1

III. MORFOLOGIA RZEK 1. Wprowadzenie Definicja

Nauka o rze�bie powierzchni Ziemi to geomorfologia. Zajmuje si� ona opisem i pomiarem (morfometria), rozwojem, rozmieszczeniem oraz genez� form powierzchni Ziemi.

Procesy kształtuj�ce powierzchni� Ziemi:

�� endogeniczne, wywołane działaniem czynników pochodz�cych z wn�trza Ziemi, np. wulkanizm, trz�sienia ziemi,

�� egzogeniczne, wywołane działaniem czynników zewn�trznych: procesy fluwialne, eoliczne, glacjalne, pływy i falowanie morskie.

2. Procesy fluwialne – morfogenetyczna działalno�� rzek Działalno�ci rzek przypisuje si� szczególnie du�a rol� w kształtowaniu powierzchni Ziemi. Formy b�d�ce skutkiem działalno�ci rzek obserwuje si� na wszystkich kontynentach i we wszystkich strefach klimatycznych. Działalno�� rzek polega przede wszystkim na rozczłonkowywaniu form utworzonych przez siły wewn�trzne.

Morfogenetyczna działalno�� rzeki, czyli jej praca polega na:

- erodowaniu (�łobienie) dna i brzegów,

- transporcie materiału,

- trwałej akumulacji lub czasowemu deponowaniu, czyli osadzaniu niesionego materiału.

Ze wzgl�du na to, �e szczególnie mechanizm erozji a tak�e formy b�d�ce jej skutkiem zale�� od rodzaju materiału, w którym wyci�te s� koryta, wyró�ni� nale�y nast�puj�ce ich typy:

skalne (rys.1), skalno – aluwialne (rys. 2 A, B) i aluwialne (rys. 2 C, D):

Rys. 1. Przekroje skalnych koryt w Tatrach (Kaszowski)

Widoki wymienionych typów koryt przedstawiono na fotografiach

2

Rys. 2. Przekroje poprzeczne koryt skalno – aluwialnych (A, B) i aluwialnych (C,D) w Beskidach

(Niemirowski [1])

Fot. 1.Biały Potok (K. Kulesza) Fot. 2. Stradomka (J. �ołnacz)

2.1. Erozja rzeczna

Działalno�� rzeki polegaj�ca na pogł�bianiu i poszerzaniu koryta nosi nazw� erozji rzecznej.

Intensywno�� i przebieg/skutki tego procesu zale�� od:

- energii / zdolno�ci transportowej strumienia

- odporno�ci podło�a

- dost�pno�ci rumowiska dennego

- morfostatycznych własno�ci koryta (w�skie o du�ym spadku - szerokie o małym spadku, proste - kr�te)

Ze wzgl�du na to, �e podło�e rzeki mo�e by� skaliste lub aluwialne rozró�nia si� erozj�:

3

- wgł�bn� (w przypadku dna skalnego), polegaj�ca na pogł�bianiu dna skalnego przez wyrywanie cz�stek podło�a,

- denn� (w przypadku dna aluwialnego), polegaj�c� na rozmywaniu i redeponowaniu poprzednio zło�onych przez rzek� aluwiów.

• Erozja wgł�bna obejmuje nast�puj�ce procesy:

- eworsja - pogł�bianie na skutek ruchu wirowego wody (wiry poziome i pionowe) obci��onej grubym rumowiskiem; skutkiem s� misy i kotły oraz rynny eworsyjne; ich gł�boko�� w potokach górskich wynosi od kilkudziesi�ciu centymetrów do kilku metrów;

- abrazja – uderzanie materiałem wleczonym (rynny abrazyjne nawi�zuj� do wychodni skał o niskiej odporno�ci);

- kawitacja – wyrywanie okruchów skalnych (np. przy wodospadach) w strefie obni�onego ci�nienia (podci�nienia) towarzysz�cego przepływowi strumienia wody o du�ej pr�dko�ci.

W korytach skalnych przewa�aj� formy erozyjne. Przyjmuj� one nast�puj�ce postaci:

- wypukłe: progi (na wychodniach skał o du�ej odporno�ci – rys.4), �ebra (szypoty) czyli berda na wychodniach skał osadowych, katarkaty na wychodniach skał krystalicznych, ostrogi,

- wkl�słe: misy, kotły (rys.3), rynny eworsyjne.

Rys. 3. Profile podłu�ne koryta skalnego z kotłami eworsyjnymi [1]

Rys. 4. Progi i kociołki eworsyjne w korycie potoku górskiego [2]1

Rozmiar erozji wgł�bnej w Polsce ocenia si� na 1mm/rok.

Koryta skalne maj� zwykle du�y spadek, niewyrównane dno i ustabilizowany przebieg.

1 W kociołkach eworsyjnych deponowane jest rumowisko, wyprz�tane podczas wezbra�

4

• Erozja denna – rozcinanie przez rzek� pokrywy aluwialnej. Rozcinanie to polega na rozmywaniu i redeponowaniu osadów. Koryto aluwialne nie podlega kawitacji ani abrazji.

Fot. 3 Erozja denna / wgł�bna ( W. Bartnik)

Charakter osadów aluwialnych wpływa na charakterystyk� koryta: rzeki wcinaj�ce si� w pokrywy �wirowe maj� koryta zmienne o du�ej gł�boko�ci i spadku (>0,5‰) natomiast rzeki wcinaj�ce si� w pokrywy mułowe maj� koryta płytsze o mniejszym spadku (<0,5‰).

Skal� erozji dennej karpackich dopływów Wisły pokazuj� dane zestawione w tab.1.

5

Tab. 1. U�rednione warto�ci erozji dennej wybranych rzek karpackich w XX wieku

• Erozja boczna – to rozmywanie i podcinanie brzegów koryta rzecznego przez płyn�c� wod�.

Erozja boczna jest skutkiem:

- �łobienia mechanicznego w korytach skalnych lub

- rozmywania hydraulicznego w korytach aluwialnych (rys.5).

Rys. 5. Rozwój przekroju poprzecznego koryta potoku Jamne na odcinku aluwialnym: 1- sierpie� 1964, 2 – czerwiec 1965, 3 – lipiec 1968, 4 – sierpie� 1970, 5 – sierpie� 1971[1]

Rzeka o biegu prostoliniowym słabo podcina brzegi. W rzekach o biegu kr�tym nast�puje podcinanie brzegu wkl�słego (nurt po wypukłej stronie strumienia). Wskutek jednostronnego podcinania i pogł�biania przekrój poprzeczny rzeki kr�tej jest asymetryczny (rys. 6). Materiał wyrywany z brzegów wkl�słych przenoszony jest i odkładany pod brzegiem wypukłym.

3.0 Brze�nica Wisłoka 6 1.0 Czchów Dunajec 5 2.5 �abno Dunajec 4 3.0 Gdów Raba 3 2.5 Wadowice Skawa 2 2.0 O�wi�cim Soła 1

U�rednione warto�ci erozji dennej w XX w [m]

Przekrój Rzeka Lp.

6

Rys. 6. Erozja boczna [1]

Efekt erozji bocznej pokazuje fot. 4.

Fot. 4 Erozja boczna (fot. W. Bartnik)

2.2. Działalno�� akumulacyjna rzek

Materiał transportowany przez rzek� jest trwale akumulowany (w zbiornikach) lub okresowo deponowany (w obr�bie koryta lub ło�yska rzeki).

Depozycja mo�e przebiega� w postaci:

- sedymentacji – powolnego opadania ziaren i ich stabilizacji na dnie,

- akrecji– zwalnianiania procesu wleczenia a� do ich stabilizacji; jej wynikiem jest obrukowanie (imbrykacja) dna,

- inkrusji – staczania si� ziaren do zagł�bie�,

- dekantacji – wytr�cania zawiesin w wodzie stoj�cej lub płyn�cej bardzo powoli; prowadzi ona np. do tworzenia mad rzecznych.

Procesy szczególne:

- redepozycja czyli resedymentacja,

7

- sortowanie (selektywna erozja) prowadz�ce do laminacji frakcjonalnej.

W czasie wezbra� nie wychodz�cych poza koryto, materiał rumowiskowy jest przemieszczany i deponowany w postaci łach i ławic korytowych: centralnych (fot.5) oraz marginalnych (fot.6).

Fot. 5. Stradomka – ławica centralna (J. �ołnacz Fot. 6. Stradomka – ławica marginalna (J.

�ołnacz)

Ławice centralne, zbudowane z piasków i �wirów przemieszczane w czasie wezbra� i stabilizowane w okresach pomi�dzy wezbraniami, rozmieszczane s� do�� regularnie (rytmicznie) na długo�ci koryta. Odległo�ci pomi�dzy nimi wynosz� około 5-7 szeroko�ci koryta. Pomi�dzy tymi mieliznami wyst�puj� odcinki o wi�kszej gł�boko�ci. Na ławicach zbudowanych z grubszych osadów woda płynie z wi�ksz� pr�dko�ci� – s� to tzw. bystrza (rys.7, fot. 7). W obr�bie zagł�bie�, wy�cielonych osadami drobnymi woda płynie wolniej, tworz�c tzw. plosa.

W czasie opadania wód ławice centralne wynurzaj� si� tworz�c wyspy aluwialne.

Rys. 7. Plan (A) i profil podłu�ny (B) koryta aluwialnego wg Simonsa [1]

8

Fot. 7. Stradomka - sekwencja ploso – bystrze (J. �ołnacz)

Ławice marginalne powstaj� i rozwijaj� si� po wypukłej stronie zakola. Podcinane s� w czasie du�ych wezbra�. Usypywane s� tak�e w ustronnych miejscach, gdzie wyst�puj� niskie pr�dko�ci przepływu. Charakteryzuj� si� wi�ksz� stabilno�ci� ni� ławice centralne.

W czasie du�ych wezbra� depozycji korytowej towarzyszy depozycja w obszarze ło�yska. Podlega jej zarówno grubo- jak i drobnoziarnisty materiał, ł�cznie z namułami i cz��ciami organicznymi, co przyczynia si� do powstawania mad rzecznych. Wielk� rol� odgrywa w tym wypadku proces dekantacji.

Równie� w korytach skalnych pojawiaj� si� czasem formy akumulacyjne (rys. 8): ławice centralne i marginalne oraz wały i równiny rumowiskowe.

Rys. 8. Ławice centralne ( c ) i marginalne (b) w korycie skalnym [1]

Proces depozycji mo�e zachodzi� na całej długo�ci koryta. Szczególnie sprzyjaj�ce warunki powstaj� w miejscach, gdzie zmniejsza si� zdolno�� transportowa strumienia, a zatem tam, gdzie:

- zmniejsza si� spadek koryta,

- koryto si� rozszerza,

- rzeka jest podparta (podpi�trzona),

- rzeka uchodzi do odbiornika,

- zmniejsza si� masa płyn�cej wody.

9

Depozycja wyst�puje wi�c poni�ej ka�dego progu / załomu, u wylotu dolin bocznych do doliny głównej, u wylotu dolin górskich do podgórskich, gdzie tworz� si� sto�ki napływowe.

Depozycja wyst�puje te� na skutek zmniejszenia masy wody (pobór wód na cele komunalne i przemysłowe, ucieczki wody w podło�e �wirowe lub krasowe). Taka przyczyna depozycji wyst�puje na Wi�le centralnej a tak�e w wapiennych cz��ciach Tatr (zjawiska krasowe) lub Sudetach (ucieczka w podło�e �wirowe).

Podparcie wody morze by� skutkiem zatorów lodowych lub ro�linnych (spławianie drewna). Wa�na przyczyna to podparcie rzek� główn� – depozycja nast�puje wówczas w widłach rzek.

Do sztucznych przeszkód powoduj�cych depozycj� nale��: zapory zbiorników retencyjnych, jazy, ostrogi rzeczne i tp.

Najwi�ksze rozmiary osi�ga akumulacja przy uj�ciu rzeki do zbiornika naturalnego (morze, jezioro) lub sztucznego. Jest ona przyczyn� powstawania delt.

Formy powstaj�ce wskutek długotrwałej depozycji i akumulacji rzecznej to: sto�ki napływowe, delty, równiny aluwialne.

Sto�kiem napływowym nazywamy nagromadzenie osadów rzecznych rozpo�cieraj�ce si� promieni�cie od miejsca depozycji w korycie rzecznym (rys. 9) .

Rozmiary sto�ka s� tym wi�ksze im wi�ksza jest powierzchnia zlewni cieku. Kształt sto�ka zale�y od mechanizmu i przebiegu jego kształtowania si�. Sto�ki napływowe potoków górskich maj� powierzchnie nachylone od 2o do 12o, zbudowane s� z materiału zarówno otoczonego jak i kanciastego. Mog� by� budowane przez materiał korytowy lub z domieszk� stokowego. W obszarach górskich i podgórskich sto�ki napływowe rosn� szybko zarówno w dół, spychaj�c koryto rzeki głównej, jak i w gór�, zasypuj�c odcinek wylotowy (agradacja).

Rys. 9. Sto�ek napływowy [1]

Płaskie sto�ki napływowe, tworz�ce si� u wylotów koryt rzecznych do zbiorników (morze, zbiorniki retencyjne) nazywane s� deltami. Delta ro�nie przede wszystkim pod wod� jako tzw. prodelta. Szybko�� ro�ni�cia delty zale�y od ilo�ci przynoszonego materiału, konfiguracji dna oraz działalno�ci morza (falowanie, przypływy i odpływy). Szybko rosn� delty rzek górskich oraz delty usypywane przy wej�ciu do jezior, mórz zamkni�tych i zbiorników retencyjnych. W tych ostatnich proces mo�e by� szczególnie szybki.

Ze wzgl�du na usytuowane delty w stosunku do wybrze�a rozró�nia si� delty schowane (rozwijaj�ce si� w estuarium lub zatoce) i wysuni�te, rozpo�cieraj�ce si� w kierunku morza.

10

Delta Wisły (rys.10) jest delt� schowan�. Zajmuje ona ok. 3 600 km2 (delta Amazonki – 100 000 km2). Roczne zasilanie osadami delty Wisły wynosi ok. 1,2 mln t.

Rys. 10. Delta Wisły [1]

Ro�ni�cie sto�ka napływowego lub delty doprowadza do zwi�kszenia długo�ci rzeki. Przesuwanie si� uj�cia rzeki zwi�zane jest z zasypywaniem koryta rzecznego, post�puj�cego w gór� rzeki. Proces ten nosi nazw� agradacji.

Je�li rzeka agraduj�ca płynie w dolinie, wówczas dno doliny jest zasypywane i podwy�szane. Je�li za� rzeka agraduj�ca płynie po płaskiej równinie to po zal�dowaniu opuszcza ona koryto, stale zmienia swój bieg i rozlewa si� po du�ym obszarze. Jest to niebezpieczne, szczególnie przy du�ych wezbraniach. W zwi�zku z tym tego typu rzeki s� obwałowywane. Rzeka zasypuje wówczas mi�dzywale, co powoduje podnoszenie si� jego dna a równocze�nie koryta rzeki, która mo�e płyn�� powy�ej terenu na zawalu. Przerwanie wałów przeciwpowodziowych w tym przypadku jest szczególnie gro�ne.

2.3. Przestrzenna lokalizacja procesów fluwialnych na długo�ci rzeki

Omówione wy�ej procesy zachodz� z ró�n� intensywno�ci� na długo�ci cieku. Wyró�ni� mo�na zatem odcinki:

- górny (�ródłowy),

- �rodkowy,

- dolny (uj�ciowy),

na których zaobserwowa� mo�na przewag� jednych procesów nad innymi (rys. 11). Wyidealizowy schemat systemu fluwialnego przedstawiono na rys. 12.

W górnych odcinkach cieków procesami przewa�aj�cymi s�: erozja wgł�bna, denna i brzegowa. Stref� t� nazywamy stref� „produkcji” rumowiska rzecznego.

Odcinek �rodkowy charakteryzuje si� du�ym zró�nicowaniem form wykształconych przez zachodz�ce na nim procesy. Dominuje tu erozja boczna, wynikiem której s� meandry, oraz powstaj�ce na skutek procesu akumulacji odsypiska i wyspy. W strefie tej mo�e dochodzi� do zmian nurtu rzeki, np. w wyniku przerwania szyi meandra podczas wezbra� powodziowych.

Odcinek dolny (uj�ciowy) to strefa akumulacji. Na odcinku tym nast�puje wyra�ne odkładanie si� materiału rumowiskowego, unoszonego ze wzgl�du na małe pr�dko�ci przepływu.

11

Rys. 11. Lokalizacja procesów fluwialnych o przewa�aj�cej intensywno�ci na długo�ci rzeki [za �elazo,

Popek]

Strefa produkcji (obszar �ródłowy) Strefa transferu (rynna dolinna) Strefa depozycji (sto�ek napływowy)

Rys. 12. Wyidealizowany schemat systemu fluwialnego

12

Na rysunku 13 przedstawiono tzw. krzyw� erozyjn�, czyli krzyw�, wzdłu� której układa si� profil podłu�ny rzeki na całej jej długo�ci..

Rys. 13. Profil podłu�ny rzeki: E – odcinek z przewag� erozji (Ew – wgł�bnej, Eb – bocznej), R – odcinek równowagi (przewaga transportu), A – odcinek z przewag� akumulacji

Krzywa erozyjna ma spadek zmniejszaj�cy si� w kierunku przepływu. Mo�na wyró�ni� jej dwa odcinki: młody (skalisty, niewyrównany) i dojrzały (aluwialny, wyrównany). Wyrównywanie polega na �cinaniu progów i załomów. Post�puje ono szybciej od dołu, czyli od bazy erozyjnej (erozja wsteczna), wolniej od �ródeł z biegiem rzeki. Najni�szy punkt krzywej to uj�cie rzeki do morza. Jest to absolutna podstawa czyli tzw. baza erozyjna (mo�e zmienia� si� na skutek ruchów tektonicznych). Rzeka stara si� pogł�bi� koryto wła�nie do bazy erozyjnej. Krzywa poni�ej której rzeka nie mo�e si� ju� wcina� nosi nazw� krzywej równowagi; jej spadki odpowiadaj� bilansowi (równowadze) pomi�dzy zdolno�ci� transportow� strumienia i dost�pno�ci� rumowiska. Teoretycznie rzeka, która osi�gn�ła profil równowagi ani nie eroduje ani nie akumuluje, a jedynie transportuje. W rzeczywisto�ci mamy do czynienia z równowag� chwiejn�, zwi�zan� z chwilowymi warunkami lokalnymi.

Wyró�ni� mo�na dwa typy bazy erozyjnej:

- doln�, która stanowi� dna dolin oraz

- lokaln�, któr� s� odcinki koryt nie pogł�biane w ci�gu długiego czasu, np. progi twardzielcowe, katarakty.

Teoretyczna krzywa równowagi reprezentuj�ca profil ostateczny, odpowiadaj�cy granicy wszelkiej erozji nosi nazw� terminaty erozyjnej.

Zmienno�� parametrów charakteryzuj�cych koryto rzeki oraz strumie� (parametry przepływu) na długo�ci cieku przedstawia rys. 14. Mechanizm, z którego te zale�no�ci wynikaj�, a który polega na d��eniu rzeki do osi�gni�cia równowagi, przedstawiono obrazowo na rys. 15.

13

Rys. 14. Zmienno�� parametrów koryta i strumienia na długo�ci cieku

Rys. 15. Równowaga dynamiczna rzeki

obszar odpływu (w km )

wzr

ost

spadekw

ymiar m

ateriału dennego

�rednia pr�dko�� przepływugłeb ko � koro � ayt

szeroko�� korytaobj�to��

przepływu

rela

ty

g

wn

e

a

n

o

a

b

d

j�kł

ato��

o

d

o m

ateriału

strefa górska strefa tranzytowa depozycja

2

14

3. Bieg (układ poziomy) rzeki Wyró�niamy nast�puj�ce typy układu koryt w planie (rys. 16):

- o biegu prostym, - meandruj�ce, - warkoczowate, - anastomozuj�ce.

Koryta o biegu prostym w naturalnych warunkach s� rzadko spotykane. Taki przebieg maj� tylko krótkie odcinki rzek nizinnych oraz rzeki o biegu wymuszonym struktur� podło�a. W takich korytach nurt teoretycznie powinien znajdowa� si� po�rodku koryta, a erozja przy brzegach powinna by� najsłabsza. W efekcie przekrój poprzeczny koryta o biegu prostym powinien by� symetryczny. W rzeczywisto�ci jednak nurt jest tak�e w tych korytach kr�ty a dno nierówne – wyst�puj� tu naprzemiennie bystrza i plosa w mniej lub bardziej regularnych odst�pach. Formuj�ce si� ławice powoduj� odchylenia (defleksj�) nurtu, co prowadzi do podcinania brzegu wkl�słego i depozycji materiału na brzegu wypukłym. Konsekwencj� jest kształtowanie si� kr�tego/meandruj�cego biegu rzeki o asymetrycznych przekrojach poprzecznych (rys. 17). Szerzej analizuj�c przyczyny kr�to�ci rzeki nale�y stwierdzi�, �e wymuszana jest ona przez:

- dopływy spychaj�ce nurt w rzece głównej pod brzeg przeciwny z sił� zale�n� od k�ta, pod którym dopływ uchodzi (im bardziej k�t ten jest ostry tym oddziaływanie mniejsze),

- sto�ki napływowe dopływów, usypywane w korycie rzeki głównej, - obrywy i osuwiska o j�zorach wkraczaj�cych w koryta, - zró�nicowanie budowy podło�a skalnego o ró�nej odporno�ci na erozj�.

Koryta meandruj�ce/kr�te odznaczaj� si� posiadaniem wyra�nych zakoli. W zale�no�ci od k�ta zawartego pomi�dzy osi� koryta a osi� doliny, koryta te dzielimy na (rys. 16 d):

- faliste (sinusoidalne) �<90o, - o wła�ciwych meandrach �>90o (meandruj�ce).

Podstaw� rozgraniczenia tych dwóch typów biegów mo�e by� tzw. wska�nik rozwini�cia rzeki, który jest stosunkiem długo�ci koryta do długo�ci doliny (rys. 18):

doliny

koryta

L

LP = (Brice 1964)

Warto�� tego wska�nika poni�ej 1,5 odpowiada rzece kr�tej, a powy�ej 1,5 rzece meandruj�cej.

15

Rys. 16. Typy koryt ze wzgl�du na układ w planie wraz z profilami poprzecznymi: a) prostoliniowe, b) meandruj�ce, c) anastomozuj�ce (warkoczowate) e); d) podział koryt meandruj�cych ze wzgl�du na k�ty rozwarcia zakoli

Rys. 17. Przebieg powstawania meandrów [1]

16

Rys. 18. Wska�nik rozwini�cia rzeki [1]

Koryta meandruj�ce powstaj� w szerokich dolinach o małych spadkach, zbudowanych z aluwiów. Rzeki meandruj�ce charakteryzuj� si� stosunkowo gł�bokimi korytami, wyrównanym spadkiem i niedoci��eniem rumowiskiem.

Pojedynczy meander składa si� z dwóch zakoli o kształcie zbli�onym do podkowy i ł�cz�cego je odcinka prostego, stanowi�cego przemiał (bród). Na odcinku przemiału koryto jest szersze, płytsze i asymetryczne. Przy niskim stanie wody brody s� rozmywane i tworz� bystrza. Przy stanach wysokich s� nadbudowywane.

W obr�bie meandra nurt wyst�puje przy brzegach wkl�słych i przerzuca si� na odcinku przemiału spod jednego brzegu pod drugi. Obustronne podcinanie brzegu w zakolu prowadzi do zw��enia jego nasady i powstania tzw. szyi meandra (rys. 19), która mo�e by� przerwana albo wskutek dalszego podcinania, albo wskutek przelania si� wody podczas wezbrania (równie� prace regulacyjne prowadz� niejednokrotnie do �cinania meandrów).

Rys. 19. Rozwój meandra a� do przeci�cia jego szyi wg. Czetwerty�skiego [1]

Odci�te meandry stanowi� tzw. starorzecza, które z czasem zaznaczaj� si� tylko jako podmokłe obni�enia w kształcie podkowy w obr�bie równiny nadrzecznej (rys. 20).

Rzeki anastomozuj�ce oraz warkoczowate (roztokowe) nazywane s� dzikimi lub zdziczałymi. S� to rzeki o du�ych wahaniach przepływu, pr�dko�ci i transportu rumowiska.

17

Rys. 20. Meandry Wisły i jej starorzecza na wschód od Krakowa wg K. Trafasa [1]

Rzeki anastomozuj�ce płyn� w obr�bie ło�yska kilkoma szerokimi i płytkimi korytami, na przemian ł�cz�cymi si� lub rozdzielaj�cymi si� (rys. 21 A, B). Pomi�dzy ramionami rzeki wyst�puj� ustabilizowane ostrowy (wyspy) pokryte cz�sto ro�linno�ci�. Wyspy te zalewane s� tylko w okresie wezbra�.

Potoki górskie to typowe cieki warkoczowate. Poszczególne ramiona zmieniaj� cz�sto swój przebieg. Oddzielone s� od siebie cz�sto zalewanymi łachami �wirowymi (rys. 21 C).

Rys. 21. Rzeki anastomozuj�ce (A, B) i warkoczowate (C)

18

Z opisu przebiegu procesów erozji i depozycji rzecznej wynika, �e układ poziomy koryt zale�y od wielu czynników. Do najwa�niejszych z nich mo�emy zaliczy�:

• rodzaj materiału buduj�cego koryto rzeki, oraz przyległe do niej tereny, • ilo�� rumowiska dostarczanego do koryta ze zlewni, oraz jego rodzaj, • spadek podłu�ny, • re�im przepływu.

Zwi�zek powy�szych czynników z układem koryta w planie (wg Churcha) przedstawiono na rys. 22.

Rys. 22. Zale�no�ci mi�dzy czynnikami kształtuj�cymi koryto a układem koryta w planie wg Churcha [za: �elazo, Popek]

19

4. Doliny rzeczne Doliny rzeczne s� efektem:

• erozyjnej działalno�ci rzek (ogólnie - procesów fluwialnych) oraz

• procesów denudacyjnych (denudacja – zespół czynników prowadz�cych do zrównania terenu poprzez transport materiału skalnego w dół; �rednia pr�dko�� „zdzierania kontynentów” wynosi ok. 6 mm/rok).

W dolinie wyró�nia si� dno i zbocza.

Przypomnijmy:

Dna dolin s� kształtowane przez procesy fluwialne, natomiast zbocza przez procesy denudacyjne (stokowe), w wyniku których materiał zwietrzelinowy jest odprowadzany w dna dolin. Procesy fluwialne, kształtuj�ce dna dolin maj� dwojaki charakter: albo jest to obni�anie dna na skutek wcinania si� rzeki (erozja) albo nadbudowa dna (agradacja), spowodowana przewag� dostawy i akumulacj� osadów nad ich erozj�. Dna dolin mog� tak�e wykazywa� stabilno��. Takiemu stanowi na ogół towarzyszy poszerzanie koryt w wyniku erozji bocznej. Tendencja w kształtowaniu doliny zale�y odczynników:

- tektonicznych,

- klimatycznych (zasadnicze znaczenie),

- antropogenicznych (zmiany w u�ytkowaniu zlewni prowadz�ce do przyspieszenia spływu powierzchniowego i odpływu ),

- poło�enia bazy erozyjnej.

Kształt doliny zmienia si� w zale�no�ci od stadium jej rozwoju oraz odporno�ci i uło�enia rozcinanych skał. Rozró�nia si�:

• doliny proste o podobnym charakterze ukształtowania na całej długo�ci oraz

• doliny zło�one, na których wyró�ni� mo�na odcinki o ró�nym ukształtowaniu.

Formy powstałe wył�cznie w wyniku erozyjnej działalno�ci rzek to gardziele, jary, kaniony. Formy powstałe z udziałem procesów stokowych to doliny wciosowe, płaskodenne, wkl�słodenne i nieckowate (rys. 23).

20

Rys. 23. Typy dolin rzecznych [Klimaszewski]: A – gardziel, B – jar, C- kanion, D – wcios ostry, E – wcios prosty, F – wcios rozwarty, Ga – dolina płaskodenna skrzynkowa, Gb – dolina płaskodenna wannowa, Ha – dolina wciosowo – płaskodenna, Hb – dolina wannowo – płskodenna, J – dolina nieckowata, K – dolina wkl�słodenna, L – dolina nieckowata z obrze�eniem, M – dolina nieckowata tropikalna

Gardziel to dolina młoda o szeroko�ci równej szeroko�ci koryta, wyci�ta w skałach o du�ej odporno�ci (kwarcyty, skały krystaliczne) lub zwi�złych a przepuszczalnych (wapienie, piaskowce). Przykład: dolina poni�ej Wodogrzmotów Mickiewicza (Tatry).

Jar ma w�skie dno i bardzo strome, cz��ciowo skaliste zbocza; powstaje na odcinkach zbudowanych ze skał du�ej odporno�ci (np. Dunajec w Pieninach, dolina Ko�cieliska) lub na odcinkach �wie�o odmładzanych (jar Wisłoka koło Beska);

Dolina wciosowa powstaje ze złagodzenia jaru, jako rezultat równoczesnego pogł�biania dna i łagodzenia zboczy przez procesy denudacyjne.

Dolina płaskodenna to dolina dojrzała. Ma ona płaskie szerokie dno , w obr�bie którego mie�ci si� koryto główne i cz�sto tak�e terasa zalewowa. Doliny płaskodenne s� dziełem rzek meandruj�cych i anastomozuj�cych).

Doliny nieckowate to wynik długiej degradacji (spłaszczania) zboczy dolin płaskodennych. Szczególnym typem dolin nieckowatych s� doliny nieckowate tropikalne. S� one wycinane w pokrywie zwietrzelinowej (w przeciwie�stwie do wycinanych w podło�u skalnym, dolin klimatu umiarkowanego)

Doliny wkl�słodenne – stanowi� form� po�redni� pomi�dzy wciosem a nieck�. S� one wycinane w podło�u skalnym silnie zwietrzałym i dalej wietrzej�cym.

Wyró�nia si� trzy ci�gi rozwoju dolin rzecznych:

• w obszarach pozatropikalnych o klimacie umiarkowanym i zimnym: wcios – płaskodenna – nieckowata (E – G – H ),

• w obszarach tropikalnych o klimacie okresowo wilgotnym: wcios – wkl�słodenna – nieckowata z obrze�eniem – nieckowata tropikalna (K – L – M)

21

• w obszarach tropikalnym o klimacie półsuchym: wcios – kanion – płaskodenna (E – C – G)

Ze wzgl�du na wy�ej wymienione typy rozró�ni� mo�na doliny: proste i zło�one. Doliny proste to doliny jednoczłonowe, maj�ce na całej długo�ci podobny charakter (np. wcios). S� to zwykle doliny krótkie. Doliny zło�one czyli wieloczłonowe, to doliny składaj�ce si� z odcinków o ró�nym charakterze (np. niecka, wcios, płaskodenna). Wieloczłonowo�� doliny jest skutkiem zró�nicowanych warunków powstawania i rozwoju, wynikaj�cych z litologii (zbiór cech i wła�ciwo�ci skał, obserwowanych makroskopowo: np. skład mineralny, tekstura – rozmieszczenie składników w skale, barwa) i tektoniki (procesy wpływaj�ce na budow� skorupy ziemskiej).

Ze wzgl�du na nachylenie zboczy rozró�nia si� doliny: symetryczne i asymetryczne. Asymetria dolin jest cz�sta, a w niektórych regionach nawet powszechna Przyczyny asymetrii dolin to:

• podcinaj�ca działalno�� rzek – asymetria fluwialna,

• ró�na budowa litologiczna (ró�na odporno��) i tektoniczna (ró�ny upad warstw) – asymetria strukturalna,

• ró�na intensywno�� procesów tektonicznych – asymetria tektoniczna

• ró�ne warunki klimatyczne – asymetria klimatyczna.

Asymetria klimatyczna to wynik ró�nej ekspozycji zboczy w stosunku do sło�ca i wiatrów opadono�nych. Ze wzgl�du na ekspozycje w stosunku do sło�ca wyró�nia si� zbocza:

• słoneczne, ciepłe, wysychaj�ce, o krótszym okresie zalegania �niegu, gł�boko odmarzaj�ce i wi�kszej cz�stotliwo�ci topnienia �niegu;

• cieniste, chłodne, bardziej wilgotne, płyciej odmarzaj�ce, o dłu�szym okresie zalegania �niegu, mniejszej cz�stotliwo�ci jego topnienia.

Ze wzgl�du na ekspozycje na wiatry opadono�ne wyró�nia si� zbocza silniej i dłu�ej nasi�kaj�ce wodami roztopowymi oraz zbocza, na których gromadzi si� wi�cej �niegu z powodu nawiewania (zawietrzne) i mniej �niegu z powodu przewiewania (dowietrzne).

W strefie umiarkowanego klimatu bardziej niszczone s� stoki wilgotne, eksponowane na wiatry deszczono�ne. Z tego powodu w Polsce bardziej nara�one s� zbocza dolin wystawione na zachód, które dostaj� wi�cej opadu i s� intensywniej niszczone przez wody roztopowe. Na zboczach tych procesy denudacyjne (spłukiwanie spełzywanie) przebiegaj� szybciej ani�eli na zboczach przeciwnych. Takie doliny wyst�puj� np. na Wy�ynie l�sko – Krakowskiej.

Zauwa�y� mo�na tak�e, �e na zboczach eksponowanych na północ dłu�ej wyst�puje pokrywa �nie�na, a długo utrzymuj�ca si� wilgo� sprzyja powolnej degradacji w ci�gu długiego czasu. Na zboczach wystawionych na południe pokrywa �nie�na zalega krócej, zatem w krótkim okresie dostarcza du�ej ilo�ci wody. Poza tym okresem (i poza okresami opadów) zbocza s� bardziej wysuszone i mniej ruchliwe.

5. Terasy rzeczne Terasy rzeczne to fragmenty dawnych, rozci�tych den dolin rzecznych. Nazw� t� okre�la si� spłaszczenia ograniczone z jednej strony stokiem wznosz�cym si� ku górze, z drugiej za� kraw�dzi� stoku opadaj�cego w dół.

22

Ze wzgl�du na budow� rozró�nia si� terasy skaliste (wyci�te w podło�u skalnym przewa�nie na zboczach dolin rzecznych) lub osadowe (zbudowane z osadów rzecznych zwykle w obszarze den dolin).

Terasy skaliste maj� posta� spłaszcze� ró�nych rozmiarów na zboczach dolin. Cz�sto s� pokryte warstw� osadów rzecznych (�wiry, piaski, muły) o ró�nej mi��szo�ci. Ci�gn� si� zwykle na całej długo�ci doliny. Czasem tworz� kilka ci�gów na ró�nych poziomach nad dzisiejszym dnem doliny. Spłaszczenia stanowi�ce jeden ci�g to fragment dna starej doliny płaskodennej. Najwy�ej poło�one s� terasy najstarsze, najni�ej za� najmłodsze.

Wi�zanie teras tego samego wieku a nast�pnie tworzenie systemów teras ró�nowiekowych pozwala na odtworzenie przebiegu, szeroko�ci i gł�boko�ci den dolin na ró�nych etapach ich rozwoju a tak�e na okre�lenie przebiegu i intensywno�ci ruchów tektonicznych.

Rzeczne terasy skaliste powstaj� w wyniku rozci�cia doliny płaskodennej albo nieckowatej (rozci�cie wciosu daje tylko załom). Równina terasy skalistej powstaje wi�c w wyniku erozji bocznej a stok w wyniku erozji wgł�bnej. Terasy takie powstały zatem w dwóch fazach:

- faza erozji bocznej, �wiadcz�ca o uzyskaniu przez rzek� profilu równowagi,

- faza erozji wgł�bnej (odmładzanie) spowodowana np. zwi�kszeniem przepływu lub spadku.

Terasy skaliste wyst�puj�ce na obu brzegach na podobnych wysoko�ciach nazywane s� terasami parzystymi, natomiast wyst�puj�ce na wysoko�ciach ró�nych, na przemian wy�szych lub ni�szych ni� na zboczu przeciwległym nazywane s� nieparzystymi (rys. 24).

Ró�na wysoko�� teras na przeciwległych zboczach �wiadczy o pochyleniu dna dawnych dolin na przemian w kierunku jednego lub drugiego zbocza (rys.24 B).

Terasy osadowe s� to zbudowane z osadów rzecznych fragmenty dawnego dna doliny, rozci�tego w pokrywie akumulacyjnej, wypełniaj�cej doliny czasem do znacznych wysoko�ci.

Rys. 24. Trasy skaliste parzyste (A) i nieparzyste (B)

Terasy powstałe w wyniku rozci�cia pokrywy osadowej nazywa si� osadowo–akumulacyjnymi (rys.25 A), wyci�te w pokrywie osadowej: osadowo – erozyjnymi (rys. 25 B) a utworzone w wyniku kolejnego zasypywania i rozcinania pierwotnej doliny aluwialnej: akumulacyjnymi wło�onymi (rys. 26).

23

A B

Rys. 25. Terasa osadowo – akumulacyjna (A) , osadowo – erozyjna (B)

Terasy osadowo – akumulacyjne powstaj� w wyniku rozci�cia pierwotnej równiny aluwialnej, uformowanej przez rzek� meandruj�c� lub anastomozuj�c�. Powstaj� w dwu etapach:

- faza agradacji, czyli zasypywania doliny osadami rzecznymi,

- faza erozji dennej, rozci�cia powierzchni zasypania.

Terasy osadowo – erozyjne powstaj� w wyniku nierównomiernego rozcinania pokrywy osadowej. Równiny tych teras s� efektem erozji bocznej – podcinania brzegów przez rzek� meandruj�ca lub anastomozuj�c�. Powstaja one w czterech fazach:

- faza agradacji (zasypania),

- faza erozji dennej (rozci�cia powierzchni zasypania),

- faza erozji bocznej (wycinanie równiny przez rzek� meandruj�c�),

- faza erozji dennej, rozci�cia równiny, wyci�tej w pokrywie akumulacyjnej.

Tego typu terasy wyst�puj� w północnej Polsce, gdzie zachodziło etapowe cofanie si� l�dolodu.

Rys. 26.Terasy akumulacyjne wło�one cz��ciowo (OA), nie si�gaj�ce dna skalnego i całkowicie (OB) , si�gaj�ce do dna skalnego.

Terasy akumulacyjne wło�one powstawały wskutek kolejnego rozcinania i zasypywania doliny. Młodsze osady s� zdeponowane w rynnach wyci�tych w osadach starszych. Terasy akumulacyjne wło�one powstały w sze�ciu fazach:

- faza erozji bocznej skalistego dna doliny,

- faza agradacji

- faza erozji dennej (rozci�cia powierzchni zasypania),

- faza erozji bocznej (wycinania równiny w obszarze pokrywy akumulacyjnej),

- faza ponownej agradacji do mniejszej wysoko�ci,

- faza erozji dennej – rozci�cia ni�szej powierzchni zasypania.

24

Przekrój dolinowy z oznaczeniem omówionych wy�ej elementów ło�yska (korytarza) rzeki przedstawiono na rys.

Rys. 27. Przekrój poprzeczny ło�yska (korytarza) rzeki

6. Tendencje procesów fluwialnych w Polsce. Koryta (ło�yska, korytarze) rzek (cieków) s� kształtowane przez interakcj� wielu czynników. Niektóre z nich s� niezmienne (np. geologia, spad cieku, obszar zasilania, w okre�lonym zakresie równie� klimat). Inne za� podlegaj� zmianom zale�nym od sposobu u�ytkowania terenu w zlewni oraz wynikaj�cym z oddziaływania obiektów in�ynierskich w obszarze spływu wód (np. zasilanie rumowiskiem i jego transport, charakter ro�linno�ci brzegowej, obj�to�� odpływu i jego charakterystyka zwi�zana z czasem). Wyrazistym przykładem zniekształcenia naturalnego przebiegu procesów fluwialnych przez działalno�� człowieka w obszarze spływu wód jest efekt przegrodzenie rzeki zapor� przeciwrumowiskow�, stopniem wodnym czy zapor�, polegaj�cy na nasileniu akumulacji w stanowisku górnym i wzro�cie intensywno�ci erozji poni�ej obiektu. Przykładem wpływu gospodarki na obszarze zlewni na procesy kształtuj�ce ło�ysko rzeki jest np. zalesianie, które ogranicza dostaw� materiału do cieków lub wylesianie, które t� dostaw� wzmaga. Ilo�ciowe udokumentowanie wpływu zmian zagospodarowania zlewni na morfologi� koryta jest jednak o wiele trudniejsze ni� wykazanie oddziaływania budowli hydrotechnicznych lub wezbra�. Pierwszym krokiem, pozwalaj�cym na sformułowanie hipotezy o odpowiedzi koryta na działania w zlewni jest analiza historyczna (historyczne mapy i in. materiały historyczne).

W dolinach górskich, szczególnie w Karpatach i Sudetach, przewa�a proces pogł�biania si� koryt (por. tab. 1). Jest to spowodowane wieloma przyczynami. Do najistotniejszych zaliczy� trzeba: znaczne spadki podłu�ne determinuj�ce znaczn� zdolno�� transportow� strumienia, antropogeniczne zaburzenia naturalnej gospodarki rumowiskiem w cieku (pobór rumowiska, obiekty hydrotechniczne, ...), antropogeniczne zaburzenia naturalnego re�imu hydrologicznego (pobór wód, obiekty wyrównuj�ce przepływy), skutki działalno�ci ludzkiej w zlewni (ograniczenie dostawy rumowiska na skutek wzrostu powierzchni lasów i ł�k).

W dolinach pogórzy, wy�yn i kotlin obserwuje si� tendencj� do agradacji (akumulacji, depozycji) koryt. Powodem jest znaczne wylesienie tych terenów, du�e powierzchnie upraw ro�lin okopowych, cz�sto łatwo rozmywalne gleby (lesssy).

25

W dolinach rzek nizinnych stwierdza si� tendencje do agradacji terenów zalewowych i równoczesne stopniowe pogł�bianie koryt aluwialnych. Niektóre pradolinne odcinki rzek (Biebrza, Note�) s� w wielu miwjscach wr�cz basenami dekantacyjnymi.

Tendencje współczesnych procesów fluwialnych w Polsce przedstawiono na rys. 28.

Rys. 28. Tendencje współczesnych procesów fluwialnych w Polsce (Starkel (red), Geografia Polsk):

1 – odcinki z przewag� akumulacji, 2 – odcinki z przewaga erozji, 3 – �rednia warto�� zm�cenia [g/cm3], 4 - kanały

LITERATURA

Klimaszewski M., GEOMORFOLOGIA, PWN, W-wa 1981,

elazo J., Popek Z., Podstawy renaturyzacji rzek, Wydawnictwo SGGW, W-wa 2002

Strakel L. (red), Geografia Polski, �rodowisko przyrodnicze, PWN, 1999