plik

Formy dolinne i rozwój rzeźby

fluwialno-denudacyjnej

9.1. Wstęp

Rzeki są osiami hydrograficznymi większych jednostek przestrzennych określa

nych jako zlewnie (ang. drainage

lub

czyli obszary, z którego wody

do jednego odbiornika (rzeki, jeziora lub bagna). W obrębie większych zlew

ni można wydzielić mniejsze zlewnie różnych rzędów, a wśród nich jednostki naj
mniejsze - zlewnie elementarne. Są one odwadniane przez tylko jeden stały lub okre
sowy strumień, nie przyjmujący już mniejszych

Pod względem geomorfo

logicznym każda zlewnia składa się z dwóch obszarów: powierzchni stokowych pozba
wionych stałego odwodnienia powierzchniowego oraz koryt rzecznych, występujących
w różnorodnych układach przestrzennych (zob. rozdział 9.6). Koryta zajmują suma
rycznie zwykle mniej niż

powierzchni zlewni (nawet znacznie mniej niż

jed

nak odgrywają szczególną rolę w ich rozwoju geomorfologicznym:

• w każdej zlewni koryto rzeczne zajmuje najniższe położenie wysokościowe, stano

wiąc miejscową bazą erozyjną. Oznacza to, że procesy erozji wgłębnej w zlewniach

niższego rzędu nie mogą spowodować obniżenia terenu poniżej poziomu, na któ
rym znajduje się główne koryto w zlewni wyższego rzędu;

• koryta rzeczne są ostatecznym

materiału przemieszczanego po sto

ku wskutek grawitacyjnych ruchów masowych, spłukiwania i spływu skoncentrowa
nego;

• koryta są głównymi drogami transportu materiału skalnego przez zlewnię w kierun

ku basenu sedymentacyjnego. Ich wydolność transportowa określa charakter i tem
po ewolucji rzeźby całej zlewni.

Równocześnie jednak charakter koryt w zlewniach odzwierciedla w znacznym

stopniu natężenie procesów stokowych i charakter materiału poddawanego grawita
cyjnym przemieszczeniom (zob. rozdział 8.6).

Relacje pomiędzy stokiem a korytem są zatem dwustronne, a rozwój rzeźby zlew

ni dokonuje się poprzez równoczesne działanie procesów stokowych, które z kolei
w znacznym stopniu są uwarunkowane charakterem procesów wietrzeniowych oraz
procesów fluwialnych. Procesy stokowe, rozpatrywane w odpowiednio długiej skali

201

prowadzą do obniżania powierzchni terenu, czyli

(łac.

obnażanie). Z genetycznego punktu widzenia rzeźba zlewni ma przede wszystkim cha
rakter fluwialno-denudacyjny. Formami przewodnimi w obrębie zlewni są doliny oraz

wzniesienia międzydolinne, tworzące jeden

system krążenia materii i energii.

9.2.

Doliny rzeczne i ich główne elementy

Doliny rzeczne

valley) -

obniżenia terenu o konsekwentnym

spadku w jednym kierunku, które powstały przede wszystkim wskutek erozyjnej działal
ności rzeki, która zajmuje osiową, najniżej położoną część doliny. Jest to zatem określe
nie o charakterze genetycznym. Rzeki mogą płynąć także w obrębie dolin, których pier

wotne pochodzenie było inne, np. lodowcowe. Wraz z upływem czasu, pod wpływem sta

łego oddziaływania wody, doliny takie

coraz więcej cech rzeźby

W obrębie form dolinnych można wyróżnić dno oraz zbocza. Dno (ang.

floor)

rozciąga się wzdłuż osi doliny i może mieć zróżnicowaną szerokość, od kilku

metrów do wielu kilometrów. Jego najniższą częścią jest koryto (lub koryta), wcięte

w płaską powierzchnię równiny zalewowej

9.1). Na równinie zalewowej mogą

znajdować się pozostałości dawnych koryt oraz mniejsze formy erozyjne i akumula
cyjne powstające podczas wezbrań. Powyżej poziomu równiny zalewowej mogą wystę
pować spłaszczenia o rozciągłości zgodnej z biegiem doliny, rozdzielone stopniami
terenowymi. Są to pozostałości dna doliny z wcześniejszych etapów jej rozwoju, okre
ślane jako terasy rzeczne (zob. rozdział 9.4). Dno doliny jest kształtowane przede

wszystkim przez procesy fluwialne, a udział innych procesów (stokowych, eolicznych,

związanych z działalnością organizmów żywych) ma niewielkie znaczenie.

Powyżej dna doliny i systemu teras dennych wznoszą się zbocza doliny, czyli po

wierzchnie stokowe nachylone w kierunku dna doliny, o biegu generalnie równole

głym do biegu rzeki. Powstały one wskutek wcinania się rzeki w podłoże, ale wraz
z pogłębianiem doliny główną rolę w ich kształtowaniu przejmują procesy stokowe.
Zbocza zbudowane są ze skał podłoża lub - na obszarach nizinnych - z utworów nie-
związanych z działalnością akumulacyjną danej rzeki (w Polsce są to najczęściej utwo
ry środowiska lodowcowego), aczkolwiek w ich obrębie mogą występować relikty sta
rych den dolinnych z pokrywą osadową (ryc. 9.1). Rzeźba zboczy dolinnych jest bar

dzo różnorodna, mogą się także znacznie różnić pod względem nachylenia. Zbocza
dolin w obszarach górskich są na ogół strome, nawet skaliste i urwiste, w obszarach
nizinnych ich nachylenie niekiedy wynosi tylko kilka stopni. Różny może też być sto
pień ich rozczłonkowania przez mniejsze formy erozyjne. Teoretycznie, granicę mię
dzy dnem a zboczem wyznacza załom wklęsły, ale w rzeczywistości bywa on na
zatarty przez utwory akumulacji

Granica jest wyraźna, gdy zbocze jest przy-

Denudacja, obejmująca rozległe powierzchnie stokowe i polegająca

na przemieszczaniu po

krywy zwietrzelinowej, jest przeciwstawiana erozji, prowadzącej do rozczłonkowania powierzchni wskutek
niszczącego działania wody płynącej w sposób skoncentrowany. Niektóre podręczniki i słowniki geologiczne
nadmiernie i niepotrzebnie rozszerzają zakres terminu

obejmując nim wszelkie procesy niszczą

ce na powierzchni ziemi, od wietrzenia przez ruchy masowe i inne procesy stokowe, po erozję rzeczną.

202

Ramka 9.1

Typy dolin klasyfikacja genetyczno-wiekowa

W klasyfikacji uwzględniającej kierunek doliny rzecznej względem inicjalnej powierzchni

morfologicznej są wyróżniane następujące typy:

• doliny konsekwentne

zgodne z nachyleniem powierzchni inicjalnej. Tworzą się jako

pierwsze;

• doliny subsekwentne (s),

do dolin konsekwentnych i zwykle wykorzystują

ce pasy występowania skał podłoża o mniejszej odporności;

• doliny resekwentne (r), równoległe do konsekwentnych i zgodne z nachyleniem po

wierzchni pierwotnej, ale uchodzące do dolin subsekwentnych; młodsze od dwóch do

lin wymienionych uprzednio;

• doliny obsekwentne (o), uchodzące do dolin subsekwentnych, ale o kierunku przeciw

nym do nachylenia powierzchni inicjalnej;

• doliny insekwentne (i), nie mające wyraźnego związku ze strukturą.

ta została opracowana dla obszarów zbudowanych ze skał osadowych, wynu

rzanych z morza jako łagodnie nachylone platformy, dlatego doliny subsekwentne mają

wyraźne uwarunkowania strukturalne. Ich kierunek jest zgodny z biegiem warstw. Wpro

wadzone terminy są także używane w odniesieniu do powierzchni inicjalnych innej gene

zy, na przykład odsłanianych przez wytapiające się lodowce.

204

• strukturalnych,

stosunek do budowy geologicznej (np. doliny anty-

klinalne i synklinalne w strukturach fałdowych);

• wiekowych, w których jest brany pod uwagę prawdopodobny wiek doliny lub etap

rozwoju, na którym się ona znajduje (RAMKA 9.1).

Zgodnie z założeniem, że forma zewnętrzna jest odzwierciedleniem procesu

(procesów), szczegółowo zostanie przedstawione morfologiczne zróżnicowanie dolin
rzecznych. Ten sposób klasyfikacji jest też najłatwiejszy do zastosowania w terenie
i może być punktem wyjścia do dalszej charakterystyki według pozostałych kryteriów.
Oczywiście, doliny mogą składać się wielu odcinków o odmiennej rzeźbie.

Gardziele i jary

Gardziele i jary - to doliny o wąskim dnie i bardzo stromych zboczach, typowe

dla obszarów górskich o dużych różnicach wysokości. Gardzielą (ang. slot

canyoń)

określa się odcinek, na którym szerokość dna jest tożsama z szerokością ko-

9.3. Gardziel skalna, Szkocja (fot. R Migoń)

205

ryta, a zbocza są urwiste, nierzadko przewieszone (ryc. 9.3). Gardziel jest wyżłobiona

w litej skale, dlatego koryto ma na ogół charakter skalny, z licznymi progami, wodo

spadami i kotłami eworsyjnymi. Ma zwykle duży spadek podłużny, umożliwiający
transport głazów znacznej wielkości do niżej położonego odcinka.

Forma gardzieli odzwierciedla znaczną przewagę erozji wgłębnej rzeki nad pro

cesami stokowymi, dążącymi do obniżania i spłaszczania zboczy. Wynika to z uwarun
kowań dwojakiego rodzaju. Po pierwsze, rozwojowi gardzieli sprzyja duża odporność
podłoża skalnego, dlatego są one typowe dla skał masywnych, twardych, takich, jak
granity, bazalty, kwarcyty. Pojawiają się one też w masywnych wapieniach, gdzie prze
chwytywanie wód opadowych przez systemy szczelin krasowych (zob. rozdział 12)
zmniejsza odpływ po powierzchni i w konsekwencji także efektywność denudacji po

Po drugie, intensywna erozja wgłębna cechuje obszary górskie, podle

gające szybkiemu tektonicznemu dźwiganiu. Te dwie okoliczności stwarzają szczegól
nie korzystne warunki do powstania dolin o charakterze gardzieli skalnych. W Polsce
doliny takie znane są z Tatr (np. Wąwóz Kraków) i niektórych części Sudetów, gdzie
towarzyszą wodospadom (np. gardziel Wilczki w Masywie Śnieżnika i gardziel Ka
mieńczyka w Karkonoszach). Gardziele powszechnie występują w Alpach i górach
obszaru śródziemnomorskiego. Są dużą atrakcją turystyczną i krajobrazową, ale

wskutek bardzo utrudnionej dostępności

szczególnych przystosowań do ru

chu turystycznego.

Jar (ang. gorge) - to dolina nieco szersza od gardzieli, o mniej nachylonych, choć

nadal bardzo stromych i przynajmniej częściowo skalistych zboczach (około 50-70°).
Koryto nie zajmuje już całej szerokości dna; pomiędzy nim a podstawą zboczy znaj
dują się tylko wąskie listwy zbudowane z materiału przemieszczanego ze zboczy i osa
dzanego przez strumień (ryc. 9.4). Szczególną odmianą jaru jest kanion, czyli dolina
o cechach jaru, wycięta w płycie zbudowanej ze skał osadowych. Różna odporność po-

9.4. Rzeźba doliny jarowej - Jawornik na Pogórzu

w Sudetach Zachodnich

(fot. Migoń)

206

Ryc. 9.5. Kanion rzeki Kolorado (fot. Migoń)

szczególnych ławic skalnych tworzących płytę znajduje odzwierciedlenie w różnej in
tensywności niszczenia różnych odcinków zboczy doliny, co prowadzi do powstania
schodowego profilu podłużnego zbocza. Składa się ono z przemiennie występujących
odcinków stromych lub urwisk w miejscach występowania skał odporniejszych oraz
odcinków mniej nachylonych lub spłaszczeń tam, gdzie znajdują się wychodnie skał
mało odpornych. Najbardziej znanym przykładem doliny tego typu jest dolina rzeki
Kolorado w Stanach Zjednoczonych na odcinku Wielkiego Kanionu, gdzie
ści rzeźby zboczy doliny

suchy klimat, cienka pokrywa zwietrzelinowa i skąpa

roślinność (ryc. 9.5).

Gardziele i jary są uważane za doliny młode, rozwijające się przede wszystkim

przy udziale erozji wgłębnej, dążącej do jak najszybszego osiągnięcia poziomu bazy
erozyjnej. Za tym szybkim pogłębianiem dna doliny nie nadąża obniżanie zboczy,
ograniczona jest także erozja boczna prowadząca do poszerzenia dna. Dopiero po za
hamowaniu erozji wgłębnej efekty obniżania i spłaszczania zboczy stają się bardziej
zauważalne, a dolina przybiera charakter doliny

9.3.2. Doliny wciosowe

Doliny wciosowe (lub wciosy) są powszechnym typem dolin w obszarach gór

skich, zwłaszcza zbudowanych z mniej odpornych skał i dźwiganych w umiarkowanym
tempie. Ich wyróżniającą cechą jest profil poprzeczny przypominający literę

dla

tego też bywają one określane jako doliny V-kształtne (ryc. 9.6). Rozwartość wciosu

jest różna, tak jak różne mogą być nachylenia zboczy. Doliny wciosowe rozcinające
wychodnie skał odpornych mają zwykle zbocza strome (30-50°), w skałach miękkich

nachylenie zboczy może wynosić zaledwie około 10°. Dno dolin wciosowych jest na

207

9.6. Dolina wciosowa rozcinająca płaskowyż wapienny Słowackiego Raju (fot. Migoń)

ogół wąskie, ale koryta tylko na pewnych odcinkach są wycięte bezpośrednio w pod
łożu skalnym. Najczęściej w dnie doliny zalega pokrywa utworów rzecznych i rumosz
skalny pochodzący ze stoków. Profil podłużny dolin wciosowych jest zwykle niewy-
równany, z załomami i lokalnie

progami skalnymi.

Obecność dolin wciosowych jest interpretowana

wskaźnik względnej równo

wagi między natężeniem erozji wgłębnej oraz procesów denudacyjnych na stokach,

przy czym na charakter tej równowagi wpływa nie tylko tempo ruchów dźwigających

w skorupie

ale także odporność skał. Zwiększenie tempa podnoszenia tek

tonicznego prowadzi do wzrostu intensywności erozji wgłębnej i przeobrażenia doli
ny wciosowej w jar, a nawet w gardziel. Można to obserwować, analizując profile po
przeczne dolin. Z kolei zahamowanie dźwigania stwarza warunki do rozwoju erozji

a dolina wciosowa zaczyna się przekształcać w płaskodenną.

Przebieg dolin wciosowych, a także jarów i gardzieli, jest na ogół prosty, ale zdarza

ją się także biegi kręte, a nawet przypominające w planie układ meandrowy o bardzo

dużej

(fot. 12). Takie meandry określane są jako wcięte, dla podkreślenia

różnicy ze swobodnymi meandrami

się na aluwialnej równinie zalewowej.

W tym rozróżnieniu należy jeszcze podkreślić, że pojęcie meandrów wciętych odnosi się

do całej formy

natomiast meandry swobodne są elementem koryta rzecznego.

Mogą one osiągać znaczną głębokość, do kilkuset metrów. W trakcie pogłębiania doli
ny koryto może się ześlizgiwać w stronę brzegu wypukłego i wówczas tworzy się nachy
lona, skalna ostroga meandrowa. Powstanie głęboko wciętych dolin o krętym przebie
gu jest na ogół wiązane z wcinaniem się dawnej rzeki meandrującej w tektonicznie dźwi
gany blok podłoża, dlatego taki charakter mają często odcinki przełomowe i położone

w pobliżu progów tektonicznych. Szczegółowe badania pokazują jednak, że do ich po
wstania przyczyniają się także uwarunkowania strukturalne, a poszczególne odcinki na
wiązują do przebiegu ważniejszych spękań. W Polsce na kilku rzekach są odcinki

208

o szczególnie dobrze wyrażonych meandrach wciętych. Do nich należy Nysa Kłodzka

w Górach

Dunajec w Pieninach i Poprad w Beskidzie Sądeckim.

9.3.3. Doliny płaskodenne

Doliny płaskodenne cechują się szerokim płaskim dnem, w obrębie którego ak

tywne koryto zajmuje wąską strefę. Dotyczy to dolin rzek

o poje

dynczym nurcie i rzek

W rzekach roztokowych system aktywnych

koryt może rozciągać się na całą szerokość dna doliny

9.7). Płaskie dno przecho

dzi załomem w zbocza, które są dwojakiego rodzaju: długie, ale o małym nachyleniu,
krótkie i strome, przechodzące wyżej w powierzchnię wysoczyzny. Doliny płaskoden
ne drugiego rodzaju są nazywane dolinami skrzynkowymi.

Płaskie dno doliny powstaje na dwa sposoby:

• przez wydajną erozję boczną przy stałej podstawie erozyjnej. Podcinanie brzegów

na odcinkach, gdzie koryto znajduje się przy zboczu doliny, powoduje ich cofanie
i poszerzanie dna. W dolinach tego typu pod cienką warstwą utworów rzecznych
znajduje się płaskie dno wycięte w materiale podłoża, niezwiązanym genetycznie ze

współczesną działalnością rzeki;

• przez zasypanie (agradację) wcześniejszej doliny wciosowej osadami przez siebie na

niesionymi. Do zasypania dochodzi, gdy nastąpi podniesienie poziomu bazy erozyj
nej, na przykład wskutek wzrostu poziomu oceanu światowego, wskutek osłabienia

wydolności transportowej rzeki lub zwiększonej dostawy rumowiska z dopływów i sto
ków. Agradacja może też być wymuszona działalnością człowieka (zob. rozdział 16).

W wielu dolinach płaskodennych występują rozbudowane systemy

w obrębie dna, wskazujące na przemienność zasypywania i erozji wgłębnej. Doliny

9.7. Płaskodenna dolina rzeki roztokowej w Alpach Nowozelandzkich (fot. A. Latocha)

209

płaskodenne występują w różnych obszarach i środowiskach, od górskich po nizinne.
W górach taki charakter mają doliny największych rzek w pobliżu przejścia w równi
nę

gdzie spadek jest już mały, a dostawa materiału z dopływów o znacz

nym spadku jest bardzo duża. Płaskodenne są często doliny położone na przedpolu
lodowców, zasypywane ogromnymi ilościami materiału skalnego wynoszonymi przez
rzeki lodowcowe. Są też powszechne w obszarach nizinnych. Duże rzeki na Niżu Pol
skim mają płaskie dna szerokości nawet kilku kilometrów (ryc. 9.8).

9.8. Płaskodenna dolina Noteci. W obrębie równiny zalewowej widoczne liczne starorzecza

(fot. M. Czasnojć)

9.3.4. Doliny nieckowate

Przekrój poprzeczny doliny nieckowatej wyróżnia się spośród innych dolin bra

kiem wyraźnych załomów wklęsłych między dnem doliny a zboczami, co sprawia, że
precyzyjne wyznaczenie zasięgu dna staje się problematyczne (ryc. 9.9). Ponadto wie
le z tych dolin nie ma stale aktywnego koryta rzecznego, a rola procesów fluwialnych

jest podrzędna w stosunku do procesów denudacyjnych, kształtujących stoki. Wśród

nich największe znaczenie przypisuje się spłukiwaniu. W grupie dolin nieckowatych

wyróżnia się co najmniej kilka typów.

Na obszarze Polski, a także w innych częściach środkowej i zachodniej Europy, po

wszechnie występują tzw. suche doliny

mające charakter płytkich i sze-

W starszej literaturze są one nazywane rozłogami, ale termin ten praktycznie wyszedł z użycia.

210

Ryc. 9.9. Sucha dolina nieckowata, z niewyraźną granicą między dnem a zboczami (fot. P. Migoń)

rokich niecek rozcinających stoki wysoczyzn, obszarów wyżynnych i pogórskich. Są one
szczególnie typowe dla terenów zbudowanych z utworów gliniastych i pyłowych, gdzie
mogą tworzyć rozbudowane, rozgałęzione systemy. Jak wskazuje ich nazwa, doliny te
są pozbawione stałego odwodnienia, a odpływ pojawia się w nich tylko okresowo lub

wręcz epizodycznie. Istnieje kilka hipotez dotyczących ich genezy, z których każda mo

że być prawdziwa w odniesieniu do konkretnych form. Przeważa pogląd, że są to for
my odziedziczone z plejstocenu, kiedy w zimnym klimacie i przy obecności zmarzliny
intensywnie działały na stokach spłukiwanie, spełzywanie i

Na reliktowy

charakter wielu dolin wskazuje brak połączenia ze współcześnie aktywnymi korytami
rzecznymi. Suche doliny nieckowate mogą też być zaawansowanym stadium degradacji
parowów (zob. rozdział 7.5) lub rozwijać się kosztem lokalnych zapadlisk i niecek su-
fozyjnych. W niektórych obszarach, np. w północnym obrzeżeniu Gór Świętokrzyskich,
stwierdzono daleko idącą zgodność kierunków suchych dolin z kierunkami spękań tek
tonicznych w podłożu skalnym, co wskazuje na uwarunkowania strukturalne.

Nieckowaty przekrój

też doliny małych potoków w obszarach górskich, mię

dzy innymi w Sudetach. Cechują się one dużym spadkiem, ale małe przepływy w po
tokach powodują, że moc strumienia jest niewielka. Wiele z nich jest w dzisiejszych

warunkach w ogóle pozbawione stałych cieków. Dlatego pogłębianie i erozja boczna
przebiegają wolno, natomiast grawitacyjne procesy stokowe prowadzą do spłaszcza
nia i wyrównywania zboczy.

Doliny nieckowate, powszechne w obszarach sawannowych, są uważane przez

niektórych geomorfologów za wskaźnikowe formy dolinne klimatu ciepłego wilgotne
go, z wyraźną porą deszczową. Mogą one osiągać do 100 km długości i 10 km szero
kości, zbocza są nachylone bardzo nieznacznie (do 2°). Główną rolę w rozwoju tych
form przypisuje się spłukiwaniu warstwowemu w wilgotnej porze roku, a efektywno

spłukiwania sprzyja drobnoziarnisty charakter pokrywy

211

9.3.5. Asymetria dolin

Dodatkową cechą

rzeźbę dolinną jest asymetria. Pojęcie to odno

si się najczęściej do różnic w nachyleniu

zboczy. Doliny asymetryczne

to takie, w których jedno zbocze jest wyraźnie bardziej nachylone od przeciwnego
(ryc. 9.10). Inną odmianą jest asymetria wysokościowa, z którą mamy do czynienia,
gdy jedno zbocze jest wyraźnie wyższe od drugiego.

Przyczyny asymetrii dolin mogą być trojakie:

• wynikające z cech budowy geologicznej - wówczas mówimy o asymetrii strukturalnej;
• wynikające ze zróżnicowania czynników klimatycznych - asymetria klimatyczna;
• związane ze spychaniem nurtu pod jeden z brzegów, który w rezultacie jest bardziej

podcinany i bardziej stromy.

Najczęstszą przyczyną asymetrii jest obecność w podłożu struktury monoklinalnej,

czyli zapadania warstw skalnych zalegających na sobie w jednym kierunku, pod kątem
do 30-40°. Rzeka wcinając się w podłoże, ześlizguje się po powierzchniach ławic i pod
cina zbocze przeciwstawne do upadu. Gdy w podłożu występują serie skalne o dużej

wytrzymałości, zbocze podcinane może nabrać cech długiego skalnego urwiska. Asy

metria rozwija się także wówczas, gdy rzeka płynie wzdłuż granicy litologicznej dwóch
kompleksów skalnych o różnej odporności. Obniżanie zboczy jest nierównomierne,
a

nachyleniom towarzyszy zwykle także asymetria wysokościowa.

Asymetria klimatyczna odnosi się do uwarunkowań topoklimatycznych (klimatu

miejscowego) i jest rezultatem różnej intensywności procesów denudacyjnych na zbo
czach o różnej ekspozycji. Zaznacza się ona zwłaszcza w klimacie zimnym. Zbocza
o ekspozycji słonecznej charakteryzują się głębszym rozmarzaniem, szybszym zani
kiem pokrywy śnieżnej i większymi zmianami temperatur w rytmie dobowym, co
sprzyja spłukiwaniu,

i płytkim osuwiskom w ciepłej porze roku. Procesy te

prowadzą do spłaszczania i obniżania stoku, dlatego zbocza są mniej nachylone. Do

datkowo, wydajny transport soliflukcyjny ze zboczy słonecznych powoduje spychanie
nurtu pod zbocze zacienione, jego wzmożone podcinane i powiększanie kontrastów

w nachyleniu. W warunkach polskich dogodne warunki do rozwoju dolin asymetrycz

nych występowały w chłodnym okresach plejstocenu. Mniejsze nachylenie mają zbo-

Ryc. 9.10. Asymetria dolin: a) zróżnicowane nachylenie
zboczy, b) różna wysokość zboczy; oba typy asymetrii są

uwarunkowane budową geologiczną

212

cza o ekspozycji południowej i zachodniej, aczkolwiek prawidłowość ta ma charakter
statystyczny, tzn. ujawnia się dopiero dla większego zbioru danych (dolin). Pojedyn
cze doliny mogą być symetryczne lub nawet wykazywać asymetrię przeciwną, co wy
nika z oddziaływania innych czynników prowadzących do asymetrii.

Powodujące asymetrię spychanie nurtu pod jeden z brzegów może mieć różne

przyczyny. Jedną z nich jest przemieszczanie do dna doliny dużych objętości

ze stoku, które może mieć charakter stały

lub epizo

dyczny (osuwiska). Podobny efekt powodują zasobne w wodę i rumowisko dopływy.
Wzmożona

na wylocie doliny bocznej wymusza odepchnięcie nurtu pod

przeciwległe zbocze.

9.3.6. Leje źródłowe

Omówienie dolin rzecznych byłoby niepełne bez uwzględnienia form, które z re

guły dają początek formom dolinnym, a mianowicie lejów źródłowych (źródlisko-

wych). Przez długi czas pomijane w rozważaniach geomorfologicznych, dopiero
w ostatnich dziesięcioleciach stały się przedmiotem

badań.

Leje źródłowe (ang. valley head) są zagłębieniami w środkowej lub górnej części

stoku, przechodzącymi niżej w wyraźną formę dolinną, przynajmniej okresowo od

wadnianą. Wbrew zwyczajowej nazwie stałe źródła mogą, ale nie muszą znajdować się
w obrębie

Wypływy wód podziemnych mogą

się tylko w pewnych okre

sach roku, w innych przypadkach naturalnymi wypływami są młaki i wysięki. Część
lejów nie wykazuje obecności żadnych wypływów i wówczas istnieje domniemanie, że
są to formy reliktowe, wskazujące na zmianę w sposobie krążenia wód podziemnych

w podłożu skalnym.

Wielkość i forma lejów źródłowych jest bardzo zróżnicowana, pozostając w rela

cji do wydajności wypływów i podatności podłoża na procesy niszczące. Największe
formy osiągają kilkaset metrów szerokości, najmniejsze mają zaledwie kilkanaście
metrów. Ich dna są często podmokłe, zabagnione. Przy źródłach o dużej wydajności
tworzą się amfiteatralne nisze oddzielone od przyległego stoku wyraźnym załomem,
który z upływem czasu przesuwa się w górę stoku.

Rozwój lejów źródliskowych odbywa się przez współdziałanie różnych procesów,

określanych niekiedy wspólnie jako erozja źródliskowa. Jest to jednak określenie my
lące, gdyż proces erozji (rozcinania) podłoża odgrywa w istocie podrzędną rolę. Waż
niejsze w rozwoju lejów są procesy stokowe, których działanie intensyfikuje się wsku
tek nasycenia pokrywy zwietrzelinowej wodą pochodzącą z wypływów. Należą do nich

osuwiska zwietrzelinowe, spełzywanie, spłukiwanie oraz

Niestabilność

podłoża przyczynia się do przewracania drzew, co powoduje dalsze przemieszczenia
gruntu. Wraz z upływem czasu lej źródliskowy pogłębia się, a jego górna krawędź
przesuwa się w górę stoku. W Polsce znaczne rozmiary osiągają leje

fliszowych Beskidach, czemu

powszechna obecność wkładek nieprzepuszczal

nych skał ilastych, wymuszających wypływy wód podziemnych i przyczyniających się
do powstawania osuwisk (ryc.

Wyjątkowy charakter mają leje źródłowe wcięte w urwiska skalne zbudowane

z poziomo leżących skał osadowych o różnej przepuszczalności. Określane są one ja-

213

ją charakterystyczną rzeźbę i składają się z dwóch elementów

rów

niny terasowej i stoku terasy o nachyleniu 10-30°, rozdzielonych wyraźnym załomem
wypukłym. Wysokość stoku może być bardzo różna, od 1-2 m do kilkudziesięciu me
trów w obszarach podlegających szybkiemu tektonicznemu dźwiganiu. Podobnie
zróżnicowana jest szerokość równin terasowych. W dnach dolin dużych rzek nizin
nych mogą osiągać kilkaset metrów szerokości. Terasy rzeczne występują w obrębie
dna doliny, gdzie tworzą na ogół ciągłe poziomy morfologiczne, oraz na zboczach,

w postaci szczątkowo zachowanych listew i półek. Liczba teras w poszczególnych do
linach jest różna. W małych dolinach 1. i 2. rzędu mogą one nie występować w ogóle,
natomiast w dolinach dużych rzek może występować nawet kilkanaście poziomów
terasowych, występujących w piętrowym, schodkowym układzie (fot. 14). W dolinie
Dunajca na odcinku beskidzkim wyróżniono do 10 teras, w dolinie Wisły pomiędzy
Kotliną Płocką a Kotliną Toruńską stwierdzono 9 odrębnych poziomów. Terasy niżej

występujące są zawsze młodsze od teras położonych

Z punktu widzenia budowy wewnętrznej wyróżnia się trzy rodzaje teras. Po

wszechniejsze i łatwiejsze do rozpoznania są terasy osadowe, zbudowane z utworów

rzecznych. Na równinach teras tego typu można spotkać mniejsze formy rzeźby

wialnej: relikty dawnych koryt, basenów powodziowych i wałów brzegowych. Przeci
wieństwem teras osadowych są terasy skalne, których płaskie powierzchnie są wycię

te w skałach podłoża, a utwory rzeczne w ich obrębie nie występują. Pośrednią pozy
cję zajmują terasy skalno-osadowe, mające ścięty skalny cokół przykryty warstwą
utworów rzecznych o zróżnicowanej grubości (ryc. 9.12).

9.12. Rodzaje teras rzecznych: najniższa A jest terasą osadową, B i C są skalno-osadowe, najwyższa

D jest skalna. Terasy w dolinie rzecznej mogą być parzyste i występować na obu zboczach (A, B i D) lub

nieparzyste, obecne tylko na jednym ze zboczy (C)

Obecność teras rzecznych jest wskaźnikiem ogólnej tendencji do pogłębiania

doliny przez rzekę, w efekcie czego dawne równiny zalewowe są rozcinane i pozosta

wiane poza zasięgiem okresowych zalewów wezbraniowych. Powstanie tych form wy
maga jednak czasowego następstwa trzech grup procesów: erozji wgłębnej, erozji
bocznej i akumulacji. W przeciwnym razie stałe wcinanie się rzeki w podłoże będzie
prowadzić do rozwoju doliny wciosowej o wąskim dnie i skalistych zboczach. Według

wysokości nad korytem. Tymczasem z powszechnie przyjmowanej opisowej definicji pojedynczej terasy wy
nika obecność tylko jednej równiny terasowej. Po drugie, spotykane jest niekiedy określenie terasa kopal
na, używane do opisu dawnej równiny zalewowej pogrzebanej przez młodsze osady. Takie formy oczywiście
nie znajdują się powyżej współczesnej równiny zalewowej. Po trzecie, często używane określenie terasa za
lewowa, traktowane jako równoznaczne z równiną zalewową, nie jest poprawne. Terasy w dolinie rzecznej
znajdują się powyżej równiny zalewowej i tylko podczas wyjątkowo wielkich wezbrań (wody stuletnie i wyż
sze) wody wezbraniowe sięgają do poziomu niskich teras.

215

Ryc. 9.13. a) Rozwój systemu terasowego w wyniku naprzemiennej erozji wgłębnej i bocznej. Wszystkie te
rasy zostały wycięte w jednej serii osadowej, wypełniającej pierwotną dolinę nieckowatą; b) terasy osadowe

włożone, zbudowane z różnowiekowych osadów wypełniających pierwotną dolinę (wg M. Klimaszewskiego)

najprostszego scenariusza powstawanie terasy rzecznej odbywa się w następujących
etapach (ryc. 9.13):

• etap pierwszy (A) - w wyniku erozji powstaje forma dolinna;
• etap drugi (B) - transport i

prowadzą do powstania równiny zalewowej

w najniżej położonej części doliny;

• etap trzeci (C) - ożywienie erozji wgłębnej prowadzi do rozcięcia równiny zalewo

wej i pozostawienia jej poza zasięgiem wód wezbraniowych;

• etap czwarty (D) - wskutek erozji bocznej tworzy się nowa równina zalewowa na

niższym poziomie, oddzielona od starszej równiny wyraźnym stopniem terenowym.

Wielokrotne powtarzanie się tych zdarzeń prowadzi do powstania rozbudowa

nych systemów terasowych. W wielu dolinach rzek nizinnych i przedgórskich niższe
terasy osadowe mają charakter włożony, znajdując się w obrębie rynien wyciętych

w starszej pokrywie osadowej (ryc.

W obszarach górskich powszechniejsze jest

występowanie teras skalno-osadowych, wskazujących na stałą tendencję do rozcina

nia skalnego podłoża.

Przemienność akumulacji i erozji ma trzy podstawowe przyczyny:

• tektoniczną - silniejsza erozja przypada na okres szybszego dźwigania, w okresach

spowolnienia lub zahamowania ruchu pionowego dominuje akumulacja;

• klimatyczną - silniejsza erozja związana jest z okresami cieplejszymi i

gdy moc strumienia rośnie. Ochłodzenie i osuszenie klimatu prowadzi do dosta-

216

wy nadmiernych ilości materiału skalnego do koryta rzecznego, co wymusza aku

mulację;

• eustatyczną, czyli związaną z wahaniami poziomu oceanu światowego. Obniżenie

poziomu morza oznacza obniżenie bazy erozyjnej i stwarza warunki do erozji, pod
niesienie poziomu morza powoduje akumulację.

W rzeczywistości rozdzielenie przyczyn nie zawsze jest możliwe. Na przykład, za

równo Karpaty, jak i Sudety, były stale tektonicznie podnoszone w plejstocenie,
a okres ten charakteryzował się również przemiennością występowania klimatu zim
nego (glacjałów) i cieplejszego (interglacjałów), tak więc systemy teras rozwijały się
zarówno pod wpływem zmian klimatycznych,

i reżimu tektonicznego.

Wyższe terasy są równocześnie starsze, dlatego ich pierwotna rzeźba

jest w mniejszym lub większym stopniu zatarta. Przekształcenia te, odbywające się
wskutek działania procesów niefluwialnych, idą w różnych kierunkach. Grawitacyjne

ruchy masowe (spełzywanie, soliflukcja i inne) prowadzą do zmniejszenia nachylenia
stoku terasy i złagodzenia załomu oddzielającego od równiny
u podstawy stoku z kolei zaciera granicę między stokiem a równiną niższej terasy.
W przypadku wąskich teras skalno-osadowych w górach równina terasowa może zo
stać całkowicie pogrzebana pod utworami stokowymi. Skoncentrowane działanie wód
opadowych może również prowadzić do rozcięcia stoku terasy siecią debrzy i wąwo
zów, które wskutek erozji wstecznej mogą sięgać do powierzchni równiny terasowej.
W obrębie równiny stopniowemu zasypaniu

wszelkie dawne obniżenia pocho

dzenia fluwialnego, a na powierzchniach zbudowanych z utworów piaszczystych mo
gą

się wydmy.

9.4.2. Rekonstrukcja rozwoju doliny

na podstawie teras rzecznych

Analiza teras jest podstawowym narzędziem do rekonstrukcji rozwoju geomorfo

logicznego dolin rzecznych. Rozmieszczenie teras, ich liczba, wysokość i stopień za
chowania pozwala odtworzyć historię erozji i akumulacji w dolinie. Jeśli badania geo
morfologiczne są wsparte oznaczeniami wieku bezwzględnego osadów rzecznych,
wówczas schemat rozwoju doliny można osadzić w czasie geologicznym. To z kolei
może pomóc w rozpoznaniu głównych przyczyn powstania systemu

przykład, stwierdzenie synchroniczności faz erozji i akumulacji ze zmianami klima
tycznymi wzmacnia hipotezę, że w danym odcinku rzeki mamy do czynienia z terasa
mi uwarunkowanymi klimatycznie. Po drugie, szczegółowa analiza sedymentologicz-
na osadów rzecznych w obrębie teras pozwala na określenie typu rzeki i obszarów
źródłowych. W przypadku młodszych teras do rekonstrukcji paleohydrologicznych
mogą być także wykorzystywane relikty form fluwialnych, między innymi pozostałości

dawnych zakoli i koryt powodziowych.

Terasy rzeczne są szczególnie przydatne do badań najnowszych ruchów skorupy

ziemskiej

ich natężenia i zróżnicowania przestrzennego. Wyso

kość względna kolejnych teras jest miarą wcinania się rzeki, która w obszarach gór
skich jest niemal zawsze uwarunkowana tektonicznie. Jeśli znamy wiek bezwzględny

217

utworów rzecznych na poszczególnych terasach, można obliczyć średnie tempo wci
nania się rzek, a porównanie systemów terasowych w sąsiednich dolinach umożliwia

wydzielenie obszarów silniej i słabiej podnoszonych. W Polsce doliną najlepiej rozpo

znaną pod tym względem jest dolina Dunajca (RAMKA 9.2). Przerwanie ciągłości te
rasy i skokowa zmiana jej wysokości jest często świadectwem istnienia uskoku zorien
towanego poprzecznie do biegu doliny. Na tendencje tektoniczne wskazują również
kształty profili podłużnych poziomów terasowych, a w szczególności zjawisko dywer
gencji, czyli zwiększania się wysokości teras w dół rzeki. W warunkach „normalnych"

Ramka 9.2

Terasy rzeczne Dunajca

Dunajca przez Beskid Sądecki i w przyległej do niego Kotlinie Sądeckiej za

chował się rozbudowany system teras rzecznych, obejmujących wiekowo niemal cały plej

stocen. Większość z nich to terasy

z cokołem skalnym przykrytym cien

ką warstwą utworów rzecznych, a dodatkowo także utworami stokowymi. Wysokości po

szczególnych teras w trzech sąsiadujących regionach przedstawia tabela:

Piętro stratygraficzne

Wysokość cokołu skalnego poziomu terasowego

(w metrach ponad współczesne dno doliny)

Piętro stratygraficzne

Beskid Sądecki Pogórze Łąckie Kotlina Sądecka

Pretegelen

150

112

Eburon

113-90

Menap

85-71

79-71

San 1

78-75

59-53

52-45

53-45

44-34

41-36

Odra

29-21

21-14

22-11

Warta

20-11

12-4

13-3

Wisła

3 - -4

Późny glacjał

1,5-2

Holocen

0-2

Cechą systemu terasowego Dunajca na tym odcinku są liczne deformacje w profilach po

dłużnych teras,

się lokalnym wzrostem wysokości cokołów, rozdzielaniem się

jednego poziomu na kilka i różną wysokością jednowiekowych teras po przeciwnych stro

nach doliny. Wskazują one na stale trwające zróżnicowane ruchy tektoniczne w tej części

Karpat, a brak najmłodszych teras w Kotlinie Sądeckiej - na tendencję obniżającą. W in

nych dolinach karpackich analiza systemu teras również dostarcza ważnych informacji

o aktywności tektonicznej w ostatnim milionie lat.

Źródło:

the Dunajec

Basin

Studia Geo-

Carpatho-Balcanica, t. 16, s.

(nazwy pięter stratygraficznych za:

J.E., 2005. Ziemie polskie w czwartorzę

Państwowy Instytut Geologiczny,

218

profile

poszczególnych teras powinny mieć kształt wklęsły, naśladujący

kształt krzywej równowagi, a odstęp wysokościowy pomiędzy kolejnymi terasami po
winien maleć w dół rzeki. Zakłócenia tego profilu wskazują na strefy tektonicznie
podnoszone.

Przełomy rzeczne

Przełomy rzeczne, określane także jako odcinki przełomowe, to odcinki doliny

o charakterze wciosu, jaru lub nawet gardzieli, występujące pomiędzy odcinkami
o szerokim dnie i łagodnie nachylonych zboczach,

się powyżej i

Powstają one, gdy rzeka przepływa przez obszar górski lub wyżynny, rozdzielający
dwa obszary o mało urozmaiconej rzeźbie (równinne lub

W górach od

cinki przełomowe występują wzdłuż rzek płynących z jednej kotliny do drugiej, cha
rakter przełomu może mieć też cały górski odcinek doliny, jeśli rzeka przecina łań
cuch górski położony pomiędzy dwiema nizinami.

W porównaniu z odcinkami sąsiednimi w przełomie zbocza są wyższe i bardziej

strome, nierzadko urwiste, dno doliny ulega wyraźnemu zwężeniu, a terasy rzeczne

występują szczątkowo. Spadek podłużny na ogół rośnie, co powoduje zmianę typu

koryta. W małych przełomach rzek górskich koryto aluwialne może być zastąpione
korytem skalnym, w dolinach dużych rzek następuje zwykle wyprostowanie koryta,
mogą też pojawić się progi skalne, bystrza i wodospady. Specyficzny charakter mają
odcinki przełomowe dużych rzek nizinnych na obszarze Polski. Charakter podłoża
(luźne utwory

wyklucza powstanie skalistych zboczy i wodospadów

w korycie, ułatwia natomiast erozję boczną, dlatego dna dolin są nadal dość szerokie,

ale wyraźnie bardziej strome zbocza tworzą wysokie skarpy. Taki charakter mają mię
dzy innymi przełom Wisły przez wyżyny poniżej Sandomierza, przełom Wisły przez
garb morenowy poniżej Kotliny Toruńskiej i przełom Odry przez garb pojezierny

w okolicach Cedyni.

Powstanie odcinka przełomowego jest na ogół związane z koniecznością wydat

kowania większości energii rzeki na erozję wgłębną, tak aby pogłębianie odcinka roz
cinającego wzniesienie dotrzymywało kroku pogłębianiu odcinka znajdującego się
powyżej i

Dzieje się to kosztem erozji

dlatego dno doliny ulega zwę

żeniu, a występowanie odporniejszych skał podłoża powoduje spowolnienie tempa
obniżania zboczy. Odcinek przełomowy stanowi lokalną bazę erozyjną dla górnego
biegu rzeki. Przyczyny powstawania przełomów są zróżnicowane, co znajduje od
zwierciedlenie w terminologii używanej do opisu przełomów. Przełomy antecedentne
powstają w obszarach tektonicznie aktywnych, gdy następuje dźwiganie podłoża

w poprzek biegu rzeki. Jeśli proces ten jest powolny, a moc strumienia wystarczająco
wysoka (dzięki dużemu przepływowi), rozcinanie podnoszonego zrębu lub antykliny

może dorównać prędkości ruchu pionowego i nie dochodzi do zmiany położenia do
liny. Przełom Nysy Kłodzkiej w Sudetach jest uważany za szczególnie dobry przykład
antecedencji, taki charakter mają też przełomy Dunajca i Popradu przez Beskid Są
decki oraz większość dużych przełomów na Ziemi (np. przełomy Dunaju przez Ma
syw Czeski, Sredniogórze Węgierskie i łuk karpacko-bałkański, przełom Brahmapu-

219

Ryc. 9.14. Powstanie przełomu epigenetycznego (wg A. Strahlera)

przez Himalaje). Innym rodzajem jest

epigenetyczny, który powstaje, gdy

rzeka wcinając się w podłoże, osiąga wychodnie skalne o znacznej odporności, lecz lo
kalnym zasięgu występowania. Do powstania tego typu przełomów niezbędne jest ist
nienie pewnej powierzchni inicjalnej, założonej w utworach luźnych (lodowcowych,
morskich, starszych utworach rzecznych) lub poziomo leżących skałach osadowych,
pod którymi pogrzebana jest starsza rzeźba (ryc. 9.14). Z jeziorami są związane prze

przelewowe, powstające przez przelanie się spiętrzonych wód przez najniższe

miejsce znajdujące się w otoczeniu misy

Powstają one między innymi w do

linach zablokowanych przez potoki lawowe, osuwiska, spływy gruzowe i jęzory lodow
cowe schodzące z dolin bocznych. Przelewaniu wód przez naturalną zaporę towarzy
szy silna

wgłębna, co w bardzo krótkim czasie może doprowadzić do spłynięcia

całego

to wezbranie w niższym odcinku rzeki, nierzadko o katastro

falnych skutkach.

Szczególnym rodzajem przełomów są przełomy strukturalne. Określenie to jest od

dawna stosowane w odniesieniu do zwężeń doliny związanych z występowaniem skał
odporniejszych niż znajdujące się w sąsiedztwie. Są one typowe dla rzek konsekwent
nych (zob. ramka 9.1), płynących w poprzek struktur monoklinalnych i fałdowych.

Układy sieci rzecznej

Wszystkie rzeki na danym obszarze tworzą sieć rzeczną (ang. drainage

która ma charakter hierarchiczny. Oznacza to, że najmniejsze cieki łączą się w więk
sze potoki, a te z kolei w duże rzeki. Sposób łączenia się cieków i geometryczny wzór
sieci rzecznej stał się podstawą do klasyfikacji układów sieci rzecznej. Łącznie wyróż
niono kilkanaście różnych układów (ryc. 9.15). Do najpowszechniej występujących
należą układy:

9.15.

przestrzenne sieci rzecznej

220

•

przypominający drzewo, z

orientacją potoków.

Rozwija się w mało zróżnicowanym podłożu skalnym, w tym w obszarach o budo

wie

• pierzasty, cechujący się obecnością jednego głównego cieku o prostym przebiegu

i licznymi krótkimi dopływami tworzącymi z ciekiem głównym kąt ostry;

• prostokątny, w którym poszczególne rzeki składają się z odcinków zorientowanych

względem siebie pod kątem prostym, a połączenia z dopływami także tworzą kąt

prosty. Układy prostokątne są w znacznym stopniu uwarunkowane strukturą pod
łoża. Przebieg dolin nawiązuje do biegu uskoków i głównych stref spękań;

• promienisty zbieżny (koncentryczny), z ciekami spływającymi do centralnego obni

żenia, jest typowy dla zapadlisk tektonicznych i kalder wulkanicznych;

• promienisty rozbieżny charakteryzuje izolowane wzniesienia pochodzenia wulka

nicznego i kopułowe masywy zbudowane ze skał granitowych.

Wzór układu sieci jest przede wszystkim odzwierciedleniem budowy geologicznej

podłoża, ale także historii rozwoju systemu odwodnienia. Układy sieci rzecznej moż
na analizować w skali zlewni lub jej części, a w obszarach o złożonej budowie geolo
gicznej nawet dwie strony tej samej zlewni mogą wykazywać inny typ układu. Układy
sieci rzecznej nie są niezmienne, ale ewoluują w czasie. Długość cieków rośnie wsku
tek rozwoju lejów źródłowych, wzrasta także zagęszczenie cieków w przestrzeni. Na
obszarach z zagłębieniami bezodpływowymi (np. polodowcowych) rośnie stopień zin
tegrowania sieci rzecznej przez włączanie kolejnych zagłębień do systemu odwodnie
nia powierzchniowego. Szczególnym zjawiskiem towarzyszącym rozwojowi sieci
rzecznej jest kaptaż (ang. ńver

określany także jako przeciągnięcie rzeki albo

piractwo rzeczne. Dochodzi do niego, gdy szybko powiększający się lej źródłowy cie
ku o dużym spadku (A na ryc. 9.16) nacina dolinę sąsiedniej rzeki o małym spadku

(B), co wymusza spływ wód do leja źródłowego i powstanie wyraźnego progu w pro
filu podłużnym. Duży przepływ i duży spadek powodują znaczny wzrost mocy stru
mienia i szybkie rozcięcie progu, który cofa się w górę rzeki. W efekcie kaptażu
powstaje charakterystyczny zakręt pod kątem zbliżonym do prostego, określany jako
kolano kaptażowe, oraz szeroka forma dolinna cieku na przedłużeniu odcinka prze-

Ryc. 9.16. Schemat kaptażu

221

ciągniętego (C). W początkowym odcinku jest ona

pozbawiona cieku i nosi

nazwę doliny martwej, niżej mogą pojawić się stałe strumienie, jednak ich wielkość
(przepływ) jest niewspółmiernie mała w stosunku do szerokości doliny. Różnice

w spadku niezbędne do powstania kaptażu mogą wynikać z nierównomiernych ru

chów pionowych skorupy ziemskiej, nic więc dziwnego, że w obszarach tektonicznie
aktywnych udokumentowano liczne przykłady reorganizacji sieci

Sieć rzeczna jest też przedmiotem charakterystyki ilościowej i przedstawiana przy

pomocy różnych wskaźników liczbowych. Najprostszym z nich jest wskaźnik gęstości
sieci rzecznej, który ma postać:

gdzie:

- suma długości wszystkich cieków na danym obszarze w

A -

powierzchnia obszaru wyrażona w kilometrach kwadratowych.

Podobnie oblicza się wskaźnik gęstości sieci

do którego konstrukcji po

trzebna jest informacja o sumarycznej długości wszystkich dolin na danym obszarze.
Gęstość sieci dolinnej jest bardziej odpowiednią miarą rozczłonkowania obszaru, po
nieważ uwzględnia doliny suche i odwadniane epizodycznie. Na poddanych silnej ero
zji obszarach badlandów (zob. rozdział 7.5) gęstość sieci odwodnienia powierzchnio

wego może dochodzić do 500 km

W celu pełnego scharakteryzowania sieci rzecznej są niezbędne także informacje

o hierarchii cieków na danym obszarze i długości cieków różnego rzędu. Istnieje kil
ka sposobów ustalania rzędu cieków (ryc. 9.17), wśród których metoda opracowana
przez R. L. Shreve'a jest najlepsza do pokazania zależności między rzędem odcinka
sieci rzecznej a wielkością przepływu. Określenie hierarchiczności układu sieci rzecz
nej jest szczególnie przydatne przy prognozowaniu hydrologicznym.

Istnieje też obszerna grupa wskaźników liczbowych wykorzystywanych przy

analizie zlewni (RAMKA 9.3). W pierwszym rzędzie służą

one do analizy porównawczej sąsiednich obszarów, część z nich jest z powodzeniem

wykorzystywana w analizie

Stwierdzono między innymi, że małe

Ryc. 9.17. Zasady określania rzędu cieków: a)

Strahlera, b) według Shreve'a

222

Ramka 9.3

Wybrane wskaźniki morfometryczne zlewni

Nazwa wskaźnika

Opis

Formuła

Wskaźnik formy

przyrównuje kształt zlewni do prostokąta
równoważnego, o długości równej długości
zlewni i szerokości równej średniej szerokości
zlewni

Wskaźnik kolistości

stosunek powierzchni zlewni do powierzchni
koła o obwodzie równym obwodowi zlewni

Wskaźnik

stosunek średnicy koła o powierzchni równej
powierzchni zlewni do maksymalnej długości
zlewni

Wskaźnik zwartości

stosunek rzeczywistego obwodu zlewni do
obwodu koła o tej samej powierzchni, co
powierzchnia zlewni

Wskaźnik

informuje o układzie sieci rzecznej w obrębie
zlewni i jest średnią arytmetyczną stosunków
ilości cieków kolejnych rzędów

Wskaźnik rzeźby (średnie
nachylenie zlewni)

stosunek maksymalnej różnicy wysokości

w zlewni do długości zlewni

L -

długość zlewni,

średnia szerokość zlewni, P - obwód zlewni,

najwyższy punkt w zlewni,

- najniższy punkt w zlewni, a - liczba cieków, n - rząd cieku.

zlewnie w obrębie aktywnych progów tektonicznych cechują się innymi wartościami
niektórych wskaźników niż zlewnie na progach wykazujących aktywność szczątkową.

9.7.

Rozwój rzeźby fluwialno-denudacyjnej

Rzeźba kształtowana przez procesy fluwialne i stokowe, wzajemnie od siebie

ne, jest określana mianem fluwialno-denudacyjnej. Jej głównymi elementami są doliny
rzeczne, zrównania i grzbiety

co odróżnia ją od rzeźby kształtowanej

przez procesy glacjalne (zob. rozdział 12), eoliczne (zob. rozdział 14) i działa

jące w strefie wybrzeży (zob. rozdział 15). Ten typ krajobrazu zajmuje największe po
wierzchnie na lądach i występuje w różnych postaciach i odmianach. Przykładem rzeź

by fluwialno-denudacyjnej jest zarówno znacznie rozczłonkowany krajobraz wysoko
górski (ryc. 9.18), jak i obszary nizinne z szerokimi dolinami i niskimi wododziałami.

Od dawna podejmowano próby wskazania prawidłowości rozwoju rzeźby fluwial

no-denudacyjnej i odtworzenia poszczególnych etapów jej rozwoju, które zakładały, że:

223

Ryc. 9.18. Fluwialno-denudacyjna rzeźba wysokogórska, dolina

Karakorum (fot. A. Goudie)

• procesy zewnętrzne (egzogeniczne) i wewnętrzne (endogeniczne) są względem sie

bie

Pierwsze

w kierunku obniżania powierzchni terenu,

drugie prowadzą do wzrostu wysokości;

• w warunkach spokoju tektonicznego energia rzeźby maleje z upływem czasu, tak

więc obszary górskie będą ulegały przekształceniu w pagórkowate, a te z kolei w ob

szary równinne;

• końcowym stadium rozwoju rzeźby

epizodami tektonicznego

dźwigania jest rozległa prawie płaska powierzchnia określana jako powierzchnia
zrównania;

• obniżanie powierzchni terenu może zachodzić do poziomu bazy erozyjnej.

Te założenia stały się podstawą różnych modeli rozwoju rzeźby, a także schema

tów regionalnych, osadzonych w konkretnych realiach budowy geologicznej i czasu
geologicznego. Cztery weszły na trwałe do historii geomorfologii. Chronologicznie
najstarszy jest wzorzec opracowany pod koniec XIX w. przez amerykańskiego geo
morfologa, Williama Morrisa Davisa, nazwany „cyklem

lub „cyklem

Według Davisa, rzeźba rozwija się w następujących po sobie cyklach, za

czynających się każdorazowo tektonicznym

dźwignięciem obszaru i powstaniem

wysoko położonego płaskowyżu. Powoduje to ożywienie erozji, znaczne rozcięcie ob

szaru i przekształcenie go w rozdolinniony obszar górski. Stałe działanie erozji i de
nudacji przy równoczesnym ustaniu dźwigania prowadzi do zmniejszenia energii rzeź
by przez spłaszczenie stoków, obniżenie grzbietów i powierzchni wododziałowych
oraz poszerzenie dolin. Końcowym etapem rozwoju rzeźby ma być peneplena, czyli

„prawierównia". Przez analogię do etapów życia ludzkiego, także rzeźba terenu mo

że być klasyfikowana jako „młoda", „dojrzała" i „stara", a odpowiednie określenia

wskazują na etap jej rozwoju. Kolejne ożywienie aktywności tektonicznej powoduje
wydźwignięcie penepleny i rozpoczęcie nowego cyklu (ryc. 9.19). Tak więc, przemien-

224

ność okresów aktywności i spokoju tektonicznego była fundamentalnym założeniem

wzorca.

Przeciwstawny był schemat przedstawiony po raz pierwszy w pełnej formie w la

tach 20. XX w. przez niemieckiego geomorfologa, Waltera Pencka. Zakładał on rów-
noczesność tektonicznego dźwigania i denudacyjnego obniżania powierzchni terenu,

natomiast dokładny przebieg

geomorfologicznej i charakter stoków miał wy

nikać ze stosunku przeciwnie skierowanych sił endo- i egzogenicznych. Odejście od
uproszczonego postrzegania roli tektoniki było istotnym krokiem naprzód w rozwoju
geomorfologii, lecz mocno teoretyczny i momentami niezbyt jasno prezentowany
wzorzec W. Pencka sprawił, że dzisiaj ma on niemal wyłącznie wartość historyczną.

Znacznie większą popularność zdobyła sobie propozycja Lestera Kinga, zapre

zentowana w latach 50. XX w. i znana w literaturze jako model pedyplanacyjny. Po
dobnie jak wcześniej Davis, King zakładał epizodyczny charakter ruchów dźwigają
cych, natomiast przedstawił odmienną wizję rozwoju stoków. Według niego, procesy
denudacyjne prowadzą nie tyle do spłaszczania powierzchni stokowych (co propono
wał Davis), ale do ich równoległego cofania, co nadaje stokom wklęsły profil podłuż
ny

9.20). Na przedpolu cofających się stoków miała rozrastać się rozległa po

wierzchnia zrównania określana jako pedyplena. W przeciwieństwie do penepleny,
wiąże ona fragmenty powierzchni o różnym wieku: najmłodsze w bezpośrednim są

siedztwie cofającego się stoku, a najstarsze daleko od niego. Ponowne wydźwignięcie

Powierzchnia inicjalna Stadium dojrzale

Stadium

Stadium dojrzałe późne

Stadium młodociane późne Stadium starcze - peneplena

Ryc. 9.19. Schemat rozwoju rzeźby według W.M. Davisa. Największe zróżnicowanie rzeźby cechuje

stadium dojrzałe

225

inicjuje rozwój niższej pedypleny. King wypracował ten wzorzec na podstawie obser

wacji z półsuchego środowiska południowej Afryki, a następnie nadał mu rangę uni
wersalną, rozciągając na inne kontynenty i strefy klimatyczne.

Przedstawione wzorce rozwoju rzeźby są przede wszystkim konstrukcjami teore

tycznymi, miejscami mocno spekulatywnymi, wspartymi na selektywnie dobranych
przykładach i słabo osadzonymi w realiach czasu geologicznego. Krytycy podkreślali
także nadmierną wagę przywiązywaną do wynikowych form rzeźby, a także lekcewa
żenie mechanizmu i uwarunkowań procesów rzeźbotwórczych. Dlatego w latach 60.
XX w. zainteresowanie wielkoskalowymi wzorcami przebiegu denudacji zdecydowanie

aby ponownie odżyć pod koniec lat 80. XX

kiedy udoskonalenie metod

określania wieku bezwzględnego i technik modelowania, nowe dane na temat tektoni
ki globalnej oraz dostępność wielkoskalowych obrazów satelitarnych i innych danych
teledetekcyjnych pozwoliły na konfrontację teoretycznych modeli z rzeczywistością.

Powstały jeszcze dwa inne wzorce, które nie aspirują co prawda do rangi wzorców

uniwersalnych, natomiast są bardzo użyteczne w analizie rzeźby pewnych typów kra

jobrazu. Korzeni pierwszego z nich należy szukać w pracach angielskich i amerykań

skich geologów działających w Afryce równikowej w początkach XX

ale w spójnej

postaci został on przedstawiony przez niemieckiego geomorfologa, Juliusa
pod koniec lat 50. XX

a następnie rozwinięty przez Michaela Thomasa z Wielkiej

Brytanii. Koncepcja ta jest znana jako „wietrzeniowo-denudacyjny rozwój krajobra-

9.21. Rozwój rzeźby przez stopniowe odsłania

nie powierzchni podzwietrzelinowej (wg

Tho

masa, zmieniona); A - D - kolejne stadia rozwoju

rzeźby

227

lub

(od ang. etchplanation i etching

Jej zasadniczym

punktem jest rozwój pokryw

które na obszarach o klimacie ciepłym

i przynajmniej sezonowo wilgotnym mogą osiągać nawet ponad 100 m grubości. Zróż
nicowana odporność skał na wietrzenie sprawia, że granica między zwietrzeliną a ska
łą podłoża jest nierówna, a różnice wysokości mogą sięgać kilkudziesięciu metrów.
Ożywienie procesów erozyjnych i denudacyjnych powoduje zdarcie pokrywy zwietrze-
linowej i odsłonięcie urozmaiconej powierzchni skalnego podłoża (ryc. 9.21). Jej
typowymi elementami są skaliste pagóry, skałki, pojedyncze bloki skalne, płytkie ko
tliny oraz linijne obniżenia nawiązujące przebiegiem do głównych spękań (fot. 15).

Wzrost intensywności denudacji może być wywołany zarówno tektonicznym dźwiga
niem obszaru, jak i zmianami klimatu prowadzącymi do zahamowania wietrzenia
chemicznego i rozrzedzenia roślinności. Choć wzorzec

powstał na pod

stawie obserwacji w strefie równikowej, ma on zastosowanie także w innych strefach
klimatycznych. Na przykład, znacznie lepiej tłumaczy on wiele cech rzeźby wyżyn
i średnich gór środkowej Europy, w tym Sudetów, niż czyniły to starsze koncepcje na

wiązujące do poglądów W. M. Davisa i W. Pencka (RAMKA 9.4).

Ramka 9.4

Zmienne poglądy na rozwój rzeźby Sudetów

Przez wiele lat (do lat 70. XX w.) rozwój rzeźby Sudetów był wyjaśniany w nawiązaniu do

koncepcji cyklu geograficznego, aczkolwiek z elementami zaczerpniętymi z modelu pedy-

planacyjnego L. Kinga. W ich obrębie wyróżniano wiele reliktowych powierzchni zrówna

nia, położonych piętrowo na różnych wysokościach. Powierzchnie położone najwyżej, np.

wierzchowinowe zrównania Karkonoszy (Równia pod Śnieżką), uważano za pozostałości

rzeźby wieku paleogeńskiego, powierzchnie niższe były odpowiednio młodsze. Tworzenie

powierzchni zrównania miało być przerywane kolejnymi fazami tektonicznego dźwigania

Sudetów, po których rozpoczynało się zrównywanie w niższym poziomie. Ich rozwój od

bywał się kosztem wyższych, starszych powierzchni.
W późniejszym okresie (lata 70-90. XX w.) zwrócono uwagę, że wiele załomów stoko

wych rozdzielających zrównania ma założenia tektoniczne, a model „schodów uskoko

wych" lepiej wyjaśnia piętrowość rzeźby niż cyklicznie odbywająca się pedyplanacja. Brak

niezbitych dowodów na poparcie tezy o paleogeńskim wieku powierzchni szczytowych.

Wydzielanie osobnych faz tektonicznych także stało się, w świetle badań nad tektoniczno-

historią neogenu w południowo-zachodniej Polsce, mało zasadne.

Nowsze badania na Przedgórzu Sudeckim zakwestionowały pogląd o zrównanym charak

terze rzeźby paleogeńskiej. Długotrwałe głębokie wietrzenie, działające na bardzo zróżni

cowane pod względem budowy geologicznej podłoże, prowadziło do powstania rzeźby fa

listej i pagórkowatej, z licznymi formami ostańcowymi i górami wyspowymi. Świadectwem

tych procesów są zachowane grube pokrywy zwietrzelinowe, a w dźwiganych Sudetach

formy odsłonięte przez zdarcie zwietrzelin. Niewielki zasięg zrównań w Sudetach nie jest

więc konsekwencją zniszczenia starych, rozległych powierzchni płaskich, lecz odzwiercie

wietrzenia i denudacji w całym kenozoiku.

228

Ryc. 9.22. Ekshumacja rzeźby na

Jury Frankońskiej (wg K.-H. Pfeffera, zmieniona)

Drugim wzorcem, który znajduje zastosowanie przede wszystkim w analizie szyb

ko podnoszonych obszarów górskich, jest koncepcja „równowagi

(ang.

wiązana zwykle z nazwiskiem amerykańskiego geologa, Johna

T. Hacka, rozwijana przez różnych autorów w okresie późniejszym. Różni się ona za
sadniczo od poprzednich wzorców, ponieważ odchodzi od kierunkowego rozwoju
krajobrazu i wyróżniania etapów rozwoju rzeźby. Jej istotą jest założenie niezmienno
ści głównych rysów rzeźby, mimo trwającej erozji i denudacji, zwłaszcza w obszarach
tektonicznie aktywnych na zbieżnych granicach płyt, gdzie tempo podnoszenia jest
równe średniemu tempu denudacji. Mimo upływu czasu, góry nie ulegają obniżaniu
i przekształceniu w obszar wyżynny, ponieważ ubytek masy wskutek denudacji jest
równoważony przez tektoniczne dźwiganie.

Na koniec należy jeszcze wspomnieć o zjawisku ekshumacji rzeźby. Wskutek

podwyższenia bazy erozyjnej istniejąca rzeźba zostaje pogrzebana i zakonserwowana
na pewien czas przez młodsze osady morskie lub kontynentalne. Ponowne ożywienie
erozji, zwykle wskutek ruchów wielkopromiennych, powoduje zdarcie pokrywy osa

dowej i ponowne odsłonięcie starszej rzeźby (ryc. 9.22). Ekshumacja dobrze wyjaśnia
paradoksy obserwowane w wielu regionach na Ziemi, a mianowicie występowanie do
brze zachowanych form i zwietrzelin sprzed kilkudziesięciu i więcej milionów lat. Ich
obecność pozornie wskazuje na prawie zerową wielkość denudacji, podczas gdy w rze
czywistości mieliśmy do czynienia z akumulacją, a następnie denudacją pokrywy osa-

229

dowej, dzisiaj już

Wiek elementów ekshumowanych może być bardzo

różny, nawet

Szczególnie często jest spotykana rzeźba ekshumowana

wieku kredowego,

spod morskich i lądowych utworów pochodzących z te

go okresu, a osadzonych podczas wielkiej globalnej transgresji morskiej pod koniec
kredy, około 90-70

lat temu. Została ona udokumentowana między innymi w wa

piennych obszarach Czech i Moraw, w południowej Szwecji oraz w zachodniej części
Wyżyny

Powierzchnie zrównania

Rozległe obszary o monotonnej, równinnej rzeźbie określane są jako powierzch

nie zrównania

planation

przy czym termin ten jest stosowany tylko wte

dy, gdy w podłożu znajdują się skały zwięzłe. Powierzchnie zrównania są zatem osta
tecznym efektem procesów niszczących, działających przez długi czas w warunkach
ogólnego spokoju

Ich powstawanie próbowały opisywać trzy „klasycz

n e " wzorce rozwoju krajobrazu, omówione wcześniej, a zrównania powstające według
poszczególnych wzorców doczekały się swoich własnych nazw: peneplena, powierzch
nia kadłubowa i pedyplena, dzisiaj jednak rzadko używanych.

Wskaźnikową cechą powierzchni zrównania jest ścinanie do jednego poziomu

wychodni różnych skał podłoża, bez względu na różnice w odporności pomiędzy nimi

(ryc. 9.23). Taka idealna sytuacja jest jednak obserwowana w niewielu miejscach.

W większości przypadków ponad powierzchnię zrównania wznoszą się ostańcowe
grzbiety i pagóry zbudowane ze skał szczególnie odpornych na niszczenie, określane

jako góry wyspowe (ang. inselberg) (ryc. 9.24). W Polsce dobrym przykładem jest pira-

9.23. Ścinająca warstwy skalne powierzchnia zrównania na

Gower, Walia (fot. R Migoń)

230

Ryc. 9.24. Wzgórza ostańcowe na pustyni

(fot. R Migoń)

Śnieżki w Karkonoszach, wznosząca się 200 m ponad wierzchowinową po

wierzchnię zrównania Równi pod Śnieżką. Powierzchnie zrównania nie muszą jednak
wszędzie ścinać warstw skalnych. W obszarach o budowie

obserwujemy do

pasowanie rzeźby do struktury.

Powierzchnie zrównania były niegdyś w centrum zainteresowań geomorfologów,

gdyż miały stanowić klucz do odtworzenia ewolucji rzeźby regionu. Także starsze pra
ce polskie zawierają liczne opisy fragmentów równinnej rzeźby występującej na róż
nych wysokościach w Beskidach, Sudetach i w pasie wyżyn południowopolskich. Za
pomocą korelacji przestrzennej rekonstruowano pierwotny zasięg tych powierzchni
i tworzono scenariusze ewolucji geomorfologicznej dla większych regionów, często

jednak niezgodne ze sobą. Obecność powierzchni

warstwy skalne jest nie

podważalna, natomiast łączenie izolowanych fragmentów w większe całości i określa
nie ich wieku było często oparte na niepewnych podstawach. W rzeczywistości zrów
nania mogą mieć zasięg lokalny i odzwierciedlać specyficzne uwarunkowania struktu
ralne w danym miejscu. Przykładem takich powierzchni o lokalnym rozprzestrzenie
niu są pedymenty - nieznacznie nachylone powierzchnie podstokowe, występujące na
przedpolu masywów górskich i progów.

Literatura polska

Zuchiewicz

1980. Młode ruchy tektoniczne a morfologia Pienin. Rocznik Polskiego Towarzystwa Geolo

gicznego, t. 50, z. 2, s. 263-300.
Jedna z prac o charakterze regionalnym, pokazująca w jaki sposób rzeźba

reagu

je na

czynników wewnętrznych i zewnętrznych.

231

Baumgart-Kotarba

1983. Kształtowanie koryt i teras rzecznych w warunkach zróżnicowanych ruchów tek

tonicznych

wschodniego Podhala).

Prace Geograficzne

PAN 145: 1-133.

Przykład analitycznego opracowania doliny rzecznej w obszarze górskim, zawierającego interpretację roz
budowanych systemów teras rzecznych.

Literatura zagraniczna

Ollier C.D., 1991. Ancient Landforms. Belhaven, London.
Książka pokazuje, że w wielu regionach wiek rzeźby fluwialno-denudacyjnej jest bardzo

a stan

obecny musi być rozpatrywany na tle długotrwałej ewolucji

S.A., 1977. The Fluvial System.

New York.

Mimo upływu prawie 30 lat od wydania książka wciąż pozostaje wzorcowym opracowaniem całości proble
matyki rozwoju rzeźby fluwialnej i

uwarunkowań.

Thomas M. E, 1994.

in the Tropics.

Wiley, Chichester.

Rozdział 9 zawiera omówienie różnych teorii rozwoju rzeźby denudacyjnej w odniesieniu do obszarów tro
pikalnych, z naciskiem na znaczenie procesów wietrzeniowych.