plik

Formy rzeźby denudacyjnej uwarunkowane

budową geologiczną

Wprowadzenie

Związki pomiędzy cechami budowy geologicznej a wyglądem i kierunkami

ju form rzeźby denudacyjnej są przedmiotem zainteresowania geomorfologii struktu

ralnej. Jej korzeni trzeba szukać w naukowej eksploracji pustynnych obszarów Amery
ki Północnej w 2. polowie XIX w. Dzięki skąpej roślinności, zależności między struk
turą a rzeźbą są tam doskonale widoczne i

być przedmiotem klasyfikacji i opisu

10.1). W tradycyjnej postaci geomorfologia strukturalna ograniczała się głównie

do opisu dużych zespołów form rzeźby odzwierciedlających cechy budowy geologicz
nej, w niewielkim zakresie wyjaśniając naturę tych związków. Przeciwstawiana była
geomorfologii klimatycznej, co w świetle aktualnego stanu rozwoju geomorfologii nie

10.1. Rzeźba strukturalna Wielkiego Kanionu Kolorado, St. Zjednoczone (fot. Migoń)

233

znajduje uzasadnienia. Z czasem zakres geomorfologii strukturalnej rozszerzył się,
a opis i klasyfikację zaczęto traktować jedynie jako etap wstępny postępowania badaw
czego, zmierzającego do wyjaśnienia, jak i dlaczego cechy struktury geologicznej wpły

wają na wygląd powierzchni ziemi. W naturalny sposób wymusiło to również zaintere

sowanie przebiegiem procesów

i ich strukturalnymi uwarunkowania

mi, a geomorfologia strukturalna nabrała także aspektów dynamicznych.

Wpływ cech podłoża skalnego na przebieg procesów wietrzeniowych, stokowych

i fluwialnych został już omówiony w innych miejscach podręcznika. W tym rozdziale
uwaga będzie skupiona na formach rzeźby denudacyjnej różnej wielkości: od poje
dynczych skałek i urwisk skalnych po wielkie zespoły krajobrazowe.

Zróżnicowanie skał i ich odporność

na procesy zewnętrzne

Z punktu widzenia geomorfologii znaczenie mają nie tylko cechy i właściwości

pojedynczych typów skał - aczkolwiek ich znajomość jest bardzo ważna, ale zróżnico

wanie podłoża skalnego. Skały różniące się od siebie cechami litologicznymi i struk

turalnymi różnią się także odpornością na procesy niszczące, co z kolei powoduje róż
ne tempo denudacji, a w efekcie prowadzi do zróżnicowania rzeźby terenu. Gdyby
reakcja różnych skał na procesy degradacyjne była identyczna, wówczas dominowały
by krajobrazy równinne, a w górach stoki prostoliniowe i gładkie.

Zróżnicowanie podłoża jest rozpatrywane w dwóch aspektach: węższym - litolo

gicznym, i szerszym - strukturalnym (rozróżnienie to nie zawsze jest jednak dokony

wane, a także różne są definicje

Litologia odnosi się do cech

budulca danej skały, jak skład mineralogiczny, chemiczny, porowatość, charakter le
piszcza w skałach osadowych itp. Cechy litologiczne są zatem powiązane bezpośred
nio z genezą i środowiskiem powstawania danej skały. Pojęcie struktury odnosi się na-

Tab. 10.1. Zróżnicowanie właściwości

skał

Skała

Wytrzymałość (MPa)

Moduł

Younga*

(GPa)

Gęstość

Porowatość

Skała

na ściskanie na rozciąganie na ścinanie

Moduł

Younga*

(GPa)

Gęstość

Porowatość

Granit

100-250

7-25

14-40

35-70

2,6-2,9

0,5-1,5

Bazalt

150-300

10-30

20-60

45-100

2,8-2,9

0,1-1,0

Gnejs

50-200

5-20

2,8-3,0

0,5-1,5

Łupek

100-200

7-20

15-30

20-60

2,6-2,7

0,1-0,5

metamorficzny
Wapień

100-250

7-20

17-100

2,6-2,7

0,5-2,0

krystaliczny
Łupek ilasty

100-200

7-20

15-30

20-50

2,0-2,4

10-30

Piaskowiec

20-170

4-25

10-70

2,0-2,6

5-25

Wartość modułu Younga jest miarą elastyczności ośrodka skalnego.

Źródło:

1993.

and

Oxford University Press, Oxford.

234

Ryc. 10.2. Klify bazaltowe na

wybrzeżu Irlandii w pobliżu

Grobli Olbrzyma ilustrują

kontrastową odporność tej samej skały na różne procesy niszczące. Z prawej strony

typu

wskazująca na podatność bazaltu na wietrzenie chemiczne. Urwiska skalne powyżej pokazują, że

bazalt cechuje się wysoką odpornością na wietrzenie mechaniczne (fot.

Migoń)

tomiast do architektury

ośrodka skalnego. Głównymi cechami strukturalnymi

są: sposób spękania kompleksu skalnego, jego grubość, charakter uławicenia i upad

w skałach osadowych, zróżnicowanie facjalne itp.

Litologia i struktura ośrodka skalnego znajduje częściowe odzwierciedlenie w je

go właściwościach fizycznych, takich, jak wytrzymałość w różnych stanach naprężeń

(zob. ramka 6.1), ścieralność, rozmakanie w kontakcie z wodą. Te właściwości, będą
ce przede wszystkim przedmiotem zainteresowania geotechniki,

istotne znacze

nie dla przebiegu wielu procesów rzeźbotwórczych. W tabeli

przedstawiono zróż

nicowanie wybranych cech fizycznych dla powszechnie występujących rodzajów skał.
Podobnie, zdolność danej skały do wchodzenia w reakcje chemiczne różnego typu za
leży od jej litologicznych i strukturalnych właściwości, a zwłaszcza od składu minera
logicznego i charakteru krążenia wody w ośrodku skalnym, który jest z kolei uzależ
niony od przebiegu i gęstości powierzchni nieciągłości (uskoków, spękań, granic ła-

235

Ryc. 10.3. Wyjaśnienie zasady odporności

ukształtowanie powierzchni zależy od różnic odpor

ności pomiędzy skałami występującymi w sąsiedztwie. Skała A jest odporniejsza od skały B, ale mniej

odporna od skał C i D

wic,

charakterystyka podłoża powinna także uwzględniać naturę granic

litologicznych pomiędzy sąsiednimi formacjami skalnymi.

Suma wszystkich właściwości danej skały decyduje o jej odporności na procesy

niszczące. Odporność jest jednak - wbrew pozorom - zjawiskiem bardzo złożonym.
Nie została jak dotąd ustalona jedna pełna miara odporności skał, która miałaby cha
rakter cechy ilościowej, wyrażanej w pewnych jednostkach. Takie charakterystyki ilo

ściowe, jak wytrzymałość, są cenne, ale odnoszą się tylko do pewnych cech skał i ma

ją niewielkie znaczenie w odniesieniu do pewnych procesów (np. wietrzenia chemicz

nego). Porównania różnych typów skał są więc bardzo trudne. Skały zwykle wykazują
niejednakową odporność względem procesów niszczących. Na przykład, masywny ba
zalt jest na ogół bardzo odporny na wietrzenie fizyczne i naprężenia typu mechanicz
nego (np. obciążenie), natomiast łatwo ulega wietrzeniu chemicznemu, ponieważ

w jego budowie dominują minerały o łatwej do rozerwania strukturze krystalograficz

nej (oliwin, pirokseny) (ryc. 10.2). Podobnie rzecz ma się z masywnymi odmianami

wapieni. Granit z kolei jest skałą odporną na ścieranie (abrazję), ale jego zróżnicowa

ny skład mineralogiczny sprawia, że jest podatny na wietrzenie termiczne i chemicz
ne. W pewnych sytuacjach czynniki strukturalne, a nie litologiczne, okazują się decy
dujące dla odporności skał. Piaskowce o cienkich ławicach będą niszczone znacznie

10.4. Twardzielcowe bazaltowe wzniesienie Ostrzycy w Sudetach Zachodnich (fot. A. Placek)

236

szybciej niż piaskowce gruboławicowe, mimo że ich skład mineralogiczny, wielkość
ziaren i charakter spoiwa będzie identyczny. Odporność skał zależy także od ich
taktu z wodą, a więc pośrednio od położenia geomorfologicznego. Ta sama skała bę
dzie ulegać szybkiemu rozkładowi w miejscach wilgotnych (podnóże stoku, strona za
cieniona), lecz mieć wyższą odporność w miejscach suchych, szybko i dobrze
nianych. Wytrzymałość skał, a więc i odporność, zmienia się także w czasie, na ogół
maleje. Wreszcie, należy dokonać rozróżnienia pomiędzy odpornością bezwzględną
i odpornością względną, odnoszoną do skał występujących w sąsiedztwie. Skała może
tworzyć wzniesienie, gdy występuje wśród skał o niższej odporności, natomiast gdy są

siednie kompleksy skalne będą bardziej odporne, wówczas jej wychodnie znajdą się

w obniżeniach terenu (ryc. 10.3). Także wyrazistość form może się różnicować. Na
przykład, na Pogórzach Zachodniosudeckich wzgórza bazaltowe są znacznie bardziej
wyraziste tam, gdzie bazalty

skały osadowe wieku permskiego i mezozoicz-

nego, natomiast gdy w obrębie granitowo-gnejsowego bloku karkonosko-izerskiego
są one wyraźnie mniej okazałe (ryc. 10.4).

Stoki skalne

Wytrzymałość i zróżnicowanie skał wpływają w decydujący sposób na rzeźbę sto

ku skalnego oraz jego ewolucję w czasie. Dawno już zaobserwowano, że urwiska, że
bra skalne i pojedyncze skałki tworzą się tylko w niektórych formacjach skalnych.
Wiele długich i wysokich stoków w obszarach zbudowanych ze skał osadowych wyka
zuje specyficzny schodkowy profil podłużny, odzwierciedlający nierównomierną od
porność kolejnych serii skalnych (ryc. 10.1). Poszczególne stopnie określane są jako
terasy denudacyjne, a wysokość progów skalnych może wynosić od kilku do ponad

100 m, w zależności od grubości ławicy skał odporniejszych.

Wzorzec analizy stoków skalnych łatwy do zastosowania w badaniach terenowych

został zaproponowany w 1980 r. przez geomorfologa z Nowej Zelandii, M. J.
by'ego. Jej podstawą jest opis każdego segmentu stoku

kilka cech li

tologicznych i strukturalnych o charakterze ilościowym i jakościowym, następnie
przypisanie im odpowiednich cząstkowych rang liczbowych i obliczenie odporności
całkowitej. Za cechy najważniejsze dla wytrzymałości masywu skalnego zostały uzna
ne odległość między głównymi spękaniami (rozstaw spękań), ich orientacja względem
nachylenia stoku oraz wytrzymałość mechaniczna ośrodka skalnego. Metoda jest
określana jako ocena wytrzymałości masywu skalnego (ang. rock mass strength classi-

fication)

(RAMKA 10.1). Ocena wytrzymałości masywu skalnego przez uwzględnie

nie tylko wybranych cech - ważnych przede wszystkim z punktu widzenia stateczno

stoku - jest odpowiednia do analizy rzeźby stoku, ale w odniesieniu do form innej

genezy i większej skali przestrzennej wymaga modyfikacji.

Wzrost wytrzymałości masywu skalnego jest pozytywnie skorelowany ze wzro

stem nachylenia stoku, tzn. większa wytrzymałość pozwala na istnienie stoków bar
dziej stromych. Najwyższe wartości według powyższej metody oceny

90 punktów)

cechują urwiska skalne. Pojęcie stoku w równowadze wytrzymałościowej (ang.

odnosi się do takich stoków, których nachylenie determi-

237

Ramka

Zasady oceny wytrzymałości masywu skalnego

Ocena wytrzymałości masywu skalnego polega na niezależnej ocenie kilku parametrów

cząstkowych, którym przypisana jest odpowiednia waga punktowa. Klasy wytrzymałości

dla poszczególnych cech mogą dla tej samej skały być różne. Skała może być bardzo

trzymała w próbce - Klasa 1 (ranga 20), ale jest gęsto spękana - Klasa 4 (ranga 15).

kowita wytrzymałość jest sumą ocen cząstkowych.

Do pomiaru wytrzymałości próbki niespękanej służy przyrząd noszący nazwę młotka

Schmidta (istnieje też zastępcza klasyfikacja opisowa).

Parametr
i ocena

Wytrzymałość

Parametr
i ocena

Klasa 1

bardzo wysoka

Klasa 2
wysoka

Klasa 3
średnia

Klasa 4

niska

Klasa 5

bardzo niska

Wytrzymałość
niezwietrzałej
i niespękanej
skały

100-60

r. 20

60-50

r. 18

50-40

r. 14

40-35

r. 10

35-10

Stopień
zwietrzenia

niezwietrzała

r. 10

lekko
zwietrzała
r. 9

średnio
zwietrzała
r. 7

silnie
zwietrzała

całkowicie
zwietrzała
r. 3

Rozstaw
spękań

r. 30

r. 28

0,3-1
r. 21

0,05-0,3
r. 15

0,05

r. 8

Orientacja
spękań

stromy upad
do wewnątrz
stoku
r. 20

umiarkowany
upad do we

wnątrz stoku

r. 18

horyzontalne
lub prawie
pionowe
r. 14

umiarkowany
upad na zew
nątrz stoku
r. 9

stromy upad
na zewnątrz
stoku

Szerokość
spękań

0,1 mm

r. 7

0,1-1 mm
r. 6

1-5 mm

5-20 mm

20 mm

r. 2

Ciągłość
i wypełnienie
spękań

nieciągłe

r. 7

nieliczne
ciągłe

r. 6

ciągłe, bez

wypełnienia

ciągłe,
z cienkim

wypełnieniem

ciągłe,
z grubym

wypełnieniem

Odpływ

wody

brak

r. 6

śladowy

niewielki

l/min

r. 4

średni
(25-125

r. 3

wysoki

125 l/min

r: 1

Wytrzymałość
całkowita

91-100

71-90

51-70

26-50

Źródio: Synowiec

1999. Ocena wytrzymałości mas

dla celów geomorfologicznych i jej zastosowanie dla stoków piaskowcowych

Gór Stołowych.

Czasopismo Geograficzne, t. 70, z. 3-4, s. 351-361; na podstawie:

M.J., 1980. A rock-mass

for

with tests

Antarctica and New Zealand.

Zeitschrift fur

24, s. 31-51.

238

Ryc. 10.5. Stoki w równowadze

Wyżyna Kolorado, St. Zjednoczone (fot. Migoń)

nuje całkowita wytrzymałość masywu skalnego (ryc. 10.5). Stokom w równowadze są
przeciwstawiane stoki w nierównowadze wytrzymałościowej, których nachylenie nie
odpowiada wytrzymałości. W większości przypadków jest ono większe niż teoretycz
ne, czyli stoki są bardziej strome, niż wynika to z właściwości ośrodka skalnego. Dzie
je się tak zwłaszcza w przypadku stałego podcinania podstawy stoku przez wody

rzeczne, fale morskie lub jęzory lodowcowe (ryc. 10.6). Częste ruchy masowe (odpa
danie, obrywy, ześlizgi) odzwierciedlają dążenie stoku do osiągnięcia stanu równowa
gi wytrzymałościowej, któremu przeciwdziała usuwanie rumowiska i ponowne podci

Także urwiska skalne w obszarach wapiennych mają znamiona stoków w nie

równowadze. W tych przypadkach efektywność procesów powierzchniowych dążą
cych do spłaszczenia stoku jest ograniczona wskutek deficytu wody, która w przewa
dze krąży we wnętrzu masywu skalnego. Znane są także przypadki występowania nie
wielkich nachyleń mimo znacznej wytrzymałości ośrodka skalnego. Na ogół jest to po
dyktowane uwarunkowaniami strukturalnymi: powierzchnia stoku dopasowuje się do

powierzchni spękań o małym nachyleniu (ryc. 10.7).

Szczegóły rzeźby stoków skalnych odzwierciedlają obecność i orientację po

wierzchni nieciągłości. W planie są one prostoliniowe lub zygzakowate, gdy spękania

pionowe przecinają linię aproksymującą rozciągłość stoku pod pewnym kątem. Frag
menty mniej spękane są zwykle wysunięte do przodu, tworząc bastiony i ambony skal

ne, zaś w odcinkach bardziej spękanych

zatokowe obniżenia. Główne spę-

literaturze można spotkać się z terminem „stok młody", odnoszonym właśnie do stoków skalnych.

Jest on jednak mało precyzyjny (co w kategoriach czasu geologicznego oznacza

i potencjalnie

mylący. Za stoki „młode" mogą być uznane stoki skalne w nierównowadze, które są na ogół formami bar
dzo dynamicznymi, szybko ewoluującymi. Strome stoki w stanie równowagi będą jednak zachowywać
znaczne nachylenie, mimo długiej historii rozwoju geomorfologicznego, a więc swoistej „starości".

239

Ryc. 10.8. Okapy i przewieszki u podnóża urwisk skalnych

się wskutek wietrzenia, obrywów i ero

zyjnego

wód podziemnych, park narodowy Mesa

St. Zjednoczone (fot. P. Migoń)

Skałki i wzgórza ostańcowe

Typowym

rzeźby denudacyjnej są skałki i skaliste wzniesienia różnej

wielkości. Są one określane jako ostańce denudacyjne, czyli formy wypreparowane
z podłoża skalnego podczas długotrwałego działania procesów niszczących. Ich
nie

mimo zniszczenia skał występujących dokoła, jest na ogół związane z pod

wyższoną odpornością podłoża. Ta z kolei może wynikać z cech litologicznych lub

strukturalnych. Należy jednak pamiętać, że część wzgórz ostańcowych nie ma żad
nych szczególnych uwarunkowań strukturalnych, a swoje istnienie zawdzięcza dużej
odległości od stref aktywnej erozji.

Ostańce związane z cechami systemu spękań

Wpływ spękań na powstanie i rozwój ostańców denudacyjnych jest znaczący. Ich

cechy decydują o lokalizacji wzgórz, ich kształcie i zarysie, sposobie i tempie degra
dacji. W wielu obszarach zaobserwowano, że wzgórza są zbudowane ze skał masyw
nych, w niewielkim stopniu spękanych. Równocześnie w miejscach sąsiednich stwier
dzano obecność tego samego rodzaju skały, ale o znacznie większej gęstości spękań
(fot.

Większa gęstość spękań zmniejsza zarówno mechaniczną wytrzymałość ska

ły, jak i jej odporność na wietrzenie chemiczne, zatem wzniesienia z reguły występu

ją w miejscach bardziej masywnych.

Wyeksponowanie skalistych ostańców odbywa się w różny sposób. Szczególną po

pularność zdobył sobie pogląd zakładający dwuetapowość powstawania małych form

241

Ryc. 10.9. Model dwufazowy powstania skałek (wg D.L. Lintona, zmieniona)

skałkowych (ryc. 10.9). Jest on potwierdzony obserwacjami terenowymi niemal z ca
łego świata (ryc. 10.10), między innymi z granitowego masywu karkonoskiego w Su
detach. Rozwój form przebiega w skrócie następująco. W pierwszym etapie, zacho
dzącym pod powierzchnią terenu, dominujące znaczenie ma selektywne wietrzenie.
Następuje wyodrębnienie mniej spękanych, a przez to bardziej odpornych fragmen
tów skały - trzonów bryłowych, które tkwią w obrębie zwietrzeliny na podobieństwo
„rodzynków w cieście". W etapie drugim zwietrzelina jest usuwana przez procesy
denudacji powierzchniowej, a dawne trzony bryłowe ujawniają się na powierzchni.
Wygląd

w taki sposób formy zależy od cech spękań i rozmieszczenia frag

mentów bardziej masywnych. W przypadku gdy sąsiednie trzony bryłowe tkwiąc jesz
cze w zwietrzelinie, były złączone ze sobą, powstawała typowa samotna skałka. Jej wy
gląd odpowiada układowi tych brył i może przypominać kanciastą basztę, mur skalny,
kopułę lub nieregularne skupisko bloków (ryc. 10.11). Samotne trzony bryłowe po

wypreparowaniu występują na stokach jako

kuliste głazy.

W podobny sposób powstają większe wzniesienia, nawet sięgające ponad 100

tyle że naprzemiennych etapów wietrzenia i usuwania zwietrzeliny jest

a wy

sokość wzniesienia rośnie stopniowo (ryc. 10.12). Szczególnie imponujący wygląd ma

ją wzgórza kopułowe (określane także jako

od nazwiska niemieckiego

przyrodnika i badacza Afryki z przełomu XIX/XX

Waltera

Skupisko

takich wzgórz - słynnych „głów cukru" - występuje między innymi w granicach Rio de
Janeiro w Brazylii, a ich wysokość sięga 400 m (ryc. 10.13). Wiele z tych wzgórz ma

równocześnie charakter gór wyspowych.

242

Różne procesy mogą więc doprowadzić do powstania podobnych form, jeśli tylko
uwarunkowania strukturalne są podobne.

Skałki i większe wzniesienia są szczególnie powszechne w twardych skałach

mowych i metamorficznych, zwłaszcza w granitach, gnejsach, kwarcytach, rzadziej
w łupkach łyszczykowych i zieleńcach. Znane są z nich obszary zbudowane ze skał
osadowych - piaskowców i niektórych odmian wapieni. W Polsce obszarem obfitują
cym w ostańce skalne są Sudety, w mniejszym stopniu Beskidy, Wyżyna
-Częstochowska i

(RAMKA 10.2).

Charakter spękań wpływa w znacznym stopniu na przebieg degradacji ostańców.

Wysokie wzgórza o stromych stokach są poddawane silnym naprężeniom

ą-

Skałki w Polsce

Ostańce o charakterze skałek są dość częstym elementem rzeźby denudacyjnej polskich

gór i wyżyn. Są zbudowane z różnych skał podłoża, a genezę zawdzięczają różnym proce

som. Większość powstała przez selektywne wietrzenie, które doprowadziło do wyprepa

rowania bardziej masywnych i odpornych fragmentów skały. W przypadku granitowych

skałek sudeckich istotnym etapem rozwojowym było wietrzenie podpowierzchniowe, skał

ki zostały w głównych zarysach

pod powierzchnią. Inne procesy, które

przyczyniły się do powstania skałek, to erozja wodna wzdłuż spękań i procesy osuwisko

we (zwłaszcza w Beskidach), pewien udział miała erozja eoliczna.

W Polsce można wyróżnić pięć głównych obszarów występowania skałek:

• Sudety z Przedgórzem Sudeckim - występuje tu największe zróżnicowanie pod

względem litologicznym. Skałki są zbudowane między innymi z granitów, gnejsów, ga-

bra, zieleńców, kwarcytów, wapieni krystalicznych, piaskowców i zlepieńców. Najwięk

sze zagęszczenie odnotowano w Karkonoszach i Kotlinie Jeleniogórskiej oraz Górach

Stołowych, gdzie występują także większe zespoły „skalnych miast". Najwyższe skałki

przekraczają 20 m;

• Beskidy - skałki, zbudowane głównie z piaskowców i zlepieńców, występują w formie izo

lowanych baszt i ambon lub ciągów ścian skalnych w niszach osuwiskowych. Do najwięk

szych zalicza się skałki w

Skalnym Mieście oraz skałki Prządki koło Krosna;

• Wyżyna Krakowsko-Częstochowska i Wyżyna Śląska - przeważają skałki wapienne,

w powstaniu których ważną rolę odegrały zjawiska krasowienia. Występują na zboczach

jarów (np. jar Prądnika koło Ojcowa) i na szczytach ostańcowych wzniesień w postaci

masywnych wież i iglic (np. Góra Zamkowa w Ogrodzieńcu);

• Wyżyna Kielecko-Sandomierska - skałki, mniej liczne niż w poprzednich regionach, są

zbudowane głównie z piaskowców wieku mezozoicznego. Największe zgrupowanie

znajduje się koło miejscowości Niekłań niedaleko Końskich;

• Roztocze - skałki są nieliczne i niewielkich rozmiarów, zbudowane z twardszych odmian

wapieni wieku mioceńskiego.

Źródło:

1990. The optimum system

protection in

Ochrona Przyrody, t. 47, s. 277-308.

245

cym, co prowadzi do otwierania się powierzchni nieciągłości, rozwoju głębokich pęk
nięć i szczelin, odpadania, przewracania i obrywów. Większość wzgórz ostańcowych

jest więc częściowo zagrzebana w rumowisku bloków pochodzących z niszczenia sto

ków. Typowe dla skałek systemy wąskich, krzyżujących się szczelin, „skalne

się wieże skalne i rumowiska bloków są widocznym

degrada

cji form ostańcowych.

Wzgórza i grzbiety twardzielcowe

Nie wszystkie wzniesienia zawdzięczają swoje powstanie zmniejszonej gęstości

spękań. Część z nich zbudowana jest ze skał bardziej odpornych, niż te występujące

w otoczeniu. Są one nazywane wzgórzami twardzielcowymi lub twardzielami (twar-

Ich budowa, kształt i wielkość są bardzo zróżnicowane, co wynika z mno

gości sytuacji geologicznych sprzyjających powstawaniu

Do najbardziej wyrazistych form tego typu należą wzgórza i grzbiety zbudowane

ze skał wulkanicznych. Długotrwała denudacja spowodowała całkowite zniszczenie
dawnych stożków wulkanicznych, a na powierzchni odsłonięte zostały fragmenty daw
nych kominów wulkanicznych i szczelin, niegdyś prowadzących do powierzchni tere
nu, wypełnionych zastygłą lawą. Masywna, twarda lawa jest niemal w każdym przy
padku odporniejsza na niszczenie niż skały, które znajdują się wokół, stąd powstają

Ryc. 10.14. Schemat powstawania neków wulkanicznych

246

Ryc. 10.15. Odsłonięty komin wulkaniczny - nek, o wysokości ponad 300 m, Arizona, St. Zjednoczone

(fot. Migoń)

wzniesienia zbudowane ze skał wulkanicznych (ryc. 10.14). Przy dużych kontrastach

odporności przybierają one postać wysokich stożków i iglic skalnych o bardzo stro
mych, nawet pionowych stokach i wysokości kilkuset metrów (ryc. 10.15). Noszą one
nazwę neków (1.

nek, ang.

szyja). Taki charakter mają wzgórza bazaltowe

w Sudetach i na Przedgórzu Sudeckim oraz Góra Świętej Anny na

wzgórz twardzielcowych należą także grzbiety i masywy zbudowane ze skał wulkanicz

nych wieku paleozoicznego, występujących w Sudetach i w okolicach Krakowa -
olitów (dawniej nazywanych porfirami), latytów i

(dawniej określa

nych jako

(ryc. 10.16).

Wzgórza twardzielcowe

także w obrębie kompleksów skał magmowych

głębinowych, metamorficznych i w skałach osadowych. Ich powstaniu sprzyja obec
ność twardszych skał żyłowych w obrębie masywów granitowych (licznie spotykane
w granitowej Kotlinie Jeleniogórskiej w Sudetach Zachodnich), kwarcytów i marmu
rów w obrębie łupków metamorficznych, masywnych zlepieńców w obrębie piaskow
ców, piaskowców w obrębie

i łupków ilastych, czy wapieni skalistych wśród

wapieni płytowych. W Polsce charakter twardzielcowy mają między innymi piramida

Śnieżki wznosząca się ponad wierzchowinowe zrównania Karkonoszy (ryc. 10.17),
grzbiet Łysogór w Górach Świętokrzyskich, zbudowany z piaskowców kwarcytycz-
nych, skaliste ostańce wapienne na Roztoczu, wapienne ostańce na Wyżynie Krakow
sko-Częstochowskiej i wiele grzbietów górskich w Beskidach.

Wyrazistość wzniesienia będzie za każdym razem zależała od różnic w całkowitej

odporności

kompleksów skalnych, a ich obraz w planie (zarys) - od za

sięgu wychodni skał twardszych. Twardziele mogą mieć zatem charakter zarówno nie

wielkich stożków i kopuł,

i długich, prostoliniowych lub krętych grzbietów. Ich wy-

247

Kotliny denudacyjne

Lokalny wzrost odporności na niszczenie stwarza warunki do rozwoju form

ostańcowych, natomiast jej zmniejszenie powoduje intensyfikację procesów denuda-
cyjnych i szybsze obniżanie powierzchni. Z tego powodu

i zrównania wo

kół wzniesień są na ogół założone na skałach o małej odporności. Związki takie moż
na także obserwować w obszarach o rzeźbie krawędziowej (zob. rozdział 10.7).

przykładem zależności rzeźby od zmniejszonej odporności

podłoża jest występowanie kotlin w obszarach górskich i wyżynnych. W odróżnieniu
od kotlin powstających jako zapadliska tektoniczne (zob. rozdział 3.3), te określane
są jako kotliny denudacyjne. Uwarunkowania ich rozwoju są identyczne jak w przy
padku form pozytywnych. Część kotlin powstała w miejscach, gdzie podłoże było
bardziej spękane, a szczególnie preferowane są skrzyżowania głównych linii spękań
lub dawnych uskoków. Kotliny tego typu mają często zarys wydłużony, nawiązujący
do kierunków spękań, lub promienisty, gdy rozwijają się na przecięciu spękań. Zaj
mowana przez nie powierzchnia jest na ogół niewielka, do kilku kilometrów kwadra
towych.

Większe rozmiary osiągają kotliny wypreparowane w miejscach występowania

skał, których mniejsza odporność w stosunku do otoczenia wynika z cech litologicz
nych (tab. 10.2). Dna kotlin denudacyjnych mają zróżnicowaną rzeźbę. W niektórych

występują wzgórza twardzielcowe, których wierzchołki mogą nawet sięgać wysokości
przyległych obszarów wyżej położonych (np. w Kotlinie Jeleniogórskiej), w innych

Tab. 10.2. Strukturalne uwarunkowania niektórych kotlin pochodzenia denudacyjnego w górach

Region

Skały

w dnie

kotliny

Skały występujące w otoczeniu

kotlin

Karpaty

Kotlina Rajczy

Kotlina Żywiecka

Rów Podtatrzański

piaskowce i łupki warstw
podmagurskich
łupki, podrzędnie piaskowce
płaszczowiny cieszyńskiej
i podśląskiej
łupki ilaste i margliste fliszu
podhalańskiego

piaskowce magurskie

piaskowce płaszczowiny
magurskiej

piaskowce fliszu podhalańskiego

Sudety

Kotlina
Kotlina Kamiennogórska
Kotlina

Kotlina Wałbrzyska

granity
piaskowce, mułowce, zlepieńce
piaskowce i mułowce wapniste

piaskowce, mułowce, łupki ilaste

granitognejsy, zieleńce, granity
zlepieńce,

trachybazalty

piaskowce skaleniowe, gezy,
ryolity
zlepieńce, ryolity, trachybazalty

Nie wszystkie kotliny w Sudetach i Karpatach są pochodzenia denudacyjnego. Część z nich to zapadliska tektoniczne (np. Kotlina

i Kotlina Sądecka).

Kotlina Jeleniogórska ma złożone pochodzenie, tektoniczno-denudacyjne.

249

dno jest płaskie, podścielone pokrywami

i przykryte osadami zno

szonymi do kotlin przez rzeki spływające z okolicznych wzniesień.

Rzeźba strukturalna w obszarach

platformowych

Charakterystyczne zespoły form rzeźby, odzwierciedlające sposób zalegania

warstw skalnych i różnice w ich odporności, powstają w obszarach platformowych

(zob. rozdział 2). Występują w dwóch podstawowych wariantach. Przy ułożeniu warstw

zbliżonym do poziomego

się rzeźba płytowa, natomiast przy ich odchyleniu od

poziomu pod kątem nie większym niż 25-30° mamy do czynienia z rzeźbą krawędzio
wą. Większe nachylenia występują sporadycznie, a ich odzwierciedleniem są grzbiety

wertykalne. Tak więc, w rozwoju rzeźby platform nadrzędne są uwarunkowania tekto

niczne, ponieważ to one decydują o sposobie ułożenia warstw. Rzeźba strukturalna

w obszarach platformowych jest najpełniej rozwinięta, gdy warstwy skalne wchodzące
w skład pokrywy osadowej są wyraźnie zróżnicowane pod względem odpornościowym.

W analizie geomorfologicznej największą uwagę poświęca się zwykle wypukłym for
mom rzeźby - grzbietom i płaskowyżom, ale

je obniżenia i zrównania są

równie ważne dla zrozumienia uwarunkowań geologicznych.

Rzeźba płytowa

Rzeźba płytowa powstaje, gdy warstwy skalne leżą poziomo lub są wychylone od

pionu pod kątem nie

3-5°. Oznacza to brak istotniejszych deforma

cji tektonicznych w okresie, który nastąpił po zakończeniu sedymentacji, natomiast

ważna dla rozwoju rzeźby jest intensywność ruchów pionowych w tym czasie. Jeśli

były one nieznaczne, wówczas wysokość bezwzględna płyty jest niewielka, a jej mało
urozmaicona powierzchnia znajduje się w pobliżu bazy erozyjnej. Płyty mogą też ulec
znacznemu

nawet do wysokości 2000-3000 m, tworząc wysokie pła

skowyże (np. Wyżyna Kolorado). Wtedy są one rozcinane przez rzeki, powstają głę

bokie doliny o charakterze jarów i kanionów, rozdzielające fragmenty płaskowyżu,

a na skalistych zboczach

się zróżnicowanie odpornościowe kompleksu osado

wego (ryc. 10.1).

Rzeźba płytowa rozwija się w różnych układach następstwa warstw skalnych, ale

kilka z nich występuje szczególnie często. Są to sekwencje:

• piaskowiec-mułowiec lub margiel-piaskowiec (przykładem są Góry Stołowe w Pol

sce);

• wapień-łupek
•

ilasty-piaskowiec;

• różne odmiany piaskowców;
•

Wspólną cechą tych układów jest przemienne występowanie warstw skalnych

o kontrastowych cechach litologicznych i wytrzymałościowych, co powoduje

250

kowe tempo ich niszczenia. Warstwy odporniejsze tworzą strome progi lub urwiska
skalne, które są rozdzielone odcinkami stoku o mniejszym nachyleniu lub
niami (ryc. 10.18, fot. 17). Powstaje więc schodowy układ spłaszczeń i progów, które
na wysokich i głęboko rozciętych płaskowyżach mogą powtarzać się wielokrotnie,
przy czym charakter poszczególnych stoków i ich nachylenie odzwierciedla różnice
w wytrzymałości poszczególnych serii skalnych (zob. rozdział 10.3).

Długotrwały rozwój stoków w obszarach płytowych polega na ich cofaniu od osi

dolin rzecznych w kierunku wododziałów. Wraz z upływem czasu zasięg najwyższych

części płaskowyżu kurczy się, ich miejsce zajmują niższe poziomy, które z kolei są
niszczone od dołu. Poszczególne poziomy wykazują zgodność ze sposobem zalegania

warstw skalnych, określa się je jako poziomy strukturalne. Mimo położenia na róż
nych wysokościach, rozwijają się one synchronicznie i w przeciwieństwie do klasycz
nych powierzchni zrównania są zwykle tego samego wieku. Cofanie progów skalnych
przebiega na ogół nierównomiernie w przestrzeni, dlatego mają one zwykle kręty
przebieg, z licznymi wysuniętymi ostrogami. Na przedpolu cofających się progów po
zostają ostańce górnego poziomu strukturalnego, określane jako

ponie

waż świadczą o dawnym zasięgu płyty (ryc. 10.18, fot. 18).

Nierównomierne cofanie progów skalnych jest

różnic w budowie

podłoża oraz

z nich różnic w tempie i charakterze zewnętrznych proce

sów niszczących. Szczególne znaczenie mają wody podziemne. W obszarach płyto

wych mamy często do czynienia z przemiennym występowaniem skał spękanych i po

rowatych, a więc łatwo przepuszczalnych (np. piaskowców), oraz skał ilastych i innych
skał słabo przepuszczalnych. Obecność tych drugich wymusza poziomy odpływ wody

w kierunku progów zewnętrznych i jej wydostawanie się na powierzchnię terenu
w miejscach kontaktu litologicznego. Powstają linie rozproszonych źródeł lub - jeśli

drenaż podziemny odbywa się wyraźnymi kanałami - większe strefy

o du

żej wydajności. Wydajnym wypływom wód podziemnych towarzyszą inne zjawiska po
wierzchniowe: erozja liniowa, płytkie ruchy masowe,

Efektem sufozji jest

zmniejszenie wytrzymałości wyżej leżącej serii skalnej i stabilności progu, co prowa
dzi do otwierania się szczelin, przechylania pakietów skalnych i obrywów. W wyniku
przestrzennej koncentracji procesów niszczących próg na tym odcinku cofa się szyb
ciej i powstaje wcięta w płaskowyż głęboka amfiteatralna nisza. W Polsce amfiteatry
o charakterze wielkich cyrków źródliskowych występują między innymi wzdłuż pół
nocno-wschodniego progu Gór Stołowych.

W grubych i masywnych, ale spękanych, kompleksach skalnych procesy niszczące

są skoncentrowane wzdłuż powierzchni spękań. Selektywne niszczenie w strefie przy-

Ryc. 10.18. Rzeźba

Widoczne silne rozcięcie progu stoliwa

251

Ryc. 10.19. Fragment jednego z wielu

miast" w północnych Czechach, zbudowanych z piaskowców

wieku kredowego (fot. Migoń)

krawędziowej prowadzi do powstania mniej lub bardziej rozległych labiryntów skal
nych, określanych także jako „skalne

Składają się one z wież i masywów

o pionowych ścianach, oddzielonych systemem wąskich i głębokich rozpadlin, krzyżu

jących się ze sobą (ryc. 10.19). Na skrzyżowaniach spękań powstają rozszerzenia

o charakterze niewielkich kotlin. Ściany masywów

stałemu wietrzeniu i ru

chom masowym, dlatego część rozpadlin jest wypełniona oderwanymi głazami i blo
kami skalnymi. Selektywne wietrzenie mniejszych form ostańcowych prowadzi niekie
dy do powstania spektakularnych form określanych jako łuki skalne. Rozpiętość
otworu może w nich wynosić nawet kilkadziesiąt metrów (fot.

Labirynty „skalnych

są związane głównie z grubymi kompleksami piaskow

ców. W granicach Polski zespoły form tego typu można spotkać w Górach Stołowych

(Szczeliniec Wielki, Błędne Skały), a znaczne rozprzestrzenienie osiągają one w przyle

głej części Republiki Czeskiej oraz okolicach Drezna w Niemczech. Niezwykle malow
nicze są „skalne miasta" północnej Sahary (np. Tassilli w Algierii) i Bliskiego Wschodu

(Wadi Rum w

W Australii rzeźbę tego typu spotkamy między innymi w par

ku narodowym

(Bungie Bungie). Trzeba jednak zaznaczyć, że „skalne mia

sta" powstają nie tylko w obszarach o budowie

Skalne miasto koło Ciężkowic

na Pogórzu Rożnowskim rozwinęło się na skrzydle struktury

Rzeźba krawędziowa

obliczu rzeźby krawędziowej decyduje naprzemienne występowanie warstw

skalnych o różnej odporności. Przechylenie pierwotnej struktury płytowej sprawia, że
ich wychodnie tworzą pasy równoległe do siebie. W przypadku rzeźby płytowej obser-

252

wowaliśmy zróżnicowanie odporności głównie w profilu pionowym, natomiast w przy
padku struktur przechylonych, określanych

zróżnicowanie takie wi

dzimy także w poziomie (ryc. 10.20). Ogólnie rzecz ujmując, denudacja i erozja są sil
niejsze w warstwach mniej odpornych, dlatego na ich wychodniach powstają obniże
nia, natomiast warstwy odporniejsze są wypreparowane w formie grzbietów i garbów.
Wychodnie kolejno leżących na sobie warstw są równoległe do siebie, dlatego także

grzbiety i obniżenia zachowują mniej więcej równoległy przebieg.

Szerokość grzbietów i obniżeń oraz różnice wysokości między nimi zależą od:

• kąta pochylenia całej struktury. Im kąt ten

większy, tym są węższe pasy wychod

ni poszczególnych kompleksów skalnych, zatem grzbiety przebiegają bliżej siebie
(ryc. 10.21);

• grubości poszczególnych kompleksów skalnych. Warstwy skalne o małej grubości

zwykle nie tworzą samodzielnych grzbietów lub obniżeń, a jedynie drugorzędne
progi lub obniżenia w obrębie większych form;

• różnic w odporności

Przy dużych różnicach (i dużej grubości warstw) wy

sokość grzbietów może wynosić kilkaset metrów.

Szczególną cechą rzeźby grzbietów i obniżeń jest asymetria ich przekroju po

przecznego. Jest ona wprost odzwierciedleniem czynnika strukturalnego, a mianowi
cie nachylenia warstw skalnych, do którego dostosowuje się rzeźba terenu. Przeciwle
głe stoki grzbietu mają odmienne nachylenie, co nadaje całej formie charakter progu.
Stok łagodniejszy, nazywany zaprożem, jest zgodny z upadem warstw, a jego nachyle-

Ryc. 10.20. Kuesty i ich zależność od litologii i sposobu zalegania warstw skalnych

Ryc. 10.21. Zróżnicowanie rzeźby kuest w zależ
ności od nachylenia i grubości odporniejszych

warstw skalnych (wg M. Klimaszewskiego)

253

nie odpowiada w przybliżeniu kątowi upadu, najczęściej pomiędzy 5 a 15°. Przeciwle

stok - czoło progu - jest przeciwstawny do upadu i znacznie bardziej stromy. Jego

średnie nachylenie wynosi 20-30°, ale w przypadku występowania skał o dużej odpor
ności w górnej części stoku mogą powstać urwiska skalne o wysokości do kilkudzie
sięciu metrów. Przy mniejszej odporności mamy do czynienia tylko z lokalnym wzro
stem nachylenia stoku. Takie asymetryczne grzbiety są określane

kuesty. Podob

ną asymetrią cechują się obniżenia znajdujące się pomiędzy sąsiednimi kuestami.

Czoło i zaproże są kształtowane przez nieco inne zespoły procesów rzeźbotwór-

czych. W obrębie czoła, zwłaszcza jeśli jest ono skaliste, dominują wietrzenie i ruchy
masowe, głównie obrywy i odpadanie (ryc. 10.22). Długie i łagodnie nachylone zapro
że sprzyja erozji wodnej - powierzchniowej i liniowej, dlatego jego rzeźbę

ją systemy suchych i okresowo odwadnianych płytkich dolin. Kierunek podziemnego

odpływu wód opadowych odbywa się przede wszystkim w stronę zaproża, zgodnie
z nachyleniem powierzchni uławicenia, dlatego czoła kuest są na ogół pozbawione
odwodnienia powierzchniowego. Źródła występują sporadycznie, a amfiteatry - typo

we dla progów w strukturach płytowych - są bardzo rzadkie. Przebieg progów jest
z reguły wyrównany, a góry-świadki są mniej liczne niż przed płaskowyżami. Nie

w dłuższej skali czasowej progi kuest także się cofają, aczkolwiek zachodzi to

prawdopodobnie wolniej niż w przypadku płaskowyżów.

Rzeźba krawędziowa jest bardzo rozpowszechniona na kontynentach, ponieważ

znaczne powierzchnie lądów są zajęte przez struktury platformowe. W Polsce wystę
puje powszechnie w pasie wyżyn południowopolskich, zwłaszcza w części południo-

wo-zachodniej (RAMKA 10.3). Na mniejszą skalę rozwinęła się ona w Sudetach,
w obrębie niecki śródsudeckiej i północnosudeckiej. Najwyższe kuesty są związane

z występowaniem piaskowców kwarcowych wieku kredowego i dochodzą one do

m wysokości.

10.22.

progu strukturalnego na Wyżynie Kolorado (St. Zjednoczone), modelowane głównie

przez wietrzenie i ruchy masowe (fot. Migoń)

254

Ramka

Rzeźba krawędziowa Wyżyny Śląskiej i

Rzeźba Wyżyny Śląskiej i

jest

przykładem

by krawędziowej, która rozwinęła się w obrębie dużej struktury

tzw.

Występują tam skały osadowe: triasowe i jurajskie. Wyróżnić

można tu kilka głównych progów strukturalnych (kuest)

subsekwentnymi

obniżeniami, odwadnianymi przez Małą Panew, Liswartę i górną Wartę:

• Próg

zbudowany głównie z odpornych wapieni i dolomitów wieku środko-

wotriasowego, o wysokości do 150 m. Na pewnych odcinkach płyta wapienno-dolomito-

wa została dodatkowo podniesiona wzdłuż uskoków. W obrębie progu rozwinęły się zja

wiska krasowe, choć nie na taką skalę, jak na Wyżynie Krakowsko-Częstochowskiej;

• Próg Woźnicki, zbudowany głównie z wapieni górnego triasu (kajpru), o wysokości do

60-80 m, silnie rozczłonkowany. W części północno-zachodniej jest częściowo przykry

ty utworami

i dlatego mniej wyraźny;

• Próg Herbski, zbudowany z piaskowców i zlepieńców środkowej jury, niski (do 30-40 m)

i silnie rozczłonkowany;

• Próg Wyżyny Krakowsko-Częstochowskiej, zbudowany przeważnie ze skalistych wapie

ni górnej jury, o wysokości do 150 m. Jest on bardzo wyraźny na odcinku południowym,

ku północy chowa się pod utworami plejstoceńskimi. Na zapleczu progu Wyżyny Kra

kowsko-Częstochowskiej znajduje się niski (20-30 m wys.) Próg Lelowski, zbudowany

z piaszczystych i wapiennych utworów wieku kredowego.

Źródło: Gilewska

1999.

Geografia

Środowisko

PWN, Warszawa, s. 243-288.

Inne formy rzeźby

Rzeźba płytowa i kuestowa nie wyczerpują bogactwa form strukturalnych na ob

szarach platformowych. Przy nachyleniach warstw

30° efekt asyme

trii strukturalnej zanika, a grzbiety nabierają charakteru symetrycznego. Stoki zgod
ny z upadem i przeciwstawny do upadu mają zbliżone nachylenia i wygląd. Grzbiety
takie określa się jako wertykalne (fot. 20). Przy dużych kontrastach wytrzymałościo

wych i dużym upadzie mogą one przybrać charakter murów skalnych o pionowych
ścianach. Grzbiety wertykalne występują nie tylko w obrębie platform, ale także,
a może nawet głównie, w obszarach górskich o budowie fałdowej, gdzie odporne war
stwy skalne są znacznie wychylone ze swojego pierwotnego, poziomego położenia.
Liczne przykłady grzbietów wertykalnych

się w zbudowanej ze skał osado

wych części Tatr

wał Giewontu i Raptawicka Turnia w Dolinie

Specyficzny układ przestrzenny progów i obniżeń powstaje w obrębie kopuł

utworzonych przez lokalne wysklepienie warstw. Rzeźba ma wówczas najczęściej cha
rakter niezgodny, a w miejscu pierwotnie najwyższej partii kopuły powstaje obniże
nie. Jest ono otoczone koncentrycznie

progami zbudowanymi ze skał

odporniejszych, ponieważ najwyżej wzniesiona część jest niszczona najszybciej, a od-

255

słaniane mniej odporne wnętrze struktury

w trakcie dalszej degradacji jest

obniżane bardziej niż sąsiadujące z nim wychodnie skał odporniejszych.

Literatura polska

W polskiej literaturze geomorfologicznej jest bardzo niewiele pozycji książkowych na temat rzeźby struk
turalnej, mało jest też publikowanych

na ten temat. Wymienione prace, będące głównie mono

grafiami regionalnymi, zawierają liczne odniesienia do form rzeźby uwarunkowanych litologią i strukturą.

Alexandrowicz

1978. Skałki piaskowcowe zachodnich Karpat fliszowych. Prace Geologiczne PAN, z. 113.

Obszerne omówienie skałek karpackich, ze szczególnym zwróceniem uwagi na geologiczne uwarunkowa
nia ich powstania i rozwoju.

Harasimiuk

1980. Rzeźba strukturalna Wyżyny Lubelskiej i Roztocza. Uniwersytet Marii

skiej, Lublin.
Przykład analizy regionalnej, w której omówiono zależność dużych form od struktur tektonicznych podło
ża oraz litologiczne uwarunkowania mniejszych form, w tym krasowych.

Pulinowa M.

1989.

Gór Stołowych.

Prace Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach 1008.

Wszechstronna analiza obszaru, którego rzeźba odzwierciedla różnorodność uwarunkowań strukturalnych,
od skali regionalnej po lokalną. Autorka nie ogranicza się do opisu form, ale wskazuje także na rolę czyn
nika strukturalnego w przebiegu i intensywności procesów rzeźbotwórczych obecnie i w przeszłości.

Literatura zagraniczna

Gerrard

1986. Rocks and

Unwin

London.

Omówienie różnorodnych zagadnień związanych z wpływem cech podłoża na rozwój rzeźby. Dużo miejsca
poświęcono problematyce wytrzymałości masywów skalnych.

Migoń

2006. Granite Landscapes

World.

Oxford University Press, Oxford.

Systematyczny przegląd form i zespołów form obecnych w obszarach granitowych. Nacisk położono na
turalno-litologiczne uwarunkowania procesów rzeźbotwórczych w różnych warunkach środowiskowych.

Young

1992. Sandstone Landforms. Springer, Berlin.

Różnorodność rzeźby w skałach piaskowcowych, od małych form po struktury w skali kontynentalnej, omó

wiona w kontekście wytrzymałości i rozkładu naprężeń w skałach.