plik

Geomorfologia wybrzeży

Wstęp

Przedmiotem zainteresowania geomorfologii wybrzeży są procesy,

wąski pas na styku lądów z powierzchnią oceanu światowego oraz rzeźba,
wskutek ich

Obszar ten, określany także jako strefa litoralna, cechuje się

znaczną dynamiką

ze stałego oddziaływania na brzeg procesów fizycznych

zachodzących w zbiorniku morskim: falowania, prądów i pływów, a w dłuższej skali
czasowej - także wahań poziomu morza. Dodatkowymi czynnikami wpływającymi na
rozwój wybrzeży są organizmy roślinne i zwierzęce oraz człowiek, który przez swoją

działalność może całkowicie zmieniać charakter wybrzeży.

tej działalności

jest przemieszczanie materiału skalnego w strefie brzegowej, a efektem są różnorod

ne formy degradacyjne i akumulacyjne. Procesy

będące bezpośrednią

konsekwencją ruchu wody morskiej są określane jako procesy litoralne.

W tworzeniu rzeźby wybrzeży uczestniczą również procesy rzeźbotwórcze środo

wiska lądowego. Do najważniejszych należą wietrzenie, grawitacyjne ruchy masowe

na stokach podcinanych przez fale i prądy oraz procesy eoliczne, którym podlega ma
teriał piaszczysty w strefie brzegowej. Intensywność tych procesów w środowisku

zależy w znacznej mierze od dynamiki akwenu i jest wielokrotnie wyższa na

wybrzeżach wysokoenergetycznych.

Do opisu strefy wybrzeża stosuje się głównie trzy określenia

15.1):

• wybrzeże, odnoszące się do pasa przebiegającego na styku lądu i morza, kształto

wanego przez procesy litoralne, zarówno w sposób bezpośredni, jak i pośredni;

• brzeg, czyli obszar położony pomiędzy najdalszym i najmniejszym zasięgiem napły

wających wód morskich, podlegający bezpośredniemu działaniu

twórczych

procesów litoralnych;

• linia brzegowa, odpowiadająca średniemu położeniu linii wody, czyli linii styku po

wierzchni lądu i morza. Rozdziela ona brzeg na strefę górną, rzadko zalewaną, oraz

dolną, odsłanianą tylko przy niskich stanach morza.

Określenie „strefa

ma szersze znaczenie niż

i obejmuje także

obszar stale pozostający pod wodą, nazywany podbrzeżem. Jego granicę od strony

383

15.1. Elementy wybrzeża (wg S. Musielaka)

morza wyznacza głębokość, na której rozpoczyna się oddziaływanie falowania na dno.

Obszar położony poza zasięgiem bezpośredniego oddziaływania wody morskiej jest
określany jako nadbrzeże.

Większość procesów i form brzegowych występuje także wzdłuż brzegów jezior,

chociaż ich dynamika jest z reguły mniejsza, a powstające formy osiągają mniejsze
rozmiary. Jest to konsekwencja mniejszej energii środowiska brzegów jeziornych.

Wybrzeża (ang. coast) są klasyfikowane według różnych kryteriów, a wielość sche

matów klasyfikacyjnych i używanych terminów może sprawiać wrażenie pewnego chaosu.
Porządkując podziały wybrzeży, należy mieć na uwadze nie tylko wspomnianą różnorod
ność kryteriów, ale także skalę przestrzenną, dla której dana typologia jest odpowiednia.
Określenie „wybrzeże wyrównane" odnosi się do dużego obszaru i długiego odcinka wy
brzeża (kilkadziesiąt kilometrów i więcej), ale w obrębie takiego odcinka mogą występo
wać zarówno klify, jak i szerokie plaże, oraz zaznaczać się tendencje do obniżania i pod
noszenia lądu. Szeroko stosowana jest wciąż klasyfikacja zaproponowana w 1952 r. przez
H. Valentina (ryc.

Wydziela on dwa typy wybrzeży -

się w stronę mo

rza oraz cofające się. W pierwszym przypadku następuje przyrost powierzchni lądowej,

w drugim - jego ubytek. Pozycję pośrednią zajmują wybrzeża nie zmieniające swojego

położenia. Taki rozwój wybrzeży jest wypadkową: wynurzania lądu, zanurzania lądu, de-
pozycji w strefie litoralnej i erozji wybrzeża. Największy przyrost lądu następuje, gdy ten
dencja wynurzająca i szybka akumulacja nałożą się na siebie. Erozja połączona z zanu
rzaniem prowadzi natomiast do przesuwania się linii wybrzeża w głąb lądu.

Klasyfikacje wybrzeży

384

Czysto opisowy, morfograficzny charakter wielu kryteriów

wybrzeży, na

przykład wyróżnianie wybrzeży stromych (klifowych) i płaskich, niestety, niewiele
mówi o dynamice przekształceń, ponieważ wybrzeża płaskie mogą podlegać zarówno
erozji i cofaniu, jak i przesuwać się w stronę morza wskutek akumulacji.

Specyficzny charakter ma

na podstawie uwarunkowań geologicznych

linii wybrzeży. Wyróżnia wybrzeża typu atlantyckiego, przebiegające poprzecznie lub
skośnie do struktur geologicznych, oraz typu pacyficznego, na ogół równoległe do
struktur podłoża. Te pierwsze mają zwykle znacznie bardziej urozmaiconą linię brze
gową, co wynika z selektywnego niszczenia wychodni skał o różnej odporności.

Typologia wybrzeży, uwzględniająca

wybrzeża fiordowe, szkierowe, riaso-

we, dalmatyńskie, limanowe i inne, dotyczy szerszej skali regionalnej i wskazuje na

konfigurację współczesnej linii brzegowej. Jest ona jednak niespójna pod względem
nazewnictwa i kryteriów. W pewnych przypadkach podkreśla obecność form (np.
manów, czyli odciętych przez mierzeje ujść rzek lub fiordów), w innych zaś stopień
rozczłonkowania linii brzegowej (np. wybrzeże wyrównane lub dalmatyńskie, czyli ka
nałowe).

Propozycja kompleksowej klasyfikacji wybrzeży (tab. 15.1), uwzględnia genezę

współczesnej strefy brzegowej oraz efektywność procesów w tej strefie działających,

zarówno litoralnych, jak i innych.

Klasyfikacje wybrzeży, formułowane głównie w 1. połowie XX

akcentowały

niemal wyłącznie przyrodnicze czynniki kształtujące strefę litoralną. Narastająca an
tropopresja powoduje, że coraz bardziej zasadne jest wydzielanie osobnej kategorii

wybrzeży przekształconych antropogenicznie uwzględniającej działania człowieka,

385

Tab. 15.1. Klasyfikacja brzegów morskich (wg Ionina i

Typy i rodzaje brzegów

Przykłady brzegów

Brzegi ukształtowane przez procesy

tektoniczne i subaeralne, mało
zmienione przez procesy litoralne

1.1. Pierwotnie rozczłonkowane

1.2. Pierwotnie wyrównane

rozczłonkowanie przez procesy
tektoniczne (kanałowe, uskokowe)
rozczłonkowane przez procesy erozyjne

(limanowe, estuariowe, riasowe)
rozczłonkowane przez procesy glacjalne
(fiordowe, szkierowe)
rozczłonkowane przez procesy wulkaniczne
nawiązujące do struktur fałdowych
nawiązujące do przebiegu uskoków

2. Brzegi ukształtowane głównie pod

wpływem falowania

Wyrównywane

2.2. Wyrównane

2.3. Wtórnie rozczłonkowane

abrazyjne
zatokowe abrazyjno-akumulacyjne

wskutek
wskutek abrazji i akumulacji
wskutek akumulacji lagunowej

abrazyjne
abrazyjno-akumulacyjne
akumulacyjne

3. Brzegi ukształtowane przez czynniki

inne niż falowanie

Potamogeniczne

3.2. Pływowe
3.3. Biogeniczne

3.4. Termoabrazyjne

delty
przybrzeżne równiny aluwialne

watty

koralowe
namorzynowe
lodowe

Musielak

1997. Brzegi mórz i

Encyklopedia Geograficzna Świata, t. VII, OPRES, Kraków, s. 61.

zwłaszcza budowę zabezpieczeń powstrzymujących erozję. Ocenia się, że obecnie
około

długości wybrzeża belgijskiego jest zmodyfikowane w ten sposób, w Japo

nii około 50%, a w Wielkiej Brytanii prawie 40% (ryc. 15.3). W wielu obszarach przy
rost powierzchni lądowej w ostatnich dziesięcioleciach dokonał się nie wskutek dzia
łania procesów naturalnych, lecz osuszania płytkich zatok, budowy sztucznych wysp
i półwyspów.

386

Ryc. 15.3. Strefa brzegowa silnie przekształcona przez działalność człowieka,

Awiw (fot. E. Migoń)

Falowanie

Rodzaje falowania

Falowanie jest

dostrzegalnym przejawem ruchu wody w zbiorniku. Od

bywa się pod wpływem

którego prędkość jest spowalniana przy powierzchni

lustra wody wskutek tarcia, co z kolei powoduje lokalne różnice ciśnienia. Ich skut
kiem jest powstawanie nierówności lustra wody, czyli fal (ang.

W obrębie po

jedynczej fali ruch wody odbywa się po kołowej lub zdeformowanej orbicie, a obser

wowane zjawisko „przemieszczania

fali jest odzwierciedleniem przenoszenia mo

mentu pędu. Falowanie może być opisane kilkoma parametrami, z których najważ
niejsze są (ryc. 15.4):

• długość fali, czyli odległość pomiędzy sąsiednimi grzbietami;
• wysokość fali, czyli różnica wysokości między grzbietem a doliną;
• stromość fali, czyli stosunek wysokości do długości,
• prędkość fali, czyli tempo przemieszczania się grzbietu, oraz
• okres fali, czyli czas, w którym cząstka wody biorąca udział w ruchu falowym wyko

na pełne okrążenie po swojej orbicie.

Oprócz falowania wiatrowego w zbiornikach wodnych są wyróżniane inne rodzaje falowania, wywo

łane niejednorodnością ośrodka (różnicami w gęstości, temperaturze, zasoleniu

Ich rezultatem są

tzw. fale wewnętrzne, nie mające istotniejszego znaczenia geomorfologicznego.

387

Ryc. 15.4. Podstawowe parametry fali

Parametry są zależne od cech zbiornika wodnego (wielkości, głębokości) i pręd

kości wiatru (RAMKA 15.1). Wrażenie braku uporządkowania sfalowanej po

wierzchni akwenu wynika z nakładania się na siebie wielu ciągów fal o różnych cha

rakterystykach.

Ruch wody pod wpływem wiatru

największy przy powierzchni i stopniowo wy

gasa w głąb. Na głębokości równej połowie długości fali ruch praktycznie zanika,
a głębokość tę określa się jako podstawę falowania. Wysokość fali na otwartym mo
rzu zależy głównie od siły wiatru, natomiast w strefie przybrzeżnej także od głęboko-

Na podstawie długotrwałych obserwacji zidentyfikowano różnorodne zależności między

parametrami fal i czynnikami falotwórczymi. Związki pomiędzy wysokością fal, prędko

ścią wiatru i wielkością akwenu pokazują zależności:

Gdzie: H - wysokość fali (m), F - długość akwenu (km), U - prędkość wiatru (m s
Zmiany prędkości i długości fali translacyjnej na płytkiej wodzie są opisane zależnościa

mi:

gdzie: v prędkość fali (m s

L -

długość

(m), g - przyspieszenie ziemskie (m s

- głębokość wody (m).

Ramka

długość i prędkość

oraz H 0,031

oraz L

388

ści akwenu. Fale sztormowe mogą przekraczać 5 m wysokości, natomiast indukowa
ne sejsmicznie fale tsunami osiągają nawet ponad 30 m.

Wyróżniane są dwa rodzaje falowania oscylacyjne i translacyjne. Falowaniem

oscylacyjnym nazywamy ruch cząsteczek wody po orbitach

które nie ulega

ją deformacji wskutek tarcia o dno. Warunkiem koniecznym jest zatem położenie dna

zbiornika wodnego poniżej podstawy falowania (ryc. 15.5), dlatego z tym typem fal

spotykamy się na otwartym morzu, w większej odległości od brzegu, w obrębie głębo
kich zatok. Wzrost siły wiatru powoduje wzrost długości fali i deformację
kołowej orbity.

fali na płytkich wodach przybrzeżnych prowadzi do falowania trans-

lacyjnego. Wskutek zwiększonego tarcia o dno maleje długość fali, co powoduje za
gęszczenie grzbietów fal wraz ze zbliżaniem się do brzegu. Płytkie położenie dna wy-

fal

Ryc. 15.5. Falowanie oscylacyjne i translacyjne. Wraz ze zbliżaniem się fali do brzegu następuje zmiana

długości i wysokości fali: L - długość fali, H - wysokość fali

Ryc. 15.6. Fale uderzające w klify granitowe i kipiel klifowa, południowo-zachodnia Anglia (fot. Migoń)

389

musza ponadto wzrost wysokości fali, a wskutek

tarcia i spowolnienia

ruchu przy dnie fala staje się asymetryczna i niestabilna. Ostatecznie załamuje się,
a cząsteczki wody nie poruszają się już po zamkniętych orbitach, lecz ruchem postę
powym w kierunku lądu. Łamiące się fale nazywane są grzywaczami, a pas pomiędzy
linią łamania fal a brzegiem - strefą dyssypacji (rozpraszania energii fali). Dalszy ruch

wody w tej strefie zależy od charakteru brzegu i

różny na brzegach stromych i pła

skich. Na brzegu stromym (klifowym) woda uderza z dużą siłą w powierzchnię skalną
i rozbijając się o nią, ulega częściowemu odbiciu (ryc. 15.6). Na brzegu płaskim woda
napływa w formie cienkiej warstwy, a następnie spływa z powrotem w kierunku mo
rza. Na plażach piaszczystych lub żwirowych część wody wsiąka w podłoże i wraca do
morza podpowierzchniowo.

Z napływem fal w kierunku skośnym do izobat (linii jednakowej głębokości

dna) jest związane zjawisko refrakcji, czyli wygięcia linii grzbietów fal. Polega ono
na spowolnieniu ruchu fal w strefie, w której dno jest położone na mniejszej głębo
kości. Wskutek tego fale ulegają kompresji, a w dalszej kolejności łamaniu, czemu
towarzyszy wyzwalanie większej ilości energii. Większa głębokość akwenu w obsza
rze sąsiednim powoduje, że napływ fal na brzeg jest spokojniejszy. Refrakcja ma
szczególne znaczenie na wybrzeżach o urozmaiconym przebiegu linii brzegowej,
prowadząc do koncentracji energii na odcinkach wysuniętych i jej rozpraszania

w zatokach położonych pomiędzy nimi (ryc. 15.7). Podobną rolę odgrywają przy

brzeżne wyspy, stanowiąc równocześnie ochronną barierę dla położonego za nimi
fragmentu wybrzeża.

15.7. Refrakcja fal

Znaczenie geomorfologiczne falowania

Falowanie powoduje dostarczanie energii do brzegu, a jej ilość ma podstawowe

znaczenie dla dynamiki wybrzeża i jego geomorfologicznych przekształceń. Energia
pojedynczej łamiącej się fali jest proporcjonalna do kwadratu jej wysokości:

390

H -

wysokość fali, p - gęstość wody, g - przyspieszenie

Tak więc, ilość

energii

się fali sztormowej o wysokości 3 m jest ponad 30 razy większa od fali

wysokości 0,5 m, typowej dla stref umiarkowanego wiatru. Wysokość fal

cych do brzegu jest zmienna, a zatem w praktyce do oceny wybrzeży z punktu widze
nia ilości dostarczanej energii wykorzystuje się wartości średnie obliczone dla najwyż
szych rejestrowanych fal, stanowiących jedną trzecią całej populacji. Wyróżnia się wy
brzeża wysokoenergetyczne (średnia wysokość 2 m),

niskoenergetyczne

Oprócz energii pojedynczych fal, ważne jest także przestrzenne zróżnicowanie jej

ilości, wynikające ze zjawiska refrakcji. Jedną z miar tego zróżnicowania jest współ
czynnik refrakcji:

gdzie:

- odległość między liniami prostopadłymi do grzbietów fal na głębokiej wo

dzie, S - odległość między liniami prostopadłymi do grzbietów fal w miejscu osiąga
nia brzegu.

Na wybrzeżach płaskich, z szeroką płytką strefą przybrzeżną, energia przemiesz

czających się fal może ulec niemal całkowitemu rozproszeniu w dużej odległości od
brzegu, tak że praktycznie nie docierają one w ogóle do niego. Stwarza to korzystne

warunki do powstania rozległych równin pływowych, słonych bagien i wybrzeży na-

morzynowych.

Energia fal może być wykorzystana na różnego rodzaju pracę, z czego wynika

różnorodność skutków falowania w strefie przybrzeżnej. Na ogół fale oddziałują

w sposób mechaniczny, powodując kruszenie skał i przenoszenie luźnych okruchów

skalnych.

Na stromych wybrzeżach skalnych uderzanie fal o brzeg powoduje ich kruszenie

wskutek rozsadzającej działalności wody dostającej się w szczeliny skalne, fugi

dzywarstwowe i zagłębienia pochodzenia

Dochodzi przy tym do zja

wiska kawitacji, a więc uwięzienia poduszki powietrznej pomiędzy falą a powierzch

nią brzegu. Jej rozerwanie wyzwala dodatkową energię, powodującą niszczenie skał.
Znaczny

energetyczny fal pozwala im na przenoszenie

fragmen

tów skalnych, które

w brzeg, osłabiając w ten sposób wytrzymałość podłoża.

Jeśli miotane odłamki są twardsze niż skała tworząca brzeg (np. kwarcytowe otocza
ki uderzające w klify z miękkich piaskowców), wtedy destrukcja brzegu zachodzi
szczególnie intensywne. Przy mniejszej energii odłamki skalne są przesuwane po pod
łożu i powodują jego ścieranie, którego efektywność będzie także zależała od różnic
wytrzymałości na ścieranie pomiędzy otoczakiem a podłożem.

Procesy niszczące mają charakter oddziaływań mechanicznych i są określane ja

ko abrazja mechaniczna. Specyficzne rodzaje brzegów mogą być też kształtowane
przez abrazję chemiczną, gdy niszczenie skały następuje wskutek rozpuszczania,
a także abrazję termiczną, działającą na brzegach lodowych i w gruntach przemarz
niętych.

391

Na wybrzeżach o charakterze akumulacyjnym podstawowym skutkiem falowania

jest ciągle przemieszczanie rumowiska skalnego tworzącego plażę, zarówno w kierun

do brzegu, jak i równoległym do niego. Temu ustawicznemu trans

portowi towarzyszy mechaniczna obróbka ziaren,

na ich obtaczaniu i ście

raniu, dlatego piaski i żwiry budujące plaże są na ogół zaokrąglone. Także większe
fragmenty mają charakter otoczaków o pokroju zależnym od struktury skały.

Prądy przybrzeżne

Jedną z konsekwencji falowania translacyjnego jest powstanie prądów przybrzeż

nych, które odgrywają znaczącą rolę w transporcie materiału skalnego wzdłuż wy
brzeża oraz prostopadle do niego. Wyróżniane są dwa rodzaje: prąd przybrzeżny

wzdłużny (ang. longshore

oraz prąd rozrywający (ang. rip

Razem two

rzą one swoiste komórki cyrkulacyjne, w których odbywa się krążenie wody i materia
łu skalnego budującego plażę i dno morskie w strefie brzegowej (ryc. 15.8).

Prąd przybrzeżny wzdłużny jest wywołany koniecznością kompensacji nierówno

miernego napływu wód morskich na brzeg. Wysokie fale przynoszą większe masy wody,
która odpływają wzdłuż brzegu tam, gdzie napływ jest mniejszy. W miejscach najmniej
szego napływu tworzą się prądy rozrywające skierowane ku otwartemu morzu. Mogą
one osiągać prędkość do 1 m

i przez to są bardzo niebezpieczne dla kąpiących się.

Prąd przybrzeżny nabiera szczególnego charakteru, gdy wiatr wieje skośnie do

wybrzeża i fale docierają do brzegu pod pewnym kątem. Cyrkulacja w obrębie nastę

po sobie komórek jest wówczas jednokierunkowa i ogólny kierunek ruchu

wody jest równoległy do brzegu. Konsekwencją działania prądu przybrzeżnego jest

transport rumowiska wzdłuż wybrzeża, a materiał przenoszony w ten sposób

zywany potokiem rumowiska. Kierunek i efektywność transportu są uzależnione od
lokalnej sytuacji

a ta cechuje się na ogół dużą zmiennością.

Jeśli jednak na pewnym odcinku brzegu mamy do czynienia z dominacją wiatru i na
pływu fal z jednego kierunku (np. zachodniego), wypadkowy potok rumowiska będzie

wykazywał ruch w kierunku z reguły przeciwnym (w tym przypadku wschodnim).

Z kolei prądy rozrywające powodują przekształcanie rzeźby dna w strefie przybrzeż
nej. Oddziałują one erozyjnie, prowadząc do powstania kanałów i obniżeń w obrębie
podwodnych wałów równoległych do brzegu, zwanych rewami.

Ryc. 15.8. Cyrkulacja przybrzeżna przy kierunku napływu fal prostopadłym (a) i ukośnym (b) w stosunku

do brzegu

392

Znaczenie wielkoskalowych prądów oceanicznych dla kształtowania rzeźby

ralnej jest wyłącznie pośrednie.

Pływy i ich znaczenie geomorfologiczne

Regularne wahania poziomu morza wywołane grawitacyjnymi oddziaływaniami

Słońca, Księżyca i Ziemi są określane jako

(ang. tides). Względny ruch tych

trzech ciał niebieskich powoduje, że w danym miejscu dwukrotnie w ciągu doby księ
życowej, trwającej 24 godz. i 48 minut, występuje podniesienie poziomu morza („na
brzmienie

(RAMKA 15.2). Każdy pojedynczy cykl pływowy składa się

z przypływu, czyli okresu stałego podnoszenia się poziomu wody, oraz odpływu, czyli
okresu obniżania się poziomu wody. Wysokość pływu na otwartym oceanie wynosi
0,4-0,6 m, ale w zatokach mórz otwartych może osiągać znacznie wyższe wartości

Ramka

morskie

Pływy są konsekwencją oddziaływań grawitacyjnych pomiędzy Słońcem, Księżycem i wo
dami oceanu światowego na Ziemi. Wpływ Księżyca, mimo jego mniejszej masy, jest po
nad dwukrotnie większy od wpływu Słońca, ponieważ jest on położony znacznie bliżej
Ziemi. Siła powodująca przypływ jest wypadkową siły przyciągania przez te ciała niebie
skie oraz siły wynikającej z obrotu Ziemi wokół punktu ciężkości

dla układu

położonego wewnątrz Ziemi. Przyciąganie Księżyca jest największe

w punkcie Ziemi położonym najbliżej niego, a najmniejsze w punkcie najbardziej oddalo

nym. Siła odśrodkowa jest równa sile przyciągania Księżyca w środku Ziemi, mniejsza bli
żej Księżyca, większa po stronie

dlatego w oceanie powstają dwa nabrzmienia

pływowe, objawiające się jako przypływy.

Powstawanie pływów (wg E. Bajkiewicz-Grabowskiej i Z. Mikulskiego)

Oddziaływania w układzie Ziemia-Księżyc modyfikuje Słońce. Gdy wpływy Słońca i Księ
życa sumują się, oscylacje powierzchni morza osiągają maksymalną wartość. Nazywane są
one pływami syzygijnymi. Gdy Księżyc i Słońce tworzą z Ziemią dwa odcinki prostopadłe
do siebie, ich oddziaływania częściowo się znoszą, a pływy - określane jako kwadraturo-

we - mają najmniejszą amplitudę.

393

Ryc. 15.9. Odpływ w zatoce Saint

Francja (fot.

Migoń)

(m.in. zatoka Fundy na wschodnim wybrzeżu Kanady - do 20

zatoka Saint

w Normandii - 15

zatoka Hangzhou w Chinach - 11 m). W akwenach zamkniętych

wysokość pływów jest znacznie mniejsza. Na Bałtyku sięga ona tylko 0,05 m.

Geomorfologiczne znaczenie pływów jest głównie pośrednie, związane z regular

nym odsłanianiem i zalewaniem fragmentu wybrzeża. Na wybrzeżach płaskich, o nie

wielkim nachyleniu, szerokość okresowo odsłanianej powierzchni może wynosić na
wet kilka kilometrów (ryc. 15.9). Ma to szczególne znaczenie dla rozwoju wybrzeży

skalistych, gdzie są odsłaniane platformy skalne. Panują tam dogodne warunki dla
działania różnorodnych procesów wietrzeniowych, zwłaszcza dla wietrzenia solnego
i wietrzenia wywoływanego przez hydratację i dehydratację podłoża. Środowisko pły

wowe stwarza także korzystne warunki bytowania wielu gatunków organizmów ży
wych, w tym

niszcząco na skałę (np. skałotocze). Na wybrzeżach aku

mulacyjnych z pływami o dużym zasięgu są związane specyficzne formy rzeźby litoral-
nej, między innymi szerokie równiny pływowe i słone bagna, a także zbiorowiska na-

(zob. rozdział 15.7.4). Ruch wody podczas pływów pozwala także na

transport produktów wietrzenia w kierunku głębszych partii akwenu. Pas wybrzeża
między zasięgiem przypływu i odpływu, określany jako strefa międzypływowa, jest
z reguły najaktywniej przekształcanym fragmentem wybrzeża.

Pływy powodują również erozję. Przypływ w wąskich estuariach może powodo

wać powstanie fali pływowej, która przemieszcza się w kierunku brzegu z prędkością

do 30 km na godzinę. Podobnie silne prądy tworzą się podczas odpływu. Oddziałują
one niszcząco na podłoże, pogłębiając kanały pływowe. Fale pływowe wędrują także

w górę dolin rzecznych, na odległość nawet ponad 100 km, a ich wysokość może wy

nosić kilka metrów. Ich obecność w znaczący sposób zmienia przebieg procesów

wialnych.

394

Formy abrazyjne

Klify

Przewodnimi formami rzeźby abrazyjnej są klify (ang.

czyli stromo

lone lub pionowe odcinki stoku, wyrastające bezpośrednio z morza lub ograniczające
od strony lądu skalną platformę przybrzeżną (ryc. 15.10). Wysokość klifów jest uza
leżniona od charakteru rzeźby nadbrzeża i bardzo zróżnicowana, od kilku do ponad
200 m w przypadku wielkich urwisk. Klify są zbudowane ze skal o różnej litologii, przy
czym istnieje zależność między stromością klifu a wytrzymałością ośrodka skalnego.
Masywne, twarde skały, jak granit lub bazalt, tworzą na ogół urwiska, klify w skałach
miękkich (np. kredzie piszącej, słabo skonsolidowanych piaskowcach, łupkach) są
z reguły niższe i nachylone pod kątem 50-80°. Mogą też występować w utworach nie-
zlityfikowanych, wieku

- piaskach i glinach. Tego typu są klify na

polskim wybrzeżu Bałtyku (wyspa Wolin, okolice Jastrzębiej Góry, Gdynia Orłowo),
zbudowane głównie z utworów lodowcowych i wodnolodowcowych, miejscami także
z

skał kredowych. Swoisty paradoks, jakim jest występowanie klifów

w miękkim podłożu, jest łatwo wytłumaczalny. Klify tworzą się wszędzie tam, gdzie

podcinanie stoku przez procesy litoralne zachodzi szybciej i efektywniej niż jego
spłaszczanie przez procesy powierzchniowe.

Klify przybierają bardzo różną formę, odzwierciedlającą głównie cechy podłoża

skalnego i jego wewnętrzne zróżnicowanie. W miękkim, mało zróżnicowanym podło
żu (skały osadowe, utwory morenowe) przebieg linii brzegowej jest na ogół prosty,
a profil stoku wyrównany (ryc. 15.11). Odmienna jest rzeźba klifu w skałach zwię-

15.10. Brzeg klifowy w skalach twardych, wybrzeże południowej Anglii (fot. Migoń)

395

skalistymi ostrogami i cyplami. Na ich przedłużeniu występują odizolowane

ostańce i skałki, określane jako ostańce abrazyjne (ang. stacks). Część z nich przybie
ra spektakularne kształty iglic i baszt skalnych o wysokości nawet ponad 100 m (fot.
33). Podcinanie dolnych odcinków klifu przez fale prowadzi do powstania podciosów
brzegowych i nisz abrazyjnych (ang.

których głębokość może sięgać kilku me

trów. W miejscach silniej spękanych rozwijają się jaskinie nadmorskie, miejscami dłu
gości ponad 100 m. Niekiedy strop jaskini zapada się i powstaje głęboka studnia sięga

jąca do poziomu morza. Do najbardziej efektownych form stowarzyszonych z klifami

należą łuki i mosty skalne, tworzące się w obrębie wąskich ostróg wybrzeża i ostań
ców abrazyjnych. Niektóre z nich osiągają znaczne rozmiary, do kilkudziesięciu me
trów wysokości i ponad 100 m długości, są to jednak formy nietrwałe i wiele z nich
zapada się podczas silnych sztormów.

W rozwoju klifów udział biorą różne procesy niszczące, zarówno związane ze śro

dowiskiem litoralnym, jak i

procesy powierzchniowe. Do tych ostatnich

należą przede wszystkim ruchy masowe, ułatwione wskutek ciągłego podcinania klifu
przez fale. Prowadzi to do wzrostu nachylenia stoku i utraty jego stateczności. W za
leżności od cech podłoża skalnego, wybrzeża klifowe są przekształcane przez obrywy
i odpadanie, głębokie osuwiska rotacyjne, spływy i osuwiska błotne (ryc. 15.12). Ma-

Ramka

Recesja klifu bałtyckiego w Trzęsaczu

Ruiny kościoła w Trzęsaczu niedaleko Trzebiatowa na Pomorzu Zachodnim pokazują,

szybko zachodzi proces cofania się brzegów klifowych na polskim wybrzeżu Bałtyku. Go

tycki kościół został wybudowany w XV w. w odległości około 1 km od krawędzi klifu, któ

ry ma na tym odcinku wysokość około 15 m i jest zbudowany głównie z glin lodowcowych.

brzegu sprawiła, że już w połowie XVIII w. kościół

się bar

dzo blisko krawędzi, a kalendarium losów kościoła przedstawia się następująco:

• 1750 r. - krawędź klifu 58 m od kościoła
• 1835 r. - krawędź klifu 12 m od kościoła
• 1855 r. - krawędź klifu 5,5 m od kościoła
• 1868 r. - krawędź klifu 1 m od murów kościoła.

W 1900 r. runęła do morza północno-zachodnia część kościoła, kolejne partie murów wa

liły się w latach 1903-1922 i w 1973 r. Obecnie pozostał niewielki fragment południowej

ściany.
Tempo recesji klifu było zmienne i stopniowo malało, nie na tyle jednak, aby budowla mo

gła zostać uratowana. Średnie tempo w ostatnich 200 latach wynosiło 0,4 m na rok, ale

w 2. połowie XVIII w. było bliskie 1 m na rok. Jeszcze dawniej było zapewne zbliżone,

a może nawet większe. Cofanie klifu powoduje głównie płytkie osuwiska i spływy błotne,

a w okresach suchych, gdy glina jest przesuszona, także obrywy.

1982.

klifowych wybrzeża Polski.

Ossolineum, Wrocław.

397

teriał skalny gromadzi się u podnóży klifu i jest stopniowo niszczony i rozmywany

wskutek

falowania i prądów przybrzeżnych. Jego usunięcie ponownie odsła

nia postawę klifu, która znów zaczyna być podcinana, co prowadzi do kolejnych epi
zodów ruchów masowych. Wielkie osuwiska dostarczają do podstawy klifu tak znacz
ne objętości materiału skalnego, że ich usunięcie może trwać kilkadziesiąt lat i wię
cej. Oprócz ruchów masowych na ścianach klifów działają procesy wietrzeniowe,
zwłaszcza wietrzenie solne, a w skałach miękkich także procesy erozyjne związane
z oddziaływaniem wody płynącej. Dodatkowym czynnikiem niszczącym są pojawiają
ce się w obrębie klifów wypływy wód podziemnych.

Wszystkie klify podlegają cofaniu, choć w zależności od wytrzymałości skał budują

cych klif i energii falowania tempo cofania jest bardzo zróżnicowane (tab. 15.2). Naj
szybciej cofają się klify zbudowane z utworów słabo skonsolidowanych, o
młodym wieku, a tempo tego procesu w pewnych okresach może sięgać 10 m na rok

(RAMKA 15.3). Dla kontrastu, w twardych skałach granitowych recesja klifów przebie

ga w tempie rzędu 1 mm na rok, a nawet

Cofanie klifów może powodować nisz

czenie dróg, budynków, a nawet całych miejscowości nadmorskich. Równie spektaku
larne bywają efekty krajobrazowe. Szybkie cofanie kredowych klifów na południowym

wybrzeżu Anglii doprowadziło do zniszczenia dolnych odcinków suchych dolin, których
wyloty są dzisiaj zawieszone nad klifowymi urwiskami (ryc. 15.13).

15.13. Zawieszone doliny na klifie kredowym w południowej Anglii (fot. Migoń)

Platformy abrazyjne

Większości klifów towarzyszą od strony morza szerokie, opadające do morza skal

ne platformy (fot. 34). Ich średnie nachylenie wynosi około 1°, szerokość od kilkudzie
sięciu do kilkuset metrów. Szerokość platform jest pozytywnie skorelowana z wysoko-

398

Tab. 15.2. Średnie tempo cofania klifów w zależności od litologii

Litologia

Tempo cofania

w ciągu 1000

Masywne

granitowe

0,001

Wapienie

0,001-0,01

1-10

Łupkowe serie fliszowe

0,01

Kreda pisząca i słabo skonsolidowane

0,1-1

100-1000

utwory kenozoiczne (iły, mułowce)
Utwory glacjalne

1-10

1000-10 000

Luźne utwory wulkaniczne

10 000

Wartości w kolumnie 3 są efektem prostej ekstrapolacji i muszą być traktowane jako orientacyjne.

Źródło: Goudie

1995. The

Blackwell, Oxford (s. 195).

ścią pływów. W ich rozwoju główną rolę odgrywa ścieranie podłoża skalnego
przez nieustannie przemieszczane odłamki skalne, dlatego są one określane

plat

formy abrazyjne (ang.

chociaż odpowiedniejsze byłoby neutralne

z punktu widzenia genezy określenie platforma przybrzeżna (ang.
Dużą rolę

też procesy wietrzeniowe, w tym wietrzenie biologiczne, a w przy

padku platform wapiennych - rozpuszczanie. W specyficznych sytuacjach platformy
mogą być uwarunkowane strukturalnie i nawiązywać do uławicenia, ale na ogół ścina

ją struktury podłoża lub są rozwinięte w skałach masywnych (np. granitach). Na
wybrzeżach pływowych platforma jest odsłaniana podczas odpływu, a na znacznej

powierzchni zalewana podczas przypływu. Platformy abrazyjne rozwijają się kosztem
cofającego się klifu, tzn. ich zasięg od strony lądu zwiększa się wraz z cofaniem klifu.

Rzeźba platform abrazyjnych jest bardzo urozmaicona, co odzwierciedla selek

tywne działanie abrazji i wietrzenia, nawiązujące do przebiegu spękań, uskoków
i mniej masywnych fragmentów skały. Typowe są wąskie rozpadliny wzdłuż spękań,
przegłębienia na skrzyżowaniach spękań i garby w miejscu występowania skał bar
dziej masywnych. Częste są kotły eworsyjne, powstające wskutek ruchu wirowego oto
czaków, niekiedy tworzące złożone systemy i ciągi. Duże zróżnicowanie mikrorzeźby
i towarzysząca przypływom okresowa wymiana wody w zagłębieniach stwarza bardzo
korzystne warunki bytowania wielu organizmom roślinnym i zwierzęcym, a platformy
charakteryzują się na ogół znaczną bioróżnorodnością. Na powierzchni platformy
może okresowo występować pokrywa akumulacyjna o charakterze piaszczystym lub
żwirowym (plaża).

Ciekawą odmianą platform przybrzeżnych są szerokie zrównania nadmorskie wy

stępujące na wybrzeżach w wysokich szerokościach geograficznych, określane jako

strandflat.

Występują one między innymi na wybrzeżach północnej Norwegii i Spits

bergenu (fot. 35), gdzie osiągają szerokość do 2,5 km, a więc są znacznie szersze niż

typowe platformy abrazyjne. Na ich rzeźbę składają się na ogół systemy podniesio
nych teras morskich, z których najwyższe są położone na wysokości ponad 50 m (zob.
rozdział 15.10). Jako strandflat opisywane są także rozległe równiny przybrzeżne ści
nające struktury podłoża, szerokości do 50 km. Ich obecne położenie powyżej pozio-

399

mu morza wynika z postglacjalnego podniesienia lądu po zaniku grubych pokryw lo
dowych, ale formy erozyjne i obecność pakietów żwirów morskich wskazują na udział
procesów litoralnych w ich tworzeniu. Geneza zrównań, a zwłaszcza przyczyny osią
gania tak znacznej szerokości, nie są jednak w pełni wyjaśnione. Prawdopodobnie za
sadnicze znaczenie ma współdziałanie abrazji i wietrzenia mrozowego w szerokiej
strefie znajdującej się w zasięgu pływów.

Akumulacyjne formy rzeźby

Plaże

Plaże (ang. beach) są najpowszechniej występującymi formami akumulacji litoral-

nej, stanowiąc około

łącznej długości wybrzeży obszarów lądowych. Są one zbu

dowane z luźnych ziaren mineralnych, głównie we frakcji

zwykle kwarco

wych (stąd jasna barwa większości plaż) i stosunkowo dobrze obtoczonych. Wokół
wysp pochodzenia wulkanicznego mogą występować plaże zbudowane z materiału
wulkanicznego i wówczas piaski plażowe mają ciemną barwę. Miejscami plaże są zbu

dowane z materiału znacznie grubszego, należącego do frakcji głazowej

20 mm).

Utwory plażowe mogą też zawierać fragmenty organiczne, przede wszystkim pokru
szone muszle. Na ogół plaże są tworzone przez taki materiał, jaki jest dostarczany na
dany odcinek wybrzeża ze źródeł lądowych, brzegowych i podmorskich.

W zależności od lokalnych uwarunkowań plaże tworzą nieprzerwane ciągi długo

ści wielu kilometrów (ryc. 15.14), ale występują także w wewnętrznych częściach

15.14. Długa plaża piaszczysta na polskim wybrzeżu Bałtyku (fot. Migoń)

400

Ryc. 15.15. Ruch rumowiska w strefie brzegowej plaży w zależności od kierunku wiatru: a) kierunek wiatru

do wybrzeża, b) kierunek wiatru skośny do wybrzeża

zatok, pomiędzy wysokimi ostrogami i półwyspami. Na zapleczu plaż mogą wy

stępować

wydmowe, powiązane z plażami w jeden system krążenia materii

i energii, ale plaże mogą też powstawać u podnóży klifów, zwłaszcza gdy te są zbudo

wane z mało zwięzłych utworów piaszczystych.

Plaże są nieustannie przekształcane przez falowanie, a materiał je budujący pod

lega permanentnej wędrówce od morza w stronę lądu i z powrotem. Ruch wstępują
cy zachodzi podczas napływu fal, zstępujący podczas spływu powrotnego. Jeśli fale

w brzeg pod pewnym kątem, wówczas na ruch do i od lądu nakłada się prze

mieszczanie ziaren wzdłuż wybrzeża (ryc.

W różnych okresach plaża może być niszczona lub nadbudowywana. Mała ener

gia falowania powoduje, że tylko część materiału jest unoszona z powrotem do mo
rza, ponieważ siłę fali spływowej osłabia tarcie i infiltracja w przepuszczalne podłoże.
Podczas sztormu plaża jest rozmywana i erodowana, a siła fali spływowej jest wystar
czająca do transportu powrotnego. Na wielu wybrzeżach strefy umiarkowanej zimna
połowa roku cechuje się większą częstotliwością sztormów, dlatego w okresie zimo

wym na plaży dominuje erozja, w lecie przeważa

Niezależnie od falowa

nia, pewną rolę w transporcie materiału w obrębie plaży odgrywa wiatr.

W profilu poprzecznym plaży wyróżniane są skłon plaży, opadający w kierunku

morza, oraz położony od strony lądu wał burzowy o płaskiej lub lekko wypukłej po

wierzchni (ang.

Jego położenie wyznacza maksymalny zasięg napływu fal,

a wielkość odzwierciedla siłę sztormów. Na Bałtyku wały burzowe mają do 2-3 m wy
sokości, na otwartych wybrzeżach atlantyckich miejscami ponad 10 m. Nachylenie

plaży waha się od 2° dla drobnego piasku do 20° w przypadku występowania otocza
ków, a jej profile poprzeczne

różne kształty. Większa przepuszczalność

utworów gruboziarnistych powoduje, że efektywność spływu powrotnego jest bardzo
niska, a redystrybucja rumowiska niewielka. Równolegle do plaży, w przybrzeżnej
części akwenu, występują podwodne wały i ławice określane jako rewy (ang.
bar),

wysokości od 1-2 do nawet ponad 10 m. Mogą występować pojedynczo lub w ze

społach, równolegle do siebie. Pomiędzy nimi znajdują się wówczas rynny i bruzdy.
Wały podwodne

prawdopodobnie w miejscach spadku energii fal po ich za

łamaniu, czego skutkiem jest spadek zdolności do transportu rumowiska. Rzeźba

401

ży różnicuje się także wzdłuż wybrzeża. Małymi formami są tzw. sierpy plażowe (ang.
beach

występujące rytmicznie wzdłuż plaży i będące łukowatymi w planie ob

niżeniami powierzchni jej skłonu. Ich geneza wciąż nie jest w pełni rozpoznana.

Aby powstała plaża, musi być na tyle duża dostawa materiału mineralnego, żeby

falowanie i prądy przybrzeżne nie były w stanie go usunąć.

trzy główne źródła

dostawy:

• fluwialne - materiał jest dostarczany przez rzeki płynące z głębi lądu, a następnie

rozprowadzany wzdłuż brzegu przez prądy przybrzeżne;

• podmorskie - materiał pochodzi z rozmywania dna morskiego w strefie przybrzeż

nej i wyrzucania na ląd przez napływające fale;

• brzegowe - z podcinanych klifów i wydm podlegających erozji.

Zmniejszenie dostawy materiału, które może wynikać z różnych przyczyn, zmie

nia budżet sedymentacyjny plaży i prowadzi do erozji. Obserwowana w wielu miej
scach w ostatnich dziesięcioleciach przyspieszona erozja plaż ma głównie przyczyny
antropogeniczne i wynika ze stabilizacji klifów i niedopuszczania do ich podcinania
oraz

wielkości transportu fluwialnego przez budowę zbiorników zaporo

wych na wielu rzekach.

Kosy i formy pokrewne

Ważną rolę w rozwoju akumulacyjnych form rzeźby wybrzeża odgrywa wzdłuż-

brzegowy transport rumowiska, związany z działaniem prądów przybrzeżnych. Jego

efekty są widoczne przede wszystkim tam, gdzie występuje załamanie w przebiegu li
nii

zaczyna się zatoka morska lub szerokie ujście rzeki. Niesiony materiał

narasta na przedłużeniu prostego odcinka brzegu, sięgając stopniowo coraz bardziej

w stronę otwartego morza.

Formą rzeźby powstałą przez

w takim położeniu geomorfologicznym

jest kosa (ang. spit). Kosy są zbudowane z materiału piaszczystego lub żwirowego i po-

15.16. Powstawanie kosy

402

wstają przez równoczesną rozbudowę podmorskich

narastających w kierunku

otwartego morza oraz przekształcanie odcinków położonych bliżej lądu w nadwodne
formy rzeźby (ryc. 15.16). Wynurzanie kosy nie musi przebiegać systematycznie od
nasady w stronę morza - mogą one także powstać z połączenia ciągu wysp. Ich po

wierzchnia jest nieznacznie wzniesiona powyżej średniego poziomu morza, od strony

otwartego morza znajduje się plaża, a oś stanowi pojedynczy lub złożony wał burzo

wy. Podczas szczególnie silnych sztormów wzburzone wody morskie mogą się przele
wać przez młode, wąskie kosy. Na starszych, odpowiednio szerokich kosach zaczyna
ją działać procesy wydmotwórcze, a powstające wydmy mogą sięgać kilkudziesięciu

metrów wysokości.

Charakterystyczną cechą wielu kos jest zakrzywienie ich końcowego odcinka,

który zwraca się w stronę lądu. Widoczne jest to między innymi na Helu. Odcinek
końcowy jest często zbudowany z kilku równoległych do siebie wałów burzowych, roz
dzielonych obniżeniami. Zakrzywienie powstaje wskutek nałożenia się oddziaływań
fal nadchodzących z różnych kierunków.

Prądy przybrzeżne są też odpowiedzialne za powstanie połączeń między stałym

lądem a przybrzeżnymi wyspami, a także pomostów lądowych między sąsiednimi wy
spami. Formy te są określane jako tombolo (termin pochodzi z języka włoskiego).

Bardziej złożona jest geneza przesypów klinowych (ang. cuspate spits) - trójkąt

nych w planie i symetrycznych w zarysie niskich półwyspów. Powstają one w miej
scach, gdzie schodzą się dwa różnokierunkowe prądy przybrzeżne, a także na tych od
cinkach wybrzeży, gdzie następuje okresowe odwrócenie kierunku prądu, wywołane
sezonowymi wiatrami (ryc. 15.17).

Ryc. 15.17. Rozwój przesypów klinowych (wg M. Klimaszewskiego, zmieniona): A - przewaga akumulacji,

E - przewaga erozji

Wyspy barierowe i mierzeje

Wśród dużych form akumulacyjnych występujących w strefie brzegowej najwięk

sze rozprzestrzenienie mają przybrzeżne formy barierowe

Mogą one być trwa

le zanurzone lub wznosić się ponad powierzchnię morza w postaci długich i wąskich
fragmentów lądu, nieznacznie wzniesionych powyżej poziomu najwyższego przypływu
i zbudowanych z materiału piaszczystego (ryc. 15.18). Ze względu na relację prze
strzenną do stałego lądu formy barierowe

ciągi wysp równoległych do

403

Przylądek Lookout

Ryc. 15.18. Wyspy barierowe na atlantyckim wybrzeżu Stanów Zjednoczonych, w

Karolinie

lądu, określanych jako wyspy barierowe (ang.

islands)

lub jako długie,

ale wąskie pasy lądu zamykające przybrzeżne akweny. Formy drugiego typu są nazy

wane mierzejami. Fragment akwenu morskiego leżący po wewnętrznej stronie formy

barierowej nosi nazwę zalewu lub laguny (ang. coastal lagoon) i z upływem czasu mo
że ulec przekształceniu w muliste równiny i słone bagna. Przerwy pomiędzy wyspami
pełnią funkcję kanałów pływowych, przez nie odbywa się też wymiana wody między
morzem a zalewem. Formy barierowe w zaawansowanym stadium rozwoju mogą osią
gać kilka kilometrów szerokości, a

się w na nich pasy wydmowe dochodzić

do 100 m wysokości.

Geneza wysp barierowych jest zróżnicowana. Część stanowi stadium przejściowe

do powstania ciągłej mierzei całkowicie zamykającej zalew, inne mogły rozwinąć się
z wcześniejszej ciągłej bariery, która została poprzerywana podczas silnych sztormów.
Długie ciągi wysp barierowych wzdłuż południowo-wschodniego wybrzeża Stanów
Zjednoczonych są pod względem genetycznym pasami wydmowymi i powstały przez
częściowe zatopienie obszarów przybrzeżnych podczas holoceńskiej transgresji mor
skiej. Położenie wysp barierowych może być stałe, ale może też zmieniać się z

wem czasu. Materiał budujący plażę po stronie otwartego morza bywa przerzucany

przez fale sztormowe na stronę przeciwną, a cała wyspa migruje w poprzek zalewu,
powodując zmniejszanie jego szerokości.

Powstawanie mierzei często rozpatruje się w kontekście transportu litoralnego

wzdłuż brzegu, jednak zdecydowana większość form barierowych jest w rzeczywisto-

404

bagna (ang. salt

są typowe dla strefy klimatu umiarkowanego

i występują powszechnie na wybrzeżu Wielkiej Brytanii, Irlandii i Francji. Mają one
postać szerokich, niskich teras, rozciętych siecią koryt o krętym przebiegu i zakoń
czonych od strony morza erozyjnym podcięciem wysokości do 1 m (ryc. 15.21).
Obecność roślin

wychwytywaniu

unoszonego podczas okresowych

zalewów, a tempo przyrostu pionowego powierzchni bagnistej równiny może sięgać

1,5 cm na rok.

Wybrzeża namorzynowe (ang.

coasts)

są szczególnym rodzajem wy

brzeży akumulacyjnych, występującym w strefie

ich wyjątko

wości stanowią zbiorowiska roślinne namorzynów (mangrowców), czyli krzewów

i drzew przystosowanych do bytowania w słonej wodzie morskiej i okresowych zmian
poziomu wody, wywołanych przypływami i odpływami. Ich charakterystyczną cechą

jest obecność korzeni oddechowych (pneumatoforów) oraz szczudlastych korzeni

podporowych. Wybrzeża namorzynowe są swoistym odpowiednikiem słonych bagien
przybrzeżnych występujących w strefie klimatu umiarkowanego.

Namorzyny porastają muliste równiny w strefie

ale same odgry

wają bardzo istotną rolę w dalszym rozwoju tych równin. Podczas przypływu na ob

szar zarośli namorzynowych osady zatrzymują się pomiędzy korzeniami podporowy
mi i oddechowymi i nie wracają do otwartego morza w trakcie odpływu. Gęsta sieć
korzeni zmniejsza także erozyjne oddziaływanie falowania i prądów pływowych,
a roczny przyrost osadu może sięgać 5 cm. Stabilność powierzchni sprzyja także suk
cesji namorzynów w kierunku morza i przesuwaniu się strefy akumulacji. W ten spo
sób rozrastają się terasy namorzynowe, które mogą osiągać wiele kilometrów szero
kości. Ograniczenie dostawy materiału mineralnego lub pogrążanie się lądu prowadzi
do erozji, podcinania zewnętrznej krawędzi terasy i destrukcji namorzynów.

Wybrzeża koralowe

Wyjątkowe pod względem geomorfologicznym są wybrzeża koralowe. Główną

rolę w ich kształtowaniu odgrywają procesy biologiczne, a rola czynników mechanicz
nych, związanych z oddziaływaniem falowania i prądów, polega na przekształcaniu
pierwotnych struktur biogenicznych. Rafy koralowe są największymi konstrukcjami
biogenicznymi na

(RAMKA 15.4). Na wybrzeżach koralowych występują ze

społy form rzeźby litoralnej niespotykane w innych uwarunkowaniach. Zasadnicza
część budowli koralowych

się pod wodą, a na powierzchni widoczne są tylko

jej niewielkie fragmenty. Obecność raf koralowych stanowiących barierę oddzielają

cą strefę brzegową od otwartego morza powoduje także nieco inny przebieg proce
sów kształtujących linię brzegową.

Budowle rafowe są tworzone także przez inne organizmy morskie (glony, ostrygi), lecz są znacznie

mniejszych rozmiarów.

407

Ramka

Rozmieszczenie raf koralowych

Powstanie raf koralowych jest uzależnione przede wszystkim od termiki i zasolenia akwe

nu. Koralowce mogą się rozwijać tylko w morzach

gdzie temperatura wody

w najchłodniejszym miesiącu nie spada poniżej 18°C, a w najcieplejszym nie przekracza

Zasolenie wód morskich wynosi

przy czym optymalne warunki stwarza

zasolenie

Niezbędnym warunkiem jest także obecność

larw

koralowców, które są przenoszone przez prądy morskie. Wyjątkowo bujny rozwój kora

lowców wzdłuż południowo-wschodniego wybrzeża Australii jest związany z napływem

bogatych w larwy wód z kierunku wschodniego. Powstawaniu raf sprzyja stabilne, skalne

podłoże, dostęp światła słonecznego i przejrzystość wody.

Budowle koralowe są złożonymi ekosystemami, tworzonymi nie tylko przez kora

lowce stanowiące ich szkielet, ale także przez inne organizmy morskie (glony,
okrzemki, mięczaki). Są także przestrzenią życiową dla wielu innych reprezentantów
podmorskiej flory i fauny. Wraz z upływem czasu szkielet jest wypełniany przez frag
menty innych organizmów oraz wytrącający się węglan wapnia i powstają masywne,
kopułopodobne budowle węglanowe określane jako biohermy. Są one zwarte, ma
sywne i po wynurzeniu biorą udział w kształtowaniu rzeźby krasowej (zob. rozdział

Charakterystyczną cechą większości raf jest obecność rozcinających je kanałów

rafowych, łączących wewnętrzną część rafy lub lagunę z otwartym morzem. Powstają
one w miejscach, gdzie z różnych powodów wzrost korali jest zahamowany, np. przy
ujściach rzek.

Ze względu na położenie budowli koralowych względem linii brzegowej są wyróż

niane następujące typy raf (ryc. 15.22):

408

Ryc. 15.22. Wybrzeża koralowe: a) typy raf, b) budowa rafy przybrzeżnej

• rafy przybrzeżne

występujące bezpośrednio przy brzegu w postaci

łagodnie obniżającej się platformy o szerokości do kilkuset metrów i rosnącej w stro
nę morza grubości. W niektórych przypadkach platforma jest oddzielona od brzegu

do 3 m głębokości, zamienianym podczas odpływu w płytką lagunę.

Rafy przybrzeżne występują między innymi na wybrzeżu Morza Czerwonego;

• rafy barierowe (ang.

reef)

są oddzielone od brzegu obszerną laguną, docho

dzącą nawet do kilkunastu kilometrów szerokości. Ich przebieg jest ogólnie równo
legły do brzegu. Zwykle mają one charakter szerokiej platformy (do 1 km), obniża

jącej się łagodnie w stronę lądu, a bardzo stromo (do 50°) w stronę otwartego mo

rza. Najdłuższą rafą barierową na Ziemi jest Wielka Rafa Koralowa w Australii,
o rozciągłości około 2000 km;

• atole (ang. atoli), o charakterze kolistych lub nieregularnych w zarysie pierścieni na

otwartym oceanie. Otaczają one wewnętrzną płytką lagunę, połączoną z otwartym
morzem jednym lub kilkoma kanałami, umożliwiającymi wymianę wód i żeglugę.
Średnica atoli wynosi od kilkuset metrów do kilkunastu kilometrów.

Powstawanie raf barierowych i atoli jest od czasów pionierskich obserwacji Karo

la Darwina z połowy XIX w. wiązane z pogrążaniem dna morskiego, wzrostem bu-

409

Ryc. 15.23. Powstawanie atolu: a) - wyspa wulka
niczna, b) wyspa wulkaniczna z rafą barierową,

c) atol

koralowych ku górze i przekształcaniem wcześniejszych raf przybrzeżnych (ryc.

15.23). Dowody słuszności tej hipotezy można znaleźć przede wszystkim na Oceanie

Spokojnym, gdzie występują wyspy wulkaniczne w różnym stadium zanurzenia, oto
czone rafami różnego typu. Część raf ulegała w trakcie rozwoju okresowemu wynu
rzaniu, głównie wskutek globalnych zmian poziomu morza i wówczas były one nisz
czone przez procesy zewnętrzne, zwłaszcza krasowe. Na wybrzeżach podnoszonych
dobrze zachowane dawne rafy koralowe wieku

można spotkać na

wet do wysokości 600 m ponad współczesnym poziomem morza.

Rafy koralowe stanowią efektywną barierę ochronną dla brzegu, do którego je

dynie sporadycznie docierają większe fale. Działalność prądów przybrzeżnych jest tu
ograniczona, dlatego dynamika przekształceń linii brzegowej jest bardzo mała. Pod
czas sztormów niszczeniu podlega przede wszystkim zewnętrzny skłon rafy, u podnó
ża którego gromadzą się pokruszone fragmenty budowli

z których w wyniku

diagenezy powstają wapienie

często towarzyszące wapieniom rafowym.

410

Część fragmentów skalnych jest wyrzucana na powierzchnię rafy, tworząc niskie ko-
ralowo-piaszczyste wysepki zwane cays.

Geomorfologia ujść rzek, delty

Ujścia rzek do zbiorników morskich

się specyficzną morfologią,

waną przez współoddziaływanie procesów fluwialnych, falowania oraz pływów. Wy

różnić można dwie grupy form powstających w ujściach rzek - delty oraz estuaria.

Delty (ang. delta) powstają, gdy dostawa materiału z lądu jest na tyle duża, że

go całkowita redystrybucja przez procesy litoralne nie jest możliwa i gromadzi się on

w strefie ujściowej. Zasypuje przybrzeżne partie zbiornika morskiego i powoduje

przesuwanie się linii brzegowej w stronę morza. Delty są więc miejscami przyrostu po

wierzchni lądowej kosztem morza. W rzeźbie delt dominują równiny zbudowane

z drobnoziarnistych (głównie piaszczystych i mułkowych) osadów rzecznych, zalewa
ne podczas wezbrań i sporadycznie podczas sztormów. W ich budowie dużą rolę od
grywają również osady organiczne mokradeł. Charakter równiny odzwierciedla także
uwarunkowania klimatyczne. W klimacie wilgotnym ciepłym rozległe tereny są
te przez zbiorowiska namorzynowe, w klimacie suchym występują słone bagna (sali
ny), natomiast w klimacie zimnym

się formy typowe dla wieloletniej zmarz

liny (pagóry pingo, jeziora wytopiskowe). Poszczególne części równin deltowych są
rozdzielone przez system koryt rzecznych różnej wielkości, ograniczonych przez wały
brzegowe i niekiedy położone powyżej powierzchni równiny.

Termin

pochodzi od kształtu greckiej litery delta (A), do której przyrów

nywano zarys rozległej równiny

przy ujściu Nilu do Morza Śródziemnego,

wysuniętej w stronę morza. Obecnie określenie to stosuje się do ujściowych równin

niezależnie od ich zarysu i położenia względem generalnej linii wybrze

ża, tak więc tylko część delt przypomina w planie literę A. Zróżnicowanie delt jest od
zwierciedleniem czynników działających w strefach ujściowych, ale także konfiguracji

wybrzeża i batymetrii zbiornika morskiego (ryc. 15.24).

W zbiornikach zamkniętych, o małej wysokości pływów i średniej fali, o charak

terze delty decydują procesy

a równina jest często wysunięta w morze. Kla

sycznym przykładem jest delta Missisipi, której współcześnie aktywny człon tworzy
półwysep długości około 80 km, a zarys linii brzegowej jest wybitnie nieregularny.

wpływ falowania zaznacza się

wygładzaniem przebiegu

nii brzegowej, choć równina deltowa może być wciąż znacznie wysunięta w morze.
Przykładem jest delta Ebro na Morzu Śródziemnym, ograniczona wyraźnymi piasz
czystymi kosami wskazującymi na redystrybucję materiału wzdłuż wybrzeża. Przy bar
dzo dużej energii falowania linia brzegowa jest wyrównana, a równina deltowa jest
schowana za długą mierzeją (np. delta Senegalu). Odmienny charakter mają delty na

wybrzeżach o znacznej wysokości pływów. Cechuje je obecność kilku (w pewnych

przypadkach wielu) koryt pełniących funkcję kanałów pływowych, rozdzielonych
okresowo zalewanymi równinami pływowymi i zbiorowiskami namorzynowymi. Przy
kładem jest największa delta świata - Gangesu i

w Zatoce

gdzie wysokość pływów wynosi 4,5 m.

411

Ryc. 15.26.

w południowo-zachodniej

Anglii jest zatopionym systemem dolin rzecznych typu riasowego

Współczesne delty znajdują się w różnych stadiach rozwoju. Część z nich rozra

sta się, sięgając coraz dalej w morze, co odzwierciedla między innymi wzmożoną ero

zję na lądzie uwarunkowaną antropogenicznie i większy transport rumowiska (ryc.

15.25). Inne zmniejszają swój zasięg wskutek mniejszej dostawy materiału z lądu, cze

go przykładem jest delta Nilu w okresie po zbudowaniu wielkiej zapory na Nilu

w Asuanie.

Estuaria (ang.

są różnie definiowane, ale najczęściej są wskazywane dwa

aspekty. Pod względem morfologicznym są to najczęściej ujścia o lejkowatym zarysie,
rozszerzające się ku morzu (ryc.

Drugim ważnym aspektem jest duży zakres

pływów morskich, które powodują ciągłe mieszanie się wód słodkich i słonych, ale
także okresowe odsłanianie dużych powierzchni tworzonych przez słone bagniska
i równiny akumulacji

Pomiędzy nimi znajduje się jedno lub kil

ka koryt, którymi dokonuje się zasadniczy przepływ i wymiana wód, przy czym ich po

ulega ciągłym zmianom. Dostawa materiału od strony lądu jest na tyle mała, że

podlega on aktywnej redystrybucji wskutek działania prądów pływowych i falowania.
Zasięg przestrzenny estuarium od strony lądu wyznacza miejsce w korycie rzeki,

w którym są jeszcze rejestrowane zmiany poziomu wody wywołane przypływami i od

pływami.

Wiele współczesnych estuariów to zatopione dolne odcinki dolin rzecznych

z okresu, gdy poziom morza znajdował się

Wybrzeża typu riasowego w istocie

złożone są z licznych estuariów różnej wielkości. Część z nich może mieć charakter
rozgałęziony, jeśli zatopieniu uległ system fluwialny złożony z rzeki głównej i dopły

wów. Współcześnie część z tych zatopionych dolin jest wypełniana osadami.

413

Zmiany poziomu morza

Poziom morza w oceanie światowym nie jest stały, ale podlega długo- i

okresowym zmianom o różnej

Wahania te wpływają nie tylko na rozwój

rzeźby wybrzeży, ale także - poprzez rzeki reagujące na zmiany położenia bazy ero
zyjnej - na ewolucję przybrzeżnych części lądów. Efektem wzrostu poziomu morza

jest transgresja, czyli przesuwanie się linii brzegowej w kierunku lądu i zalewanie naj

niżej położonych obszarów. Jej przeciwieństwem jest regresja morza, wówczas linia
brzegowa przesuwa się w kierunku morza, a powierzchnia lądu powiększa się. Dowo
dem zmian poziomu morza w przeszłości są formy rzeźby litoralnej znajdujące się

w głębi lądu i powyżej zasięgu współczesnego oddziaływania falowania i prądów,

a także reliktowe osady środowiska litoralnego. obniżeniu poziomu morza w prze
szłości świadczą zatopione formy brzegowe: klify, platformy przybrzeżne i plaże.

Przyczyny zmian poziomu morza

Zmiany poziomu morza mogą wynikać z dwóch przyczyn:

• podniesienia lub obniżenia poziomu morza w oceanie światowym, które

cha

rakter globalny, gdyż poszczególne fragmenty oceanu światowego funkcjonują jako
naczynia połączone;

• podniesienia lub obniżenia lądu, co jest zjawiskiem o charakterze lokalnym lub

regionalnym, wynikającym z tendencji tektonicznych danego obszaru.

Obserwowane dzisiaj i odtwarzane zmiany poziomu morza są na ogół wypadko

wą obu głównych przyczyn (ryc. 15.27). Na przykład,

transgresja na obsza

rze Holandii wynika z nałożenia się na siebie globalnego podniesienia poziomu oce
anu światowego i obniżania lądu. Inaczej jest w środkowej Skandynawii. Przyrost po

wierzchni lądowej i wynurzanie się kolejnych wysp przybrzeżnych jest konsekwencją

bardzo szybkiego podnoszenia lądu, którego tempo jest wyższe niż tempo podnosze
nia się poziomu oceanu światowego.

Bardziej szczegółowo, zmiany poziomu morza mogą mieć następujące przyczyny:

• eustatyczne -

ze zmiany objętości wody zgromadzonej w oceanie świa

towym o charakterze globalnym. W ostatnich dwóch milionach lat były one przede

wszystkim konsekwencją zlodowaceń i uwięzienia znacznych mas wody w lądolo-

dach, dlatego są określane jako glacjalno-eustatyczne. Ocenia się, że stopienie

wszystkich lodowców i

na Ziemi spowodowałoby teoretycznie podniesie

nie poziomu oceanu światowego około 65-80 m, natomiast podczas maksymalnego
rozrostu

czasz lodowych poziom morza obniżył się o 120-150 m, co

spowodowało odsłonięcie znacznych powierzchni szelfu kontynentalnego. Dodat
kowo należy wziąć pod uwagę efekt hydroizostatyczny, czyli obniżenie dna morskie-

W tym rozdziale są pominięte zmiany zachodzące w rytmie dobowym, czyli przypływy i

414

regresja

ruchy tektoniczne

Ryc. 15.27. Przyczyny transgresji i regresji morskich oraz zmian położenia linii brzegowej

go pod ciężarem dodatkowych mas wody lub jego podniesienie podczas regresji.
Znacznie mniejsze są efekty globalnych zmian temperatury i zasolenia oceanu świa
towego. Związane z nimi wahania poziomu morza nie przekraczają 10 m;

• tektoniczne - o charakterze lokalnym, spowodowane względnym ruchem lądu lub

dna morskiego. Najbardziej spektakularne zmiany zachodzą w obszarach oroge-
nicznych,

zbieżnych granic płyt

Pojedyncze trzęsienia ziemi

mogą spowodować podniesienie się części lądowej nawet o kilka metrów (na przy
kład podczas wielkiego trzęsienia ziemi na Alasce w

r.) lub wywołać subsyden-

cję podobnych rozmiarów. W dłuższej skali czasowej stałe podnoszenie lądu może
doprowadzić do wydźwignięcia dawnych form brzegowych na wysokość nawet kil
kuset metrów, tak jak jest to obserwowane na północnym wybrzeżu Papui-Nowej
Gwinei;

• izostatyczne - obserwowane przede wszystkim w obszarach, z których niedawno

ustąpiły wielkie czasze lodowe (np. w Skandynawii). Zanik

powoduje od

ciążenie litosfery i jej ruch w górę, a więc podniesienie i wysklepienie powierzchni
lądowej. W Zatoce Botnickiej ruch w górę wciąż trwa, w tempie maksymalnie do
8-9 mm na rok,

szybkie wynurzanie się przybrzeżnych archipelagów. Po

dobne zjawisko zachodzi na Spitsbergenie i wielu innych obszarach objętych zlodo

waceniem w plejstocenie;

• wulkaniczne - mają znaczenie lokalne, a oscylacyjne ruchy lądu w górę i w dół są

spowodowane napełnianiem i opróżnianiem płytko położonych komór magmowych
pod aktywnymi wulkanami. Taką genezę mają prawdopodobnie zmiany poziomu

415

morza w Zatoce Neapolitańskiej we Włoszech,

na słynnych kolum

nach świątyni Serapisa w Pozzuoli.

Formy rzeźby jako wskaźniki zmian poziomu morza

Zmiany poziomu morza, zwłaszcza niedawne, pozostawiają po sobie mniej lub

bardziej wyraźne ślady w rzeźbie obszarów przybrzeżnych. Wraz z innymi źródłami in
formacji (rezultaty badań geodezyjnych, zapis sedymentologiczny, archiwalne mate
riały kartograficzne i dokumenty historyczne) służą one do odtworzenia skali i tempa
zmian w przeszłości.

Na geomorfologiczny zapis zmian poziomu morza składają się zarówno formy

erozyjne, jak i akumulacyjne. Wśród form powstających wskutek niszczenia wybrzeży

wyróżniają się podniesione terasy morskie (ang. raised

czyli dawne

platformy abrazyjne, obecnie znajdujące się poza zasięgiem oddziaływania falowania
i pływów. Ich budowa wewnętrzna jest zwykle dwudzielna: na ściętym cokole skalnym

spoczywa cienka warstwa morskich żwirów i otoczaków (ryc.

Podniesio

ne terasy morskie najczęściej występują w zespołach, na wysokościach od kilku do na

wet ponad 200 m ponad dzisiejszy poziom morza (ryc. 15.30; RAMKA 15.5).

Platformy teras są oddzielone reliktowymi klifami, którym mogą towarzyszyć

mniejsze formy związane z niszczącym działaniem falowania: jaskinie przybrzeżne,
podciosy brzegowe i dawne skałki ostańcowe na przedpolu klifów (fot. 36). Wszystkie
te formy są stopniowo niszczone przez wietrzenie i ruchy masowe, dlatego z upływem
czasu stromość klifów zmniejsza się, a załomy stoku są wyrównywane. Degradacja
form jest zatem funkcją czasu, dlatego formy najmłodsze, położone najniżej, są z re
guły najbardziej wyraziste.

abrazyjna

Ryc. 15.28. Podniesione terasy morskie i relikty rzeźby litoralnej

416

Ryc. 15.29. Terasa morska: na pierwszym planie żwiry przykrywające dawną platformę abrazyjną, z tylu

niski reliktowy klif, Spitsbergen (fot. A. Latocha)

Ryc. 15.30. System podniesionych teras morskich na wybrzeżu Kalifornii (fot. P. Migoń)

Do form akumulacyjnych należą podniesione plaże (ang. raised

zbudowa

ne z otoczaków wały brzegowe i burzowe, położone poza zasięgiem oddziaływania na

wet największych fal oraz podniesione rafy koralowe.

Analiza zróżnicowania położenia nad poziom morza dawnych form litoralnych

jednakowego wieku (np. pojedynczej platformy abrazyjnej) pozwala na odtworzenie

różnic przestrzennych intensywności dźwigania lądu. W Skandynawii, Szkocji i na
Spitsbergenie możliwe było wskazanie miejsc, w których ląd został dźwignięty najwy
żej, co z kolei było związane zapewne z największą grubością lądolodu w plejstocenie
i najsilniejszym efektem glacjalno-izostatycznym.

417

Ramka

terasy morskie w

Rozbudowany system podniesionych teras morskich znajduje się na wybrzeżach fiordu

na południowym Spitsbergenie, w pobliżu Stacji Polarnej Polskiej Akademii Nauk.

Rozwinął się on w obrębie szerokiej platformy przybrzeżnej i składa się sześciu wyraźnych
poziomów w przedziale wysokościowym

m, tworzących wyraźny układ schodowy. Ko

lejne powierzchnie terasowe znajdują się na wysokości

m, 8-12 m (najbardziej rozległa),

m, 22-25 m oraz w szczątkowej postaci na 32-35 m i 40-46 m. Oddzielone są od sie

bie reliktowymi klifami wysokości miejscami do 10-15 m. Wyżej, w dolinach wnikających
w głąb masywów górskich, znajdują się mniej wyraźne spłaszczenia, prawdopodobnie także
morskiej genezy. Powstanie złożonego systemu teras jest wynikiem trwającego przez cały
młodszy plejstocen i holocen dźwigania tej części Spitsbergenu, wywołanego zmniejszającym
się obciążeniem topniejących lodowców i czasz lodowych.

Rozmieszczenie podniesionych teras morskich w

części

Oznaczenia

cyfrowo-literowe

odnoszą

powierzchni terasowych w danym przedziale wysokościowym

(w m

Karczewski

Kostrzewski

Marks

in the

area

part), Spitsbergen. Polish

Polar Research, t. 2 (1-2), s. 39-50.

Ryc. 15.31. Fiordy na Wyspie

Nowej Zelandii (fot. A. Guranowski,

PWN)

wzroście poziomu morza informują przede wszystkim częściowo zalane formy

dolinne, będące dzisiaj zatokami morskimi. Ich zróżnicowane nazewnictwo odzwier
ciedla genezę, a wyróżnia się wśród nich między innymi:

• fiordy, czyli głębokie doliny lodowcowe o stromych zboczach, często przegłębione.

Występują w przybrzeżnych obszarach górskich, np. w Norwegii, na Alasce, Wyspie
Południowej Nowej Zelandii i na południowym skraju Ameryki Południowej (ryc.

15.31);

• riasy, czyli zatopione odcinki dolin rzecznych

wyżyny lub płaskowyże,

nieprzekształcone przez lodowce i lądolody. W przeciwieństwie do fiordów w ich
dnie nie ma progów skalnych i przegłębień. Riasy są typowe dla atlantyckich wy
brzeży Europy (północna Hiszpania, Półwysep Bretoński, Kornwalia).

Formy wskazujące na tendencję zanurzającą występują także na dnie morskim.

się podczas szczegółowych badań ukształtowania dna i znajdujących się na

nim osadów, choć te ostatnie ulegają szybkiemu niszczeniu wskutek falowania i prą
dów przybrzeżnych. Najbardziej wiarygodnymi wskaźnikami obniżania lądu są zato
pione budowle i konstrukcje.

Literatura polska

Leontjew O.K.,

L.G.,

G.A., 1982. Geomorfologia brzegów morskich. Wydawnictwa Geo

logiczne, Warszawa.
Jedyne opracowanie o charakterze podręcznikowym, przedstawiające problematykę geomorfologii wy
brzeży w polskiej

Subotowicz

Litodynamika brzegów klifowych wybrzeża Polski. Ossolineum,

opracowanie problematyki współczesnych przekształceń klifów na polskim wybrzeżu Bałtyku.

419