uległy rzystano wzór na obliczenie powierzchni domy, zabudowania gospodarcze i prze- elipsy [Rojan 2010]: mysłowe, obiekty turystyczne, drogi, kolejka elektryczna, szlaki turystyczne S = π(a/2)(b/2) = ¼ πab i inne. Dla badanego obszaru średnia wynosi 2,58 m2. Szacunkowa łączna wielkość Zmiany w ukształtowaniu terenu wy- powierzchni bezpośrednio zmienionej wołane bardzo silnym wiatrem w gór- przez wichurę w dniu 19.11.2004 r. wy- skich ekosystemach leśnych nosi 10,3 km2. Stanowi to około 8,2% całkowitej powierzchni wiatrowału (od Zalesione stoki górskie podlegają sła- 4,6% do 35,4% dla poszczególnych pole- bemu modelowaniu przez procesy mor- tek) (tab. 1). fogenetyczne. Duże przekształcenia nas- Uzyskane w terenie dane posłużyły tępują zwykle podczas zdarzeń o katas- także do określenia kubatury ruszonego trofalnych rozmiarach. Bezpośrednim z korzeniami materiału glebowo-zwie- skutkiem bardzo silnego wiatru są wy- trzelinowego. Do podobnego celu Kotar- kroty (wyrwane z korzeniami i materia- ba [1970] wykorzystał wzór na oblicze- łem glebowo-zwietrzelinowym drzewa nie objętości półelipsoidy obrotowej. oraz zagłębienia po nich w ziemi). Taki- Aby uzyskać precyzyjniejsze wyniki mi obiektami, powstałymi podczas hal- wzór ten nieco zmodyfikowano: nego stulecia, zajmował się Kotarba [1970]. W swoim artykule zawarł on, V = ½(4/3)π(a/2) (b/2)c = 1/6πabc między innymi, metodologiczne kwestie dotyczące pomiaru wykrotów oraz obli- Obliczono, że średnia objętość wy- czania ich objętości (tylko form wypu- krotu wynosi 1,66 m3. Łączna kubatura kłych). Podobne metody zastosowano materiału glebowo-zwietrzelinowego ru- podczas prac terenowych na obszarze szonego w obrębie 10 badanych poletek słowackiego wiatrowału. Relacje między (6938 m2) to 421,25 m3 (tab. 1). Ekstra- kubaturą wykrotu a gatunkiem drzewa polując powyższy wynik na całą po- i obwodem jego pnia rozpatrywali Phil- wierzchnię wiatrowału (126 km2) uzy- lips i in. [2008] w górach Ouachita skuje się wartość 7,7 km3 ruszonego w Arkansas. materiału. Wyniki pomiarów terenowych Szczegółowe badania w granicach pozwalają także na określenie średniej klęski ekologicznej w Tatrach prowadzo- objętości podniesionego materiału na no na 10 reprezentatywnych poletkach powierzchni 1 m2. Jest to wartość o nachyleniu 4–30 w latach 2007–2010. 0,09 m3, nieco wyższa niż dla wiatrowału Powierzchnie poletek wynoszą od w polskiej części Tatr z 1968 r. 400 m2 (20 x 20 m) do 1600 m2 Parametrami, które mogą wpływać na (40 x 40 m) (łącznie 6938 m2). Na polet- objętość wykrotu są, między innymi, kach dokonano pomiarów wszystkich nachylenie stoku, budowa litologiczna, wykrotów – łącznie 224 wykroty (od 14 obwód pni drzew. Analiza uzyskanych do 41 na poletku). Mierzono trzy elemen- wyników (tab. 1) umożliwiła stwierdze- ty każdego wykrotu: osie – dłuższą (a) nie, iż nie zaznacza się wyraźna zależ- i krótszą (b) oraz miąższość (c) (ryc. 5). ność między nachyleniem stoku a kuba- turą wykrotów. Może to być związane

111 E. Rojan

Ryc. 5. Wykrot z zaznaczonymi parametrami mierzonymi podczas prac terenowych. Fig. 5. The uprooted tree characteristics measured during the field study. z małym spadkiem całego obszaru sło- rach piaszczystych niż z okruchami skal- wackiego wiatrowału. Największe wy- nymi. Autorka nie stwierdziła jednak kroty (>10 m3) występują jednak na wyraźniejszej korelacji między obwodem bardziej nachylonych poligonach (18° pnia a objętością wykrotu [Dąbrowska i 19°). 2009a]. Może to wynikać ze zbyt dużej Określenia zależności między pozo- jednorodności drzewostanu na obszarze stałymi (wymienionymi wyżej) parame- badań pod względem wieku. Także ilość trami dokonała Dąbrowska [2009a] na poruszonego materiału nie zależała od poligonie badawczym w okolicach Da- wieku drzew powalonych przez halny nielowa w Tatrach Słowackich. Stwier- stulecia w 1968 r. [Kotarba 1970]. Ogól- dziła ona, że objętość materiału glebowo- nie twierdzi się jednak, że średnica drze- zwietrzelinowego w znacznym stopniu wa powinna mieć duży związek z ryzy- uzależniona jest od litologii podłoża. kiem jego wyrwania [Phillips i in. 2008]. Wykroty piaszczyste mają większą obję- Wykroty mają istotne znaczenie tość (1,2 m3), niż zbudowane z materiału w kształtowaniu obszarów leśnych kamienistego (0,77 m3). Wynika to w strefie klimatów umiarkowanych i tro- z łatwiejszej możliwości zakorzenienia pikalnych [Clinton, Baker 2000, Scatena, się drzew na większą głębokość w utwo- Lugo 1995]. Z chwilą ich powstania roz-

112 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu…

224 3,84 2,58 6,31 0,57 8,20 1,66 5,06 8,82 6938 14,80 567,54 421,25 Ogółem

18 17 400 4,25 3,15 9,55 0,79 3,11 WH 53,62 13,41 10,04 27,22 108,89

25 40 TS Górny Smokowiec,Górny 625

6,40 1,87 4,12 0,47 1,43 4,40 – 74,72 18,68 57,05 14,26 S

30 19 TP 400 4,75 2,50 6,87 0,63 1,15 3,66 5,45

47,44 11,86 21,81

19 25 ,89 TŁ 1,56 5,67 0,35 3,68 1600 15,39 35,44 14,36 91 22,97 141,75

Danielowo (2), G (2), Danielowo 5 4

16 – SS 400 2,03 4,94 0,51 8,11 0,77 2,30 12,3 3,08 32,43

Tatrzańska Tatrzańska Łomnica, 19 15 18

NP 400 3,75 1,22 2,66 1,20 4,50 1,02 2,43 0,04 – Wyżne Hagi. Wyżne

15,34 –

4 14 400 MT 3,50 2,81 5,50 0,70 9,82 1,48 3,83 5,18 39,28 20,72 Danielowo (1), D2 (1), Danielowo

– 8 1 niczki, WH WH niczki, 22 GS 400 5,50 2,11 3,79 0,53 1,33 2,7 4,11 46,44 11,61 29,34

13 15 Stary Smokowiec, TŁ Stary Smokowiec, D2 713 Trzy Stud Trzy

2,10 2,68 6,88 0,38 5,63 1,66 4,39 24,9 3,49

– 40,16 –

7 41 D1 2,56 1,80 3,38 0,11 4,61 0,95 2,48 2,44 1600 73,70 39,04

] Nowa Polanka, SS SS Nowa Polanka, 3

–

[m ]

3 2 Tatrzańska Tatrzańska Polanka,TS

– TP

] 2

Matlary, NP Matlary, ]

– ] ] 3 2 [m

2 MT

] 3

] 2 Parametr 2 ieszczonego [m materiału

] hnia wykrotu [m 3

Tab. 1. Wyniki pomiarów wykrotów i obliczeń z poletek eksperymentalnych: D1poletek eksperymentalnych: i z pomiarówobliczeń Tab. wykrotów Wyniki 1. powierzchnia [m średnie nachylenie [°] wykrotówliczba nawykrotówliczba 100 m średnia powierzc powierzchnia[m maksymalna wykrotu pow.łączna [m wykrotów naśrednia 100 pow. m wykrotu wykrotów [%] powstania powierzchnia w wyniku zmieniona średnia objętość wykrotu [m objętość wykrotu [m maksymalna objętośćprzem łączna 100 m na objętość materiału przemieszczonego

113 E. Rojan poczyna się tworzenie charakterystycz- Do skutków pośrednich należą: zmiana nego mikroreliefu. Pojawiają się obniże- tempa wietrzenia i obiegu materii orga- nia (jamy) i kopczyki, które zachowują nicznej oraz warunków wilgotnościo- swoje cechy przez długi czas. wych i mikroklimatycznych terenu [Phil- Szacuje się, że każda powierzchnia lips i in. 2008]. lasu północnej Eurazji została zmieniona w holocenie w wyniku powstania wykro- tów 10–20 razy [Philips i in. 2008, za: Antropogeniczne zmiany ukształtowa- Vasenevem, Targul’yanem 1995, Ula- nia powierzchni wiatrowałów novą 2000]. Pagórkowate łąki Alp Pół- i wiatrołomów nocnych są skutkiem przejścia wichur w latach 1120–1280, które spowodowały Obszary klęsk ekologicznych powsta- wyrwanie drzew z korzeniami [Emble- łych na skutek bardzo silnego wiatru ton-Hamann 2004]. Rzeźba jamowo- charakteryzują się ogromnymi masami kopczykowa w stanach Michigan i Wi- powalonego drewna. Prowadzone tam sconsin przetrwała ponad 100 lat [Phi- niezbędne prace leśne polegają przede lips, Marion 2004, za: Schaetzlem, Foll- wszystkim na jego usunięciu. Używa się merem 1990]. Rozpoznana została ona do tego ciężkich maszyn i pojazdów. także na Hali Długiej w Gorcach [Ger- Prace zrywkowe prowadzą do zmian lach 1960]. głębokości, szerokości i gęstości dróg. Obniżenia i kopczyki są formami Zagadnieniem wpływu prac tego typu na niewielkimi: oś dłuższa – do 6 m, głębo- erozję i degradację gleb górskich zajmo- kość i wysokość – do 0,6 m. Pierwsze wali się, między innymi, Maciaszek z nich powstają podczas wichury, drugie i Zwydak [1992], Laskowski [1996], – zwykle później. Obie formy kształto- Wałdykowski [2010]. Procesy erozyjne wane są na skutek denudacji wykrotowej i ich skutki na wylesionych stokach Kar- (odpadania, osypywania, spłukiwania, konoszy były przedmiotem badań Parzó- wywiewania) i utrwalania przez roślin- cha [2001, 2002]. ność. Powyższe procesy, dążące generalnie do wyrównania profilu stoku, w du- Gęstość dróg na obszarze wiatrowału żym stopniu zależą od jego nachylenia w Tatrach Słowackich [Norman i in. 1995]. Jamy i kopczyki mogą stanowić nawet do 50% po- Prace porządkowe na obszarze sło- wierzchni zmienionych przez bardzo wackiego wiatrowału rozpoczęto wiosną silny wiatr [Philips i in. 2008, za Scha- 2005 r. i kontynuowano je głównie etzlem i in. 1989]. Słowacki wiatrował w dwóch kolejnych latach (ryc. 6). Ana- jest jeszcze zbyt młody, aby prowadzić lizę i ocenę zmian sieci dróg wywoła- na nim szczegółowe pomiary tych form. nych pracami tzw. poklęskowymi prze- Na podstawie obserwacji można jednak prowadzono na wybranym w granicach przypuszczać, że relief jamowo- wiatrowału obszarze, znajdującym się kopczykowy będzie tu stanowił co naj- między Danielowem a Nowym Smokow- mniej 10% powierzchni obszaru klęski cem. Powierzchnia obszaru badań wyno- z 2004 r. Denudacja wykrotowa nie po- si około 2,5 km2; jego część przedstawia woduje jednak generalnego ożywienia ryc. 7. Dokonano na nim wstępnej anali- procesów stokowych, co stwierdził także zy porównawczej sieci dróg istniejących Kotarba [1970] w Tatrach Polskich. przed katastrofalnym zdarzeniem i po Innymi bezpośrednimi skutkami po- dwóch sezonach prowadzonych prac wstawania wykrotów są: inwersja profilu leśnych. Do tego celu wykorzystano gleby, mieszanie materiału glebowego. mapy topograficzne w skali 1:10 000 ze

114 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu…

Ryc. 6. Sieć dróg powstałych podczas prac porządkowych latem 2005 r. na obszarze wiatrowału w okolicach Tatrzańskich Zrębów i Nowego Smokowca. W górnej części zdjęcia widoczna strefa z powalonymi drzewami (własność: TANAP). Fig. 6. Road network developed due to forest works near Tatranské Zruby and Nový Smokovecin summer, 2005. Blowdown area is visible in the upper part of the picture (picture courtesy by TANAP).

Ryc. 7. Sieć dróg na północ od Tatrzańskiej Polanki. A – 1991 r. (opracowano na podstawie: Základná mapa ČSFR, 1:10 000, 1992), B – 2006 r. (opracowano na podstawie zdjęć lotniczych), C – 2008 r.(opracowano na podstawie weryfikacji terenowej). 1 – las, 2 – wiatrował, 3 – drogi asfaltowe, 4 – drogi gruntowe. Fig. 7. Road network north of Tatranská Polianka. A – year 1991 (based on Základná mapa ČSFR, 1:10 000, 1992), B – year 2006 (based on aerial photographs), C – year 2008 (based on field survey). 1 – forest, 2 – blowdown area, 3 – paved roads, 4 – dirt roads.

115 E. Rojan stanem dróg z 1991 r. oraz zdjęcia lotni- W czasie zmniejszonej aktywności czło- cze z września 2006 r. Uzyskane wyniki wieka na drogi wkracza stabilizująca je były następnie weryfikowane w terenie roślinność. Jednak w strefach o wyraźnie wiosną 2008 r. na wybranych do szcze- większym nachyleniu (powyżej 15°) gółowych badań terenowych poletkach odgrywa ona mniejsza rolę. Analiza o łącznej powierzchni 1,2 km2 [Dąbrow- uzyskanych wyników badań pozwala na ska i in. w druku]. stwierdzenie, że trwałość zmian w obrę- Analiza materiałów kartograficznych bie dróg słowackiego wiatrowału zależy oraz obserwacje i badania terenowe po- przede wszystkim od długości okresu zwalają na stwierdzenie, iż prace poklę- prowadzonych prac leśnych, ich inten- skowe prowadzone na obszarze wiatro- sywności oraz nachylenia terenu. wału przyczyniły się do: powstania nowych dróg, poszerzenia dróg już istnieją- Szerokość i głębokość dróg na obszarze cych, rozcięcia i obniżenia powierzchni wiatrowału w Tatrach Słowackich dróg, a także trwałej lub tymczasowej zmiany ich funkcji [Rojan 2007]. Prace leśne na obszarze klęski ekolo- W 1991 r. łączna długość dróg grunto- gicznej na południowych stokach Tatr wych na terenie badań wynosiła 27 km doprowadziły także do zmian w profilach (5,5 km/km2). W wyniku intensywnie poprzecznych dróg. Poszerzeniu, nawet prowadzonych prac zrywkowych do dwukrotnemu (do 6 m szerokości), uległa września 2006 r. (zwłaszcza w 2005 r.) znaczna część istniejących wcześniej ich długość wzrosła ponad trzykrotnie, ścieżek, na przykład w rejonie Wyżnich osiągając wartość 83 km (17 km/km2). Hagów, Tatrzańskiej Polanki, Starego Od 2007 r. obszar ten nie podlegał już Smokowca [Rojan 2009]. Głównymi dalszym pracom leśnym. Część dróg nie czynnikami tego procesu były ciężkie była więc wykorzystywana w okresie maszyny i pojazdy na szerokich kołach poprzedzającym weryfikację terenową oraz pnie ciągniętych drzew wystające (nawet przez dwa i pół roku). Wykazała czasami poza zasięg drogi (zwłaszcza na ona, iż większość odcinków uległo zakrętach). Zbocza rozcięć drogowych w tym czasie zarośnięciu, niektóre zaro- modyfikowane są ponadto przez lód sły całkowicie. Łączna długość dróg na włóknisty. poletkach badawczych w 2006 r. wynosi- Zrywka drewna i poruszanie się po- ła 24,6 km (20,4 km/km2), a wiosną jazdów mechanicznych na obszarze ba- 2008 r. – 18,3 km (15,2 km/km2) (ryc. 7). dań odbywały się głównie wzdłuż stoku, Podobne wyniki uzyskano na poligo- nawet przy spadku powyżej 20° (np. na nie Danielowo o powierzchni 160 ha północ od Tatrzańskiej Polanki). Poza [Dąbrowska 2009b]. Przed wichurą gęs- wspomnianym wyżej poszerzaniem, pro- tość dróg wynosiła tu około 8 km/km2. wadziło to do pogłębiania dróg, zwłasz- Po okresie intensywnych prac zwózko- cza w 2005 r. W czasie intensywnej ich wych (jesień 2006 r.) wartość ta wzrosła eksploatacji niektóre odcinki uległy po- prawie czterokrotnie (ponad 30,8 głębieniu nawet o 0,5 m w ciągu czterech km/km2). Na podstawie terenowej wery- miesięcy [Rojan 2007]. fikacji sieci dróg przeprowadzonej Do śledzenia tempa zmian profilu w lipcu 2008 r. stwierdzono, że gęstość poprzecznego dróg na badanym obszarze dróg uległa zmniejszeniu i wynosiła oko- wykorzystano punkty reperowe. Są nimi ło 9 km/km2. stalowe rury wbite po obu stronach drogi Powyższe wyniki dowodzą ważnej na głębokość 0,5 lub 1 m w zależności od roli oddziaływania antropogenicznego rodzaju podłoża. Pomiary wykonywano w okresach intensyfikacji prac leśnych. poprzez domierzanie od taśmy rozpiętej

116 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu… między zainstalowanymi rurami do po- geologiczna obszaru badań. Łatwo pod- wierzchni drogi co 10–50 cm kilka razy legająca erozji wierzchnia warstwa zwie- w roku. W granicach wiatrowału założo- trzelin osadów morenowych i fluwiogla- no łącznie 13 stanowisk (profili) [Rojan cjalnych została zupełnie lub prawie 2009]. Było to jednak możliwe dopiero zupełnie zerodowana przed okresem po zakończeniu etapu intensywnych prac badawczym, o czym może świadczyć leśnych. Przykładowe profile poprzeczne głębokość rozcięć i ilość rumoszu skal- przedstawiają ryc. 8 i 9. nego w najniższych partiach profili dro- Prace leśne z zastosowaniem ciężkie- gowych. Niewątpliwie najważniejszymi go sprzętu i pojazdów mechanicznych w czynnikami sprzyjającymi zahamowaniu obszarach górskich mogą prowadzić do lub wyraźnemu zmniejszeniu tempa powstania wyraźnych, głębokich form erozji na badanych drogach jest zanie- liniowych, których trwałość zależy od chanie intensywnej ich eksploatacji wielu elementów środowiska przyrodni- oraz/lub prowadzenie zabiegów antyero- czego. Po zaprzestaniu zwózki drewna zyjnych. Progi zabezpieczające założono, powierzchnie dróg są modelowane przez między innymi, na drodze o średnim naturalne procesy morfogenetyczne. nachyleniu 15° w Nowej Polance [Rojan Uzyskane podczas pomiarów terenowych 2009]. Przykłady trwałości różnych form wyniki świadczą o niewielkiej przewadze erozyjnych o genezie antropogenicznej procesów akumulacyjnych nad erozyjna bardziej stromych stokach pokazują, nymi. Przyczynia się do tego rumosz że trudno jest zapobiec rozwojowi po- drzewny zgromadzony w dnach rozcięć dobnych form bez poważnych zabiegów drogowych. Sprzyja temu także budowa ochronnych [Parzóch 1994].

Ryc. 8. Profil poprzeczny drogi w Starym Smokowcu. Fig. 8. A cross-section of a road in Starý Smokovec.

117 E. Rojan

Ryc. 9. Profil poprzeczny drogi w Wyżnich Hagach. Fig. 9. A cross-section of a road in Vyńné Hágy.

Podczas usuwania szkód, poza dro- Były to głównie dolne odcinki niebie- gami, korzystano też z nadających się do skich szlaków z Tatrzańskiej Łomnicy do tego celu odcinków szlaków turystycz- Doliny Zimnej Wody, ze Starego Smo- nych i nartostrad. W wyniku transportu kowca na Sławkowski Szczyt, z Mat- pni wzdłuż nich i w ich sąsiedztwie, przy larów do Doliny Kieżmarskiej. Liczba zastosowaniu ciężkiego sprzętu, po- dzikich ścieżek w bezpośrednim otocze- wierzchnia szlaków ulegała degradacji niu dawnego przebiegu szlaku dochodzi Powstały koleiny i rynny zrywki drewna nawet do czterech [Rojan, Wałdykowski [Rojan 2007]. Tworzą one system od- 2007]. prowadzania wód opadowych i roztopo- wych. Zdezintegrowane w wyniku wyżej wspomnianych działań podłoże poddane Podsumowanie jest naturalnym procesom morfogene- tycznym, takim jak spłukiwanie czy Bardzo silny wiatr może mieć wielo- działalność lodu włóknistego. W takich raki i długofalowy w skutkach wpływ na warunkach procesy zachodzą z większą środowisko przyrodnicze, zwłaszcza na intensywnością niż na szlakach nie obję- jego biotyczne składniki. Jego efekty tych uprzątaniem szkód. Przez obszar wpisane są w funkcjonowanie środowisk klęski przebiega piętnaście szlaków górskich i podgórskich i mogą mieć o łącznej długości około 80 km. Część szczególne znaczenie w ukształtowaniu z nich uległa wyraźnemu pogłębieniu. pięter leśnych, między innymi ich zasię-

118 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu… gu. Współczesne badania, jak też dane wiatr. Wkraczająca roślinność utrwala historyczne dowodzą, że w pierwotnych utworzone formy, co prowadzi do po- lasach, na skutek działania wiatru o du- wstania charakterystycznego reliefu ja- żych prędkościach, cyklicznie dochodziło mowo-kopczykowego, który może prze- do wielkopowierzchniowego rozpadu trwać nawet setki lat. Lokalna rzeźba drzewostanów, zwłaszcza zbiorowisk południowego skłonu Tatr Wysokich nie jednogatunkowych. Skutki przebiegu miała wpływu na zasięg zmian w środo- procesów ekstremalnych, do których wisku przyrodniczym tego obszaru. należy bardzo silny wiatr, w takich wła- Pośrednim skutkiem bardzo silnego śnie drzewostanach górskich mogą być wiatru jest rozwój form antropogenicz- katastrofalne, jak miało to miejsce nych modelowanych także przez natural- w słowackich Tatrach Wysokich. Choć ne procesy morfogenetyczne. Wiatrowa- od tysiącleci w tatrzańskich borach zda- ły, wiatrołomy, a także zniszczone przez rzają się duże zniszczenia, wyzwalające korniki lasy poddawane są niezbędnym w ich ekosystemach szereg przemian, pracom leśnym prowadzącym do zmian prawdopodobnie nigdy w czasach histo- ukształtowania powierzchni. W zależno- rycznych nie były one tak ogromne jak ści od splotu wielu elementów, jakimi są 19 listopada 2004 r. m.in. cechy środowiska przyrodniczego Elementami środowiska przyrodni- obszarów górskich oraz rodzaj i czas czego ulegającymi największym przetrwania prowadzonych prac, mogą one kształceniom przez wiatr wiejący z dużą prowadzić do powstania nowych form, prędkością są szata roślinna i rzeźba takich jak na przykład rozcięcia drogowe. terenu. Zmiany te pojawiają się gwał- Dzięki m.in. szybkiemu rozwojowi ro- townie. Odnowienie drzewostanu trwa ślinności, znaczna ich część ma jedynie zwykle kilkadziesiąt lat. Straty w lasach charakter okresowy. Pozostałe stanowią są często powiększane na skutek rozwoju trwały zapis antropogenicznych i natu- populacji korników. Bezpośrednim skut- ralnych procesów morfogenetycznych kiem w środowisku są też wykroty. Pod- w rzeźbie piętra leśnego dotkniętego dane są one następnie działaniu czynni- przez silny wiatr. ków zewnętrznych, takich jak deszcz czy

Literatura

Argalács M., 2005, Groźne godziny fected by windfall in the High Tatra, i niepewne miesiące, Tatry, TPN, [w:] P. Fleischer, F. Matejka (red.), 1 (11), s. 14–15. Pokalamitný výskum v TANAP-e, Balon J., Maciejowski W., 2005, Wpływ 2008, Geofizikálny ústav SAV, huraganowego wiatru z dnia 19 listo- płyta CD. pada 2004 na krajobraz południowe- Bohuń I., 2005, Osemnasty November go skłonu Tatr, [w:] A. Szponar, 1915, Tatry 2, S. Horska-Schwarz (red.), Struktura http://www.lesytanap.sk/support/clan przestrzenno-funkcjonalna krajobra- ok.php?id=121. zu, Polska Asocjacja Ekologii Krajo- Borucki T., 2005, Ekologiczna katastrofa brazu, Uniwersytet Wrocławski, Pro- czy katharsis?, Dzikie życie, 2/128, blemy Ekologii Krajobrazu, XVII, http://pracownia.org.pl/dzikie-zycie- s. 92–99. numery-archiwalne,2124,article,2640. Bischoff W., Schrumpf M., Freibauer A., 2008, Nutrient leaching from soils af-

119 E. Rojan

Chováncova B., 2005, Zwierzęta w obli- a pit and mound microrelief, Catena, czu klęski żywiołowej, Tatry, TPN, 1 57, s. 175–188. (11), s. 16. Fleischer P., Ferencik J., Koreň M., Cho- Clinton B., Baker C., 2000, Catastrophic vancova B., Soltes R., Gaspar D., windthrow in the southern Appala- Jurco M., Marhefka J., Dolansky R., chians: characteristics of pits and Andras J., 2007, Stav a vyvoj lesnych mounds and initial vegetation re- ekosystemov po vetrovej kalamite no- sponses, Forest Ecology and Man- vembri 2004, Tatranska Lomnica, agement, 126, s. 51–69. s. 4. Czarnecka K., 2008, Znaczenie katastrof Fleischer P., Giorgi S., 2007, Meteoro- przyrodniczych wywołanych wiatrem logical monitoring on windstorm re- dla turystyki (na przykładzie Tatr search sites, [w:] P. Fleischer, F. Ma- Słowackich), praca magisterska, In- tejka (red.), Pokalamitný výskum stytut Geografii Fizycznej WGiSR v TANAP-e, 2007, Geofizikálny ústav UW. SAV, płyta CD. Dąbrowska K., 2009a, The morphogenet- Geologická mapa Tatier, 1:50 000, 1994, ic impact of the bora type wind (19th Geologický ústaw Dionýza Ńtúra, November 2004) on the relief of Dan- Bratislava. ielov dom area (The High Tatras), Gerlach T., 1960, W sprawie genezy [w:] A. Łajczak, E. Rojan (red.), Ge- kopczyków ziemnych na Hali Długiej oecology of the Euroasiatic Alpids, w Gorcach, Przegl. Geogr., 32, 1–2, Landform Analysis, 11, s. 5–10. s. 85–95. Dąbrowska K., 2009b, Współczesne Graniczny M., Mizerski, 2007, Katastro- procesy morfogenetyczne na obszarze fy przyrodnicze, PWN, Warszawa. wiatrołomu w słowackich Tatrach Holko L., Hlavatá H., Kostka Z., Novák Wysokich (okolice Danielowa), praca J., 2008, Hydrologický režim vo Vy- magisterska, Instytut Geografii Fi- sokých Tatrách, [w:] P. Fleischer, zycznej WGiSR UW. F. Matejka (red.), Pokalamitný výs- Dąbrowska K., Rojan E., Wałdykowski, kum v TANAP-e, 2008, Geofizikálny w druku, Wpływ likwidacji szkód po- ústav SAV, płyta CD. klęskowych na sieć dróg gruntowych Koreň M., 2005a, Potęga przyrody, Ta- na obszarze wiatrołomu w Tatrach try, TPN, 1 (11), s. 10. Słowackich, [w:] A. Łajczak (red.) Koreň M., 2005b, Vetrová kalamita 19. Antropopresja w górach i na przed- novembra 2004 – Nové pohľady polu – zapis zmian w formach terenu a konsekvencie, ŃL TANAP-u, roĉnik i osadach, Materiały konferencyjne, XLIV, http://www.lesytanap.sk/08- Głuchołazy, 24–27.06.2008. archiv/clanky/kalamita.php. Dłużewski M., Rojan E., Biejat K., Kotarba A., 1969, O morfogenetycznej Szymczuk P., 2009, Możliwości roli wiatru halnego, Sprawozdania zmian struktury i dynamiki koryt po- z posiedzeń Komisji Naukowych, toków w słowackich Tatrach Wyso- PAN, Oddział w Krakowie, XIII/1, kich po wydarzeniach z 19 listopada s. 211–213. 2004 roku (na przykładzie potoku Kotarba A., 1970, The morphogenetic Huncowskiego), [w:] Funkcjonowa- role of foehn wind in the Tatra Mts., nie geosystemów zlewni rzecznych, 5, Studia Geomorphologica Carpatho – Poznań–Storkowo, s. 36–37. Balcanica 4, Kraków, s. 159–169. Embleton-Hamann C., 2004, Processes Laskowski L., 1996, Prace zrywkowe responsible for the development of a erozja w lasach Gór Sowich, Las Polski, 17, s. 8–9.

120 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu…

Lehotský M., Greńková A., 2007a, pacts of a tornado blowdown event in Odozva morfológie vysokogradien- a mixed pine-hardwood forest, Cate- tového vodného toku na veternú kana, 75, s. 278–287. lamitu – ekologický aspect, Geo- Radwańska-Paryska Z., Paryski W.H., morphologia Slovaca et Bohemica, 2, 1995, Wielka Encyklopedia Tatrzań- s. 79–84. ska, Wydawnictwo Górskie, Poronin. Lehotský M., Greńková A., 2007b, Ve- Rojan E., 2007, „Vel‟ka kalamita” – terna kalamita a morfologia ricneho przyczyny i skutki huraganu w Ta- system – ekologicke implikacje, [w:] trach Słowackich, [w:] J. Szkutnicki, Fleischer, F. Matejka (red.), Pokala- U. Kossowska-Cezar, E. Bogdano- mitný výskum v TANAP-e, 2007, Geo- wicz, M. Ceren (red.), Cywilizacja fizikálny ústav SAV, płyta CD. i żywioły, PTGeof., IMiGW, War- Lukniń M., 1973, Reliéf Vysokých Tatier szawa, s. 70–77. a ich predpolia, SAV, Bratislava. Rojan E., 2009, Morphological changes Maciaszek W., Zwydak M, 1992, Wpływ within road incision forms in the zrywki drewna na degradację gór- blowdown area in the Slovak Tatra skich gleb leśnych, Zeszyty Nauk. Mountains after termination of inten- Akad. Roln. im. H. Kołłątaja w Kra- sive forest works, [w:] A. Łajczak, kowie, 269, Leśnictwo, 22, Kraków, J. Novotný, E. Rojan (red.), Geologi- s. 29–43. cal Problems of High Mountains, Motyčka V., 2005, Vietor v Tatrách, Landform Analysis, 10, s. 117–123. Vydavatel’stwo EPOS, s.r.o., Ružom- Rojan E., 2010, Zmiany w ukształtowaniu berok, 127 s. powierzchni terenu w granicach wia- Niedźwiedź T. (red.), 2003, Słownik trołomu jako bezpośredni skutek wi- meteorologiczny, Warszawa, IMGW. chury z 19.11.2004 r. w słowackich Norman S., Schaetzl R., Small T., 1995, Tatrach Wysokich, [w:] Z. Homolová, Effects of slope angle on m ass P. Fleischer (red.), Zborník pre- movement by tree uprooting, Geo- zentácií zo IV. Seminára, Pokalamit- morphology, 14, s. 19–27. ný výskum v TANAP-e, Infocentrum, Parzóch K., 1994, Efekty erozyjne i tem- Múzeum TANAP-u, Tatranská Lom- po sukcesji roślinnej na pasie granica. nicznym w Karkonoszach, Acta Univ. Rojan E., Wałdykowski P., 2007, Szlaki Wratisl., 1702, Prace IG, Ser. A, turystyczne na obszarze wiatrołomu w Geogr. Fiz., 7, s. 27–36. Tatrach Słowackich (aspekt geomor- Parzóch K., 2001, Erozja liniowa na fologiczny), [w:] J. Pociask-Kar- stokach wylesionych w Karkono- teczka, A. Matuszczyk, P. Skawiński szach, Przyroda Sudetów Zachod- (red.), Stan i perspektywy rozwoju tu- nich, 4, s. 171–180. rystyki w Tatrzańskim Parku Naro- Parzóch K., 2002, Procesy erozyjne na dowym, Studia i Monografie, 46, stokach wylesionych w Karkono- s. 247–254. szach, Zeszyty Problemowe Postę- Scatena F., Lugo A., 1995, Geomorphol- pów Nauk Rolniczych, 487, ogy, disturbance and the soil vegeta- s. 239–247. tion of two subtropical wet steepland Phillips J., Marion D., 2004, Pedological watersheds of Puerto Rico, Geomor- memory in forest soil development, phology, 13, s. 199–213. Forest Ecology and Management, Skrzydłowski T., 2005, Okiem polskich 188, s. 363–380. leśników, Tatry, TPN, 1 (11), Phillips J., Marion D., Turkington A., s. 18–19. 2008, Pedologic and geomorphic im-

121 E. Rojan

Wałdykowski P., 2010, Wpływ ścieżek Internet turystycznych i dróg na współczesny rozwój rzeźby w Gorczańskim Parku www.z-ne.pl, http://z-ne.pl/s,doc,21517, Narodowym i jego otulinie, praca 2,1257,,,.html, ostatni dostęp doktorska, WGiSR, Warszawa, 177 s. 14.06.2010.

Summary

The role of severe windstorms in modifying the mountain forest floor relief; a case of the blowdown area in the Slovakian High Tatras

Mountain environments are typified by frequent landscape changes. In recent years, extreme events such as catastrophic windstorms have repeatedly occurred and the result- ant changes are best recognized within the mountain forest zone. Apart from vegetation, the relief of the forest floor experiences substantial modification. Surface changes in the blowdown area (12 600 ha), resulting from the windstorm of 19th November 2004 in the Slovakian High Tatras, are the subject of this study. The wind, called the Tatra bora, achieved the velocity of 64 m/s (230 km/h). Catastrophic results were facilitated by simple species composition of the forests with prevailing spruce (72% of the trees) and some admixture of larch. The direct change to the forest floor relief was the result of tree uprooting which caused an uplift of substantial amount of soil and bedrock. Ten plots of 400 to 1600 m2 each, situated in characteristic places within the blowdown area, were selected for the detailed study. The uplifted roots of a tree with attached soil and rocks create a kind of a disc, hereafter referred as the uprooted tree. Following measurements of such disks (uprooted trees) were performed: the longest axis (a), the shortest axis (b) and the thickness (c). It was calculated that the average area affected directly by a single uprooted tree was 2.58 m2 and the estimated total area of the direct relief modification constituted 8,2% of the whole blowdown area. The average volume of a single uprooted tree was 1.9 m3 and the estimated total volume of uplifted soil and rocks was 7.7 km3. The occurrence of freshly uprooted trees triggered further relief modification – small pits and mounds have developed next to the roots. The pits and mounds have become relatively stable with longest axis up to 6 m, depths and heights up to 0.6 m. Such secondary landforms develop due to denudation and plant colonisation which stabilizes the relief. Such micro-topography can constitute approximately 50% of the blowdown areas of the world. The Slovakian blowdown area is yet too young for detailed measurements of the resulting micro-topography since the pits and mounds did not yet develop fully. However, based on the performed studies, it can be inferred that pits and mounds will cover 10% of the whole area affected by the windstorm. Denudation within the uprooted trees and their direct surroundings has little impact on the overall efficacy of slope processes. Removal of fallen trees by heavy machinery can pose significant threats to the mountain environment. Cartographic materials and field studies allow to state that: 1) new roads were created, 2) existing roads were widened (sometimes even two times – up to 6 m), 3) the roads were deepened – by as much as 0.5 m during 4 months), and 4) the function of certain roads was changed permanently or temporarily. The main direction of mobility of the machinery working in the forest was parallel to the slope profiles, even when the slope inclination exceeded 20o.

122 Rola bardzo silnego wiatru w przekształcaniu rzeźby terenu…

The forest works, conducted since September 2006, resulted in the lengthening of the roads by as much as 3 to 4 times. However, 2–3 years after cessation of intensive works the roads became overgrown, sometimes completely. Installed bench marks allowed determining changes in cross-sections of the roads in 13 different places. However, this was possible only after cessation of intensive works, which was the period of highest human pressure. Natural geomorphic processes shape the roads afterwards. It was found that accumulation slightly prevails over erosion, which is explained by woody debris accumulation on floors of road incisions. The range and duration of relief modification within the mountain blowdown areas depend on slope inclination, lithology, and the type and timing of human activity.

123

Czasopismo Geograficzne, 81(1–2), 133–140 (2010)

KRONIKA

X Konferencja z cyklu: Przekształcenia regionalnych struktur funkcjonalno- przestrzennych oraz Jubileusz 70-lecia urodzin i 45-lecia pracy naukowej prof. dra hab. Jana Łobody

W dniach 20–21 października 2010 r. Profesor Jan Łoboda urodził się odbyła się kolejna, X konferencja z cyklu 26 października 1940 r. w Lublinie. Na- Przekształcenia regionalnych struktur stępnie mieszkał w Wohyniu (1940– funkcjonalno-przestrzennych. W tym ro- 1954), a od 1955 roku swoje życie zwią- ku obrady odbywały się pod hasłem zał z Wrocławiem. W tym mieście ukoń- „Przestrzeń społeczno-ekonomiczna czył szkołę średnią i podjął studia geo- w okresie innowacji, integracji i globali- graficzne na Wydziale Nauk Przyrodni- zacji”. W konferencji wzięło udział 107 czych Uniwersytetu Wrocławskiego. osób, w tym 7 gości z Republiki Cze- Uniwersytet Wrocławski stał się następ- skiej. Organizatorami był Zakład Analiz nie miejscem pracy Profesora, i jest nim Regionalnych i Lokalnych Instytutu aż do chwili obecnej. W Instytucie Geo- Geografii i Rozwoju Regionalnego. graficznym Uniwersytetu Wrocławskiego Tegoroczna konferencja była dedy- pracował kolejno na stanowiskach asy- kowana prof. dr hab. Janowi Łobodzie, stenta stażysty (1965/1966), asystenta w 70-lecie urodzin i 45-lecie pracy nau- (1966/1967), starszego asystenta (1967– kowej. Uroczysta sesja poświęcona Jubi- 1971), adiunkta (1972–1982), docenta latowi odbyła się w Oratorium Marianum (1983–1992), profesora nadzwyczajnego, Uniwersytetu Wrocławskiego w dniu 20 tytularnego (1992–1997) i profesora października. Sesja ta zgromadziła ponad zwyczajnego od 1997 roku. 200 osób, przedstawicieli wszystkich Naukowe osiągnięcia Profesora zy- ośrodków geograficznych w Polsce, skały uznanie w środowisku akademic- współpracowników Profesora z Instytutu kim w kraju i za granicą. Bibliografia Geografii i Rozwoju Regionalnego, licz- prac Profesora obejmuje 134 pozycje, ne grono studentów, rodzinę oraz przyja- w tym 35 w językach obcych: angiel- ciół. Uroczystość uświetnili swoją obec- skim, niemieckim, francuskim, rosyj- nością Jego Magnificencja Rektor Uni- skim, czeskim i japońskim. Prace te były wersytetu Wrocławskiego prof. dr hab. opublikowane w wydawnictwach pol- Marek Bojarski oraz Prorektor ds. Badań skich i zagranicznych, w tym także Naukowych i Współpracy z Zagranicą w czasopismach znajdujących się na prof. dr hab. Adam Jezierski. W trakcie liście filadelfijskiej. Są to prace zwarte – sesji jubileuszowej Profesor Jan Łoboda 6 książek, w tym jedna opublikowana został uhonorowany Medalem Uniwersy- w Niemczech i jedna współautorska tetu Jana Ewangelisty Purkiniego w Usti w USA, 3 monografie, 98 artykułów pro- nad Łabą, Okolicznościowym Medalem blemowych i prac oryginalnych, 14 nota- Uniwersytetu w Ołomuńcu oraz Meda- tek naukowych, 6 prac redakcyjnych, 4 lem Wydziału Zarządzania i Ekonomiki recenzje, 22 inne opracowania i 19 prac Usług Uniwersytetu Szczecińskiego. nieprzeznaczonych do druku. Uzyskał również tytuł Członka Honoro- W zainteresowaniach naukowych wego Czeskiego Towarzystwa Geogra- Profesora Jana Łobody można wyróżnić ficznego. kilka nurtów, wiążących się głównie

125 Czasopismo Geograficzne, 81(1–2), 2010 z zagospodarowaniem przestrzeni oraz tach 70., które dotyczyły rozmieszczenia strukturami i procesami przestrzennymi. i mobilności kadr z wyższym wykształ- Pierwszy z nich dotyczy zagospodarowa- ceniem na Dolnym Śląsku. Ich rezulta- nia transportowego regionu. Od począt- tem było wykazanie dysproporcji w roz- ku, tj. od zatrudnienia w 1965 r. na etacie mieszczeniu przestrzennym kadr wykwa- stażysty w Instytucie Geograficznym lifikowanych, w tym często nadmiernej Uniwersytetu Wrocławskiego, badania ich koncentracji w miastach, niektórych naukowe Profesora skupiały się na pro- działach gospodarki i zakładach. Wyzna- blemach organizacji i użytkowania prze- czono w tych studiach podstawowe de- strzeni. Początkowo koncentrowały się terminanty społeczno-ekonomiczne, śro- one wokół infrastruktury technicznej, dowiskowe i przestrzenne, które oddzia- w tym kształtowania hierarchicznych łują na regionalną mobilność kadr z wyż- układów komunikacyjnych. Efektem szym wykształceniem (1991–1994). studiów w tym zakresie była praca magi- Dalsze badania posiadały charakter sterska pt: „Hierarchizacja węzłów ko- pionierski i były wyraźnie związane munikacyjnych Dolnego Śląska". z procesami dyfuzji różnorodnych zja- Drugą grupę problemową stanowiły wisk w przestrzeni geograficznej (1973– zagadnienia geografii turyzmu. Począt- 1988). Jeszcze w nawiązaniu do rozwoju kowo obejmowały one studia nad warun- telewizji oraz na podstawie empirycz- kami przyrodniczymi i społeczno-gospo- nych badań w skalach lokalnych i regio- darczymi zagospodarowania turystycz- nalnych wykazane zostało istnienie cyklu nego z punktu widzenia ich użytkowania. dyfuzji w postaci czterech faz sukcesji Wyznaczone zostały uwarunkowania przestrzennej. Z tym wiąże się rozwijany niezbędne dla turystycznego zagospoda- dotąd w badaniach Profesora problem rowania Sudetów oraz została sporzą- konstruowania modeli dyfuzji prze- dzona typologia obiektów turystyczno- strzennej innowacji (1975–1996). Mode- wypoczynkowych. le te rozwijane były na bazie uwarunko- Kolejny nurt badań wiązał się z za- wań przestrzennych – określono w nich gadnieniami o charakterze interdyscypli- funkcje czasu i odległości, wskazując narnym, które znalazły się w kręgu zain- przy tym na istnienie tzw. efektu sąsiedz- teresowań Jubilata już w latach sześć- twa i hierarchii. Uściślony przy tym dziesiątych. Dotyczyły one początkowo został także sam termin „innowacja” sieci łączności, jako coraz istotniejszego w kontekście przestrzennym i w różnych elementu sieci komunikacyjnej. Przy sferach życia. Studia z tego zakresu obję- użyciu technik wywodzących się z teorii ły również poszukiwanie współzależno- grafów wyznaczone zostały przez Profe- ści procesów dyfuzji innowacji z proce- sora główne etapy jej rozwoju w Polsce, sami uprzemysłowienia i urbanizacji z jednoczesnym wykazaniem ekspansji (1976–1992). Studia nad przestrzenną przestrzennej sieci odbiorczej. Doświad- dyfuzją innowacji w ujęciu całościowym, czenia i uogólnienia w wymienionym stanowiły przedmiot rozprawy habilita- względzie zostały przedstawione w pracy cyjnej „Rozwój koncepcji i modeli prze- doktorskiej pt.: „Przestrzenno-społeczne strzennej dyfuzji innowacji” (1983). problemy rozwoju telewizji w Polsce” Istotną grupę problemów obejmują (1971) i po rozwinięciu wydane drukiem studia nad rozwojem regionalnym, ze w postaci pierwszej tego typu monografii szczególnym uwzględnieniem mobilno- w kraju „Rozwój telewizji w Polsce” ści ludności (1991–1996), funkcji miast (1973). i przekształceń regionalnego systemu Nieco inny charakter, bardziej aplika- osadniczego (1992–1993), rozmieszcze- cyjny, posiadały studia prowadzone w lania ludności polskiej w świecie w świetle

126 Kronika zmian demograficznych i migracji ze- badania nad procesami przekształceń wnętrznych (1984–1986), przemian lud- w Europie Środkowo-Wschodniej. nościowo-osadniczych (1992–1996), Profesor był również organizatorem głównie na Dolnym Śląsku, w kraju lub współorganizatorem wielu konferen- i poza jego granicami. Badania w tym cji i seminariów międzynarodowych jak względzie umożliwiły określenie deter- i krajowych. Zainicjował i współorgani- minant i uwarunkowań wymienionych zował cykl konferencji „Przekształcenia zjawisk i procesów oraz wskazanie cech regionalnych struktur funkcjonalno- predykcyjnych, wskazujących na możli- przestrzennych”. wość ich dalszego, przestrzennego roz- Bogata jest również działalność dy- woju, a szczególnie w odniesieniu do daktyczna Profesora. W pracę dydak- kształtowania układów osadniczych tyczną zaangażowany jest od 45 lat. Na w różnych skalach przestrzennych i prze- podkreślenie zasługuje aktywność Profe- mian struktury społeczno-zawodowej sora Jana Łobody w zakresie kształcenia ludności pod wpływem zmian systemo- kadry naukowej, w tym waga, jaką przy- wych. Ostatnio znalazło to wyraz w po- kłada do przygotowania młodszych pra- staci monografii Dolnego Śląska (2009). cowników naukowych do pracy nauko- Oddzielną grupą zagadnień, którymi wej i zajęć dydaktycznych. Pod jego od kilkunastu lat interesuje się Profesor kierunkiem powstało ponad 140 prac są procesy transformacji społeczno- magisterskich, ukończono 7 rozpraw do- gospodarczej i ich skutki przestrzenne, ktorskich, Profesor opiekował się przy- głównie w Polsce i krajach Europy Środ- gotowaniem 5 rozpraw habilitacyjnych, kowej i Wschodniej. Początkowo bada- a obecnie opiekuje się kolejnymi 5 pra- nia te dotyczyły barier rozwoju i ko- cami doktorskimi. nieczności restrukturyzacji starych ob- Prof. dr hab. Jan Łoboda bardzo ak- szarów przemysłowych – na przykładzie tywnie uczestniczy przez cały okres Wałbrzycha (1992), a następnie zostały swojej pracy zawodowej w organizacji rozszerzone na Sudety (1993), Dolny dydaktyki. Przez 21 lat, w okresie od Śląsk (1994) i Europę Środkowo- 1987 do 2008 r., był dyrektorem Instytu- Wschodnią (od 1992 r.). tu Geograficznego a później po zmianie Profesor Jan Łoboda prowadził bada- nazwy – Instytutu Geografii i Rozwoju nia oraz poszerzał swój warsztat badaw- Regionalnego. Aktualnie kieruje Zakła- czy podczas licznych pobytów zagra- dem Analiz Regionalnych i Lokalnych – nicznych. W latach 1972–1973 odbył wcześniejszym Zakładem Geografii Spo- roczny staż naukowy w dziedzinie geo- łecznej i Ekonomicznej. grafii ekonomicznej i geografii Stanów Prace naukowe Profesora Jana Łobo- Zjednoczonych w Northwestern Univer- dy odegrały istotną rolę w rozwoju geo- sity w USA, w latach 1979–1980 prze- grafii społeczno-ekonomicznej i studiów bywał na stypendium Alexandra von regionalnych. Wiele z nich, o charakterze Humboldta w Bremen Universitat w Re- nowatorskim, inspirowało rozwój okre- publice Federalnej Niemiec, a w 1991 ślonych nurtów badawczych w polskiej roku wyjechał na stypendium DAAD na geografii. Przykładem są prace poświę- Ludwig-Maximilian Universitat Mona- cone dyfuzji różnorodnych zjawisk chium, gdzie prowadził badania dotyczą- w przestrzeni geograficznej, przestrzen- ce Europy Środkowej i Wschodniej. no-społecznej problematyce rozwoju Badania w ramach stypendium rządowe- telewizji w Polsce, rozmieszczeniu i mo- go Francji zaowocowały w 1996 roku bilności kadr z wyższym wykształceniem wyjazdem do Strassburga na Louis Pa- w regionie, procesom transformacji steur Université, którego celem były w Europie Środkowej i Wschodniej, in-

127 Czasopismo Geograficzne, 81(1–2), 2010 ternacjonalizacji gospodarki i społeczeń- fii ekonomicznej kontynuowały prof. stwa. Inspirowały one rozwój zespoło- Beata Meyer i mgr Jolanta Rab- wych badań interdyscyplinarnych pro- Przybyłowicz (Uniwersytet Szczeciński), wadzonych na obszarze Sudetów, Dolne- omawiając koncepcję klastrów i ich go Śląska, Polski i Europy Środkowo- funkcjonowanie na przykładzie turystyki Wschodniej. medycznej. Kolejne referaty w sekcji A Po zakończeniu części jubileuszowej, poświęcone były wpływowi kryzysu poświęconej Profesorowi Janowi Łobo- finansowego i gospodarczego na kształ- dzie, rozpoczęły się wystąpienia zapro- towanie przestrzeni społeczno-ekono- szonych gości. W części plenarnej zosta- micznej. Podstawowe fakty związane ły wygłoszone trzy referaty. Prof. Bole- z falami kryzysu światowego począwszy sław Domański (Uniwersytet Jagielloń- od okresu drugiej wojny światowej do ski) omówił zagadnienie wpływu kapita- współczesności naświetlił prof. Roman łu zagranicznego na rozwój regionalny Szul (Uniwersytet Warszawski). Następ- w Polsce z perspektywy 20 lat doświad- ne wystąpienia były już bardziej szczegó- czeń. Równie ważną kwestią, stanowiącą łowe i dotyczyły wpływu kryzysu na aktualnie temat rozważań naukowych dla specjalne strefy ekonomiczne w Polsce geografów, socjologów i ekonomistów – (prof. Jerzy Kitowski – Uniwersytet funkcjonowanie gospodarki kreatywnej, Rzeszowski), na zróżnicowanie regional- przedstawił prof. Tadeusz Stryjakiewicz nych rynków pracy w państwach UE (Uniwersytet A. Mickiewicza w Pozna- (prof. Paweł Churski – Uniwersytet niu). Prelegent oprócz dylematów rozwo- A. Mickiewicza w Poznaniu) oraz na ju działalności kreatywnych przedstawił rynek pracy w Republice Czeskiej (prof. wybrane wnioski z europejskiego projek- Václav Touńek, doc. Václav Novak – tu ACRE, w który zespół poznański pod Uniwersytet w Usti nad Łabą). kierownictwem prof. T. Stryjakiewicza Tematem rozważań w sekcji B był jest zaangażowany. Jako trzeci wystąpił rozwój regionalny. Pierwsza część refe- prof. Jerzy Bański (IGiPZ PAN Warsza- ratów poświęcona była zagadnieniom wa), który omówił kwestię obszaru pod- gospodarczym w ujęciu regionalnym miejskiego w świetle kontinuum miej- w skali całego kraju, drugą zaś – stano- sko-wiejskiego w ujęciu teoretycznym. wiły studia przypadków. Aktualną struk- Po przerwie obiadowej obrady konty- turę przestrzenną przemysłu w regionach nuowano w trzech sesjach problemo- Polski przedstawił dr Tomasz Rachwał wych. W sekcji A podjęto temat wpływu (Uniwersytet Pedagogiczny w Krako- innowacyjności na rozwój społeczno- wie). Wielokrotnie opracowany, ale gospodarczy jednostek terytorialnych. nadal aktualny temat funkcjonowania Obrady rozpoczęła dr hab. Lidia Mierze- specjalnych stref ekonomicznych, jewska (Uniwersytet A. Mickiewicza a w szczególności problem ich silnego w Poznaniu) referatem na temat techno- rozproszenia omówili dr Katarzyna Kul- logicznych uwarunkowań rozwoju zrów- czyńska i dr Roman Matykowski (Uni- noważonego ze szczególnym uwzględ- wersytet A. Mickiewicza w Poznaniu). nieniem sektora ICT. Mało rozpoznane, Kwestię wpływu działalności badawczo- a jednocześnie bardzo interesujące za- rozwojowej na gospodarkę opartą na gadnienie eksploratoriów jako nowocze- wiedzy rozwinęła dr Edyta Szafranek snej, innowacyjnej przestrzeni miejskiej, (Uniwersytet Opolski). Rozważania służącej kreowaniu wiedzy, przedstawił odnoszące się do całego kraju zakończył dr hab. Andrzej Miszczuk (Uniwersytet dr Henryk Maćkowiak (Uniwersytet M. Curie-Skłodowskiej w Lublinie). A. Mickiewicza w Poznaniu) z referatem Problematykę nowych zjawisk w geogra- dotyczącym zmian w strukturze geogra-

128 Kronika ficznej handlu zagranicznego polskich Raczyk (Uniwersytet Wrocławski) skupił regionów. Przeobrażenia w rozwoju się na zróżnicowaniu efektywności poszczególnych regionów, jak również kształcenia na poziomie podstawowym realizację polityki regionalnej w praktyce we Wrocławiu. Część społeczną zakoń- omówili prof. Janusz Słodczyk (Uniwer- czyła dr Urszula Markowska-Przybyła sytet Opolski), prof. Tadeusz Palmowski (Uniwersytet Ekonomiczny we Wrocła- (Uniwerstet Gdański) oraz dr Janina wiu) przedstawiając problematykę po- Wrońska-Kiczor i dr Iwona Kiniorska miaru kapitału społecznego w polskich (Uniwersytet Humanistyczno-Przyrod- warunkach. niczy w Kielcach). Zaprezentowane Drugiego dnia konferencji obrady przykłady dotyczyły województwa opol- kontynuowano ponownie w trzech se- skiego, regionów bałtyckich i wojewódz- sjach problemowych. W sekcji A deba- twa świętokrzyskiego. Całość rozważań towano nad problematyką miejską. Na zakończył mgr Wojciech Maleszka początek dr Magdalena Wdowicka (Uni- (Uniwersytet Wrocławski), przedstawia- wersytet A. Mickiewicza w Poznaniu) jąc zróżnicowanie przestrzenne alokacji omówiła atrakcyjność inwestycyjną funduszy europejskich w Polsce po akce- miast w Polsce. Następne referaty – dr sji do państw Unii Europejskiej. Barbary Koneckiej-Szydłowskiej (Uni- W sekcji C uczestnicy dyskutowali wersytet A. Mickiewicza w Poznaniu) nad zagadnieniami związanymi z pro- oraz dra Krzystofa Wiedermanna i dr blematyką społeczną. Kapitał ludzki, Anny Winiarczyk-Raźniak (Uniwersytet jego cechy i znaczenie w procesie zwięk- Pedagogiczny w Krakowie) – poświęco- szania innowacyjności omówili dr Moni- ne były małym miastom, w drugim przy- ka Borowiec i dr Sławomir Dorocki padku skupiono uwagę na miastach ob- (Uniwersytet Pedagogiczny w Krako- szarów przygranicznych. Ideę miejskości wie). Prelegenci przedstawili ten temat w ujęciu teoretycznym rozważał dr Ro- z perspektywy regionów francuskich, zaś bert Szmytkie (Uniwersytet Wrocławski). dr Iwona Jażewicz – z pozycji woje- W dalszej części omówiono przeobraże- wództwa pomorskiego. Dużo miejsca nia społeczno-ekonomiczne i funkcjonal- poświęcono migracjom. Dr Miloslav no-przestrzenne wybranych miast w Pol- Ńańek (Uniwersytet w Usti nad Łabą) sce. Przykład Łodzi przedstawili prof. scharakteryzował migracje wewnętrzne Marek Sobczyński wraz z mgr Justyną do największych miast w Republice Wojtkiewicz oraz dr Anita Kulawiak Czeskiej, zaś dr Piotr Raźniak (Krakow- (wszyscy reprezentowali Uniwersytet ska Akademia im. A. Frycza-Modrzew- Łódzki). Z kolei proces transformacji skiego w Krakowie) – do największych konurbacji górnośląskiej w metropolię miast w Polsce. Całościowe ujęcie pro- Silesia był tematem wystąpień prof. blemu migracji zewnętrznych oraz kwe- Alicja Szajnowskiej-Wysockiej oraz dra stię cudzoziemców w miastach Hiszpanii Jacka Petryszyna (oboje z Uniwersytetu przedstawił dr Krzysztof Wójtowicz Śląskiego). Na koniec mgr Paulina Du- (Uniwersytet Pedagogiczny w Krako- dzik (Uniwersytet Wrocławski) zapre- wie). Następnym tematem były zmiany zentowała przekształcenia krajobrazu na rynku pracy w województwie dolno- kulturowego Kotliny Kłodzkiej. śląskim. Temu problemowi poświęcone W sekcji B obrady przedstawiono były dwa wystąpienia prof. Zofii Hasiń- przykłady rozwoju regionalnego i lokal- skiej (Uniwersytet Ekonomiczny we nego z zagranicy. Sesję problemową Wrocławiu) oraz mgra Dominika Sikor- rozpoczęli goście z Republiki Czeskiej. skiego i Iwony Boguszyńskiej (Uniwer- Prof. Václav Touńek z zespołem (Uni- sytet Wrocławski). Z kolei dr Andrzej wersytet Palackiego w Ołomuńcu) zapre-

129 Czasopismo Geograficzne, 81(1–2), 2010 zentował zachodzące aktualnie procesy skim Cieszyn-Český Těńín. Prof. Jerzy w kształtowaniu układu sieciowego Makowski wraz z mgr Joanną Miętkiew- w handlu detalicznym w Republice Cze- ską-Bryndą (Uniwersytet Warszawski) skiej. Temat ten kontynuował mgr Peter omówili rolę dziedzictwa kulturowego Hlaváček (Uniwersytet w Usti nad Łabą) w rozwoju turystyki miejskiej na bardziej prezentując strukturę i znaczenie napły- egzotycznym przykładzie – miasta Cuen- wu kapitału zagranicznego u naszych ca w Ekwadorze. Do problemów euro- południowych sąsiadów. Prof. Tadeusz pejskich powrócono w kolejnym wystą- Siwek (Uniwersytet w Ostrawie) wraz pieniu dra Jerzego Ładysza (Uniwersytet z zespołem nakreślił specyficzną sytuację Ekonomiczny we Wrocławiu) na temat przygranicznych miast podzielonych, spójności terytorialnej jako nowego wy- skupiając swoją uwagę na zespole miej- zwania polityki spójności UE. Po krót-

Ryc. 1. Prof. dr hab. Marek Bojarski, Rektor Uniwersytetu Wrocławskiego składa podziękowanie za wieloletnią pracę prof.dr hab. Janowi Łobodzie podczas specjalnej sesji jubileuszowej w Oratorium Marianum.

130 Kronika kiej przerwie część dotyczącą rozwoju Ostatnia sesja problemowa była po- lokalnego rozpoczął dr Jacek Potocki święcona przekształceniom obszarów (Uniwersytet Ekonomiczny we Wroc- wiejskich. W sekcji tej obrady rozpoczął ławiu), który przedstawił zmiany funkcji prof. Roman Rudnicki (Uniwersytet granicy polsko-czeskiej i jej wpływ na A. Mickiewicza w Poznaniu) referatem przemiany przestrzeni turystycznej Sude- na temat socjalnych i modernizacyjnych tów. Polityką zdrowotną na szczeblu oddziaływań funduszy Unii Europejskiej lokalnym zajął się dr Tomasz Michalski na gospodarstwa rolne w Polsce. Kwestię (Uniwersytet Gdański), zaś e-usługami funduszy europejskich kontynuowała publicznymi w gminach województwa mgr Anna Dubownik (Uniwersytet wielkopolskiego mgr Robert Perdał A. Mickiewicza w Poznaniu) uwypukla- (Uniwersytet A. Mickiewicza w Poz- jąc ich wpływ na poprawę konkurencyj- naniu). Interesujący temat powiązańpra- ności sektora rolnego w województwie cowników wyższych uczelni w świetle wielkopolskim. Dr Aleksandra Jezierska- teorii kontaktów omówił dr Mirosław Thőle (Uniwersytet M. Kopernika w To- Mularczyk (Uniwersytet Humanistyczno- runiu) scharakteryzowała przekształcenia Przyrodniczy w Kielcach). Całość obrad społeczno-gospodarcze obszarów wiej- zakończył mgr Jacek May (Biuro Plano- skich Niemiec Wschodnich w porówna- wania Przestrzennego Województwa niu z sytuacją w naszym kraju. Po prze- Łódzkiego) prezentując kształtowanie rwie kontynuowano tematy związane powiązań funkcjonalno-przestrzennych z rolnictwem na obszarze wybranych miast województwa łódzkiego. regionów: dolnośląskiego – mgr Marta Głaz (Uniwersytet Wrocławski), kujaw-

Ryc. 2. Pracownicy Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego składają życzenia dostojnemu Jubilatowi

131 Czasopismo Geograficzne, 81(1–2), 2010 sko-pomorskiego – dr Mirosław Bicz- i mgra Andrzeja Kwiatkowskiego (Uni- kowski (Uniwersytet M. Kopernika wersytet Wrocławski). Toruniu) i warmińsko-mazurskiego dr Wystąpienia uczestników po uzyska- Marta Gwiaździńska-Goraj (Uniwersytet niu pozytywnej opinii recenzenta zostaną Warmińsko-Mazurski w Olsztynie). Pro- opublikowane w tomie z serii: Rozprawy blem porzucenia we wsiach Sudetów Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Wschodnich przedstawił dr Jerzy Ole- Regionalnego Uniwersytetu. szek (Uniwersytet Przyrodniczy we Wro- cławiu). Sesję zakończyły dwa referaty Stanisław Grykień, dotyczące agroturystyki – prof. dr hab. Beata Namyślak Wioletty Kamińskiej (Uniwersytet Hu- (Wrocław) manistyczno-Przyrodniczy w Kielcach)

132 INFORMACJE DLA AUTORÓW

„Czasopismo Geograficzne” jest  tytuł – autor (autorzy) – adres autora kwartalnikiem ogólnogeograficznym, (autorów) – notka bibliograficzna — przeznaczonym dla osób zainteresowa- według wzoru stosowanego w „Cza- nych geografią. Wydawane jest przez sopiśmie Geograficznym”. Polskie Towarzystwo Geograficzne  streszczenie – objętość nie przekra- i przyjmuje do druku materiały do nastę- czająca pół strony wydruku (5–6 pujących działów tematycznych: Artyku- zdań) i zawierać syntetyczną infor- ły, Teoria i Praktyka Dydaktyczna, Listy mację o przedmiocie artykułu, meto- – dyskusja – polemika, Recenzje i Kro- dach i źródłach, najważniejszych wynika. Warunkiem zakwalifikowania do nikach i wnioskach. druku jest merytoryczna poprawność  zasadniczy tekst artykułu. W celu oraz zgodność z linią programową „Cza- osiągnięcia większej przejrzystości sopisma” (patrz niżej). tekstu rekomendowane jest podziele- nie artykułu na części (rozdziały), które mogą mieć różną hierarchię. Artykuły Tytułów poszczególnych rozdziałów wyróżnić należy wytłuszczoną 1. W „Czasopiśmie Geograficznym” czcionką. preferowane są artykuły syntetyczne,  podziękowania, informacja o źró- przeglądowe, referujące w przystępny dłach finansowania badań (według sposób bieżące problemy i najnowsze uznania autora). osiągnięcia w poszczególnych dzie-  zestaw cytowanej literatury, skon- dzinach geografii, pisane głównie w struowany według zasad przedsta- zamiarze przedstawienia ich specjali- wionych niżej. stom z innych dziedzin. Wąskie,  streszczenie artykułu w języku an- przyczynkowe studia lokalne, oparte gielskim, poprzedzone tytułem w ję- na standardowej metodyce i będące zyku angielskim. Objętość streszcze- głównie prezentacją danych podsta- nia powinna wynosić do 10–15% ob- wowych, nie odpowiadają aktualnej jętości tekstu zasadniczego. linii programowej periodyku i nie bę-  podpisy do ilustracji. Powinny być dą kwalifikowane do druku, nawet je- przygotowane w dwóch wersjach ję- śli są poprawne merytorycznie. zykowych: polskiej i angielskiej, 2. Wszystkie artykuły są recenzowane w kolejności: Ryc. 1, Fig. 1, Ryc. 2, przez przynajmniej jedną osobę spe- Fig. 2 – itd. cjalizującą się w danej dziedzinie, Zestaw cytowanej literatury, stresz- niebędącą członkiem Redakcji. Na czenie angielskie i podpisy do ilustra- podstawie recenzji Redakcja podej- cji powinny być zamieszczone na muje decyzję o warunkach zakwalifi- osobnych kartkach. kowania artykułu do druku. 4. Objętość nadsyłanych artykułów nie 3. Artykuły należy konstruować w spo- powinna przekraczać 20 stron wydru- sób następujący: ku, wliczając zestaw literatury i stre-

133 Informacje dla autorów

szczenie angielskie. Jeśli objętość wiele prac należy je podawać w chro- planowanego artykułu jest większa, nologicznej kolejności ukazywania prosimy o wcześniejszy kontakt z Re- się, np. [Sosnowski, Jodłowski 1980, dakcją. Sosnowski i in. 1982, Aronson 1993]. 5. Artykuły należy nadsyłać do redakcji 8. Zestawienie cytowanej literatury po- w następującej formie: wydruk jedno- winno być zatytułowane Literatura stronny, format A4, z odstępem po- i zawierać pełne dane bibliograficzne między wierszami 1,5 (33–34 wiersze wszystkich pozycji cytowanych w na stronie), preferowany krój czcionki tekście zasadniczym, przypisach Times New Roman 12 punktów, ze i opisach ilustracji. Nie może ono na- standardowymi marginesami o szero- tomiast zawierać opisów pozycji nie kości 2,5 cm, strony wydruku kolejno cytowanych w tekście. Literatura po- ponumerowane. Dopuszczalne jest winna być zestawiona według auto- użycie na wydruku czcionki pochyłej rów w kolejności alfabetycznej, dla wyróżnienia dłuższych cytatów, w dalszej kolejności według dat wy- terminów obcojęzycznych i tytułów dania artykułów lub książek. Jeśli w opisach bibliograficznych; nato- w tym samym roku ukazało się wię- miast podkreślenia należy zaznaczać cej niż jedna cytowana pozycja, nale- ołówkiem. Artykuły należy nadsyłać ży stosować zapis np. „1994a”, w trzech egzemplarzach. „1994b”, zgodnie ze sposobem powo- 6. Niezależnie od wydruków pełen tekst ływania się na te prace w tekście. należy przesłać na dyskietce lub pły- W przypadkach prac kilku autorów cie CD. Tabele i ryciny należy zapi- kolejno zamieszcza się notki prac sy- sywać jako osobne pliki. Formatowa- gnowanych przez dwóch autorów, nie należy ograniczyć do minimum trzech itd. i odstępstwa od standardowego kroju W opisach tytuł artykułu, rozdziału czcionki, za wyjątkiem zastosowania z pracy zbiorowej lub książki należy czcionki pochyłej, zaznaczać ołów- pisać kursywą, a poszczególne człony kiem na wydruku. Preferowanym opisu oddzielać przecinkami, według formatem zapisu tekstu jest RTF. poniższych wzorów: 7. Cytowanie w tekście artykułu powin- Kukulak J., 1998, Dojrzałość podłużnych no mieć formę: [Walter 1993] lub: profilów dopływów górnej Raby „Walter [1993] wykazał, że...”. Jeśli i Skawy w świetle analizy ich spad- z danego roku pochodzi więcej niż ków, Czas. Geogr., 69, s. 25–42. jedna cytowana praca, należy stoso- Grocholski A., 1977, Uskok sudecki wać wyróżnienia [Walter 1994a, b]. brzeżny a zagadnienie wulkanotekto- W przypadku dwóch autorów cyto- niki trzeciorzędowej, Acta Univ. wanej pracy należy podawać oba na- Wratisl., 378, Prace Geol.-Miner., 6, zwiska: [Sosnowski, Jodłowski s. 89–103. 1980], w przypadku trzech i więcej: Baumgart-Kotarba M., Gilewska S., [Sosnowski i in. 1982]. Nie należy Starkel L., 1976, Planation surfaces podawać inicjałów imion, poza przy- in the light of the 1:300,000 geomor- padkiem zbieżności nazwisk, a powo- phological map of Poland, Geogr. łania na literaturę umieszczać w na- Polonica, 33, s. 5–22. wiasach kwadratowych. W przypadku Don J., 1989, Jaskinia na tle ewolucji równoczesnego powoływania się na geologicznej Masywu Śnieżnika, [w:]

134 Informacje dla autorów

A. Jahn, S. Kozłowski, T. Wiszniow- trendów, ogólniejszych zależności, ska (red.), Jaskinia Niedźwiedzia zróżnicowania populacji itp., prefe- w Kletnie, Ossolineum, Wrocław, rowane jest przedstawienie danych w s. 58–79. formie wykresów, na ogół czytelniej- Budkiewicz M., 1974, Niektóre złoża szych niż długie tabele. Tabele należy kaolinu okolic Świdnicy na Dolnym przygotować tylko w polskiej wersji Śląsku, Prace Geologiczne PAN, 87. językowej. Jahn A., 1970, Zagadnienia strefy pery- 12. Wszystkie ilustracje (rysunki i foto- glacjalnej, PWN, Warszawa. grafie) noszą miano rycin i mają ko- W opisach artykułów i rozdziałów lejną numerację. Ilustracje, łącznie z prac zbiorowych należy podawać z podpisem w języku polskim i an- numerację stron „od–do”. gielskim, mogą mieć maksymalny 9. W wypadku źródeł internetowych format 126x186 mm. Fotografie po- należy powoływać się na nie tekście winny być kontrastowe, czarno-białe, w formie: [www.Stereo3D], która w formacie dwukrotnie większym niż zawiera człon www i hasło identyfi- mają być reprodukowane. Ilustracje kujące stronę internetową, będące za- opracowane komputerowo powinny razem częścią jej adresu. Zestawienie dać się odczytać w programie Corel stron internetowych cytowanych DRAW X3 (lub wcześniejszych wer- w tekście zasadniczym, przypisach sjach), a w przypadku skanów, winny i opisach ilustracji powinno być zaty- one mieć rozdzielczość co najmniej tułowane Internet. 300 dpi. Znaki w legendzie mapy lub Źródła internetowe należy zestawić innego rysunku należy ponumerować, w kolejności alfabetycznej. Ich opisy a ich objaśnienia umieścić w podpisie powinny zawierać człon www z ha- ryciny. słem identyfikującym, pełny adres 13. Wszystkie zasady przedstawione strony internetowej oraz datę ostat- w punktach 2–11 mają również zasto- niego dostępu, a poszczególne człony sowanie przy przygotowywaniu opisu należy oddzielać przecinkami, materiałów do działu „Teoria i Prak- według poniższych wzorów: tyka Dydaktyczna”. www.Stereo3D, 14. Materiały nadesłane, a w rażący spo- http://www.stereo3d.com/displays.ht sób nie spełniające wymagań tech- m, ostatni dostęp 21.06.2010. nicznych przedstawionych powyżej, www.Kartografia, będą odsyłane autorom bez rozpa- http://www.kartografia.uni.wroc.pl/, trzenia. ostatni dostęp 16.12.2010. 10. Przypisy należy stosować w sytuacjach absolutnie niezbędnych i po- Listy — dyskusja — polemika, winny one mieć charakter wyjaśnia- Recenzje, Kronika jący. Nie wolno stosować przypisów do powoływania się na literaturę. 1. Dział „Listy — dyskusja — polemi- 11. Wielkość tabel wraz z opisem jest ka” jest zasadniczo przeznaczony na ograniczona rozmiarami strony „Cza- publikację listów poruszających za- sopisma” w druku (126 x 186 mm). gadnienia kluczowe dla polskiego Jeśli głównym celem przytaczania środowiska geograficznego, będących danych tabelarycznych jest ilustracja zaproszeniem do dyskusji, dalszych

135 Informacje dla autorów

głosów w takich kwestiach oraz krót- 4. Materiały do działów „Listy — dys- kich tekstów zawierających meryto- kusja — polemika”, „Recenzje” ryczną polemikę z artykułami druko- i „Kronika” należy od strony tech- wanymi na łamach „Czasopisma”. nicznej przygotowywać według zasad W przypadku otrzymania materiałów obowiązujących przy przygotowywa- polemicznych będą one udostępniane niu artykułów, natomiast nadsyłać autorowi oryginalnej pracy, który bę- w dwóch egzemplarzach. Wersję dzie miał prawo odpowiedzi. Polemi- elektroniczną można przesłać pocztą ka i odpowiedź będą drukowane elektroniczną bezpośrednio na adres w tym samym zeszycie „Czasopi- Redakcji. sma”. 5. Materiały do działów „Listy — dys- 2. Redakcja przyjmuje do druku recen- kusja — polemika”, „Recenzje” zje książek, prac zbiorowych, wy- i „Kronika” nie są zewnętrznie recen- dawnictw pokonferencyjnych i atla- zowane, a decyzję o zakwalifikowa- sów, zarówno autorów polskich jak niu do druku podejmuje Redakcja. i zagranicznych. Objętość recenzji powinna wynosić 2–4 strony standardowego wydruku. Recenzje mogą Korekta i egzemplarze autorskie mieć charakter informacyjny lub po- lemiczny i powinny zawierać elemen- 1. Autorzy materiałów zaakceptowa- ty obiektywnej oceny. W przypadku nych do druku otrzymują wydruk pozycji zagranicznych preferowane są próbny dla sprawdzenia zgodności omówienia pozycji wartych upo- z oryginałem i poprawienia ewentu- wszechnienia w polskich kręgach alnych błędów drukarskich. Na etapie geograficznych. Zasadą jest publiko- korekty nie należy wprowadzać żad- wanie recenzji pozycji, które ukazały nych merytorycznych zmian w tek- się nie wcześniej niż 3 lata przed wy- ście, dodawać nowych partii tekstu daniem odpowiedniego zeszytu „Cza- itp., można natomiast uaktualnić ze- sopisma”. staw literatury, jeśli prace cytowane 3. Do działu „Kronika” przyjmowane są jako „w druku” w międzyczasie zo- informacje o Członkach Honorowych stały opublikowane. Polskiego Towarzystwa Geograficz- 2. Korektę drukarską należy odesłać do nego, sprawozdania z działalności Redakcji w terminie nie przekracza- PTG, sprawozdania z konferencji jącym 7 dni od dnia jej otrzymania. i sympozjów – w szczególności orga- Niedostarczenie korekty spowoduje, nizowanych przez PTG, innych istot- że artykuł może zostać wydrukowany nych, okolicznościowych wydarzeń z błędami. geograficznych, wspomnienia po- 3. Po wydrukowaniu zeszytu wszyscy śmiertne. Objętość materiałów nie autorzy artykułów otrzymują po 15 powinna przekraczać 5 stron standar- nadbitek (do podziału między współ- dowego wydruku. Sprawozdania autorów, jeśli praca ma charakter z konferencji nie powinny ograniczać zbiorowy). Autorzy tekstów zamiesz- się do przytoczenia listy referatów czonych w pozostałych działach i referentów, ale zawierać elementy otrzymują po kilka nadbitek. oceny, zarówno wybranych prezenta- cji, jak i całej konferencji.

136