Grawitacyjne ruchy masowe

Pojęcie stoku

Definicja stoku jest

opisowa. W geomorfologii jako stok określa się

każdą nachyloną powierzchnię t e r e n u , rozciągającą się między wierzchołkiem wznie­
sienia, osią grzbietu lub spłaszczeniem grzbietowym a płaską powierzchnią poniżej.
Nachylenie r z ę d u 1,5-2° przyjmuje się za minimalne, aby m o ż n a było mówić o stokach.
Przy nachyleniach mniejszych grawitacyjne ruchy masowe, będące głównym czynni­
k i e m morfogenetycznym na stokach, praktycznie zanikają. W obrębie tak określonego
stoku m o ż n a wyróżniać mniejsze fragmenty (segmenty) dowolnej długości i po­

wierzchni. Prawa fizyczne rządzące obiegiem materii i energii na takim fragmencie są

j e d n a k identyczne do tych obowiązujących na całej długości stoku (zob. rozdział 6.3).

Stoki są podstawowymi, z p u n k t u widzenia opisu rzeźby terenu, e l e m e n t a m i po­

wierzchni ziemi. Zajmują o n e znacznie większe powierzchnie niż powierzchnie rów­

n i n n e oraz powierzchnie szczytowe wzniesień. W ich obrębie zachodzą różnorodne
procesy przekształcające rzeźbę. Najważniejsze - to ruchy masowe, prowadzące

w dłuższym czasie do spłaszczenia stoku i jego wyrównania, oraz erozja wodna, któ­

rej efektem

rozczłonkowanie stoku i rozcięcie go systemem dolin różnej wielko­

ści. D l a w a r u n k ó w rozwoju stoku b a r d z o d u ż e znaczenie ma też sposób wietrzenia
u t w o r u skalnego, z k t ó r e g o stok jest zbudowany, ponieważ to on, rozdrobniony przez

wietrzenie, p o d l e g a n a s t ę p n i e r u c h o m masowym i działalności wody.

Pojęcie stoku nie jest t o ż s a m e z pojęciem zbocza, m i m o że często są o n e używa­

ne z a m i e n n i e . Z b o c z a są e l e m e n t a m i rzeźby dolinnej i są genetycznie związane z pro­
cesami erozyjnymi. Tak więc, k a ż d e zbocze jest stokiem, ale nie każdy stok m o ż e być
określany j a k o zbocze.

Różnorodność stoków

Stoki tworzące powierzchnię lądów są b a r d z o zróżnicowane. Przejawia się to

w c e c h a c h morfometrycznych, genezie, rodzaju m a t e r i a ł u skalnego, z którego stok
jest zbudowany, i w zespołach dominujących procesów rzeźbotwórczych

6.1).

108

Ryc.

W górskim krajobrazie Alp do­

strzegamy znaczne zróżnicowanie stoków.

Urwiste stoki skalne na dalszym planie,

podcinane przez niewielkie lodowce, są

przekształcane głównie przez wietrzenie

i odpadanie. Dwa wyraźne wały w środku

fotografii są pochodzenia akumulacyjnego.

Powstały wskutek procesów

i są

zbudowane z luźnego materiału morenowe­

go. W ich współczesnym rozwoju dużą rolę

odgrywają spływy gruzowe. Poniżej frag­

ment stoku w starszych utworach lodowco­

wych spoczywających na podłożu skalnym,

częściowo ustabilizowany przez roślinność

(fot. Migoń)

Jego konsekwencją są r ó ż n e klasyfikacje stoków, podkreślające r ó ż n e cechy charak­
terystyczne.

Najważniejszymi cechami z morfometrycznego p u n k t u widzenia są

ku, jego wysokość i nachylenie. Nachylenie jest najczęściej wyrażane w stopniach, co

rzeźby, a jego p o m i a r powinien być p r o w a d z o n y w linii

szego spadku. Spotykane są podziały na stoki krótkie i długie oraz łagodnie, umiar­
kowanie i stromo nachylone, ale należy mieć na uwadze, że wartości graniczne są wy­

przedmiotem umowy.

Z punktu widzenia dynamiki stoku b a r d z o w a ż n e jest zróżnicowanie nachyleń,

zarówno w profilu p o d ł u ż n y m stoku, jak i w profilu poprzecznym. Tylko b a r d z o krót­
kie stoki, najczęściej z a ł o ż o n e w j e d n o r o d n y m materiale, mają j e d n a k o w e nachylenie
na całej długości. W podstawowym podziale wyróżnia się trzy typy stoków (ryc. 6.2):

• prostoliniowe, gdzie nachylenie nie zmienia się wraz z wysokością;
• wklęsłe, gdzie nachylenie rośnie ku górze;
• wypukłe, gdzie bardziej nachylony jest s e g m e n t dolny.

W rzeczywistości zróżnicowanie form jest większe. Typowe dla wielu obszarów są

stoki wypukło-wklęsłe, z górnym s e g m e n t e m wypukłym i dolnym o c h a r a k t e r z e

109

Stok złożony

System spękań

6.2. Różne profile

stoków. Kształt stoku w skałach litych zwykle nawiązuje do orientacji

i gęstości spękań

W obszarach zbudowanych z p o z i o m o zalegających warstw skalnych o różnej

o d p o r n o ś c i

stoki prostoliniowe u góry i wklęsłe u dołu, a także sto­

ki o profilu schodkowatym, z ł o ż o n e z wielu segmentów o różnym kształcie. Granicę
p o m i ę d z y s e g m e n t a m i r ó ż n e g o typu określa się j a k o załom. Równoczesne uwzględ­
nienie różnic w nachyleniu wzdłuż i w p o p r z e k stoku pozwala wyróżnić stoki planar­
n e , zbieżne i rozbieżne (ryc. 6.3).

Z a i n t e r e s o w a n i e geomorfologów kształtami stoków wynika p r z e d e wszystkim

z tego, że kształt i nachylenie

zasadniczy wpływ na c h a r a k t e r i intensywność pro­

cesów zachodzących na stoku. Analiza morfometryczna stoków m o ż e z a t e m

czę­

ścią b a d a ń zmierzających do rekonstrukcji rozwoju stoku w przeszłości, m o ż e także

- co w a ż n e z praktycznego p u n k t u widzenia - p o m ó c w ocenie aktualnej i przyszłej

dynamiki stoku.

Stoki są znacznie zróżnicowane genetycznie, a częściowym tego odzwierciedleniem

jest zróżnicowanie materiału skalnego podścielającego powierzchnię stokową. W ich

powstawaniu biorą udział zarówno procesy endogeniczne, jak i egzogeniczne. Stoki po­

wstałe w wyniku aktywności endogenicznej są przekształcane przez procesy powierzch­

niowe i wraz z upływem czasu ich kształt coraz mniej przypomina formę pierwotną.

Ze względu na rodzaj p o d ł o ż a wyróżniamy stoki skalne, z odsłoniętą skałą litą,

stoki w materiale nieskonsolidowanym ( n p . w lessach, utworach

oraz sto­

ki okryte zwietrzeliną, k t ó r a m o ż e być częściowo przemieszczona. Pokrywy stokowe

zróżnicowaną grubość w zależności od p o d a t n o ś c i p o d ł o ż a na wietrzenie, nachy-

110

Ryc. 6.3. Trójwymiarowe zróżnicowanie

stoku (wg

Parsonsa)

lenia stoku i miejsca w obrębie stoku. U p o d n ó ż y

stoków mogą o n e osiągać

wiele metrów grubości.

Charakter procesów rzeźbotwórczych działających na stoku odzwierciedla cały

zespół uwarunkowań. Należą do nich właściwości p o d ł o ż a w stanie pierwotnym
i zwietrzałym, parametry morfometryczne stoków, warunki klimatyczne, w tym zwłasz­
cza obecność meteorologicznych z d a r z e ń ekstremalnych, oraz ingerencje ludzkie
w rzeźbę stoku. W dalszej części zostaną z a p r e z e n t o w a n e te rodzaje procesów stoko­
wych, dla których m o t o r e m jest siła grawitacji, a istotą jest t r a n s p o r t dużych objęto­

materiału w dół. W odniesieniu do nich używane jest określenie grawitacyjne

ruchy masowe. Transport m a t e r i a ł u przez w o d ę płynącą w dół stoku oraz erozyjne
efekty spływu wody zostaną przedstawione w rozdziale 7.

Ruchy masowe - mechanizm fizyczny

Ruchy masowe zachodzą, gdy n a p r ę ż e n i a ścinające są wyższe od wytrzymałości

na ścinanie, wykazywanej przez m a t e r i a ł budujący stok ( R A M K A 6.1). Tak więc, z fi­
zycznego p u n k t u widzenia ruchy m a s o w e są rozpatrywane w kategoriach sił i oporów.

W geomorfologii najważniejszą z sił oddziałujących na ośrodki skalne jest siła

ciężkości. Jest o n a iloczynem masy i przyspieszenia ziemskiego:

F

gdzie: m - masa, g - przyspieszenie ziemskie, wyrażone w m

Wielkość tej siły, wy­

rażona w niutonach ( N ) , określa ciężar m a t e r i a ł u . Jest o n a skierowana p i o n o w o , p r o ­
stopadle do powierzchni geoidy. Na powierzchni nachylonej (stoku) siła ta m o ż e być

na dwie składowe: p r o s t o p a d ł ą do powierzchni

i równoległą do p o ­

wierzchni

(ryc. 6.4). Ich wielkość jest uzależniona od kąta nachylenia stoku

111

Ramka

odkształcenia i wytrzymałość

Naprężeniami nazywamy siły działające na jednostkę powierzchni, co jest zapisywane
ogólną formułą:

gdzie: F siła, A - powierzchnia.
Miarą naprężenia jest N

lub Pa (paskal). Są to wartości niewielkie, dlatego w prakty­

ce naprężenia są częściej wyrażane w MN

lub MPa.

W zależności od kierunku działania sił wyróżniamy trzy główne rodzaje naprężeń:

a) ściskające (kompresyjne), gdy siły są zwrócone ku sobie;

b) rozciągające (tensyjne), gdy przeciwnie zwrócone siły działają w celu rozerwania obiektu;
c) ścinające, gdy w efekcie działania sił dojdzie do przesunięcia jednego fragmentu

tu po drugim.

Konsekwencją naprężeń są odkształcenia ośrodka, które mogą być liniowe (wydłużenie, skró­
cenie), objętościowe (zmniejszenie łub wzrost objętości) lub związane ze zmianą kształtu.

Zależności między naprężeniami a odkształceniami są przedmiotem zainteresowań
gii i są różne dla materiałów o różnych właściwościach. Niektóre ciała stałe podlegają od­
kształceniom sprężystym, co oznacza, że odkształcenia są odwracalne i po ustąpieniu na­
prężeń następuje powrót do stanu wyjściowego. Wielkość odkształcenia jest proporcjonal­
na do naprężenia, a zbyt duże naprężenia powodują zniszczenie obiektu

rozpad).

Inaczej zachowują się ciecze, które ulegają nieodwracalnym deformacjom, a naprężenia
są proporcjonalne do tempa deformacji (wielkości deformacji w jednostce czasu), jeszcze
inaczej zachowują się materiały
Często spotykanym pojęciem jest wytrzymałość. Jego miarą jest maksymalne naprężenie, przy
którym nie dochodzi jeszcze do odkształcenia. Wytrzymałość różnych materiałów jest różna,
co tłumaczy, dlaczego procesy geomorfologiczne przebiegają w różnym tempie i dają różne

efekty w obszarach o odmiennej budowie geologicznej (a więc właściwościach

112

Ryc. 6.4.

sił na powierzchni nachylonej. Należy zwrócić uwagę na wzajemną proporcję

do

przy różnych nachyleniach

F

cos a

F

sin a

jest nazywana odrywającą, ponieważ działając w k i e r u n k u spadku, dąży do

przemieszczenia m a t e r i a ł u skalnego w tym kierunku. R o ś n i e o n a wraz ze w z r o s t e m
nachylenia stoku, ponieważ funkcja sinus w przedziale 0-90° jest funkcją rosnącą

i zmienia się od 0 do 1. Przemieszczeniu przeciwdziała skierowana przeciwnie siła tar­
cia

równa co do wielkości sile

Siła tarcia osiąga maksymalną wartość przy gra­

nicznej wartości kąta

po której przekroczeniu nie jest o n a już w stanie równowa­

żyć składowej odrywającej i wówczas dochodzi do wprawienia m a t e r i a ł u w ruch. Jest
ona wówczas wyrażona

natomiast składowa n o r m a l n a ciężaru

przy

tym kącie przyjmuje postać:

F

cos

Podczas p o m i a r ó w stwierdzono, że siła tarcia jest p r o p o r c j o n a l n a do składowej

normalnej ciężaru

zgodnie z r ó w n a n i e m :

Wielkość jest określana j a k o współczynnik tarcia; jest on równy tangensowi gra­

nicznego kąta nachylenia stoku, który jest na ogół zapisywany j a k o (phi):

W przeprowadzonej analizie posługiwano się pojęciem sił, n a t o m i a s t w kontek­

ście geomorfologicznym bardziej z a s a d n a jest analiza n a p r ę ż e ń , a więc sił działają­
cych na konkretną powierzchnię. W takim ujęciu siłę odrywającą zastępują n a p r ę ż e ­
nia ścinające zapisywane symbolem r (tau), n a t o m i a s t składowa n o r m a l n a symbolem

(sigma):

gdzie

- kąt tarcia w e w n ę t r z n e g o p o m i ę d z y poszczególnymi z i a r n a m i m i n e r a l n y m i

w gruncie.

T

F

sin

T =

Po podstawieniu wzorów na T i

F

sin

F

cos

stąd

t a n

T

t a n <p

N

x o

t a n

113

\

Z a p i s t e n jest

m a ł o realistyczny, ponieważ nie uwzględnia dwóch ważnych

cech m a t e r i a ł u . Pierwszą z nich jest kohezja, czyli spójność międzycząsteczkowa.
Wraz ze w z r o s t e m kohezji rosną n a p r ę ż e n i a ścinające n i e z b ę d n e do zainicjowania ru­
chu w dół stoku. Kohezję oznacza się symbolem

D r u g i m e l e m e n t e m , który musi

być brany p o d uwagę, jest w o d a zawarta w p o r a c h gruntu, która obniża wartość na­
p r ę ż e ń n o r m a l n y c h do tzw. n a p r ę ż e n i a efektywnego

zapisywanego jako:

- u

gdzie u - ciśnienie w ó d porowych. Po uwzględnieniu tych dodatkowych czynni­

ków r ó w n a n i e przyjmuje postać:

x

C

- u)

t a n

Nosi o n o nazwę r ó w n a n i a C o u l o m b a i opisuje podstawowe relacje między naprę­

ż e n i a m i

( p o lewej stronie r ó w n a n i a ) i wytrzymałością (po prawej stronie)

m a t e r i a ł u (ryc. 6.5). Wynika z niego, że wytrzymałość zależy od cech materiału

(C,

ilości wody

i nachylenia stoku (decyduje o n o o naprężeniach normal­

nych

Z r ó w n a n i a C o u l o m b a m o ż n a także wywnioskować, jakie są najczęstsze me­

chanizmy uruchamiające ruchy m a s o w e (tzw. m e c h a n i z m y lub czynniki spustowe).
E l e m e n t e m podlegającym największym i najczęstszym fluktuacjom jest ciśnienie wód

Ramka 6.2

Współczynnik stateczności

Współczynnik stateczności określa warunki, w

dojdzie do zainicjowania ruchów

masowych na stoku. Ma on ogólną postać:

gdzie:

- wytrzymałość masywu skalnego, r - suma naprężeń ścinających.

Jeśli wartość sumy sił przeciwdziałających ruchowi jest większa od wartości sumy sił dążą­
cych do wprawienia materiału w ruch, stok jest stabilny. Współczynnik stateczności jest

wówczas większy od 1. W rzeczywistości o stateczności mówimy, gdy wartość ta jest znacz­

nie powyżej jedności

1,3), natomiast dla przedziału 1-1,3 mówimy o stokach warunko­

wo stabilnych. Niewielka zmiana warunków zewnętrznych może wówczas doprowadzić do

przemieszczenia.
Dla osuwisk translacyjnych postać współczynnika stateczności wynika z następujących za­
leżności:

(yz

tan

ponieważ

yz

r = yz cos a sin a

Dla osuwisk rotacyjnych formuła współczynnika stateczności jest bardziej skomplikowa­
na, ponieważ wymaga uwzględnienia zakrzywienia powierzchni, wzdłuż której działają na­
prężenia ścinające.

114

Ryc. 6.5. Naprężenia w obrębie stoku osuwiskowego (wg

Selby'ego, zmieniona)

porowych, co tłumaczy powszechność ruchów masowych podczas i b e z p o ś r e d n i o po
silnych opadach. Z kolei wstrząsy sejsmiczne powodują p r z e b u d o w ę struktury we­

wnętrznej gruntu i obniżenie współczynnika tarcia w e w n ę t r z n e g o i kohezji, dlatego

silnym trzęsieniom ziemi często towarzyszą ruchy m a s o w e . Na podstawie r ó w n a n i a
Coulomba m o ż n a obliczać współczynnik bezpieczeństwa (stateczności), informujący
o prawdopodobieństwie zajścia ruchów masowych r ó ż n e g o typu na d a n y m stoku
(RAMKA 6.2).

Istnieje wiele typologii ruchów masowych o różnym stopniu szczegółowości

i uwzględniających r ó ż n e kryteria. Najczęstszymi kryteriami p o d z i a ł u są m e c h a n i z m
ruchu, charakter m a t e r i a ł u podlegającego przemieszczaniu (zwięzły, słabo skonsoli­
dowany lub luźny) oraz stosunek do struktury

D o d a t k o w y m i e l e m e n t a ­

mi są objętość przemieszczanego m a t e r i a ł u i p r ę d k o ś ć ruchu. Z kolei, na potrzeby
planowania przestrzennego na t e r e n a c h osuwiskowych w a ż n e jest określenie stanu
osuwisk, czy są aktywne, z a m a r ł e (wykazywały ruch w niedawnej przeszłości), czy cał­
kowicie nieaktywne. U d a n ą próbą połączenia różnych kryteriów jest podział r u c h ó w
masowych wg M.A. C a r s o n a i

na podstawie sposobu przemieszcza­

nia w zależności od udziału wody oraz t e m p a r u c h u (ryc. 6.6). N i e uwzględnia on jed­
nak wszystkich rodzajów ruchów masowych.

Jedną z najczęściej używanych jest

ruchów masowych, z a p r o p o n o w a ­

na przez D. J. Varnesa, akcentująca m e c h a n i z m ruchu i rodzaj m a t e r i a ł u (tab. 6.1).
Wyróżniono w niej kilka podstawowych sposobów przemieszczania się m a t e r i a ł u : wol­
ne spadanie, przewracanie, rozciąganie boczne, ześlizg i spływ. Ten ostatni m o ż e

w specyficznych przypadkach odbywać się przy b r a k u wody, j e d n a k zachowanie się po­
ruszającego się materiału ma wiele wspólnego z mechaniką ruchu cieczy. Wyróżniono
też ruchy o charakterze złożonym, łączące w sobie r ó ż n e sposoby przemieszczeń. Kla­
syfikacja według Varnesa, u z u p e ł n i o n a o nieuwzględnione w schemacie przejawy po­

wolnych przemieszczeń grawitacyjnych - soliflukcję, pełzanie i osiadanie gruntu, jest
podstawą opisu grawitacyjnych ruchów masowych w niniejszym rozdziale.

Typologie ruchów masowych

115

Zsuw

Pęcznienie

Wzrost prędkości

Ryc. 6.6. Klasyfikacja ruchów masowych wg M.A. Carsona i

Tab. 6.1.

ruchów masowych wg

Rodzaj materiału

Rodzaj ruchu

Rodzaj materiału

Skała

Utwory luźne

gruboziarniste (gruz,

rumosz)

Utwory luźne

drobnoziarniste

Odpadanie

obryw/odpadanie skał

obryw/odpadanie gruzu

obryw ziemny

Przewracanie

Osuwanie

rotacyjne

translacyjne

osuwisko rotacyjne

skalne (zerwa)

ześlizg skalny

osuwisko rotacyjne

w rumoszu skalnym

ześlizg rumoszu

ziemne osuwisko

rotacyjne

ześlizg ziemny

Rozciąganie boczne

Spływanie

pełzanie skał

spływ gruzowy

spływ błotny

(ziemny)

Ruchy złożone

kombinacja dwóch lub więcej typów

Uwaga: w oryginalnym schemacie w miejscu

luźne" pojawia się określenie

(gleba, grunt). Ruchy masowe zachodzące

w obrębie niektórych skał drobnoziarnistych

skały ilaste) oraz pokryw zwietrzelinowych wykazują więcej podobieństw do

zachowania utworów luźnych niż skał zwięzłych.

Źródło:

M.

1993,

and Processes.

Oxford University Press, Oxford.

Należy zaznaczyć, że s t o s u n k o w o nieliczna część ruchów masowych staje się

p r z e d m i o t e m b e z p o ś r e d n i e j obserwacji, kiedy to określenie c h a r a k t e r u ruchu jest

względnie

Z n a c z n i e częściej m a m y tylko do czynienia z zapisem geomorfolo­

gicznym i sedymentologicznym r u c h ó w masowych, k t ó r e nie były obserwowane.

116

Wówczas odtworzenie m e c h a n i z m u zdarzenia wynika z interpretacji tego zapisu, któ­
ry nie zawsze jest jednoznaczny. D l a dawniejszych r u c h ó w masowych zapis t e n m o ż e
dodatkowo nie być k o m p l e t n y wskutek późniejszego oddziaływania różnych proce­
sów niszczących.

Odpadanie i obrywy

Mechanizm przemieszczania się m a t e r i a ł u podczas o d p a d a n i a i obrywów jest

zbliżony, a jego istota polega na swobodnym s p a d k u w powietrzu. Także p r ę d k o ś ć ru­
chu jest p o d o b n a , w granicach 0,1-1 km

R o z r ó ż n i e n i e p o m i ę d z y tymi d w o m a ro­

dzajami ruchów masowych podkreśla ilość t r a n s p o r t o w a n e g o j e d n o r a z o w o m a t e r i a ł u
skalnego, a p o ś r e d n i o także częstotliwość występowania zjawiska. O d p a d a n i e dotyczy

pojedynczych fragmentów skalnych. Obrywy obejmują d u ż e powierzchnie stoku,

w ruch są równocześnie wprawiane znaczne objętości m a t e r i a ł u , przemieszczające

się - przynajmniej początkowo - w postaci

R o z d r o b n i e n i e odbywa się w trak­

cie ruchu oraz w m o m e n c i e u d e r z e n i a w powierzchnię stoku. Obrywy, zwłaszcza duże,
należą do zjawisk wyjątkowych o b a r d z o małej częstotliwości, n a t o m i a s t o d p a d a n i e ze

skalnych m o ż e odbywać się niemal stale. Konsekwencją tych różnic są o d m i e n ­

ne formy rzeźby t e r e n u związane z o d p a d a n i e m i obrywami.

Warunkiem niezbędnym, aby o d p a d a n i e i obrywy mogły zachodzić, jest z n a c z n e

nachylenie stoku, powyżej 60-70°, a w przypadku obrywów nawet większe. P i o n o w e
i przewieszone ściany skalne w górskich dolinach polodowcowych i w o b r ę b i e wybrze­
ży klifowych są szczególnie p r e d y s p o n o w a n e . Przy mniejszych nachyleniach ruch m a s
skalnych ma charakter ześlizgu dokonującego się przy stałym kontakcie z p o d ł o ż e m
(zob. rozdział 6.6).

Odpadanie

O d p a d a n i e m

particie

nazywamy s w o b o d n y s p a d e k pojedynczych frag­

mentów skalnych, dokonujący się p o d wpływem działania siły ciężkości. O d p a d a n i e
z pionowych ścian skalnych odbywa się na całej długości lotu w powietrzu, n a t o m i a s t
przy mniejszych nachyleniach m a m y często do czynienia w w i e l o k r o t n y m u d e r z a ­
niem o powierzchnię stoku i p o n o w n y m wybiciem o d ł a m k a skalnego w powietrze.
Ruch ma więc c h a r a k t e r skokowy, a w jego trakcie m o ż e zachodzić p ę k a n i e na mniej­

sze fragmenty.

P r e k u r s o r e m o d p a d a n i a jest wietrzenie, p r o w a d z ą c e do osłabienia zwięzłości

skały, przede wszystkim do otwierania się spękań. W obszarach wysokogórskich i p o ­
larnych najważniejszą rolę odgrywa z a p e w n e wietrzenie m r o z o w e , n a t o m i a s t w klima­
cie suchym i ciepłym oraz na klifach n a d m o r s k i c h - wietrzenie solne. N i e z b ę d n e jest

też spękanie podłoża. W skałach wyjątkowo masywnych, z b a r d z o rzadką siecią spę­
kań, o d p a d a n i e praktycznie nie występuje, a rozwój stoku odbywa się wskutek spora­
dycznych, ale wielkich obrywów.

O d p a d a n i e , działające w dłuższym okresie, powoduje cofanie się ściany skalnej

przy jednoczesnej redukcji jej nachylenia. W różnych obszarach p o d e j m o w a n o bada-

117

zmierzające do r o z p o z n a n i a t e m p a cofania. Ich istota polegała na p o m i a r z e obję­

tości odpadającego m a t e r i a ł u w trakcie wieloletnich serii pomiarowych, a następnie
podzieleniu otrzymanej wartości liczbowej przez powierzchnię stoku i czas. I n n a me­
t o d a polegała na p o m i a r z e całej objętości gruzu skalnego u podstawy stoku, czemu

j e d n a k musiały towarzyszyć p e w n e założenia o d n o ś n i e do czasu trwania

Na

przykład, w obszarach górskich zlodowaconych w plejstocenie zakłada się na ogół, że
formy akumulacyjne tworzyły się po zaniku lodowców, a więc w holocenie, przez oko­
ło 10

lat. Wyniki tych b a d a ń wskazują na cofanie ścian skalnych w

zróżni­

cowanym t e m p i e , od 0,05 do 3 mm na rok. O d n o s z ą c to do całego holocenu, samo tyl­
ko o d p a d a n i e m o g ł o s p o w o d o w a ć ich cofnięcie od kilkudziesięciu centymetrów do
nawet 30 m.

Odpadający m a t e r i a ł skalny gromadzi się u p o d n ó ż a stoku, tworząc charaktery­

styczne formy akumulacyjne. Jeśli przemieszczanie gruzu zachodzi po stałych trasach,
którymi są skalne rynny (żleby) rozcinające stok, wówczas u ich wylotu rozbudowują
się stożki usypiskowe. Są to wachlarzowate w planie usypiska okruchów skalnych róż­
nej wielkości, z wypukłą częścią środkową, o nachyleniu powierzchni około
(ryc. 6.7). Nachylenie to o d p o w i a d a mniej więcej kątowi naturalnego zsypu dla ostro-

m a t e r i a ł u skalnego. Na stożkach usypiskowych zachodzi segregacja ma­

teriału ze względu na jego wielkość. Większe fragmenty

się dalej i gro-

6.7. Stożek usypiskowy w Dolinie Jawo­

rowej, Tatry (fot. Migoń)

118

się w dolnych częściach stożków. Wielkość stożków jest zróżnicowana, odzwier­

ciedlając intensywność o d p a d a n i a i wielkość stoku. W głębokich dolinach górskich, n p .
w dolinie H u n z a w K a r a k o r u m , stożki mają do 500-600 m wysokości. Przy b r a k u ry­
nien skalnych dostawa materiału skalnego do podstawy stoku jest mniej więcej równo­
mierna na całej jego szerokości i wówczas wyraźne formy stożków nie powstają.

Wiele stożków gruzowych u p o d n ó ż y ścian skalnych jest f o r m a m i o genezie zło­

żonej

O p r ó c z m a t e r i a ł u p o c h o d z ą c e g o z o d p a d a n i a w ich skład

wchodzą bloki i głazy dostarczane przez obrywy i lawiny k a m i e n n e . W klimacie wil­
gotnym w rozwoju stożków istotną rolę odgrywają także spływy gruzowe. Na ogół po­
wodują o n e rozcinanie górnych i n a d b u d o w ę dolnych części (fot. 4).

6.5.2. Obrywy

Różnica między obrywem (ang. rock

a o d p a d a n i e m jest raczej ilościowa niż

jakościowa. Do obrywu dochodzi, gdy równocześnie zostaje wprawiona w ruch znacz­

na objętość materiału. Takie przemieszczenia m a s skalnych dotyczą nie tylko stoków
zbudowanych ze skał zwięzłych. Mogą o n e zachodzić również w obrębie podcinanych
stoków w utworach słabo skonsolidowanych, n p . w piaskach, żwirach i glinach lodow­
cowych. Przykładem mogą być obrywy na klifach na polskim wybrzeżu Bałtyku. Obryw
obejmuje część masywu skalnego na zewnątrz od powierzchni oderwania (odspojenia),
która może mieć różny charakter, w zależności od struktury

Powierzch­

nie te mogą być planarne, nawiązujące do pojedynczej powierzchni spękania lub usko­
ku, lub łączyć w sobie fragmenty wielu powierzchni spękań o różnej orientacji.

Objętość m a t e r i a ł u skalnego przemieszczanego w postaci obrywu jest znacznie

zróżnicowana, od mniej niż 10 do p o n a d

Istnieje wyraźna o d w r o t n a zależność

pomiędzy wielkością obrywów a częstotliwością ich występowania. Na intensywnie
podcinanych klifach n a d m o r s k i c h i w niektórych regionach wysokogórskich niewiel­
kie obrywy

się co kilka dni, podczas gdy w czasach historycznych o d n o t o ­

wano tylko kilka potężnych obrywów

całe stoki górskie.

Przyczyny obrywów są r ó ż n e i p o d o b n i e jak w przypadku innych r u c h ó w m a s o ­

wych można je rozpatrywać w podziale na czynniki

i czynniki spusto­

we (zob. rozdział 6.3). Do tych pierwszych zalicza się p r z e d e wszystkim stan n a p r ę ż e ń
w górotworze. Ściany skalne są p o d d a n e znacznym n a p r ę ż e n i o m rozciągającym, co

sprzyja otwieraniu spękań równoległych do powierzchni stoku i utracie stabilności.
Na zmniejszenie wytrzymałości wpływają także procesy wietrzeniowe, o b e c n o ś ć ila­
stych wypełnień spękań oraz w o d a w spękaniach. Czynnikami spustowymi obrywów
są często wstrząsy sejsmiczne, wyjątkowe zdarzenia natury meteorologicznej i klima­
tycznej (np. krótki okres ze znacznymi o p a d a m i ) , ale do obrywów m o ż e dojść także

w

warunkach, jeśli tylko w efekcie długotrwałej kumulacji n a p r ę ż e ń

w

skalnym dojdzie do przekroczenia granicy wytrzymałości. Skały masywne

są bardziej p r e d y s p o n o w a n e do obrywów niż skały silnie s p ę k a n e , w których ciągłe
odpadanie małych fragmentów nie pozwala na n a d m i e r n ą kumulację n a p r ę ż e ń roz­
ciągających.

Zapisem obrywów w rzeźbie skalnego stoku są o d s ł o n i ę t e powierzchnie oderwa­

nia, często

się gładkością,

barwą niezmienioną przez procesy wie-

119

Ryc. 6.8. Urwiska skalne

przez obrywy, Jordania (fot. P. Migoń)

trzeniowe oraz b r a k i e m drobnej rzeźby wietrzeniowej (ryc. 6.8). W niższej części sto­
ku lub u jego p o d n ó ż a zalega w chaotyczny sposób rumowisko bloków, głazów i drob­
niejszego m a t e r i a ł u . B r a k jest typowego dla stożków usypiskowych sortowania. Poje­
dyncze bloki mogą przekraczać 20 m długości, między nimi występują liczne
niekiedy o c h a r a k t e r z e jaskiń rumowiskowych. Rumowiska powstałe w wyniku wiel­
kich obrywów zajmują powierzchnię przekraczającą 1

W Polsce obrywy są zjawiskiem rzadkim, ponieważ niewiele jest wystarczająco

stromych i wysokich stoków. W Tatrach częściej występowały o n e w plejstocenie i na
p r z e ł o m i e plejstocenu i h o l o c e n u , kiedy zanik lodowców doprowadził do odsłonięcia
stromych stoków dolin glacjalnych. Do większych zjawisk tego typu, wieku plejstoceń-
skiego, zalicza się obryw w Dolinie Miętusiej w Tatrach Z a c h o d n i c h , którego rezulta­
t e m jest rumowisko wielkich bloków długości nawet p o n a d 10 m - tzw. Wantule.

6.5.3. Lawiny kamienne

M a t e r i a ł skalny obrywu m o ż e po p o k o n a n i u pewnej drogi w powietrzu zatrzymać

się, tworząc wcześniej opisane b e z ł a d n e rumowiska, ale z n a n e są też przypadki dal­
szego ruchu, już w w a r u n k a c h k o n t a k t u z powierzchnią t e r e n u . R u c h t e n odbywa się
ze znaczną prędkością r z ę d u 1-100 m

i na znaczne odległości, często wielu kilo­

m e t r ó w .

się m a t e r i a ł to w większości bloki i głazy skalne poruszają­

ce się w c h m u r z e piasku i pyłu, bez udziału wody, z a t e m tę formę ruchu nazwano
lawiną k a m i e n n ą (ang. rock avalanche). Lawiny k a m i e n n e mogą także powstać z prze­
kształcenia skalnego osuwiska ześlizgowego (zob. rozdział 6.6.2). W formie lawiny ka­
m i e n n e j przemieszczają się na ogół znaczne objętości m a t e r i a ł u skalnego, ponad

a obszary depozycji mogą zajmować wiele kilometrów kwadratowych. Znacz­

na p r ę d k o ś ć pozwala nie tylko na p o k o n a n i e dużych odległości, ale także na ruch

w górę stoku, nawet na kilkaset m e t r ó w .

120

M e c h a n i z m ruchu lawin k a m i e n n y c h nie

w p e ł n i rozpoznany, a ich zdolność

do przemieszczania się na wiele kilometrów po powierzchniach o nachyleniu zaled­
wie kilku stopni pozostaje zjawiskiem dość tajemniczym. Przyczyną znacznego spad­
ku tarcia m o ż e być obecność zawieszonego p o m i ę d z y b l o k a m i pyłu, tak że cała m a s a
porusza się raczej jak strumień gęstej cieczy niż ciało stałe, albo wytworzenie się po­
duszki powietrznej przy gruncie, na której pasywnie przemieszcza się m a t e r i a ł skalny.

Lawiny k a m i e n n e należą ze względu na swoją p r ę d k o ś ć i m a s ę t r a n s p o r t o w a n e ­

go materiału do najbardziej destrukcyjnych zjawisk geomorfologicznych na Z i e m i . Są
one powszechne w wysokich górach: A n d a c h , Himalajach, K a r a k o r u m , Tien Szanie,
Kaukazie i w Alpach. Najtragiczniejsze skutki miały lawiny k a m i e n n e , k t ó r e zeszły ze
stoków N e v a d o H u a s c a r a n w peruwiańskich A n d a c h 10 1962 i 31 V 1970 r. Podczas
pierwszej z nich zostało wprawione w ruch o k o ł o 13 x

skał i lodu, k t ó r e po

pokonaniu o k o ł o 4 km z prędkością 100 km

dotarły do obszaru zajmowanego

przez miasto R a n r a h i r c a , powodując śmierć o k o ł o 5 tysięcy ludzi. D r u g a lawina ka­
mienna była jeszcze większa, obejmując p o n a d 50 x

skał. P o k o n a ł a o n a

z prędkością szacowaną na o k o ł o 300 km

p o n a d 14 kilometrów, niszcząc na swej

drodze miasta R a n r a h i r c a ( p o n o w n i e ) i Yungay. W wyniku tej katastrofy zginęło p o ­
nad 18

ludzi.

6.5.4. Przewracanie

Przewracanie (ang. topple) jest rodzajem r u c h u m a s o w e g o zajmującego pozycję

przejściową pomiędzy obrywem a osuwiskiem. J e g o istotą jest u p a d e k wąskiego, ale
wysokiego skalnego bloku lub k o l u m n y połączony z jego rotacją w o k ó ł podstawy, tak
że górna część kolumny wykonuje ruch w powietrzu, n a t o m i a s t p o d s t a w a nie traci
kontaktu z p o d ł o ż e m (ryc. 6.9).

Przewracanie jest konsekwencją długotrwałej deformacji górotworu, otwierania

się powierzchni nieciągłości równoległych do stoku i odchylania od p i o n u zewnętrz­
nej części masywu skalnego. W pewnych przypadkach deformacje te, o c h a r a k t e r z e
nieciągłym, mogą być reakcją sztywnych k o m p l e k s ó w skalnych na plastyczne od­
kształcenia warstw niżej leżących. Dzieje się tak między innymi w G ó r a c h Stołowych,
gdzie przechyły bloków piaskowca są wymuszone odkształceniami w o b r ę b i e niżej
leżących

i mułowców. G d y środek ciężkości odchylanego bloku znajdzie się

poza jego podstawą, dochodzi do przewrócenia. Wysokość przechylanych bloków jest

6.9. Przewracanie: a) pojedynczych

bloków skalnych, b) połączone z fleksural-

przechylaniem większych pakietów

skalnych

121

różna, od kilku do p o n a d 100 m. U d e r z e n i e o p o d ł o ż e m o ż e prowadzić do rozpadu
upadającego bloku na wiele mniejszych fragmentów skalnych, a formy akumulacyjne
nie będą się istotnie różniły od tych, k t ó r e powstają w wyniku obrywów.

Miejscem p r e d y s p o n o w a n y m do przewracania są stoki urwiste, p o d c i n a n e wsku­

tek działalności wody płynącej, falowania, erozji

lub działalności czło­

wieka. Sprzyja im o b e c n o ś ć s p ę k a ń równoległych do powierzchni stoku, a w skałach

osadowych także horyzontalny przebieg powierzchni uławicenia. Zjawisko jest też ob­
serwowane w u t w o r a c h słabo skonsolidowanych, n p . na ścianach wąwozów lessowych,
c h o ć wtedy zachodzi na znacznie mniejszą skalę.

Osuwiska

Istota i podział osuwisk

Osuwiska (zsuwy; ang.

są to przemieszczenia m a s skalnych w warunkach sta­

łego k o n t a k t u z p o d ł o ż e m , odbywające się wzdłuż wyraźnej powierzchni poślizgu,
nej też powierzchnią ścięcia. O b e c n o ś ć tej powierzchni implikuje skokową redukcję
prędkości na granicy pomiędzy m a t e r i a ł e m przemieszczanym a podłożem, co stanowi

jedną z różnic między osuwiskami a spływami (ryc. 6.10). Z kolei w obrębie osuwają­

cego się pakietu skalnego lub zwietrzelinowego deformacje wewnętrzne są początko­

wo niewielkie i

głównie c h a r a k t e r nieciągły, prowadząc do jego pękania i rozry­

wania. W trakcie przemieszczania struktura pakietu ulega coraz większym deforma­

cjom, pojawiają się w t ó r n e powierzchnie ścięcia, a w pewnych przypadkach osuwisko
m o ż e przekształcić się w ruch masowy o charakterze spływu gruzowego lub błotnego.

Osuwiska mogą być klasyfikowane w e d ł u g r ó ż n o r o d n y c h kryteriów. Podstawo­

wym jest geometryczny c h a r a k t e r powierzchni ścięcia (ryc. 6.11). Osuwiska translacyj-

ne (ześlizgowe) mają p l a n a r n e powierzchnie ścięcia, na ogół równoległe do stoku.
W osuwiskach rotacyjnych (obrotowych) powierzchnia ścięcia ma charakter zakrzy­

wiony, cykloidalny i

bardziej s t r o m a w

górnej części. W polskich Karpatach

powszechnie stosowany jest podział osuwisk ze względu na stosunek powierzchni po­
ślizgu do struktury p o d ł o ż a (tab. 6.2). Z kolei podział na osuwiska skalne i zwietrze-
linowe p o d k r e ś l a rodzaj m a t e r i a ł u biorącego udział w ruchu. Jeszcze inna klasyfika-

6.10. Wyidealizowany rozkład prędkości w osuwisku (a) i

gruzowym (b); h - grubość

warstwy objętej ruchem masowym

122

b)

Ryc. 6.11. Rodzaje osuwisk ze względu na charakter powierzchni ścięcia (PS): a) osuwisko translacyjne (ze­
ślizgowe), z powierzchnią ścięcia na granicy

skalnych, osuwisko rotacyjne (obrotowe) z powierzchnią

ścięcia w obrębie jednorodnego

skalnego

cja uwzględnia

osuwisk w o b r ę b i e większych form rzeźby (ryc. 6.12).

różniane są osuwiska: zboczowe na podcinanych przez rzeki zboczach dolin, stokowe,
nie mające bezpośredniego związku z działalnością rzek, osuwiska w lejach
wych oraz osuwiska na klifach nadmorskich.

Różnorodność osuwisk sprawia, że zróżnicowane są także formy rzeźby powstałe

w wyniku osuwania. E l e m e n t e m wspólnym dla różnych typów osuwisk jest nisza osu-

Tab. 6.2. Podział osuwisk ze względu na stosunek do struktury geologicznej

Bober

1984. Rejony osuwiskowe w polskich Karpatach fliszowych i ich związek z budową geologiczną regionu. Biuletyn

Instytutu Geologicznego, t. 340, s. 115-162.

123

Ryc. 6.12. Osuwisko na fotografii może być nazwane w różny sposób, w zależności od przyjętego kryterium
klasyfikacji. Jest ono równocześnie osuwiskiem rotacyjnym,

i stokowym. Po lewej stronie

nisza i strefa akumulacyjnego starszego osuwiska, obecnie porośniętego (fot. Migoń)

wiskowa, a więc obszar, w którym wskutek u r u c h o m i e n i a pakietów skalnych

ubytek masy. W rzeźbie stoku jest w tym miejscu widoczne mniej lub bardziej wyraź­
ne obniżenie. R z e ź b ę obszaru, w którym

się przemieszczone pakiety, trud­

no o d p o w i e d n i o opisać j e d n y m określeniem ujmującym całe bogactwo form, dlatego
cechy obszaru akumulacyjnego zostaną scharakteryzowane dla każdego z typów osu­

wisk oddzielnie. W a r t o zaznaczyć, że często przywoływana w literaturze trójdzielność

rzeźby osuwiskowej:

występuje tylko w niewielkiej części osuwisk

- błotnych osuwiskach ześlizgowych i tzw. osuwiskach spływowych, natomiast jest

dość typowa dla spływów gruzowych, a zwłaszcza błotnych (zob. rozdział 6.7).

W większości typowych osuwisk wyraźna forma rynny nie występuje.

6.6.2. Osuwiska translacyjne

G ł ó w n ą cechą wewnętrzną osuwiska translacyjnego jest obecność planarnej po­

wierzchni poślizgu. W stosunku do nachylenia powierzchni stoku jest o n a najczęściej

nachylona p o d nieco mniejszym kątem, co pozwala na swobodny ześlizg pakietu skal­
n e g o . Powierzchnie poślizgu są powierzchniami strukturalnymi, co oznacza, że ich
przebieg jest z d e t e r m i n o w a n y budową geologiczną. Ześlizg dokonuje się zatem po

już istniejących w górotworze powierzchniach nieciągłości. Mogą nimi być powierzch­

nie spękań, granice ławic w obrębie j e d n e g o typu skały, granice litologiczne, po­

wierzchnie u s k o k o w e i nasunięciowe.

Prędkość, zasięg i skutki geomorfologiczne osuwisk translacyjnych są w znacznej

m i e r z e zależne od nachylenia stoku, w o b r ę b i e których zachodzą. Przy niewielkich na­
chyleniach ruch

raczej powolny, n a t o m i a s t w wielu osuwiskach odbywa się niemal

stale. Osuwający się blok przemieszcza się j a k o całość na odległość kilkudziesięciu,
rzadziej kilkuset metrów, ale m o ż e tez ulec rozerwaniu na kilka mniejszych części. Po-

124

między blokiem ześlizgowym a ścianą niszy osuwiskowej powstaje głęboka rozpadli­
na lub rów. Z kolei ruch bloku w dół stoku m o ż e p o w o d o w a ć

niżej p o ł o ­

żonych warstw skalnych, k t ó r e są wyciskane p r z e d c z o ł e m zsuwu w postaci wałów
i nieregularnych pagórków. Inaczej przebiega ześlizg na stokach stromych

30°).

Odbywa się on ze znacznie większą prędkością, rzędu m e t r ó w na sekundę, a osuwa­

jący się pakiet skalny lub

szybko ulega rozerwaniu i przekształca się

w lawinę kamienną, w przypadku ześlizgu w obrębie skał litych, osuwisko spływowe

lub spływ błotno-gruzowy, w przypadku skał luźnych i przy obecności dużej ilości wo­
dy (ryc.

Wgłębny zasięg ruchów ześlizgowych jest znacznie zróżnicowany. Osu­

nięcia pokrywy zwietrzelinowej obejmują często warstwę grubości zaledwie 1-2 m, ale
znane są także głębokie osuwiska, z powierzchnią poślizgu p o ł o ż o n ą na głębokości

Specyficznym rodzajem przemieszczeń ślizgowych są

osuwiska translacyj-

ne (ang. mudslide). Z a c h o d z ą o n e głównie w iłach, rozluźnionych przez wietrzenie
lupkach ilastych i mułowcach. R u c h polega na ześlizgiwaniu się przesyconego wodą
materiału mineralnego po wyraźnej powierzchni

c z e m u zwykle towarzyszy

zaburzenie struktury wewnętrznej. Jeśli warstwy ilaste były przedzielone warstwami
piaskowców, wówczas m a t e r i a ł osuwiskowy będzie się składał z j e d n o r o d n e j masy ila­
stej, w której tkwią pojedyncze fragmenty rozerwanej warstwy piaskowcowej (ryc.
6.14). Prędkość osuwisk błotnych wynosi najczęściej od 1 do 25 m e t r ó w na rok, ale
zdarzają się epizody, podczas których w ciągu kilku godzin p o k o n y w a n a jest odległość
kilkuset metrów. Osuwiska b ł o t n e szybko reagują na intensywne opady, a w wilgotnej

porze roku (np. późną jesienią i zimą w zachodniej E u r o p i e ) są w stanie p e r m a n e n t ­
nego ruchu.

Osuwiska b ł o t n e mają najczęściej trzy wyraźne odcinki o o d m i e n n e j rzeźbie.

Część górną stanowi nisza osuwiskowa o misowatej formie, ograniczona stromymi

6.13. Potężny spływ gruzowy na północnym stoku Babiej Góry. Widoczna szeroka strefa oderwania

i fragment rynny, dolna część rynny i obszar akumulacyjny znajduje się w lesie (fot. S. Horska-Schwarz)

125

Ryc. 6.14. Niewysortowany

osuwiska błotnego (fot.

ścianami. Niżej znajduje się ograniczona niskimi watami bocznymi rynna osuwiskowa,
którą przemieszczał się m a t e r i a ł . Jej długość m o ż e wynosić wiele setek metrów,
a przebieg jest prostoliniowy lub lekko kręty. Wyraźne zmniejszenie nachylenia stoku

wymusza depozycję m a t e r i a ł u . Strefa akumulacyjna przyjmuje często postać

rzającego się j ę z o r a o płaskiej powierzchni górnej (nachylenie 1-5°) i stromym czole

( d o 25°). W o b r ę b i e osuwiska licznie mogą występować zagłębienia bezodpływowe,

wypełniające się wodą po o p a d a c h lub w trakcie zaniku pokrywy

6.6.3. Osuwiska rotacyjne

Osuwiska

o d r ó ż n i a od osuwisk translacyjnych charakter powierzchni

poślizgu. Jest o n a zakrzywiona i wklęsła, stopniowo zmniejszając nachylenie wraz

W niektórych opracowaniach,

Geomorfologii

M. Klimaszewskiego, jako synonim osuwiska ro­

tacyjnego podawany jest termin „zerwa". Różni autorzy stosują jednak ten termin do opisu różnych form
i zjawisk, nie tylko w odniesieniu do osuwisk rotacyjnych.

126

z

Taki jej przebieg wynika z geotechnicznych właściwości o ś r o d k a skal­

nego, decyduje też o morfologicznych cechach osuwiska.

Osuwiska rotacyjne tworzą się p r z e d e wszystkim w j e d n o r o d n y m ośrodku, pozba­

wionym wyraźnych powierzchni strukturalnych, k t ó r e mogłyby pełnić rolę powierzch­

ni poślizgu. Szczególnie p r e d y s p o n o w a n e są grube serie skał ilastych, zwłaszcza słabo
skonsolidowanych, a także wymieszane utwory starszych osuwisk. W szczególnych
przypadkach c h a r a k t e r u względnie j e d n o r o d n e g o o ś r o d k a skalnego nabierają także
utwory silnie spękane, co tłumaczy dużą powszechność osuwisk rotacyjnych w Beski­
dach, w obrębie drobnoziarnistych skał fliszowych. G ł ę b o k i m osuwiskom rotacyjnym
sprzyja zaleganie sztywnego k o m p l e k s u skalnego ( n p . piaskowców, wapieni, law ba­
zaltowych) na plastycznych iłach bądź m u ł o w c a c h . P o d naciskiem n a d k ł a d u w skałach
podatnych tworzy się zakrzywiona powierzchnia ścięcia, a przemieszczeniu w formie
zwartych pakietów podlegają także skały wyżej leżące. O b r ó c o n e bloki wykazują
wówczas o d m i e n n e kierunki i kąty nachylenia powierzchni strukturalnych, co pozwa­
la

identyfikować rotacyjny c h a r a k t e r r u c h u (fot. 5).

Z geomorfologicznego p u n k t u widzenia osuwiska rotacyjne cechują się c h a r a k t e ­

rystycznym zespołem form. B r a k w ich o b r ę b i e rynny, a t r a n s p o r t odbywa się na nie­
wielką odległość. Często długość strefy osuwiskowej, m i e r z o n a w p o p r z e k stoku, jest
większa niż odległość pomiędzy ścianą niszy osuwiskowej a najdalej przemieszczonym
pakietem skalnym, m i e r z o n a zgodnie ze spadkiem. Ściana niszy osuwiskowej w pla­
nie jest prostoliniowa lub lekko zakrzywiona, a poniżej znajduje się osunięty blok,
z reguły przechylony w jej kierunku (ryc. 6.15). U p o d n ó ż a ściany powstaje więc wy­
raźne

i asymetryczne w przekroju p o p r z e c z n y m obniżenie, różniące się wyglą­

dem od rozpadlin i rowów obecnych w typowych osuwiskach translacyjnych. Często
ich najniższe części są wypełnione wodą, a m a t e r i a ł organiczny a k u m u l o w a n y w t a k

6.15. Wielokrotne osuwisko rotacyjne na wybrzeżu Dorset,

Anglia (fot. Migoń)

127

powstałych

powszechnie wykorzystywany do określania wieku

osuwiskowych. Poniżej bloku osuwiskowego mogą występować wały z wyciśnięcia.

D u ż e osuwiska rotacyjne

na ogół c h a r a k t e r złożony i są tworzone przez kil­

ka osuniętych bloków, oddzielonych osobnymi powierzchniami ścięcia dochodzącymi

w spągu do jednej wspólnej, głównej powierzchni poślizgu (ryc.

Rozwój takich

osuwisk postępuje najczęściej „od

W efekcie pierwszego osuwiska następuje

podcięcie stoku powyżej, co stwarza w a r u n k i do r u c h u kolejnego bloku. Niektóre du­
że osuwiska rotacyjne zajmują powierzchnię kilku kilometrów kwadratowych.

P o d o b n i e jak w przypadku osuwisk translacyjnych, także i tu, w trakcie

przesyconych wodą m a s skalno-zwietrzelinowych, m o ż e dojść do ich uplastycznienia
lub upłynnienia, dlatego po inicjalnym ześlizgu połączonym z rotacją dalszy ruch bę­
dzie odbywał się w formie osuwiska spływowego.

Zrotowane pakiety

Ryc. 6.16. Osuwisko rotacyjne

6.6.4. Inne rodzaje osuwisk

Do grupy osuwisk należy zaliczyć także rozciąganie boczne (ang. lateral spread-

ing).

Często występuje o n o w postaci przemieszczenia sztywnych kompleksów skal­

nych po miękkich, uplastycznionych warstwach leżących poniżej. W ruchu dominuje
składowa p o z i o m a , ale dochodzi także do p e w n e g o pogrążenia bloków. Sztywne war­
stwy leżące wyżej nie podlegają o d k s z t a ł c e n i o m plastycznym, z a t e m pękają na mniej­
sze bloki. Powierzchniowym efektem rozciągania bocznego są szczeliny i rozpadliny,
a w bardziej zaawansowanym s t a d i u m także rowy. Ze zjawiskiem tym spotykamy się
zwłaszcza w o b r ę b i e izolowanych płaskowyżów zbudowanych ze skał osadowych
o różnych właściwościach geotechnicznych, gdzie dolnym k o m p l e k s e m są serie ilaste.
Rozciąganie b o c z n e m o ż e być t r a k t o w a n e j a k o samodzielna kategoria ruchów maso­

wych, ale często jest pierwszym e t a p e m r u c h ó w osuwiskowych o większym zasięgu.

W obszarach o rzeźbie wysokogórskiej i dużych różnicach wysokości dochodzi do

p o w o l n e g o b o c z n e g o rozszerzania wąskich grzbietów górskich, nawet jeśli w podłożu
nie ma plastycznych k o m p l e k s ó w skalnych, a cały górotwór jest zbudowany ze

krystalicznych. Efektem jest powstanie tzw. grzbietów podwójnych, rozdzielonych po­

dłużnym o b n i ż e n i e m - rowem grzbietowym. P o d o b n e rowy mogą powstać na stoku,

128

Ryc. 6.17. Rów grzbietowy na Ornaku w Tatrach Zachodnich (fot. R Migoń)

ich przebieg jest ogólnie równoległy do linii grzbietu. Występują o n e powszechnie

między innymi w Tatrach Z a c h o d n i c h , osiągając do kilkuset m e t r ó w długości
i 10-15 m głębokości (ryc. 6.17). Przebieg osuwania jest u w a r u n k o w a n y strukturalnie
i zachodzi po powierzchniach głównych spękań. Rozdwajanie grzbietów jest ułatwio­
ne w górach niedawno zlodowaconych. Z a n i k grubych jęzorów lodowcowych, wcze­
śniej podpierających stoki, powoduje wyraźny wzrost n a p r ę ż e ń rozciągających, co
sprzyja otwieraniu spękań i powolnym r u c h o m grawitacyjnym.

Inną specyficzną formą ruchu osuwiskowego są tak zwane osuwiska

inicjowane na stromych stokach. Łączą o n e w sobie elementy spływu

i zsuwu, podobnie jak omówione b ł o t n e osuwiska translacyjne.

przynależności do

grupy osuwisk decyduje obecność wyraźnej powierzchni poślizgu w spągu, zwłaszcza
w odcinku górnym, natomiast ruch ma charakter turbulentny. Przemieszczeniu, na ogół
z bardzo dużą prędkością

10 m

ulega luźny materiał w stanie upłynnienia

Ramka 6.3

Granice konsystencji

Cechy gruntów spoistych zależą od składu i właściwości cząstek stałych oraz od ilości za­

wartej w nich wody. Na tej podstawie wyróżnia się konsystencję zwartą, plastyczną i płyn­

ną, a stany graniczne określa się odpowiednio jako granicę plastyczności

i granicę

płynności

Wyrażone są one w procentach. Ważnym parametrem jest wskaźnik pla­

styczności, definiowany jako różnica

-

Jeśli wartość wskaźnika jest mała, wówczas

nawet przy niewielkim wzroście wilgotności dojdzie do upłynnienia gruntu. Wysokie war­
tości wskaźnika plastyczności charakteryzują grunty o dużej zawartości części ilastych,
wzrost zawartości piasku wpływa na obniżenie jego wartości.

129

( R A M K A 6.3). Przestrzenie między ziarnami mineralnymi mogą być wypełnione wodą

lub powietrzem. Tragiczne w skutkach ruchy masowe na hałdach kopalnianych, np.

w Aberfan w Walii w

miały w większości właśnie charakter osuwisk spływowych.

Spływy

Istotą spływu jest taki ruch m a t e r i a ł u , w którym odkształcenie jest ciągłe, nieod­

wracalne i prowadzi do całkowitej zmiany pierwotnej struktury ( R A M K A 6.4).

szczególne ziarna m i n e r a l n e przemieszczają się indywidualnie, a przestrzenie pomię­
dzy nimi wypełnione są wodą lub powietrzem. U d z i a ł wagowy materiału skalnego

w poruszającej się masie wynosi

a zachowanie strumienia odpowiada zacho­

w a n i o m lepkoplastycznym. Istotnym k o m p o n e n t e m ruchu jest przepływ typu tłoko­
wego w górnej części. Wyraźna powierzchnia ścięcia w spągu nie powstaje. Spływy są

przemieszczeniami zachodzącymi z dużą prędkością, przynajmniej kilku metrów na
s e k u n d ę , a p o k o n y w a n e odległości mogą wynosić nawet kilkanaście kilometrów (ryc.
6.18). Stanowią o n e znaczne zagrożenie dla ludzi i obiektów infrastruktury.

Do opisu deformacji ośrodka zachodzących podczas spływów wykorzystuje się najczęściej

dwa modele. W modelu lepkiej cieczy newtonowskiej (nieściśliwej) występuje liniowa za­
leżność między naprężeniem a tempem deformacji (odkształcenia). Kąt nachylenia pro­
stej na diagramie zależności odzwierciedla lepkość cieczy, tak więc im bardziej lepka
ciecz, tym większe naprężenia są niezbędne do wywołania odpowiedniej deformacji.

Ciecz

lepkoplastyczne

newtonowska (model Binghama)

- odkształcenie,

naprężenie, - naprężenie uplastyczniające, - lepkość, - czas

Model cieczy newtonowskiej nie opisuje wiernie mechanizmu spływów. Bardziej adekwat­
ny jest

ciała lepkoplastycznego, w którym do zainicjowania ruchu niezbędne jest

pewne graniczne naprężenie początkowe, po przekroczeniu którego rozpoczyna się ruch
masy

Ramka 6.4

spływów

130

Ryc. 6.18. Osuwisko i spływ gruzowy pod wulkanem Ontake w Japonii (wg H.

1 - drogi spływu

gruzowego, 2 - strefa oderwania (nisza osuwiskowa), 3 - miejsca przekroczenia grzbietów wododziało­
wych. Gwiazdka oznacza położenie epicentrum trzęsienia ziemi, które było impulsem wyzwalającym ruchy

W zależności od wielkości p r z e n o s z o n e g o m a t e r i a ł u skalnego spływy są dzielone

na gruzowe (gruzowo-błotne) i b ł o t n e . Podczas spływu gruzowego (ang.

flow)

jest transportowany m a t e r i a ł gruby, n i e r z a d k o nawet p o n a d

bloki, ale

w poruszającej się masie znajduje się również m a t e r i a ł znacznie drobniejszy, piaszczy-

Termin spływ błotny (ang.

podkreśla, że przemieszczaniu pod­

lega materiał znacznie drobniejszy, we frakcji pyłowej i iłowej, j e d n a k z p u n k t u widze­
nia reologii dominujący m e c h a n i z m r u c h u jest zbliżony do o b s e r w o w a n e g o w spływie
gruzowym. Spływy b ł o t n e w czystej postaci są niezbyt powszechne, występują w spe­
cyficznych w a r u n k a c h geologiczno-morfologicznych. Z n a n e jest także określenie
mura, będące spolszczeniem niemieckiego t e r m i n u die

używanego do opisu zja­

wisk spływowych w Alpach. W Polsce posługiwano się n i m między innymi w opisie

w Beskidach i Karkonoszach.

Spływy są na ogół inicjowane przez płytkie osuwiska translacyjne, w trakcie któ­

rych ześlizgująca się m a s a ulega rozerwaniu, a n a s t ę p n i e upłynnieniu, całkowicie tra­
cąc pierwotną strukturę wewnętrzną. Z d a r z a się, że spływ osiąga łożysko p o t o k u , po
czym nadal przemieszcza się wzdłuż niego, c z e m u towarzyszy wzrost udziału wody

w transportowanej masie. U d z i a ł wagowy m a t e r i a ł u m i n e r a l n e g o wynosi już tylko

a większe fragmenty skalne przemieszczane są w stałym k o n t a k c i e z p o d ł o -

131

Ryc. 6.19. Rodzaje

gruzowych i związane z nimi formy rzeźby terenu (wg K.

a) nisza

w miejscu oderwania, b) rynna korazyjna (żleb) w ścianie skalnej, wykorzystywana przez spływ, c) rynna,

d) jęzor z wałami bocznymi

Ryc. 6.20. Spływ gruzowy

rynnę stokową o założeniach strukturalnych (fot. Migoń)

ż e m . D u ż a lepkość p r z e ł a d o w a n e j m a t e r i a ł e m cieczy ogranicza turbulencję. Celowe

jest p o d k r e ś l e n i e różnicy w s t o s u n k u do

z a c h o d z ą c e g o na stoku i używanie

132

konsekwentnie określenia potok

lub błotno-kamienisty (ang. hyper-

Do jego fizycznego opisu bardziej adekwatny jest m o d e l

ny cieczy

Przejście

powoduje powstanie charakterystycznych form rzeźby (ryc.

6.19). W górnej części stoku płytka nisza o na ogół nieregularnym zarysie wyznacza
miejsce, gdzie spływ został zapoczątkowany. Jej d n e m mogą być o d s ł o n i ę t e po­

wierzchnie skalne, co wskazuje wyraźnie na o b e c n o ś ć inicjalnego ześlizgu. Niżej roz­
poczyna się rynna spływu, której przebieg i wygląd jest uzależniony od wcześniejszej
rzeźby stoku. W Tatrach, ale także w innych obszarach górskich, spływy często poru­

szają się wzdłuż s t r o m o nachylonych żlebów, których przebieg nawiązuje z kolei do
stref spękań bądź uskoków (ryc. 6.20). Powodują o n e niszczenie d n a i ścian żlebu,
a w efekcie ich pogłębianie i poszerzanie. W o b r ę b i e stoku pokrytego zwietrzeliną

tworzy się rynna głębokości kilku metrów,

w profilu p o p r z e c z n y m li­

terę

Z obu stron jest o n a ograniczona w a ł a m i bocznymi, osiągającymi zwykle

1-2 m wysokości. Z b u d o w a n e są o n e z grubego m a t e r i a ł u , w tym dużych bloków od­

rzucanych na b o k w trakcie ruchu. W najniższej strefie powstają n i e r e g u l a r n e formy
akumulacyjne, na ogół przypominające w planie jęzory i loby, niekiedy szerokie stoż­
ki. Złożony materiał jest słabo wysortowaną mieszaniną głazów, gruzu, piasku i d r o b ­
nego wypełnienia (ryc. 6.21). Oczywiście, w przypadku spływu b ł o t n e g o głazy i gruz

nie będą obecne.

Powstanie rynny spływu ukierunkowuje dalsze procesy

twórcze na stoku.

Może o n a stać się łożyskiem stałych lub okresowych p o t o k ó w , a jej d n o będzie n a d a l
rozcinane i pogłębiane. Równocześnie wraz z upływem czasu złagodzeniu ulega rzeź-

6.21. Grubofrakcyjny materiał wału bocznego spływu gruzowego na północnym stoku Babiej Góry

(por. ryc. 6.13) (fot. P. Migoń)

133

ba wałów bocznych, na k t ó r e wkracza

tak że po pewnym czasie dawne

ny spływów t r u d n o odróżnić od

rozcięć erozyjnych. Z d a r z a się jednak

że częstotliwość spływów jest znaczna, starsze rynny są na nowo wykorzystywane i po
głębiane, a w strefie depozycji jęzory kolejnych spływów nakładają się na siebie.

W ś r ó d u w a r u n k o w a ń spływów najważniejsze znaczenie mają rzeźba t e r e n u i cha

r a k t e r utworów pokrywowych. Spływy zachodzą na stokach o dużym nachyleniu, na
ogół powyżej 30°, na których zalega przynajmniej cienka warstwa zwietrzeliny. Gdy
składa się o n a z fragmentów skalnych różnej wielkości, powstają spływy gruzowe
W j e d n o r o d n y c h zwietrzelinach drobnoziarnistych tworzą się spływy b ł o t n e i ziemne
Czynnikiem spustowym spływów gruzowych są z reguły b a r d z o intensywne opady
deszczu.

Określenie

odnosi się do spływów zachodzących na stożkach wulkanicz

nych, niezależnie od wielkości t r a n s p o r t o w a n e g o materiału. Luźny materiał pirokla
styczny m o ż e zostać łatwo przepojony wodą, a po przekroczeniu granicy płynności
powstaje ruch. W zależności od tworzywa stożka

mogą mieć charakter spływów

błotnych lub - częściej - gruzowo-błotnych, przenoszących nawet

000

skalnego. Zwykle przemieszczają się o n e wzdłuż linii rozcięć erozyjnych na sto

kach stożków, osiągając znaczne prędkości do 150 km

i docierając daleko poza

strefę wulkaniczną. Spływ ze stoków w u l k a n u N e v a d o

Ruiz w Kolumbii w 1985 r

który przyniósł zagładę miastu

zabijając p o n a d 23

ludzi, p o k o n a ł

głość p o n a d 60 km. Do powstania laharów mogą prowadzić bezpośrednio zjawiska
eruptywne, ale tworzą się o n e także bez związku z nimi (tab. 6.3). Przekształcenia po

wierzchni ziemi i formy rzeźby związane z

nie różnią się

od skut

ków innych spływów gruzowo-błotnych.

Tab. 6.3. Przyczyny powstawania laharów na stożkach wulkanicznych

Zjawiska eruptywne

Erupcja freatomagmatyczna
Erupcja wulkanu posiadającego jezioro kraterowe
Bardzo szybkie stopnienie pokrywy śnieżnej lub lodowej

wskutek wzrostu temperatury

piroklastyczny w osi odwadnianej doliny rzecznej na

stokach wulkanu

Przyczyny niezwiązane

ze zjawiskami

Spłynięcie jeziora kraterowego
Intensywne opady deszczowe na stożku zbudowanym

z młodego, słabo skonsolidowanego materiału
Szybkie topnienie pokrywy śnieżnej na wulkanie

Powolne spływanie przesyconego wodą gruntu w dół stoku jest określane jako so­

liflukcja. D u ż a ilość wody w gruncie prowadzi do znacznego zmniejszenia tarcia we­

wnętrznego, a t e m p o r u c h u zdecydowanie wzrasta, gdy zostaje przekroczona granica

134

W literaturze spotkać m o ż n a rozbieżne poglądy co do środowiskowych

uwarunkowań soliflukcji. M i m o że oryginalna definicja soliflukcji, p o c h o d z ą c a z 1906

nie zawierała jednoznacznych odniesień do w a r u n k ó w klimatycznych, wielu póź­

niejszych badaczy ograniczało stosowanie t e r m i n u do środowiska klimatu zimnego

Soliflukcji w tym środowisku

o b e c n o ś ć

w le­

cie przypowierzchniowej warstwy wieloletniej zmarzliny. W o d a p o c h o d z ą c a z topnie­
jącego lodu gruntowego powoduje saturację gruntu, który zaczyna przemieszczać się
w dół stoku, nawet przy b a r d z o m a ł y m nachyleniu

5°). Powolne spływanie wilgot­

nego gruntu w innych w a r u n k a c h środowiskowych nazywane było cieczeniem. I n n y m
podejściem jest stosowanie t e r m i n u soliflukcja do zjawiska spływania w ogólności,
a terminu geliflukcja

- lód) do spływania g r u n t u przesyconego wodą z zanikają­

cego lodu gruntowego. W takim r o z u m i e n i u jest to j e d n a z postaci soliflukcji, typowa
dla okresu wiosenno-letniego. Inną formą r u c h u soliflukcyjnego w szerokim znacze­
niu jest ześlizgiwanie się odmarzniętej warstwy powierzchniowej po stropie p r z e m a r ­
zniętego głębszego podłoża.

Soliflukcja odbywa się w zróżnicowanym t e m p i e , w zależności od nachylenia sto­

ku, zwartości pokrywy roślinnej, w a r u n k ó w termicznych i wilgotnościowych d e t e r m i -

6.22.

utwory

Anglia (fot. Migoń)

135

nujących ilość wody w gruncie oraz cech litologicznych gruntu. Najczęściej rejestro­

w a n e są prędkości rzędu 1-10 cm

z wyższymi wartościami na stokach o więk­

szym nachyleniu i wilgotności. R u c h soliflukcyjny zwykle wygasa na głębokości około
0,5 m, a profil pionowy prędkości jest wklęsły. Jeśli wzrasta udział poślizgu, profil
prędkości jest wypukły, a przemieszczana warstwa zachowuje swoją strukturę we­

wnętrzną.

R e z u l t a t e m przemieszczeń

jest powstanie płaszcza utworów sto­

kowych o charakterystycznych cechach

Utwory te są na ogół gliniaste,

słabo wysortowane, z d o b r z e zaznaczonym u ł o ż e n i e m większych o d ł a m k ó w w
sposób, że ich dłuższe osie są mniej więcej równoległe do powierzchni stoku. Odłam­
ki te najczęściej znajdują się w p o ł o ż e n i u wynurzającym (ryc. 6.22). Soliflukcja przy­
czynia się do powstania r ó ż n o r o d n y c h drobnych form powierzchni terenu. Najbar­
dziej z n a n e są jęzory i loby soliflukcyjne, osiągające kilkadziesiąt metrów długości
i z a k o ń c z o n e stromym czołem wysokości do 1 m. Wzdłuż brzegów lobów znajdują się
n a g r o m a d z e n i a większych fragmentów skalnych,

na ruch jęzora na podo­

bieństwo spychacza. Większe rozprzestrzenienie ma soliflukcja warstwowa, której
istotą jest przemieszczanie się rozległej, ale cienkiej warstwy przypowierzchniowej.

Ze zjawiskiem

są związane tzw. wędrujące bloki, czyli duże głazy i blo­

ki pasywnie t r a n s p o r t o w a n e w obrębie warstwy

Niekiedy przemieszcza­

ją się o n e szybciej niż otoczenie, pozostawiając za sobą podłużną bruzdę, natomiast

p r z e d nimi tworzy się spiętrzenie z i e m n e .

6.9. Pełzanie gruntu

Pełzanie g r u n t u (ang. creep) jest najwolniejszym i najmniej efektownym wśród

grawitacyjnych ruchów masowych, j e d n a k praktycznie stałe występowanie na całej
powierzchni stoku powoduje, że jego efektów nie m o ż n a lekceważyć. M e c h a n i z m
zania jest najczęściej przedstawiany j a k o s u m a drobnych ruchów ziaren mineralnych
po zygzakowatej drodze, wynikających z okresowych zmian objętości przypowierzch­
niowej warstwy g r u n t u (ryc. 6.23). Z m i a n y objętościowe p o w o d o w a n e są dwoma
głównymi czynnikami: p r z e m a r z a n i e m i tajaniem gruntu, czemu towarzyszy uwięzie­
nie i odpływ wody, oraz z m i a n a m i wilgotności. D o d a t k o w y m i czynnikami są różnego
rodzaju naciski na grunt, powodujące jego wypychanie i wyciskanie. Taką rolę odgry­
wają zwierzęta, zwłaszcza h o d o w l a n e ,

się po stałych ścieżkach w po­

p r z e k stoku. W miejscach pozbawionych roślinności istotnego znaczenia nabiera
że zjawisko lodu włóknistego. Wzrastające lodowe igiełki mogą podnosić porcje grun­
tu na wysokość nawet kilkunastu centymetrów podczas jednej mroźnej nocy, a rozta­
piając się lub

znaczne j e d n o r a z o w e przemieszczenia.

Zasięg wgłębny pełzania i jego t e m p o p o z n a n o w trakcie b a d a ń polowych przy

wykorzystaniu r ó ż n e g o rodzaju sond i giętkich rur, sprzężonych z rejestratorami ru­

chu. Najbardziej wartościowe są serie p o m i a r o w e obejmujące okresy wieloletnie (ryc.
6.24). Wynika z nich, że średnie t e m p o r u c h u zawiera się - w zależności od nachyle­
nia stoku i cech środowiska - w przedziale od

do kilkunastu milimetrów na rok.

Szybsze t e m p o jest n o t o w a n e sporadycznie. G r u b o ś ć warstwy objętej pełzaniem wy-

136

Ryc. 6.23. Pełzanie gruntu (wg A. Jahna)

Ryc. 6.24. Wygięcie profili reperowych informuje o tempie i zasięgu wgłębnym pełzania gruntu

(fot. A. Jahn)

nosi zwykle do 0,5 m, rzadko więcej. P r ę d k o ś ć pełzania rośnie wraz z nachyleniem
stoku, liczbą cykli

w ciągu r o k u i silnie zależy od sposobu użytko­

wania terenu. Na pastwiskach jest o n o znacznie szybsze niż na stokach zalesionych.

137

W skali kilku lat pełzanie nie daje wyraźnych efektów geomorfologicznych.

je­

go występowaniu m o ż n a j e d n a k wnosić p o ś r e d n i o na podstawie pochylonych w
stoku słupów, płyt nagrobnych (na c m e n t a r z a c h zlokalizowanych na stoku), murków
oporowych i płotów. N a b r z m i e n i a powierzchni t e r e n u przed przeszkodami terenowy­
mi i obniżenia p o z a nimi są również wskaźnikiem ciągłych powolnych ruchów gruntu.
Najlepiej jest to widoczne przy pniach drzew. W strukturze gruntu na pełzanie może

wskazywać wyciągnięcie struktur p o d ł o ż a w dół stoku (tzw. kosy stokowe), ale mogą

o n e m i e ć także i n n e p o c h o d z e n i e .

Osiadanie

O s i a d a n i e

powierzchni ziemi m o ż e być traktowane jako specyficz­

na o d m i a n a ruchów masowych, kiedy przemieszczenie odbywa się wyłącznie w pionie,
a składowa p o z i o m a r u c h u jest zerowa. T e m p o osiadania jest zróżnicowane, od bar­
dzo wolnego do nagłego powstania głębokich zapadlisk, czego skutki

nierzad­

ko tragiczne. Konsekwencją osiadania jest obniżenie powierzchni, które m o ż e mieć
różny zasięg, nawet obejmując setki kilometrów kwadratowych. G ł ę b o k o ś ć osiadania

jest zróżnicowana, od mniej niż 1 m do kilkudziesięciu m e t r ó w w przypadku wielkich

nagłych zapadlisk.

Przyczyny osiadania mogą być n a t u r a l n e , a n t r o p o g e n i c z n e lub kombinowane.

W w a r u n k a c h naturalnych osiadanie jest szczególnie typowe w obszarach zbudowa­
nych ze skał rozpuszczalnych, gdzie rozwija się rzeźba krasowa. Rozrost próżni pod­
ziemnych na małych głębokościach m o ż e prowadzić do ich stopniowego lub nagłego

wypełnienia m a t e r i a ł e m skalnym leżącym wyżej, czego skutkiem będzie powstanie

niecek lub zapadlisk na powierzchni (zob. rozdział

P o d o b n e efekty, ale na mniej­

szą skalę, są związane ze zjawiskiem sufozji (zob. rozdział 7). Do osiadania dochodzi
także, gdy sztywne, ale s p ę k a n e warstwy skalne zalegają na plastycznym podłożu. Za­
chodzące p o d naciskiem deformacje warstwy plastycznej i ich wyciskanie na boki po­

woduje pasywne obniżanie się wyżej leżących bloków, czego efektem m o ż e być roz­
wój zagłębień bezodpływowych. N i e k t ó r e a n t r o p o g e n i c z n e przyczyny osiadania grun­

tu są bliżej o m ó w i o n e w rozdziale 16.

Uwarunkowania ruchów masowych

Uwarunkowania geologiczne

U w a r u n k o w a n i a geologiczne są związane z cechami p o d ł o ż a skalnego i materia­

łu pokrywowego wprawianego w ruch. Część z nich ma charakter litologiczny, czyli
odnosi się do rodzaju m a t e r i a ł u , stopnia konsolidacji, stopnia zwietrzenia i cech hy­

drogeologicznych. Wpływ tego czynnika jest dwojaki. Po pierwsze, rodzaj materiału
sprzyja pewnym t y p o m przemieszczeń, a u t r u d n i a czy wręcz uniemożliwia inne. Na
przykład, gliniaste pokrywy zwietrzelinowe łatwo ulegają przemieszczeniom solifluk-

podczas gdy w pokrywach o c h a r a k t e r z e głazowym lub blokowym, z licznymi

138

wolnymi przestrzeniami pomiędzy f r a g m e n t a m i skalnymi, t e n rodzaj r u c h u praktycz­
nie nie występuje. W głęboko zwietrzałych granitach, rozpadających się na gruz i pia­

sek, typowym przejawem zjawisk masowych są płytkie osuwiska ześlizgowe i spływy
gruzowe, natomiast w zwietrzałych drobnoziarnistych skałach osadowych rozwijają
się głęboko zakorzenione osuwiska rotacyjne. Po drugie, właściwości p o d ł o ż a wpły­
wają na częstotliwość i t e m p o przemieszczeń. Tak jest w przypadku obrywów - rzad­
kich zjawisk, występujących w skałach masywnych, oraz o d p a d a n i a , związanego z sil­
nie spękanymi formacjami skalnymi. P o d o b n i e , spływy gruzowe są z d a r z e n i a m i incy­
dentalnymi, natomiast spływy i osuwiska b ł o t n e mogą znajdować się w stanie n i e m a l
permanentnego ruchu, ale ze znacznie mniejszą prędkością. Różnice wynikają z róż­
nych możliwości osiągania wartości progowych (granica plastyczności, granica płyn­
ności) pozwalających na wprawienie w ruch w przypadku różnych litologicznie utwo­
rów. Trzeba podkreślić, że konsekwencją zróżnicowania m e c h a n i z m ó w r u c h u i ich
częstotliwości

występowanie różnych form rzeźby związanej z grawitacyjnymi ru­

chami masowymi w obszarach o różnej b u d o w i e

Oprócz u w a r u n k o w a ń litologicznych

również u w a r u n k o w a n i a struktu­

ralne, związane z c h a r a k t e r e m powierzchni nieciągłości w k o m p l e k s a c h skalnych.
Ujawniają się o n e p r z e d e wszystkim w odniesieniu do osuwisk. Osuwiska rotacyjne
tworzą się w j e d n o r o d n y c h o ś r o d k a c h skalnych, a powierzchnia ścięcia

wsku­

tek kumulacji n a p r ę ż e ń , n a t o m i a s t osuwiska translacyjne wykorzystują już istniejące
powierzchnie strukturalne j a k o powierzchnie ścięcia. S t r u k t u r a w szerszym znacze­
niu, czyli charakter następstwa różnych litologicznie warstw skalnych i sposób ich za­
legania, decyduje o pojawianiu się r u c h ó w masowych r ó ż n e g o rodzaju. Przy pozio­
mym zaleganiu warstw dochodzi do rozciągania bocznego, przewracania i obrywów
na progach płaskowyżów strukturalnych. G d y warstwy skalne zapadają p o d p e w n y m
kątem, mogą tworzyć się osuwiska translacyjne. Z a l e g a n i e na sobie warstw skalnych

wyraźnie odmiennych właściwościach mechanicznych i hydrogeologicznych ( n p .

piaskowce na iłach lub lawy wulkaniczne na tufach) jest okolicznością najbardziej
sprzyjającą grawitacyjnym r u c h o m masowym. Powszechność serii fliszowych w Beski­
dach, będących

warstw o różnych właściwościach i łatwo

cych do postaci gliny stokowej, tłumaczy wyjątkowe n a g r o m a d z e n i e i częstotliwość
osuwisk w tym właśnie regionie Polski.

Uwarunkowania klimatyczne

Czynniki klimatyczne i meteorologiczne mają b a r d z o duży wpływ na

ne ruchy masowe. Istnieją p e w n e ogólne zależności p o m i ę d z y k l i m a t e m a rodzajem

częstotliwością zjawisk masowych na stoku. Są o n e najbardziej oczywiste w przypad­

ku soliflukcji

występującej w obszarach o klimacie zimnym, z warstwą

przypowierzchniową odmarzającą w ciepłej p o r z e roku. O d p a d a n i e i obrywy zacho­
dzą głównie w klimacie

wietrzeniu fizycznemu, k t ó r e przygotowuje ma­

teriał skalny do wprawienia w ruch. D l a t e g o zjawiska te, a także związane z nimi for­
my rzeźby (stożki usypiskowe, rumowiska), występują powszechnie w wysokich gó­
rach, środowisku

i pustynnym. W klimacie

intensyw­

niej przebiega wietrzenie chemiczne, tworzy się gruba pokrywa zwietrzelinowa zawie-

139

rająca w t ó r n e

ilaste, zmniejsza się wytrzymałość ośrodka, co stwarza warun­

ki do rozwoju osuwisk i spływów. Zjawiska te zachodzą częściej w obszarach, gdzie su­
my o p a d ó w są wyższe, ponieważ w nich częściej są osiągane i przekraczane progowe

wartości wytrzymałości, n i e z b ę d n e do zainicjowania ruchu. Zależności te można

stwierdzić również w odniesieniu do ruchów masowych zachodzących w przeszłości.
Z b a d a ń prowadzonych w polskich K a r p a t a c h wynika, że w fazach zwilgotnienia kli­
m a t u podczas h o l o c e n u powstawanie i reaktywacja osuwisk były znacznie częstsze.

R o l a z d a r z e ń meteorologicznych polega p r z e d e wszystkim na stwarzaniu warun­

ków do inicjowania k o n k r e t n y c h z d a r z e ń na stokach. O p a d y deszczu o dużej inten­
sywności z reguły powodują wzrost ilości wody w gruncie, podniesienie ciśnienia wód
porowych, obniżenie wytrzymałości i w ostatecznym rezultacie wprawienie warstwy
powierzchniowej w ruch. Praktycznie każda większa ulewa, a także krótkotrwałe
okresy znacznego wzrostu o p a d ó w ( n p . nadejście m o n s u n u letniego w
-wschodniej Azji lub przejście tajfunu), powodują powstanie nowych i reaktywację
starych osuwisk ( R A M K A 6.5). Wiele z nich ma katastrofalne i tragiczne skutki, jak

w lutym 2006 r. na Filipinach. P o d o b n e zależności o p a d - p r o c e s o d n o t o w a n o w Beski-

6.5

Efekty ulewnych opadów w Dardżyling (Indie)

2-5 X 1968 r. położone u stóp Himalajów okolice miejscowości Dardżyling zostały
dzone przez ulewne opady, których wysokość wyniosła 700-1100 mm. Lokalne warunki
środowiska sprawiły, że geomorfologiczne skutki tych opadów były ogromne.

wała o tym rzeźba terenu (strome stoki), budowa geologiczna (obecność silnie zwietrza­

łych, spękanych skał metamorficznych) i ingerencja antropogeniczna (znaczne wylesie­
nie). Powstałe podczas opadów formy obejmowały:

• płytkie osuwiska w obrębie pokrywy
• głębokie osuwiska skalne długości do 1 km i powierzchni do 20 ha;
• spływy błotne i błotno-gruzowe, o długości do 1000 m, występujące na gładkich po­

wierzchniach stokowych;

• spływy i potoki kamienisto-błotne w dnach dolin 1. rzędu;
• rozcięcia erozyjne w obrębie starszych dolin o dużym spadku podłużnym;
• depozycja

osuwiskowych u podstawy stoku, o miąższości do 10 m;

• akumulacja

w dnach dolin rzecznych, o grubości do 15 m i długości

pojedynczych bloków do 5 m;

• wycięcie nowych koryt w dnach dolin.

Oceniono, że w trakcie tego krótkiego epizodu około

powierzchni wylesionych sto­

ków zostało objęte różnymi formami ruchów masowych. Równocześnie okazało się, że
zmiany w rzeźbie na stokach zalesionych były minimalne.

Źródło: Starkel

1972. The role

rainfall in the

relief the

Geogra-

phia Polonica, t.

s. 103-147.

140

dach podczas wyjątkowo wysokich o p a d ó w w lipcu 1997 r. W Beskidzie Wyspowym,

w okolicach Limanowej, miesięczna s u m a

wówczas 332-374 m m , przy śred­

niej wieloletniej dla lipca poniżej 100 m m , przy czym tylko 4-9 V I I 1997 r. s p a d ł o
220-240 mm deszczu. Z a r e j e s t r o w a n o p o n a d 1000 osuwisk i spływów różnej wielko­
ści, zajmujących powierzchnię od mniej niż 10

do 2-3 ha. Część z nich to osuwiska

nowe, ale stwierdzono także reaktywację wielu starszych form. B a d a n i a

meteorologicznych u w a r u n k o w a ń osuwisk często zmierzają do określenia wartości
progowych o p a d u , który jest w stanie doprowadzić do powstania osuwisk lub innych
rodzajów ruchów masowych. Stwierdzono na przykład, że w Tatrach do wywołania

gruzowych niezbędny jest o p a d o intensywności przynajmniej 30 mm na go­

dzinę. Wartości progowe o p a d u nie mają j e d n a k c h a r a k t e r u uniwersalnego. W Kar­
konoszach spływy gruzowe powstawały już przy intensywności r z ę d u 15 mm na godzi­
nę. Ważne są także warunki p o g o d o w e w okresie poprzedzającym silny epizod opa­
dowy, gdyż

o n e na stan gruntu. Po dłuższym okresie wilgotnym pokrywa sto­

kowa może znajdować się na granicy stanu stabilności i wtedy nawet niewielki o p a d
spowoduje u r u c h o m i e n i e spływu.

Uwarunkowania geomorfologiczne

Uwarunkowania geomorfologiczne odnoszą się do rzeźby stoku, w tym sytuacji

u jego p o d n ó ż a . Z ogólnych praw fizycznych rządzących d z i a ł a n i e m sił na stoku wy­
nika, że wzrost nachylenia sprzyja przemieszczeniom r ó ż n e g o typu. Potwierdzenie tej
zależności płynie z następujących obserwacji:

• wzrost prędkości ruchu d a n e g o typu wraz ze w z r o s t e m nachylenia, obserwowany

zwłaszcza w przypadku pełzania gruntu, soliflukcji i spływów;

• występowanie pewnych rodzajów ruchów tylko na stokach o dużym nachyleniu. O b ­

rywy, o d p a d a n i e i przewracanie wymagają stoków o nachyleniach przynajmniej
60-70°, spływy gruzowe są g e n e r o w a n e na stokach o nachyleniach powyżej 30°, osu­

wiska mogą występować już przy nachyleniach r z ę d u 10°, a efekty soliflukcji są wi­

doczne nawet przy nachyleniach 3-4°. Należy też zauważyć, że wraz ze zmniejsza­
niem nachylenia stoku maleje średnia p r ę d k o ś ć ruchu;

• obszary górskie są znacznie bogatsze w formy związane z r u c h a m i masowymi niż

obszary pagórkowate. W rozwoju rzeźby falistej i równinnej ruchy m a s o w e prak­
tycznie nie odgrywają roli;

• częstotliwość występowania ruchów masowych rośnie wraz ze w z r o s t e m energii

rzeźby (wysokości

Przytoczone zależności oznaczają, że przy jednakowych u w a r u n k o w a n i a c h geolo­

i przy zbliżonej wielkości o p a d u atmosferycznego w większym obszarze

prawdopodobieństwo wystąpienia grawitacyjnych r u c h ó w masowych będzie wyższe
tam, gdzie stoki są bardziej s t r o m e .

Oprócz nachylenia stoku ważną rolę odgrywa długość stoku. Na stokach krótkich

masy skalno-zwietrzelinowe szybko

do p o d n ó ż a , gdzie ruch ulega wygasze­

niu. W takich w a r u n k a c h nie jest możliwy znaczny wzrost m o m e n t u p ę d u i energii ki­
netycznej, dlatego skutki ruchu będą raczej niewielkie. O d w r o t n i e jest na długich sto-

141

gdzie często obserwowanym zjawiskiem jest zwiększenie przemieszczanej masy

(wskutek towarzyszącej ruchowi erozji p o d ł o ż a ) i jej prędkości poruszania się (wsku­

tek malejącego tarcia). W pewnych sytuacjach m o ż e prowadzić to do
zmiany w sposobie t r a n s p o r t u zwietrzeliny, n p . z płytkiego ześlizgu zwietrzelinowego

w wysokoenergetyczny spływ gruzowo-błotny.

D l a oceny p o d a t n o ś c i d a n e g o stoku na ruchy masowe ważna jest także sytuacja

u jego p o d n ó ż a . G r o m a d z o n y m a t e r i a ł skalny powoduje podparcie stoku i zwiększa

jego stabilność, zmniejszając p r a w d o p o d o b i e ń s t w o ruchów potomnych. Usunięcie te­

go m a t e r i a ł u przez i n n e czynniki zewnętrzne (strumień wody w rzece, falowanie)

wadzi do p o n o w n e g o wzrostu n a p r ę ż e ń i stwarza warunki dla dalszego rozwoju prze­

mieszczeń grawitacyjnych. N i e k t ó r e stale p o d c i n a n e zbocza dolinne i klify nadmor­
skie są więc n i e u s t a n n i e przekształcane przez obrywy, o d p a d a n i e i osuwiska.

Uwarunkowania antropogeniczne

W g e n e r o w a n i u r u c h ó w masowych coraz wyraźniej ujawnia się rola działalności

W jej efekcie stateczność stoku ulega obniżeniu, co odbywa się zarówno

wskutek zmniejszenia wytrzymałości m a t e r i a ł u , jak i wzrostu n a p r ę ż e ń w obrębie sto­

ku (tab. 6.4). Ingerencje a n t r o p o g e n i c z n e mogą mieć c h a r a k t e r bezpośredni i pośred­
ni. Do pierwszej grupy należą zmiany w rzeźbie, zwiększające prawdopodobieństwo

wystąpienia r u c h ó w masowych, jak p o d c i n a n i e podstawy stoku, b u d o w a przekopów

i d o d a t k o w e obciążenie zwałami m a t e r i a ł u skalnego. Z m i a n y pośrednie polegają zwy­
kle na p r z e o b r a ż e n i a c h stosunków wodnych, k t ó r e prowadzą do saturacji gruntu
i wzrostu ciśnienia w ó d porowych lub też zbyt szybkiego odwodnienia. Przyczynami
z m i a n hydrologii stoku są najczęściej wylesienie, zmiany w sposobie użytkowania zie­
mi i zabudowa. Tak więc, czynnik antropogeniczny często przybiera charakter złożo­
nych ciągów przyczynowo-skutkowych.

D z i a ł a n i a ludzkie stosunkowo r z a d k o prowadzą do zainicjowania ruchów maso­

wych na stokach, k t ó r e wcześniej były całkowicie stabilne i bezpieczne z gospodarcze­

go p u n k t u widzenia ( R A M K A 6.6). Z n a c z n i e częściej spotykamy się z reaktywacją

Tab. 6.4. Antropogeniczne uwarunkowania ruchów masowych

142

Ramka 6.6

Osuwisko Vaiont

Tragiczne w skutkach osuwisko w Vaiont w Alpach włoskich, powstałe 9 X 1963

ilustru­

je dobrze zgubne skutki nie w pełni przemyślanych działań ludzkich w środowisku.

W głębokiej dolinie górskiej o charakterze

wybudowano w 1960 r. zaporę,

a następnie rozpoczęto napełnianie zbiornika wodą. Po trzech latach, jeszcze przed całko­

witym napełnieniem, z południowego zbocza doliny zeszło potężne osuwisko ześlizgowe.
Masy

dotarły do jeziora zaporowego, wypełniając je do wysokości

ponad 150 m na odcinku 1,8 km, co spowodowało wypchnięcie zgromadzonej w nim wody.
Przelała się ona przez zaporę (która nie odniosła większego uszczerbku), po czym runęła
w dolinę. Wzbudzona w ten sposób fala powodziowa osiągnęła wysokość 90 m, całkowicie
zniszczyła miasteczko Longarone i sąsiednie wsie, powodując śmierć ponad 2600 osób.

Błędy popełnione przez projektantów przedsięwzięcia były dwojakiej natury. Po pierwsze,
budowa geologiczna bardzo sprzyjała ruchom masowym przez obecność strukturalnych
powierzchni poślizgu (granic ławic) zgodnych z nachyleniem zbocza doliny. Po drugie, na­
pełnianie zbiornika spowodowało zmianę stosunków hydrogeologicznych w masywie skal­
nym. Swobodne odwodnienie nie było już dłużej możliwe, nastąpiło zwiększenie grubości
strefy saturacji i podniesienie zwierciadła wód podziemnych. Doprowadziło to do na tyle
znacznego wzrostu ciśnienia wód porowych, że wytrzymałość kompleksu skalnego
szyła się. Współczynnik stateczności znacząco się obniżył, czego efektem był ześlizg skalny.

starszych osuwisk, których czoła są nierozważnie p o d c i n a n e , lub p o w s t a n i e m nowych
f o r m na stokach, k t ó r e były na granicy stateczności. R o z p o z n a n i e zasięgu występowa­
nia form i o s a d ó w pozostawionych p r z e z ruchy m a s o w e w przeszłości oraz aktualnych

w a r u n k ó w stabilności takich f o r m p o w i n n o być z a t e m n i e o d ł ą c z n y m e l e m e n t e m oce­

ny t e r e n u z p u n k t u w i d z e n i a działalności człowieka. Pozwala to w dalszej kolejności
na r a c j o n a l n e z a p l a n o w a n i e s p o s o b ó w użytkowania t e r e n u i w p r o w a d z e n i e odpo­

w i e d n i c h o g r a n i c z e ń .

Literatura polska

Kotarba

1976. Współczesne modelowanie węglanowych stoków wysokogórskich na przykładzie Czerwonych

Wierchów w Tatrach Zachodnich. Prace Geograficzne IG i PZ PAN, 120.
Kompleksowe ujęcie współczesnych procesów rzeźbotwórczych na stromych stokach górskich, ze szczegól­
nym uwzględnieniem szybkich i powolnych ruchów masowych. Aktualne mimo upływu wielu lat od wydania.

Bober

1984. Rejony osuwiskowe w

Karpatach fliszowych i ich związek z budową geologiczną regio­

nu. Biuletyn Instytutu Geologicznego, t. 340, s. 115-162.
Szczegółowe omówienie rozmieszczenia osuwisk w Karpatach, ze szczególnym uwzględnieniem uwarunko­
wań geologicznych. Należy pamiętać, że w późniejszym okresie w Karpatach zostało uruchomionych wiele
nowych osuwisk, dlatego praca nie może być traktowana jako pełny, aktualny obraz występowania zjawisk
osuwiskowych.

Gorczyca

2004. Przekształcanie stoków fliszowych przez procesy masowe podczas katastrofalnych opadów

(dorzecze Łososiny). Wydawnictwo Uniwersytetu Jagiellońskiego, Kraków.
Praca zawiera szczegółowy, bogato ilustrowany kartograficznie opis zdarzeń osuwiskowych wywołanych du­

żymi opadami w latach 1997-2000. Zawiera także obszerny przegląd literatury regionalnej i problemowej.

Margielewski

2004, Typy przemieszczeń grawitacyjnych mas skalnych w obrębie form osuwiskowych

skich Karpat fliszowych. Przegląd Geologiczny, t. 52 (7), s. 603-614.

Na wybranych przykładach z Karpat przedstawiono klasyfikację osuwisk przyjętą w pracy Dikau i in. (zob.
niżej) i wyjaśniono uwarunkowania poszczególnych form.

Literatura zagraniczna

Dikau

Brunsden

Schrott

Ibsen M.-L.

1996, Landslide Recognition.

Chichester.

Rodzaj ilustrowanego klucza do rozpoznawania ruchów masowych. Poszczególne rozdziały są poświęcone
różnych rodzajom ruchu i zawierają opis form powstających podczas zjawiska, mechanizmów ruchu, omó­

wienie przyczyn i znaczenia dla praktyki.

M.

1993,

Materials and Processes. Oxford University Press, Oxford.

Znakomite kompendium wiedzy o procesach stokowych, obejmujące nie tylko ruchy masowe, ale również
działalność wody płynącej. Zawiera również obszerne omówienie problematyki naprężeń w ośrodkach
skalnych i wytrzymałości.