III MORFOLOGIA RZEK

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:
fluwialne, eoliczne, glacjalne, pływy i falowanie morskie.
2. Procesy fluwialne – morfogenetyczna działalno
procesy
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
1
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 :
2
•
-
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
3
•
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.
4
Tab. 1. U rednione warto ci erozji dennej wybranych rzek karpackich w XX wieku
Lp.
Rzeka
Przekrój
U rednione warto ci
erozji dennej
w XX w [m]
1
Soła
O wi cim
2.0
2
Skawa
Wadowice
2.5
3
Raba
Gdów
3.0
4
Dunajec
abno
2.5
5
Dunajec
Czchów
1.0
6
Wisłoka
Brze nica
3.0
•
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.
5
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,
6
-
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]
7
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.
8
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.
9
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.
10
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
11
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.
12
strefa tranzytowa
iar
wym
to
łu
ria
te
o
eg
nn
o bj
de
rela
tyw
na
iału
t er
ma
dek
spa
o
j t
b
o
wu
pły
e
prz
depozycja
odkł
ada
neg
om
a
wzrost
strefa górska
szeroko
koryta
głeboko koryt a
rednia pr dko przepływu
obszar odpływu (w km2)
Rys. 14. Zmienno
parametrów koryta i strumienia na długo ci cieku
Rys. 15. Równowaga dynamiczna rzeki
13
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):
Lkoryta
P=
(Brice 1964)
Ldoliny
Warto
tego wska nika poni ej 1,5 odpowiada rzece kr tej, a powy ej 1,5 rzece
meandruj cej.
14
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]
15
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.
16
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)
17
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]
18
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).
19
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)
20
•
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
•
ró na budowa litologiczna (ró na odporno ) i tektoniczna (ró ny upad warstw) –
asymetria strukturalna,
•
ró na intensywno
•
ró ne warunki klimatyczne – asymetria klimatyczna.
rzek – asymetria fluwialna,
procesów tektonicznych – asymetria tektoniczna
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
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.
niegu, gł boko
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.
21
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).
22
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
l dolodu.
w północnej Polsce, gdzie zachodziło etapowe cofanie si
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.
23
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).
24
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
25