R o z d z i a ł I I

E R O Z J A

1. RODZAJE EROZJI

Wody znajdujące się na powierzchni ziemi jako rzeki, strumienie,

morza i jeziora oddziałują niszcząco na skały skorupy ziemskiej wsku­

tek swego ruchu. Destrukcyjnej akcji mechanicznej wody towarzy­

szy przenoszenie materiału z miejsca na miejsce. Tym omawiane zja­

wisko różni się od wietrzenia, przy którym stałe produkty rozkładu po­

zostają na miejscu jako zwietrzelina. Przy erozji produkty niszczenia

mechanicznego, jak też produkty wietrzenia są usuwane siłą transpor­

tową wody.

Różne są czynniki erozji działającej na powierzchni ziemi. Wody

płynące strumieni i rzek, a nawet strugi deszczowe mogą w czasie ru­

chu porywać kawałki i okruchy skał i uderzając nimi o dno odrywać

inne ułamki skał. Jest to e r o z j a r z e c z n a . W podobny sposób,

choć na mniejszą skalę, działa atmosfera; wiatr może unosić drobne

cząstki mineralne z powierzchni ziemi, uderzać nimi o skały i wywoły­

wać działanie niszczące. Erozja wywołana wiatrem nosi nazwę

e o l i c z n e j .

Woda jako lód może tworzyć potężne lodowce, które pod wpływem

siły ciężkości spływają powoli w dół, wywołując erozję dna i brzegów

łożysk, którymi się posuwają. Jest to e r o z j a l o d o w c o w a (gla-

cjalna).

Wody w morzu są w ruchu wskutek działania wiatru (falowanie,

prądy) oraz przyciągania Księżyca i Słońca (przypływ i odpływ). Ruch

wody morskiej w strefie przybrzeżnej atakuje mechanicznie wybrzeże

i niszczy je. Jest to e r o z j a m o r s k a .

2. EROZJA RZECZNA

Ruch wody płynącej. Wada, tak jak wszystkie ciecze, może płynąć

albo ruchem laminarnym, albo turbulentnym. Przy r u c h u l a m i na r-

n y m woda porusza się warstewkami (laminami) do siebie równoległy­

mi, które się ze sobą nie krzyżują ani nie mieszają. Każda warstewka

wody porusza się z prędkością większą niż przylegająca do niej war­

stewka z jednej strony, ale mniejszą niż prędkość warstewki po dru­

giej stronie. Ruch laminarny odbywać się może w cieczach, tak jak

woda o niskiej lepkości, tylko przy bardzo małych prędkościach. W rze-

73

kach już przy prędkościach większych od 1 mm/sek woda płynie ru­

chem turbulentnym, gdyż tarcie o brzegi rzeki wprowadza w ruch wody

zaburzenia. Natomiast w powłokach wodnych, utworzonych na płasz­

czyznach przez połączone strugi deszczowe, aż do prędkości 0,5 m/sek,

woda może płynąć ruchem laminarnym, o ile grubość powłoki wodnej

nie przekracza 4 mm. Woda płynąca laminarnie ma znikome znaczenie

erozyjne, może ona bowiem usuwać tylko bardzo drobne cząstki; je­

dynie ił i muł mogą być przez nią erodowane. Cząstki przesuwane są

przez ruch laminarny tylko w kierunku ruchu.

Przy r u c h u t u r b u l e n t n y m tworzą się wiry i cząstki wody

przesuwają się w różnych kierunkach. Podczas gdy w ruchu laminarnym

na tej samej wysokości od dna prędkość jest jednakowa, przy ruchu

turbulentnym prędkości są różne. Przeszkody na drodze prądu turbu-

lentnego wytwarzają wiry (po stronie zwróconej w kierunku prądu).

Cząstki przesuwane są w różnych kierunkach, a wskutek istnienia skła­

dowej pionowej ruchu turbulentnego cząstki mogą być wprawiane w za­

wieszenie, czyli suspenzję.

Ruch turbulentny panuje w rzekach oraz prądach morskich i po­

wietrznych. W powietrzu w ogóle nie istnieje ruch laminarny, a to

wskutek bardzo niskiej lepkości.

Ablacja deszczowa. Najprostszym objawem erozyjnym na powierzch­

ni jest mechaniczne działanie deszczu. Krople deszczu spadające na

miękki utwór, np. na drobnoziarnisty piasek, muł lub ił, tworzą drobne,

okrągłe odciski otoczone maleńkim wałeczkiem. Kopalne krople desz­

czu 'znane są też z utworów lądowych dawnych okresów geologicznych.

Krople deszczu spadające w większej ilości na powierzchnię,

wkrótce łączą się ze sobą w strugi i strumyki, które, jeśli płyną w twar­

dych skałach lub po podłożu ochronionym wegetacją, nie są w stanie

działać erozyjnie. Jeśli jednak podłoże zbudowane jest z utworów mało

zwięzłych i nie jest pokryte roślinnością, strugi deszczowe mogą je inten­

sywnie rozmywać. Wody deszczowe działają selektywnie, wymywając

tylko najdrobniejszy materiał. W krajach, w których opady deszczowe

mają charakter nawałnicowy (deszcze torencjalne), strugi deszczowe

mogą erodować nawet tak twarde skały jak granity, tworząc w nich

podłużne rynny. W Alpach erozja deszczowa wytwarza zjawisko znane

pod nazwą niemiecką „Karren" lub „Schratten", albo francuską ,,lapier".

Są to powierzchnie wapieni porzeźbione rynnami, powstałymi przez

działanie wód opadowych oraz wód powstałych z topnienia śniegów.

Prawdopodobnie wody te działają nie tylko mechanicznie, ale i chemicz­

nie. Rycina 16 przedstawia podobne formy rozwinięte na wapieniach

okolic Kielc.

Inną formą erozji deszczowej są p i r a m i d y z i e m n e znane

z południowego Tyrolu, Himalajów i innych krajów. Są to wysokie,

stożkowe słupy ziemne zbudowane z gliny lub tufu; na ich szczycie

znajdują się większe głazy. Powstają one w utworach, składających się

z miękkiego materiału i wielkich głazów. Wody deszczowe rozmywają

miękki materiał pomiędzy głazami, wielkie zaś głazy ochraniają leżące

pod nimi części miękkiego materiału. Formy tego rodzaju tworzą się

w głazonośnych glinach morenowych lub w tufach, zawierających bom­

by wulkaniczne.

74

Erozja deszczowa w naszych warunkach klimatycznych nie ma więk­

szego znaczenia. Jedynymi podatnymi materiałami na jej działanie są

lessy i gleby rozwinięte na lessie lub glinach. Na stokach lessowych

Ryc. 16. Wapienie pożłobione przez wodę. Góra Zelejowa kolo Chęcin. Góry Święto­

krzyskie (fot. J. Czarnocki)

lub gliniastych wody deszczowe mogą żłobić rynny, niszcząc pola orne;

wymywają też o n e cząstki gleby na stokach i przenoszą je w dół. Ten

proces zmywania prowadzi do osadzania na niższej części zbocza naj-

75

drobniejszych cząstek wypłukanych z wyższych części; zmywy takie na­

zywamy d e l u w i a m i .

W obszarach półsuchych, gdzie opady nie są rozłożone równomiernie

w ciągu roku, ale skoncentrowane w pewnych okresach, oraz tam, gdzie

wskutek panowania długich okresów suchych roślinność nie jest dobrze

rozwinięta, proces erozji deszczowej może mieć zgubne znaczenie pro­

wadząc do tzw. e r o z j i g l e b y (ang. soil erosion). Szczególne zna­

czenie mają w tych obszarach deszcze nawałnicowe, podczas których

spada w krótkim czasie wielka ilość deszczu. W Afryce południowej

zdarzają się ulewy o opadzie 28 cm w ciągu pół dnia, a nawet notowano

71 cm w ciągu doby. Te olbrzymie ilości wody w obszarach skąpo po­

krytych roślinnością mają katastrofalne skutki, zmywając zwietrzelinę

i glebę aż do litej skały. Erozja gleby zachodzi na wielką skalę w po­

łudniowej Afryce, Australii, w niektórych obszarach Stanów Zjedno­

czonych oraz wielu miejscach południowej Europy, gdzie do jej rozwoju

przyczyniło się wycięcie lasów. Proces ten polega na tak szybkim usu­

waniu płaszcza gleby, że nie może on być nadrobiony przez normalne

procesy wietrzenia; gleba zostaje więc usunięta, a odsłonięta niezwie-

trzała skała. Wskutek tego zjawiska wielkie obszary niedawno żyzne

i zamieszkałe stają się jałowe i puste. Wiele drugorzędnych czynników,

jak oranie bruzd w kierunku spadku, nadmierne wypasanie, palenie

traw przez tubylców w niewłaściwym czasie, pogarszają sytuację. Dla

niektórych krajów (np. dla Unii Południowo-Afrykańskiej) erozja gleby

stała się jedną z największych przeszkód w ich rozwoju cywilizacyjnym.

W obszarach półsuchych o długich okresach suszy przypisuje się

erozji deszczowej działanie rzeźbotwórcze, prowadzące do powstania

rozległych, zrównanych płaszczyzn, tzw. p e d y m e n t ó w (W. J. Mc

G e e 1897). W krajach półsuchych częste są płaszczyzny pochylone

w kierunku dolin lub kotlin, rozłożone u stóp gór lub wzgórz i oddzie­

lone od nich stromym progiem, poniżej którego gromadzi się gruz po­

wstający z wietrzenia progu (ryc. 17). Pedyment jest wycięty w litej

Ryc. 17. Pedyment (według L. C. Kinga)

skale i tylko częściowo pokryty drobnym gruzem. Według Mc G e e

pedymenty powstają wskutek erozji wód powodziowych, utworzonych

przez połączenie licznych strumieni wypływających z gór dolinami na

krawędź kotliny podczas gwałtownych deszczów. Utworzony zalew nie

eroduje linearnie (wzdłuż określonego kierunku), jak to odbywa się

przy normalnej erozji rzecznej, ale planarnie wzdłuż powierzchni, roz­

lewając się w postaci warstwy wodnej kilkanaście centymetrów gru­

bej, a pokrywającej wiele (kilometrów kwadratowych powierzchni (ang.

sheet-flood).

Zdaniem wielu badaczy, a zwłaszcza L. C. K i n g a (1953),

podobne skutki może wywołać planarna erozja warstwy wodnej, utwo­

rzonej z połączenia się licznych ścieków deszczowych powstających

76

Siła popychająca otoczak natrafia na opór pochodzący z ciężaru

fragmentu i tarcia po dnie.

Niesiony materiał jest narzędziem erozji rzeki. Fragmenty zderzają

się ze sobą i kruszą, wleczone razem ścierają się, wciskane pod napo­

rem wody w szczeliny podważają, wyłupują lub odrywają nowe frag­

menty. Woda wciskana w szczeliny również podważa skały; do tego

dołącza się jeszcze jej rozpuszczające działanie. Woda nie niosąca ma­

teriału eroduje tylko bardzo miękkie utwory, chociaż siła erozyjna sa­

mej wody przy wodospadach jest znaczna. Erozyjne działanie wody nie

transportującej żadnego materiału zauważono wielokrotnie w turbinach

wodnych (tzw. kawitacja).

Prędkość rzeki. Transport zależy w pierwszym rzędzie od prędkości

wody w rzece. Prędkość jest zależna od spadku, masy wody i tarcia

o dno i brzegi koryta rzecznego. Spadek jest większy w obszarach źród­

łowych, gdzie za to masa wody jest mniejsza. Natomiast tarcie zależy

od szerokości koryta rzeki, a więc na ogół rośnie z odległością od źró­

dła, ponadto wpływają na nie kształt koryta i nieregularności biegu

rzeki. Jest to tarcie zewnętrzne. Oprócz tego istnieje tarcie wewnętrzne

między poszczególnymi wirami ruchu turbulentnego. Tarcie jest większe

bliżej dna i brzegów, dlatego prędkość rzeki przy prostolinijnym biegu

jest większa w środku aniżeli przy brzegach. Największą prędkość osią­

ga rzeka pod powierzchnią, w miejscu leżącym pionowo nad największą

głębokością rzeki w danym przekroju. Wzrost ilości wody zwiększa

prędkość, gdyż głębokość wody się zwiększa, a tarcie rośnie wtedy nie­

znacznie. Gdy bieg rzeki jest kręty, najszybszy prąd zbliża się do brzegu

wklęsłego.

77

podczas nawałnicy, która zarówno usuwa gruz u podstawy progu, jak

też podcina sam próg. W procesie pedymentacji współdziała wietrzenie

i ablacja. Wietrzenie wytwarza gruz u podstawy góry i rozdrabnia go;

ablacja znosi go niżej, usuwa drobniejsze części i w pewnej mierze ero­

duje powierzchnię skalną.

Nie wszyscy przypisują planarnej erozji deszczowej większe zna­

czenie; uważa się też, że pedymenty powstały przez boczną erozję rzek.

Działanie erozyjne rzek. Ruch wody w rzece jest wywołany siłą cięż­

kości. Masa i prędkość rzeki tworzą energię, pozwalającą jej wykony­

wać pracę. Praca geologiczna rzeki polega na erodowaniu, transporto­

waniu i osadzaniu (akumulacji) materiałów.

Erodowanie jest niszczącą pracą rzeki, akumulacja — twórczą. Nisz­

czące działanie rzeki polega przede wszystkim na jej zdolności niesie­

nia materiałów, czyli zależy od siły transportowej rzeki. Siłę transpor­

tową P wody w ruchu można przedstawić wzorem

Ruch wody w rzece odbywa się zasadniczo w kierunku spadku, lecz

wskutek różnic prędkości powstają też prądy pionowe, prądy skiero­

wane na boki, a nawet wstecz. Przy stałym lub obniżającym się pozio­

mie wody istnieje ruch wody od brzegów ku środkowi, gdzie woda opa­

da i płynie przy dnie z powrotem ku brzegowi. Gdy poziom wody

w rzece podnosi się, poprzeczna cyrkulacja ma przeciwny kierunek.

W pobliżu brzegów wskutek zmian szerokości i głębokości rzeki tworzą

się prądy wsteczne.

Duże rzeki w normalnych warunkach mają przeciętną prędkość

1,5 m/sek, prędkość górskich potoków jest większa (kilka metrów na

sekundę). W czasie powodzi prędkość górskich potoków może wzróść

do kilkunastu metrów na sekundę. W mniejszym stopniu wzrasta pręd­

kość wezbranych rzek niżowych.

Debit rzeki. Jest to ilość metrów sześciennych wody przepływającej

przez dany przekrój na sekundę. Wartość tę znajdujemy mierząc prze­

krój rzeki w metrach kwadratowych i mnożąc tę wartość przez pręd­

kość rzeki w metrach na sekundę. Debit waha się zależnie od pór roku.

Normalny debit wynosi dla większych rzek, np. Dunaju — 9 000 m

3

,

rzeki św. Wawrzyńca — 10 000 m

3

, Missisipi — (u ujścia) —

17 000 m

3/

sek.

Debit obniża się w okresie bezopadowym (franc. l'etiage), natomiast

zwiększa się, często wielokrotnie, podczas przyboru (franc. la crue).

Transport w rzekach. Do rzeki mogą się dostać różne materiały znie­

sione przez wody deszczowe, przez spełzywanie lub osuwanie się ze

zboczy itd. Woda płynąca, jeżeli posiada dostateczną prędkość, może

poruszyć i przenosić na inne miejsce cząstki i okruchy mineralne na­

potkane na swej drodze. Stosunkowo mała część energii rzeki może być

użyta na transport, gdyż przeszło 90% energii jest tracone wskutek tar­

cia. Z drugiej strony materiał transportowany przez rzekę powoduje

zmniejszenie jej prędkości.

Materiały mogą być przenoszone w stanie roztworów albo w stanie

zawieszenia, albo też są wleczone lub toczone po dnie. Mówić zatem

można o rozpuszczaniu, o suspensji i o trakcji jako o sposobach, za po­

mocą których rzeka przenosi materiały z miejsca na miejsce. Całkowita

ilość materiału niesiona tymi sposobami przez rzekę jest o b c i ą ż e ­

n i e m r z e k i . Rzeka, zależnie od posiadanej energii, posiada z d o l ­

n o ś ć t r a n s p o r t o w ą (ang. capacity), wyrażoną całkowitym obcią­

żeniem rzeki. Zdolność transportowa zależy od wielkości okruchów-, rze­

ka o tej samej energii może być zdolna do transportu większej ilości

ton drobnoziarnistego materiału (iłu, mułu) aniżeli grubego, jak żwiru

lub piasku. Rzeka obciążona zawiesinami ilastymi ma zwiększoną zdol­

ność transportową, gdyż gęstość jej wzrasta i w myśl prawa Archime-

desa unoszone w niej okruchy tracą więcej na ciężarze, ale z drugiej

strony wzrost zdolności jest nieco zmniejszany przez wzrost lepkości

rzeki, co wpływa zarówno na tarcie zewnętrzne, jak i wewnętrzne. Cał­

kowita ilość materiału niesionego przez rzekę wzrasta tak, jak druga,

a według niektórych poglądów jak trzecia potęga jej prędkości.

Od zdolności transportowej należy odróżnić k o m p e t e n c j ę

r z e ki, która wyraża się wielkością lub ciężarem transportowanych

okruchów. Zależy ona od prędkości rzeki i jest w przybliżeniu propor-

78

cjonalna do szóstej potęgi prędkości. Oznacza to, że nieznaczny wzrost

prędkości powiększa bardzo znacznie kompetencję rzeki. Jeśli prędkość

rzeki zwiększy się dwukrotnie, rzeka może transportować cząstki 64 razy

cięższe, jeśli trójkrotnie — przeszło 500 razy cięższe. Tym tłumaczy się

fakt, że w czasie powodzi rzeka może wlec ogromne głazy po swym

dnie. Wzrost prędkości wpływa również na transport cząstek zawieszo­

nych. Wprawdzie wielkość niesionych fragmentów zależy przede

wszystkim od turbulencji a nie od prędkości, ale zwiększona prędkość

wzmaga turbulencję. Natomiast na transport w suspensji bardzo drob­

nych cząstek i koloidów prędkość ma nieznaczny wpływ.

Ilość substancji r o z p u s z c z o n y c h w rzekach jest stosunkowo

niewielka. Wody rzeczne zawierają mniej rozpuszczonych związków

aniżeli wody bijące ze źródeł. Ilość ta waha się w ciągu roku,- jest

mniejsza w okresach deszczowych lub w czasie topnienia śniegów, więk­

sza zaś w okresie suchym, kiedy wody Tzek zasilane są więcej wodami

źródlanymi aniżeli opadowymi. Substancje, znajdujące się w wodzie

rzecznej w roztworze, są częściowo przyniesione ze źródeł, częściowo

zaś wyługowane z okruchów i cząstek niesionych przez rzekę. Ilość

substancyj niesionych przez wody rzek na kuli ziemskiej w stanie roz­

puszczonym jest szacowana na 2 440 min ton rocznie. Dunaj np. prze­

nosi rocznie około 22 mln ton rozpuszczonych związków.

Przeciętny skład soli w wodzie rzecznej podaje tabela 7.

T a b e l a 7

Zawartość soli iv w o d z i e rzecznej wg C l a r k a w %

Głównym związkiem rozpuszczonym w wodzie rzecznej jest węglan

wapnia, ponadto rzeka niesie w roztworze siarczany Ca, Mg, K i Na,

NaCl, M g C 0

3

oraz krzemionkę. Rzeki w obszarach wilgotnych niosą

głównie węglany, czemu sprzyja obfitość C 0

2

pochodzącego z rozkładu

materii organicznej, natomiast rzeki obszarów suchych i pustynnych

zawierają dużo siarczanów i chlorków.

Substancje z a w i e s z o n e w wodzie rzecznej przeważają ilościo­

wo nad rozpuszczonymi. Ilość ich we wszystkich rzekach kuli ziemskiej

jest szacowana na 5 700 mln ton rocznie. Substancje te pochodzą ze

zmywów zniesionych do rzek deszczami oraz ze ścierania się wleczo­

nych po dnie rzeki odłamków skał. Substancje zawieszone są drobne,

mające wymiary drobnego piasku (średnica 0,05 do 0,1 mm), mułu i iłu

(średnica 0,05 do 0,001 mm) oraz cząstek koloidalnych. Wielkość nie­

sionych w zawieszeniu cząstek zależy oczywiście od prędkości prądu

rzeki, przy czym trzeba pamiętać, że ciała zawieszone w wodzie tracą

na ciężarze tyle, ile waży ciecz wyparta przez nie, co ułatwia transport

materiałów przez rzekę. W miejscach, gdzie prędkość rzeki się zmniej­

sza, część zawieszonych cząstek zależnie od wielkości opada na dno,

gdzie tworzy muły zwane zwykle m a d a m i r z e c z n y m i (od ang.

79

mad).

Opadanie cząstek na dno zależy od ich rozmiarów, ciężaru, pręd­

kości rzeki oraz od gęstości i lepkości wody. Przy niższych temperatu­

rach do + 4 ° różnica między gęstością wody i zawieszonej w niej cząstki

zmniejsza się, wskutek czego cząstka staje się lżejsza. Lepkość wody

w niskich temperaturach również wzrasta, toteż transport materiałów

zawieszonych odbywa się łatwiej w okresie zimy niż w miesiącach let­

nich. Ilość cząstek zawieszonych zależy od ilości wody, a zatem zmienia

się zależnie od pór roku. W Europie środkowej w czasie topnienia śnie­

gów jest ich do 600 razy więcej aniżeli w zimie, gdy stan wód jest niski.

Materiały w l e c z o n e są to piaski, żwiry i kamienie, które masa

wody przesuwa po dnie. Ilość ich zmniejsza się z biegiem rzeki, ale za

to ilość materiałów zawieszonych zwiększa się w tym kierunku. Zmniej­

szanie się ilości grubszego materiału zależy nie tylko od zmniejszania

się prędkości, ale też od tego, że w czasie transportu materiały te ule­

gają rozdrobnieniu.

Wleczenie materiału po dnie odbywa się przez ś l i z g a n i e s i ę

cząstek, przez t o c z e n i e (okruch obraca się w kierunku prądu) i przez

s a l t a c j ę , która polega na podrzucaniu okruchów w górę pionową

składową ruchu wirowego.

Wleczone po dnie rzeki ostrokrawędziste okruchy ulegają ścieraniu

i stają się otoczakami. Z odległością od źródła stają się one coraz to

bardziej zaokrąglone i coraz mniejsze. Zaokrąglenie fragmentów zja­

wia się u piaskowców i wapieni po 1 do 5 km, u kwarcytów i skał kry­

stalicznych po 10 do 20 km transportu. Jako przykład zmniejszania się

otoczaków z długością transportu podano w tabeli 8 dane z rzeki Mur

w Alpach i według R. U n r u g a z Dunajca.

T a b e l a 8

Zmniejszanie s i ę o t o c z a k ó w z b i e g i e m rzeki

Z tabeli widać, że w miarę postępowania z biegiem rzeki, tzn.

w miarę zmniejszania się prędkości, zmniejszanie się otoczaków postę­

puje znacznie wolniej.

Ponieważ prędkość rzek zależy w dużej mierze od spadku, wszelkie

zmiany spadku będą wpływać na siłę transportową rzeki. Zmiany spad­

ku mogą być spowodowane przez zatory kry lodowej w czasie topnienia

lodów albo przez zatamowanie rzeki przez osuwisko, po przerwaniu

się rzeki przez zator lub osuwisko spadek jest przez jakiś czas większy

poniżej zapory i wtedy rzeka może przenosić wielkie ilości materiału.

Stosunek części zawieszonych do wleczonych zmienia się w rzekach

w dużych granicach, na ogół jednak rzeki górskie więcej materiału tran-

80

sportują w stanie wleczonym, rzeki niżowe znacznie więcej w słanie

zawieszonym, np. Missisipi w dolnym biegu niesie materiałów zawie­

szonych 9 razy więcej niż wleczonych, a Wołga w pobliżu ujścia na­

wet 500 razy więcej.

Na podstawie doświadczeń stwierdzono, że, aby wprawić w ruch

cząstki mineralne, potrzebne są prędkości podane w tabeli 9.

T a b e l a 9

Prędkości erozyjne ( w e d ł u g H j u l s t r o m a 1936)

Z tabeli 9 wynika, że, aby wprawić w ruch bardzo drobne cząstki,

potrzebna jest większa prędkość aniżeli do wprawienia w ruch więk­

szych cząstek. Aby erodować materiał ilasty, rzeka musi mieć taką pręd­

kość, jaką potrzebuje do erodowania dość grubego żwiru. Pochodzi to

stąd, że bardzo drobne ziarna nie stanowią przeszkody dla prądu pły­

nącego po nich i nie wytwarzają wirów, a ponadto w bardzo drobno­

ziarnistych materiałach działa spójność między cząstkami (kohezja).

Wprawienie cząstki w ruch zależy nie tylko od jej wielkości, ale

także od kształtu; dobrze zaokrąglone, kuliste cząstki łatwiej wprawić

w ruch trakcyjny aniżeli cząstki kanciaste. Cząstka raz wprawiona

w ruch może być niesiona przy prędkości mniejszej. Należy więc od­

różnić p r ę d k o ś ć e r o z y j n ą rzeki o d p r ę d k o ś c i t r a n s p o r ­

t o w e j .

Zmniejszenie prędkości, zmniejszenie turbulencji i zmniejszenie lep­

kości wody są czynnikami, powodującymi opadanie cząstek. Wykres

(ryc. 18) przedstawia, przy jakich prędkościach cząstki o określonych

wymiarach są wprawiane w ruch, kiedy są transportowane, a kiedy

osadzane. Np. ziarno wielkości 1 mm wymaga prędkości około

50 cm/sek dla wprawienia go w ruch, do jego transportu wystarczy

6 — Geologia dynamiczna

81

prędkość do 50 cm/sek, przy prędkości mniejszej od 8 cm/sek ziarno

będzie deponowane.

Erozja denna i boczna. Ładunek rzeczny wleczony po dnie, uderza­

jąc o wszelkie nierówności, powoduje rozluźnienie i odrywanie skał

w dnie i w ten sposób powiększa się ilość materiału niesionego przez

rzekę o materiał pochodzący z dna i brzegów rzeki. W procesie tym

każdy fragment skalny wleczony przez rzekę jest narzędziem erozji.

woo

Erozja dna i brzegów rzeki powoduje podcinanie podstawy brzegu

i zachwianie jego równowagi, wskutek czego brzeg może się osunąć do

rzeki; wtedy jeszcze bardziej zwiększy się ilość materiału niesionego

przez rzekę.

Głazy i fragmenty skalne, uderzając o dno skalne pod stałym napo­

rem wody, ścierają je na drobny muł unoszony przez wodę. Również

piasek i muł wleczony po dnie ściera skalne dno. Ponadto szybko pły­

nąca woda, jeśli niesie piasek, może za jego pomocą żłobić rowki lub

małe zagłębienia w skalnym dnie rzeki lub w otoczakach leżących na

dnie. Formy te wskutek turbuletnego ruchu wody mają podciętą ściankę

w zakończeniu zwróconym w kierunku przeciwnym prądowi rzeki. Ście­

rające działanie na dno jest abrazją rzeczną.

Często bloki znajdują się na nierównym dnie rzeki w takim położe­

niu, że mimo naporu wody nie mogą zostać przesunięte w dół, ale są na

tym samym miejscu przesuwane tam i z powrotem, dlatego abradują

stale jedno miejsce, tworząc pod sobą zagłębienie. W miarę, jak to za­

głębienie rośnie, blok tkwiący w dnie tym bardziej nie może być prze­

sunięty dalej i ustawicznie poruszany przez wodę wiruje i drąży w tym

samym miejscu. W tym czasie sam blok ulega też abrazji, inne mniejsze

głazy mogą się dostać między niego a ściany zagłębienia i wirując

w okół bloku rozszerzają zagłębienie. W ten sposób mogą powstać głę-

82

bokie na wiele metrów jamy, zwane k o t ł a m i r z e c z n y m i (ang.

potholes,

franc. marmites). Drążenie skalnego dna przez wirujące głazy

nazywa się e w o r s j ą.

Natężenie erozji zależy od prędkości. Im szybszy jest prąd, tym

większe i cięższe okruchy skalne może nieść, uderzenia zaś tych frag­

mentów będą tym skuteczniejsze, im większy mają moment, ten zaś jest

iloczynem masy i prędkości.

Erozja rzeczna działa silniej w skałach miększych aniżeli twardych.

Jeśli podłoże rzeki jest zbudowane ze skał o różnej twardości, w miej­

scu, gdzie rzeka eroduje w skałach twardych, tworzą się k a t a r a k t y

( s z y p o t y ) i wodospady. Gdy skały są poszczelinione, spękane lub

dobrze uwarstwione, ulegają łatwiej erozji.

Aby rzeka erodowała, musi transportować materiał, który staje się

narzędziem erozji. Jednakowoż, gdy rzeka otrzymuje z bocznych dopły­

wów lub osuwających się brzegów dużo materiału, energia jej zostaje

zużyta na transport i rzeka erodować nie będzie. Taka rzeka jest p r z e ­

c i ą ż o n a .

Procesy erozyjne rzeki prowadzą do utworzenia doliny rzecznej. Za­

uważono już dawno, że wielkość dolin rzecznych jest niemal zawsze

proporcjonalna do wielkości rzek w nich płynących, co wskazuje na to,

że doliny zostały wycięte przez rze­

ki, a nie są zagłębieniami powsta­

łymi na innej drodze. W wielu wy­

padkach jednak rzeki wyzyskały

istniejące zagłębienia, które po­

wstały w inny sposób, i rozwinęły

w nich swe doliny.

Erozja wsteczna. W górnym bie­

gu rzeki wskutek uławicenia warstw

i różnych ich twardości tworzą się

liczne katarakty i wodospady. Wo­

da dzięki wirom i wielkiej erodują-

cej sile spadającej wody i bloków

wywiera szczególnie silne działanie

erozyjne u podstawy wodospadów

(ryc. 19). Wskutek tego podstawa

wodospadu jest ustawicznie podmy­

wana, co powoduje zawalenie się

ściany wznoszącej się nad nią i wo­

dospad przesuwa się w górę rzeki.

Wodospad Niagary cofa się w ten

sposób o 0,8 m na rok.

Podobne zjawisko zachodzi przy

małych nierównościach dna, poniżej

których erozja wskutek większego spadku działa podobnie jak poniżej

wodospadu. Szczeliny i pęknięcia istniejące w skałach ułatwiają ten

proces, gdyż ławica skalna wzdłuż nich podmyta łatwo się osuwa.

W ten sposób erozja działa nie tylko na boki i na dno w kierunku biegu

rzeki, ale także powoduje wsteczne pogłębianie koryta.

Ryc. 19. Przekrój przez wodospad

Niagary (według Holmesa)

1 — dolomity, 2 — łupki, 3 — wapienie,

4 — piaskowce, 5 — łupki piaszczyste

83

Wskutek erozji wstecznej źródła rzeki przenoszą się stopniowo

w górę. Zazwyczaj w obszarze źródłowym rzeki znajduje się kilka stru­

mieni; ich działanie wsteczne w kierunku grzbietu górskiego powoduje

rozcinanie i obniżanie działu wód. Rozcięty przez źródłowe potoki dział

wód tworzy tzw. l e j e k ź r ó d ł o w y .

Kaptaż rzeczny. Gdy rozcinanie działu wód odbywa się przy udziale

dwóch rzek, których potoki źródłowe zbliżają się wstecznie do siebie,

może się zdarzyć, że jedna z rzek wskutek większego spadku, większej

ilości wody lub mniejszej odporności skał eroduje wstecznie szybciej

i wedrze się w dorzecze drugiej rzeki; wtedy niektóre dopływy słabiej

erodującej rzeki zostaną zdobyte czyli „ścięte" przez bardziej energicz­

nie erodującą rzekę (ryc. 20). Najczęściej rzeki o większym spadku

Ryc. 20. Blokdiagram ilustrujący kaptaż rzeczny

a — przed kaptażem; b — po kaptażu; i — pierwsza rzeka, 2 — druga rzeka, 3 — dział wód

zdobywają („przeciągają") dopływy rzek o mniejszym spadku. Osu­

szone przez kaptaż odcinki dolin noszą nazwę d o l i n m a r t w y c h .

Przykładów na kaptaże jest wiele: kaptaż części dorzecza Innu przez

rzekę Maira w Engadynie; śladem dawnego połączenia jest przełęcz

Mało ja; kaptaż części Mozy przez Mozelę powyżej Toul; przeciągnię-

Ryc. 21. Kaptaż Lubrzanki przez Czarną Nidę (według Lencewicza)

cie Lubrzanki (dawny dopływ Pokrzywianki) przez Czarną Nidę (ryc. 21);

przełom Wisły przez moreny pomorskie na północ od Bydgoszczy po­

wstał też wskutek erozji wstecznej; cofająca się rzeka przeciągnęła

Wisłę płynącą pradoliną Noteci. San za pośrednictwem swych prawo-

bocznych dopływów zrabował Dniestrowi część dopływów.

84

Jeśli rzeki po jednej stronie działu wód erodują energiczniej niż po

drugiej, linia działu wód przesuwa się w stronę dorzecza słabiej ero-

dującej rzeki. Mówimy wtedy o migracji działu wód. Dział europejski

na wschód od Tatr cofa się ku północy wskutek intensywniejszej erozji

Hornadu i jego dopływów, które już skaptowały część dorzecza Popradu

i Dunajca.

Kaptaże rzeczne mogą być też wywołane przez ruchy tektoniczne.

Jeśli wzdłuż linii A-A (ryc. 22) obszar podnosi się, górna część dorzecza

rzeki 1 może zostać pochwycona przez sąsiednią rzekę 2. Rzeka 1 w od­

cinku górnym zwolni swą działalność erozyjną wskutek tworzenia się

przeszkody w postaci wypiętrzającego się obszaru, natomiast rzeka 2

może erodować normalnie i, skoro jej erozja wsteczna dotrze do gór­

nego dorzecza pierwszej rzeki, następuje kaptaż.

Rzeka, która przez kaptaż straciła część swego dorzecza, płynie

w szerokiej dolinie, wytworzonej w okresie, kiedy dorzecze w całości

Ryc. 22. Kaptaż spowodowany przez wypiętrzenie antykliny (wzdłuż linii A—A)

a — rzeki 1 i 2 przed wypiętrzeniem; b — te same rzeki po kaptażu wywołanym powstaniem

działu wód 3

do niej należało. Szerokość tej doliny jest nieproporcjonalna do niedu­

żej ilości wody płynącej obecnie doliną. Przykładem może być szeroka

dolina Błożewki (dopływ Strwiąża), którą płynęła duża rzeka obecnie

zrabowana przez dopływ Sanu Wiar.

Profil erozyjny rzeki. Rzeka erodując obniża dno swej doliny. Obni­

żanie to nie jest nieograniczone, gdyż rzeka nie może płynąć poniżej po­

ziomu zbiornika wodnego, tzn. morza lub jeziora, do którego uchodzi.

Najniższym poziomem, do którego rzeka może obniżyć swoje dno, jest

poziom będący przedłużeniem powierzchni wód zbiornika. Poziom ten

nazywamy poziomem podstawowym lub p o d s t a w ą e r o z y j n ą .

W rzeczywistości rzeka, aby płynąć, musi mieć choćby najmniejszy

spadek. Dlatego najniższym poziomem, do którego ona może erozyjnie

dotrzeć, nie jest poziom podstawowy, ale krzywa schodząca się przy

ujściu rzeki z poziomem podstawowym. Jest to k r z y w a (profil) r ó w-

n o w a g i. Krzywa równowagi oznacza położenie dna rzeki, w którym

rzeka nie eroduje w głąb ani nie akumuluje, lecz tylko transportuje do­

starczony jej materiał pochodzący z wietrzenia. Jest ona różna dla

każdej rzeki i zależy od ilości wody i prędkości rzeki oraz ilości i ja­

kości materiału dostarczonego rzece. Rzeka niosąca dużo materiału osią-

85

ga profil równowagi przy bardziej stromym spadku w porównaniu

z rzeką niosącą mniej materiału; rzeka ta przy spadku osiągniętym przez

pierwszą rzekę nie byłaby w równowadze, ale erodowałaby. Gdy ilość

wody jest mała, a niesiony materiał gruby, profil równowagi jest bar­

dziej stromy; łagodniejszy jest, gdy wody jest dużo, a materiał drob­

niejszy. Dlatego nachylenie krzywej jest coraz mniejsze bliżej ujścia,

a coraz bardziej strome ku źródłu.

Koncepcja wyrównywania profilu przez rzekę została postawiona

przez K. G. G i l b e r t a (1877) w mniej więcej następujących słowach:

„Przypuśćmy, że rzeka, posiadająca stałą objętość wody w pewnym

miejscu, otrzymuje ciągle tak wielkie obciążenie, jakie jest zdolna tran­

sportować. Na pewnym odcinku, na którym prędkość rzeki nie zmienia

się, rzeka nie będzie wcinać się w głąb and nie będzie osadzać mate­

riału; w tych warunkach rzeka nie będzie zmieniać swojego spadku.

Jednakowoż jeśli w następnym odcinku spadek będzie mniejszy,

zdolność transportowa rzeki zmaleje i rzeka osadzi część swego

obciążenia. Albo też na tym odcinku spadek będzie większy, prędkość

większa, zdolność transportowa zwiększy się i rzeka będzie wcinać się

w swoje dno. W ten sposób rzeka, która otrzymuje tyle materiału ile

zdolna jest transportować, ma tendencję do nadbudowywania na odcin­

kach o mniejszym spadku a do wcinania się na odcinkach o większym

spadku. Rzeka zatem stara się utworzyć jednolity spadek".

Zmiany erozji na pewnym odcinku rzeki przenoszą się na sąsiednie.

Jeśli na pewnym odcinku nastąpi z jakiejś przyczyny wcięcie się rzeki,

to sąsiedni wyższy odcinek ma wtedy obniżaną lokalną podstawę erozji

i zacznie się na nim erozja, natomiast wskutek zwiększenia erozji na

wymienionych odcinkach, odcinek znajdujący się poniżej pierwszego

z nich otrzyma nadmiar materiału, przez co zwolni się na nim erozja,

a nawet może dojść do depozycji. Zwolnienie erozji na odcinku trzecim

wpłynie znowu na zwolnienie erozji w odcinkach wyższych. W ten

sposób zaburzenia w erozji i osadzaniu się przenoszą się na inne od­

cinki; w dorzeczu rzeki istnieje zależność między poszczególnymi od­

cinkami.

Profil podłużny wyrównanej rzeki w idealnym przypadku jest krzy­

wą, której spadek zmniejsza się stopniowo w miarę zbliżania się do

podstawy erozji. Jednak każda rzeka posiada dopływy boczne, które

dostarczają jej różnych ilości wody i obciążenia. Pomiędzy ujściami

poszczególnych rzek powstają w biegu rzeki różne warunki i profil wy­

równany może składać się z odcinków, których spadki będą różne, ale

na każdym odcinku spadek może być wystarczający, aby całe obciążenie

dostarczone danemu odcinkowi rzeki mogło być przetransportowane.

Profil podłużny może być w takim przypadku załamywany, a mimo tego

będzie profilem równowagi.

Rzeki najczęściej nie dochodzą do profilu równowagi, ale płyną pro­

filem niewyrównanym, albo też tylko niektóre odcinki ich biegu są wy­

równane. Jak długo rzeka płynie profilem niewyrównanym, działalność

jej jest erozyjna na jednych odcinkach, akumulacyjna na innych. Nie­

koniecznie erozja ta musi dotyczyć skał jej dna i brzegów. W warun­

kach, gdy rzeka otrzymuje więcej zwietrzeliny lub materiału z bocz­

nych dopływów niż może usunąć, rzeka eroduje we własnych osadach.

86

Równowaga istnieje wtedy, gdy rzeka dostaje tyle materiału, ile może

unieść.

Rzeki degradujące i agradujące. Rzeka, która nie otrzymuje tyle

materiału, ile mogłaby unieść, nacina i pogłębia swe łożysko. Jest to

d e g r a d a c j a . Natomiast, sikoro obciążenie rzeki jest w stosunku do

siły nośnej rzeki tak duże, że rzeka nie może wszystkiego usunąć, ma­

teriał gromadzi się w korycie rzeki. Proces ten nazywa się a g r a d a -

c j ą, a gromadzący się materiał — a l u w i u m (napływy).

Jedna i ta sama rzeka ma odcinki degradujące i agradujące zależ­

nie od lokalnych warunków. Zazwyczaj górne biegi rzek są w stanie

degradacji, dolne zaś agradacji. Rzeka w ciągu swej historii stara się

dostosować do istniejących warunków i osiągnąć profil równowagi. Je­

śli ten idealny profil nie jest osiągnięty, rzeka albo degraduje, albo agra-

duje; oba te procesy dążą do tego samego celu.

W miarę postępu erozji w danym obszarze, gdy rzeka osiągnęła na­

wet profil równowagi, może go stracić, jeśli zmniejszy się ilość znoszo­

nego do niej materiału. Wtedy ilość wody w stosunku do transporto­

wanego materiału jest za duża i rzeka rozpocznie wcinanie się na nowo.

Stadia erozyjne rzeki. Rozważmy przypadek, że rzeka płynie po skal­

nym, twardym podłożu. Gdy rzeka ma duży spadek, wcina się ostro

w skalne podłoże i praca jej ograniczona jest głównie do erozji den­

nej, w mniejszym zaś stopniu do bocznej. Jest to s t a d i u m m ł o d o ­

c i a n e . Kształt doliny w przekroju poprzecznym odpowiada literze V.

Erozja denna w wąskiej gardzieli potoku podcina jednak zbocze, które

nie może się utrzymać w równowadze i grawitacyjnie osuwa się. Ma­

teriał osunięty zostanie wkrótce wyprzątnięty przez rzekę, a dno do­

liny rozszerza się wskutek podcinania zboczy; zbocza doliny równocze­

śnie stają się bardziej pochyłe. Ponadto prąd wody na wszelkich krzy­

wiznach jest odgięty od środkowego położenia i skierowany ku wklę­

słemu brzegowi doliny, wskutek czego brzeg ten jest stale podcinany

i

staje się bardziej stromy niż brzeg wypukły. W ten sposób przekroje

doliny stają się asymetryczne, a między krzywiznami biegu rzeki two­

rzą się tzw. o s t r o g i e r o z y j n e .

Gdy rzeka zbliży się do profilu równowagi, tzn. spadek jej zmniej­

szy się, erozja denna zmniejsza się na korzyść erozji bocznej. Ponieważ

bieg rzeki zwykle nie jest prostolinijny, główny nurt rzeki będzie

trafiał w wypukłe strony krzywizn biegu rzeki, a odsuwał się od wklę­

słych stron; wskutek tego brzeg strony wypukłej będzie podcinany,

a przy brzegu strony wklęsłej prędkość rzeki będzie tak mała, że przy

nim gromadzi się niesiony przez rzekę materiał, tworząc tzw. o d s y p .

Narastające odsypy utworzą po pewnym czasie po obu stronach rzeki

płaskie obszary łatwo zalewane w czasie wyższego stanu wód; w ten

sposób powstaje r ó w n i a z a l e w o w a . Stopniowo dolina rozszerza

się a gromadzące się odsypy odcinają rzekę od skalnych brzegów, które

już więcej nie podcinane przez rzekę ulegają powolnemu wietrzeniu

i stają się coraz mniej strome.

Skoro rzeka przez wyerodowanie brzegów rozszerzyła swą dolinę,

a przez utworzenie odsypów równi zalewowej oddzieliła się od skał,

w których poprzednio w stadium młodocianym erodowała, jej działal­

ność erozyjna otrzymuje inny charakter. Przestaje ona erodować w ska-

8 7

łach zwartych, a eroduje głównie we własnych utworach luźnych, które

łatwo mogą być uprzątnięte. Rzeka w nich prędko eroduje na boki, i dla­

tego wszelkie krzywizny jej biegu łatwo mogą się przeobrazić w silnie

wygięte m e a n d r y ( z a k o l a , ryc. 23; nazwa pochodzi od rzeki Mean­

der w Azji Mniejszej). Ustawiczne erodowanie wypukłych stron mean­

drów przesuwa je powoli w dół rzeki, a nawet poszczególne meandry,

pętlicowo wygięte, mogą zostać odcięte od biegu rzeki i utworzyć s t a ­

r o r z e c z a (ryc. 24). Przez przesuwanie się meandrów w dół i na boki

Ryc. 23. Meandry rzeczne

zdarzyć się może, że rzeka zbliży się do dawno opuszczonego brzegu

doliny i będzie go podcinać.

W ten sposób rzeka osiąga s t a d i u m d o j r z a ł e . Dojrzała rzeka

nie może wcinać się w głąb, lecz eroduje tylko na boki, akumuluje od­

sypy a poza tym transportuje materiał dostarczany jej przez dopływy.

Rzekę dojrzałą cechuje: obecność równi zalewowej, meandry, staro­

rzecza, szeroka dolina, łagodne brzegi doliny, mały spadek, brak wodo­

spadów i jezior (oprócz starorzeczy), mętne wody (od wielkiej ilości

zawiesin).

Powyższe stadia rozwoju rzeki odnoszą się zwykle nie do całej rzeki,

ale do poszczególnych odcinków. Zazwyczaj rzeka w dolnej części biegu

osiągnęła profil wyrównany i doszła do stadium dojrzałego, natomiast

w górnym biegu jest jeszcze w stadium młodocianym. Dlatego w gór­

nych biegach rzek obserwujemy kształty dolin w kształcie litery V,

liczne ostrogi erozyjne, wodospady i objawy silnej erozji dennej

i wstecznej, w dolnych zaś biegach rozszerzanie doliny, przewagę erozji

bocznej nad denną, akumulację odsypów i meandrowanie. Na ogół

w każdym odcinku rzeki zachodzi starzenie się jej, w miarę jak ze sta­

dium młodego przechodzi w stadium dojrzałe. Duży wpływ ma twardość

skał podłoża; rzeka przepływająca przez skały twarde może mieć na

tym odcinku cechy młode, natomiast będzie okazywać cechy dojrzałe

na odcinkach zbudowanych ze skał miękkich. Zdarza się również, że

dwie łączące się ze sobą rzeki mogą być w różnych stadiach erozji, a na­

wet ich połączenia nie leżą na jednym poziomie. Szczególnie we wcze­

snych stadiach erozji rzeka główna może erodować szybciej niż jej do­

pływy, wskutek czego łożysko jej leży niżej niż łożysko wolniej erodu-

88

Ryc. 24. Wisła na zachód od Krakowa. Widoczne meandry 1 i starorzecza 2. Porów­

nanie przebiegu Wisły koło Okleśnej na ryc. 24 a i 24 b wskazuje, jak rzeka ścięła

meander

jącego dopływu. Wtedy ten dopływ jest zawieszony nad doliną szybciej

pogłębiającą się i spada kataraktą lub wodospadem do potoku głębszego.

Wpływ różnic twardości podłoża na erozję rzeczną. Rzeka może ero-

dować szybciej w miękkich aniżeli twardych skałach. Często zdarzyć

się może, że rzeka płynie tylko w jednym rodzaju skał, no. rzeźbi sobie

dolinę wyzyskując pas miękkich łupków. Znacznie częściej jednak by­

wa, że rzeka płynie po skałach o różnej twardości. Wtedy przy tym sa­

mym stopniu erozji dolina wycięta w skałach twardych będzie miała

bardziej strome ściany i wygląd bardziej młodociany, aniżeli dolina

wycięta w miękkich warstwach.

Przypuśćmy, że rzeka płynie w miękkich skałach, a tylko w jednym

miejscu przecina sikały twarde. Prędkość erozji na odcinku zajętym

przez skały twarde będzie opóźniona. Łatwo sobie wyobrazić, że

poniżej przeszkody ze skał twardych rzeka będzie erodować szybko

w skałach miękkich. Byłoby jednak błędne przypuszczenie, że rzeka

89

będzie erodować również szybko powyżej przeszkody, jeśli powyżej

niej są też skały miękkie. Erozja powyżej przeszkody jest zależna od

postępu erozji w przeszkodzie, gdyż rzeka powyżej niej nie może się

wciąć poniżej poziomu, jaki osiągnęła na przeszkodzie. Przeszkoda ero­

zyjna skał twardych w łożysku rzeki stanowi zatem 1 ok a 1 n ą p o d ­

s t a w ę e r o z j i dla odcinka rzeki, znajdującego się powyżej prze­

szkody.

Rzeka, płynąc po naprzemianległych warstwach miękkich i twar­

dych, może mieć kilka lokalnych podstaw erozji. Wtedy profil podłużny

rzeki będzie miał charakter stopni (ryc. 25), gdyż każdy pas skał tward­

szych będzie podstawą odrębnej krzywej erozyjnej.

Ryc. 25. Odmładzanie erozji i powstawanie teras U, t

2

itd. wskutek przezwyciężenia

lokalnych przeszkód erozyjnych

Z biegiem czasu rzeka powyżej i poniżej zapory dojrzeje i rozwinie

szerokie doliny z meandrami i równiami zalewowymi, natomiast przez

pas skał twardych płynąć będzie w dalszym ciągu doliną o niewyrów­

nanym spadku i młodocianym wyglądzie. W dalszym ciągu rzeka może

przepiłować zaporę tak, aby ją doprowadzić do profilu zależnego od

erozji dolnego odcinka doliny. Wtedy w górnym odcinku powyżej usu­

niętej zapory nastąpi stopniowo zmiana w akcji erozyjnej w miarę,

jak profil erozyjny górnego odcinka będzie się dopasowywał do dolnej

podstawy erozyjnej. W górnym odcinku w miejsce erozji i akumulacji

pojawi się intensywna i szybka (ze względu na miękki charakter skał)

erozja denna. Odcinek górny przejdzie zatem ze stadium dojrzałego

w stan młodociany, czyli nastąpi odmłodzenie doliny na odcinku powy­

żej przeszkody. Dno doliny na tym odcinku zostanie rozcięte tak głę­

boko, że z niego pozostaną tylko resztki w postaci listw; listwy te zbu­

dowane są ze skał, w które się rzeka wcięła, przykrytych napływami

zalewowymi, utworzonymi przez rzekę w okresie dojrzałości. Te resztki

rozciętego, starego dna dolinnego noszą nazwę t e r a s y

1

) ; jest ich

zwykle dwie na tym samym mniej więcej poziomie po obu stronach

doliny.

Jeśli rzeka ma w swym biegu kilka pasów skał twardych, to odmło­

dzenie poszczególnych odcinków może być wielokrotne. Ilustruje to

przekrój na ryc. 25, pokazujący rzekę mającą trzy lokalne podstawy

erozji I, II, III. W pewnym okresie t

1

na czterech odcinkach rzeki, leżą­

cych pomiędzy tymi przeszkodami oraz poniżej i powyżej, panowały

warunki stadium dojrzałego, w odcinkach zaś I, II, III. i górnej części

1

) Jest też w użyciu termin taras.

90

ostatniego odcinka — warunki młodociane. Założywszy, że erozja po­

stępowała w głąb na tych przeszkodach z jednakową prędkością, można

przyjąć, że w okresie t

2

została usunięta zupełnie przeszkoda I i rzeka

docięła się do poziomu t

2

na odcinku powyżej I, który został w ten spo­

sób odmłodzony. Podobnemu procesdwi uległ odcinek powyżej II, ale

przeszkoda nie została całkowicie przepiłowana, gdyż w tym czasie po­

ziom erozyjny powyżej I obniżył się o t

1

— t

2

.

Na odcinku II istnieje za­

tem dalej lokalna podstawa erozji położona wyżej od poziomu t

t

;

do­

piero w okresie t

3

zostanie ona obniżona do poziomu t

3

.

W ten sposób

odcinek II uległ dwukrotnemu odmłodzeniu i będzie miał dwie terasy

ponad dnem doliny, podczas gdy odcinek I odmłodził się tylko raz i ma

tylko jedną terasę. W odcinku III może zajść trójkrotne odmłodzenie,

zanim profil tego odcinka dojdzie do profilu erozyjnego osiągniętego

przez dolne odcinki rzeki.

Jeszcze bardziej skomplikowany obraz powstanie, jeśli przepiłowy­

wanie przeszkód odbywa się z różnymi prędkościami.

Odmłodzenie erozji. Z ustępu powyższego wynika, że rzeka, która

osiągnęła stadium dojrzałe, może zostać lokalnie odmłodzona dzięki

przezwyciężeniu lokalnej przeszkody erozyjnej. Wtedy w zboczach

doliny pojawiają się terasy. Osady każdej terasy odpowiadają okresowi

akumulacji napływów rzecznych, w którym rzeka doszła do stadium

dojrzałego, a każde ich rozcięcie wskazuje na wcięcie się rzeki, kiedy do­

lina została odmłodzona i pogłębiona.

W wielu dolinach terasy występują nie tylko lokalnie, ale wzdłuż

całego biegu rzeki. Teras tych jest nieraz kilka, co wskazuje na naprze-

mian po sobie następujące okresy dojrzewania erozji i jej odmładzania.

Przyczyny takiego ogólnego odmłodzenia erozji mogą być rozmaite.

Jedną kategorią przyczyn są zmiany klimatyczne, wpływające na ilość

wody w rzece. Zwiększenie się debitu w rzece wpłynie na zwiększenie

się erozji. Zmniejszenie się debitu wskutek osuszania się klimatu spo­

woduje zmniejszenie akcji erozyjnej rzeki. Jeśli te czynniki następują

na przemian po sobie, również na przemian po sobie będą następowały

okresy dojrzewania i odmładzania erozji. Zmniejszenie się obciążenia

rzeki może stać się także przyczyną odmłodzenia erozji, jeśli równo­

cześnie ilość wody pozostała ta sama. Jeśli np. boczny dopływ przesta­

nie dostarczać materiału, w rzece głównej nastąpi ożywienie erozji.

Dalszą kategorią czynników odmładzających mogą być zmiany w na­

chyleniu profilu erozji. Łatwo sobie wyobrazić, że gdy rzeka doszła lub

zbliżyła się do profilu równowagi, wtedy obniżenie się podstawy erozji

może spowodować to samo, co lokalne przezwyciężenie przeszkody ero­

zji; rzeka zacznie się wcinać w strefie wytworzonego większego spadku

przesuwając wstecznie odmłodzenie erozji w górę doliny.

Zmiana spadku profilu erozyjnego może odbyć się w dwojaki sposób:

Albo obszar, w którym płynie rzeka, podniesie się, wtedy nastąpi od­

młodzenie wskutek zwiększenia się spadku i rzeka będzie się wcinała

w miarę, jak obszar się podnosi; istnieje wiele dowodów na to, że pod­

noszenie się lądów było zjawiskiem dość częstym w historii geolo­

gicznej.

Albo też poziom morza lub jeziora stanowiący podstawę erozji rzeki

9 1

obniży się; wtedy w dolnym biegu rzeki nastąpi zwiększenie się spadku

i rzeka zacznie się wcinać wstecz od ujścia ku źródłom.

W pierwszym przypadku, gdy podstawa erozji jest stała, a obszar,

przez który rzeka płynie, podnosi się, różnice wysokości między tera­

sami zmniejszają się stopniowo od źródeł ku ujściu, tak że dna dolin

rzecznych, wytworzone w dwóch stadiach przed i po odmłodzeniu, scho­

dzą się ze sobą w pobliżu ujścia. Na odwrót, w drugim przypadku wy­

sokości między terasami będą się zmniejszać ku źródłom.

d

Ryc. 26. Schemat powstawania teras w pokrywie aluwiów przez kolejne wcinanie

się rzeki

a, b, c, d — przekroje poprzeczne przez dolinę rzeki w różnych stadiach rozwoju teras

Odwrotne zjawisko do odmłodzenia erozji zachodzi wówczas, gdy

obszar, przez który rzeka płynie, obniża się albo, co na jedno wychodzi,

gdy poziom morza lub jeziora, do którego rzeka uchodzi, podnosi się.

Wtedy następuje zanikanie erozyjnej działalności rzeki i rozpoczyna

się gromadzenie osadów, czyli akumulacja. Gromadzenie się osadów

przesuwa się stopniowo w górę rzeki. W sposób sztuczny zjawisko to

powstaje przy zaporach rzecznych; zamulanie zbiorników wodnych jest

jedną z głównych trudności związanych z budownictwem wodnym.

92

Ryc. 27. Schemat powstawania teras przez kolejne rozcinanie i akumulacją (terasy

włożone)

a, b, c, d, e, f — przekroje poprzeczne przez dolinę rzeki w różnych stadiach rozwoju teras

Terasy i sposoby ich powstawania. Z dwóch ustępów poprzednich

wynika, że skoro dno dojrzałej rzeki zostanie rozcięte przez odmłodze­

nie erozji, wówczas mogą powstać terasy. Odmłodzenie może być spo­

wodowane przez obniżenie lokalnej lub zasadniczej podstawy erozyjnej,

przez zwiększenie debitu rzeki lub przez zmniejszenie się obciążenia.

Jeśli zjawiska dojrzewania i odmładzania następują po sobie kilka­

krotnie, może się w dolinie rzecznej utworzyć kilka teras. Wyobraźmy

sobie (ryc. 26) dolinę wyciętą w twardych skałach, zasypaną aluwiami

przez dojrzałą rzekę r. Gdy z jakichkolwiek przyczyn nastąpiło odmło­

dzenie, rzeka wcięła się w aluwia i dotarłszy do poziomu p utworzyła

terasę I po obu stronach doliny. Jeśli z jakichkolwiek powodów odmło­

dzenie zostało przerwane, rzeka płynie po poziomie p. Po jakimś czasie

przy powtórnym odmłodzeniu wetnie się w poziom p do poziomu p

1

i wytworzy terasę II. Powtórzenie się odmłodzenia może doprowadzić

do powstania terasy III itd. Terasa III jako forma jest młodsza od te­

rasy II, z kolei młodszej od terasy I; trzeba jednak zaznaczyć, że mate­

riał aluwialny terasy III jest starszy od materiału teras wyższych, gdyż

osadził się on w czasie akumulacji aluwiów wcześniej niż materiał wyż­

szych części pokrywy aluwialnej.

Prosty przypadek tworzenia się teras opisany wyżej jest, zdaje się,

rzadki i przedstawia rezultat kilku stadiów erozyjnych, nie rozdzielo­

nych okresami akumulacji. Częściej po odmłodzeniu, gdy nastąpi doj­

rzewanie rzeki, przez czas jakiś działa akumulacja, po której znowu

nastąpi erozja. Zdarza się to wtedy, gdy w rzece lub pewnych jej od­

cinkach następuje po sobie odmłodzenie i dojrzewanie erozji. Punktem

wyjścia jest również dolina zasypana aluwiami, jak w przypadku po­

przednim (ryc. 27). Pokrywa aluwialna uległa rozcięciu przez erozję od­

młodzonej rzeki r aż do dna zasypania, wskutek czego powstała para

teras I (terasa może być zachowana tylko z jednej strony, a z drugiej

zostać zupełnie zniszczona). W następnym stadium dojrzewająca rzeka

usypała aluwia do poziomu p. Rozcięcie przy nowym odmłodzeniu do­

prowadziło do wytworzenia terasy II. Następne z kolei akumulacja i ero­

zja mogą wytworzyć terasę III itd. Terasy są „włożone" jedne w drugie.

Rezultat końcowy odpowiada pozornie rezultatowi przypadku opisa­

nego poprzednio, gdyż mamy trzy systemy teras w dolinie. Jednakowoż

'terasy młodsze III są nie tylko co do czasu powstania swej formy, ale

także materiałem młodsze od teras wyższych.

Ten typ teras cechuje bardzo głębokie rozcięcie erozyjne i odno­

szony jest często do następujących po sobie kilku faz ruchów dźwiga­

jących obszar. Występuje on w polskich Karpatach i innych górach

środkowej Europy, ale na tych obszarach wiąże się ze zjawiskami gla-

cjalnymi. W plejstocenie lądolód dotarł do podnóża Karpat i zatamował

odpływ rzek karpackich. W ten sposób ich podstawa erozji została pod­

wyższona i agradujące rzeki zasypały wysoko swe doliny (Dunajec do

wysokości 90 metrów). Po stopieniu się lądolodu podstawa erozji rzek

karpackich obniżyła się i zasypane doliny zostały rozcięte, powstała

dzięki temu wysoka terasa odpowiadająca terasie I na ryc. 27. Powtórne

najście lądolodu, który tym razem dotarł do Polski środkowej, i pod­

niesienie podstawy erozji spowodowało nową akumulację, po czym na-

9 4

stąpił znowu okres interglacjalny i wytworzenie terasy II. Następne

zlodowacenie i cofniecie się lodowca utworzyło z kolei terasę III.

W obu przedstawionych sposobach powstawania teras każda terasa

powstała w odrębnym okresie erozji, oddzielonym od innych okresów

erozyjnych okresami przerw w erozji. Różnica polega na tym, że

Ryc. 28. P o w s t a w a n i e teras przez przesuwanie się biegu rzeki (według Lobecka)

w pierwszym przypadku w przerwach nie było akumulacji, która miała

miejsce w przypadku drugim. Jednak zdarza się, że wszystkie istniejące

w dolinie terasy pochodzą z jednego okresu erozyjnego, chociaż leżą

nad sobą. Meandry dojrzałej rzeki zwykle, jak to wyżej zaznaczono,

błądzą po równi zalewowej. Jeśli wskutek odmłodzenia rzeka zacznie

95

się wcinać, to nie należy sądzić, że od razu zacznie działać tylko erozja

denna. Meandry, wcinając się, w dalszym ciągu błądzą po równi zale­

wowej i docierają do brzegów. Rycina 28 przedstawia, w jaki sposób

rzeka, podcinając swą równię zalewową (ryc. 28 a), dotarła do skalistej

podstawy akumulacyjnej pokrywy osadów (ryc. 28 b). Erozja boczna

zatrzymała się na skalistej przeszkodzie, wskutek czego skrawek alu-

wiów powyżej kontaktu rzeki ze skałą uchronił się przed erozją boczną

i pozostał jako terasa 1. Jest to terasa „obroniona" przez skałę (ang. rock

defended terrace).

Natrafiwszy na opór skalnego podłoża, rzeka zwróciła

się teraz ku przeciwnemu brzegowi i podcinając wytworzyła terasę I'

(ryc. 28 c), która ma tę samą wysokość bezwzględną co terasa I, ale

inną wysokość n a d dnem rzekli. Przesunięcie się rzeki w prawo wytwo­

rzyło terasę II (ryc. 28 d). Następny nawrót rzeki w lewo spowodował

wytworzenie terasy III. Z kolei rzeka zwróciła się w prawo i wytworzyła

terasę IV; w ten sposób powstał system teras, które niekoniecznie od­

powiadają sobie po obu stronach rzeki, np. na ryc. 28 e; po obu stronach

doliny są dwie terasy, ale tylko górna ma tę samą wysokość; na

ryc. 28 f po prawej stronie mamy trzy, po lewej tylko dwie terasy itd.

Każda z tych teras powstaje w innym czasie.

Zaznaczyć jeszcze trzeba, że bardzo często, zwłaszcza gdy wcinanie

rzeki jest powolne, w rzece działa nie tylko erozja, ale także akumu­

lacja. Gdy rzeka odsuwa się od brzegu doliny, działa bliżej brzegu aku­

mulacja, dalej od brzegu erozja. Erozyjne odsuwanie się rzeki ku jed­

nemu brzegowi przy równoczesnej akumulacji przy drugim brzegu po­

woduje, że terasa otrzymuje nachylenie w kierunku osi doliny. Równo­

cześnie, ponieważ erozja rzeczna cofa się w górę, terasy nie będą ściśle

tego samego wieku; w dolnym biegu będą na ogół starsze niż w górnym.

Takie terasy są określane jako p o l i g e n i c z n e , w przeciwieństwie

do teras m o n o g e n i e z n y c h, powstających w jednym i stosunko­

wo krótkim okresie.

Widać z powyższego, że sposób powstawania teras jest bardzo skom­

plikowany i wiele czynników działa przy ich powstaniu. Zasadniczo te­

rasy są, jak to już wyżej podkreślono, produktem erozji. Mimo tego

określa się często typy teras wyżej opisane jako t e r a s y a k u m u l a ­

c y j n e dla zaznaczenia, że powstały z rozcięcia akumulacyjnie nagro­

madzonej pokrywy aluwialnej, zwykle żwirów, piasków lub glin. Te­

rasy t e przeciwstawia się t e r a s o m e r o z y j n y m , które s ą wycięte

w litym materiale skalnym nie mającym nic wspólnego z akumulacyjną

działalnością rzeki. Mogą być one wytworzone w poziomo ułożonych

warstwach skalnych o różnej odporności; wcinająca się rzeka może

wtedy wytworzyć schodkowato ułożone progi skalne po obu stronach

strugi wodnej. Często rozwijają się te progi na twardszych warstwach.

Terasy erozyjne kanionu Colorado (St. Zjednoczone) są wspaniałym

przykładem tego typu teras (ryc. 29) rozwiniętych w utworach leżących

poziomo.

Terasy erozyjne mogą też być wycięte w skałach pofałdowanych;

wtedy na ściętej powierzchni skał ułożone są żwiry lub piaski oraz

inne osady rzeczne. Ten typ teras jest pospolity w Karpatach. Aby tego

rodzaju terasa powstała, erozja musiała rozciąć nie tylko aluwia, ale

9 6

także podścielające je lite skały. Używa się dla tego typu teras określeń:

„terasa skalno-żwirowa", dla teras erozyjnych — terasa skalna, dla

teras wyłącznie akumulacyjnych — terasa żwirowa (lub żwirowo-piasz-

czysta, piaszczysto-gliniasta itd.).

Ponadto terasy mogą rozwinąć się też w dolinach rzek płynących po

obszarach zbudowanych z utworów miękkich, np. z glin morenowych

lub starszych utworów rzecznych, na których rzeka złoży swe aluwia.

Ryc. 29. Kanion Colorado (z National Park Portfolio)

Wtedy terasa w dolnej części składa się ze starszego miękkiego mate­

riału a w górnej części z własnych aluwiów. Terasy tego typu pospo­

lite są w niżowej części Polski (dolina Wisły). Wszystkie terasy wycięte

(wyerodowane) w starszym materiale przykrytym aluwiami nazywa się

terasami e r o z y j n o-a k u m u l a c y j n y m i .

Gdy z terasy skalno-żwirowej zostaną usunięte przez erozję żwiry,

może zachodzić trudność w rozstrzygnięciu, czy nie jest to jakieś zrów­

nanie denudacyjne, które niekoniecznie musiało być dnem rzeki.

Zależność dolin od struktury podłoża. W warstwach leżących pozio­

mo dolina zostaje wytworzona wyłącznie pracą rzeki; ułożenie warstw

nie ma wpływu na erozję.

7 — Geologia dynamiczn

9 7

Inaczej jest, gdy warstwy są zaburzone. Zaburzenia mogą ułatwiać

lub utrudniać erozję i wpływać na bieg i kierunek rzeki.

Jeśli rzeka płynie po warstwach nachylonych w pewnym kierunku,

to mogą być trzy przypadki: 1) rzeka płynie zgodnie z kierunkiem upadu

warstw (dolina k o n s e k w e n t n a ) , 2) rzeka płynie w kierunku prze­

ciwnym upadowi warstw (dolina o b s e k w e n t n a ) , 3) rzeka płynie

w kierunku prostopadłym lub mniej więcej prostopadłym do upadu a rów­

noległym do biegu warstw (dolina s u b s e k w e n t n a ) . W tym ostatnim

przypadku budowa geologiczna może mieć wpływ na rozwój doliny,

gdyż warstwy na jednym zboczu będą pochylone w stronę doliny, zaś

na drugim będą zapadać w kierunku przeciwnym. Prąd wody będzie

się stale ześlizgiwał w kierunku upadu warstw, ponadto erozja na dru­

gim zboczu może łatwiej wykorzystywać uwarstwienie, spękania i róż­

nice twardości w poszczególnych ławicach. Drugi brzeg będzie zatem

silniej podcinany i dolina będzie asymetryczna.

W stosunku do fałdów wydzielić można doliny wycięte w synklinach

i antyklinach. Jeśli jakaś część skorupy ziemskiej zostanie pofałdowana

w antykliny i synkliny, to wody opadowe początkowo konsekwentnie

spływają po ich skrzydłach i, gromadząc się na dnie synklin, tworzą

strugi, które z czasem wyrzeźbią doliny synklinalne. Po pewnym

czasie dopływy, płynące konsekwentnie po skrzydłach antyklin, mogą

usunąć ich twardszą pokrywę i dotrzeć do miększych utworów,

w których rychło rozwiną się subsekwentne dopływy wzdłuż osi anty­

klin. Z czasem erozja, działająca intensywnie w strefach antyklinalnych

wskutek obecności miękkich skał i większych spadków, może wyprze­

dzić erozję w strefach synklinalnych; może dojść do tego, że w strefie

antyklinalnej zostaną wycięte głębsze doliny, a strefy synklinalne utwo­

rzą pasma wzgórz (ryc. 30). Zjawisko to nazywamy i n w e r s j ą (od­

wróceniem) r z e ź b y t e r e n u .

W Karpatach jest wiele przykładów inwersji. Pasma Babiej Góry,

Gorców, Lubienia itd. są pasmami synklinalnymi, a doliny wycięte są

w strefach antyklinalnych.

Powstanie inwersji w sposób wyżej opisany wymaga istnienia twar­

dych warstw, stanowiących najwyższy człon budowy podścielony przez

warstwy miększe. Jeśli pod tą warstwą znajduje się znowu warstwa

twarda, to erozja antyklinalnych rzek natrafiwszy na nią zacznie się

przesuwać na boki ku strefom synklinalnym, ześlizgując się po twar­

dym jądrze antyklin, i po pewnym czasie system rzek przesunie się

znowu na strefy synklinalne. Odwodnienie tego typu określa się jako

r e s e k w e n t n e, w przeciwieństwie do pierwotnego odwodnienia

subsekwentnego, rozwiniętego na synklinach.

Widać z tego, że na pofałdowanym terenie rzeki najpierw płyną kon­

sekwentnie, później sieć rzeczna staje się subsekwentna. Dalszym sta­

dium może być resekwencja.

Osobną grupę dolin stanowią doliny uskokowe, rozwinięte na li­

niach dyslokacji. Doliny te biegną zazwyczaj poprzecznie do biegu

warstw i często są dolinami przełomowymi, przecinającymi pasma gór­

skie. Rozwój ich wiąże się z powstaniem nierówności pierwotnej po­

wierzchni, wytworzonej przez uskok. Trzymanie się rzek linii uskoku

tłumaczy się tym, że na tych liniach skały są zwykle strzaskane i po-

98

datniejsze na erozję. Podobnie rzeki wyzyskują kierunki spękań,

ciosu itd. .

W Karpatach wiele rzek płynących z południa ku północy płynie

po liniach uskoków, np. Skawa między Zatorem a Wadowicami, Biała

koło Bielska, potok w dolinie Strążyskiej w Tatrach itd. Jordan oraz

C f

Ryc. 30. P o w s t a w a n i e rzeźby inwersyjnej i resekwentnej

a — stadium początkowe; rzeki płyną konsekwentnie synklinami; b, c — coraz silniej rozwi­

jająca się erozja na antyklinach; d — inwersja rzeźby; e, f — powstawanie resekwencji wsku­

tek łatwej erozji w miękkich warstwach

Ren między Wogezami a Czarnym Lasem i częściowo Rudawa pod Kra­

kowem płyną w dolinach znajdujących się na miejscu rowów tekto­

nicznych.

Na bieg rzeki wpływać zatem mogą następujące czynniki struktu­

ralne: 1) pochylenie warstw (doliny konsekwentne), 2) bieg i twardość

99

warstw (doliny subsekwentne), 3) uskoki, 4) cios i inne spękania,

5) fałdy.

Układ sieci rzecznej bardzo często wykazuje zależność od czynni­

ków strukturalnych. Na warstwach leżących poziomo rozwija się sieć

ułożona „dendrytycznie", nieregularnie rozgałęziona. Na płaskich ko­

pułach rozwija się sieć konsekwentna od szczytu kopuły we wszyst­

kich kierunkach; przez to powstaje sieć „promienista" rozbieżna

(ryc. 31), zaś w nieckach sieć promienista zbieżna, gdyż rzeki dążą ku

Ryc. 31. Promienista sieć rzeczna rozbieżna

środkowi zlewni. Gdy rzeki dopasują się do kierunków struktur, tzn. do

biegu warstw, powstaje „równoległa" sieć subsekwentnych rzek z nie­

licznymi rzekami płynącymi poprzecznie (ryc. 32). Gdy w obszarze do­

minują, jak to często bywa, dwa kierunki spękań do siebie prostopadłe,

powstaje sieć „prostokątna".

Doliny niezależne od struktury podłoża. Meandrująca rzeka jest ob­

jawem dojrzałości. Toteż meandry spotykamy na odcinkach, na których

rzeka niewiele wcina się w głąb, natomiast eroduje na boki. Meandry

są zwykle wcięte we własne napływy rzeki. Znane są jednak przypadki,

że meandry są wcięte głęboko w skalne podłoże. Istnieją również rzeki,

które przebijają się poprzez pasma górskie meandrując na odcinku prze­

łomowym. Przełomowy kształt doliny świadczy o młodocianym charak­

terze rzeki, gdyż brzegi doliny są strome, natomiast meandrowanie

wskazuje na dojrzałość. Istnienie tego rodzaju dolin tłumaczy się w ten

sposób, że rzeka rozwinęła się niegdyś na równinie, zanim pasmo gór­

skie zostało wypiętrzone; w okresie tym rzeka dojrzała i rozwinęła swój

100

bieg meandrowy (ryc. 33 a). Następnie wskutek ruchów tektonicznych

rozpoczęło się wypiętrzać w poprzek biegu rzeki pasmo górskie, np.

w formie podnoszącej się antykliny lub zrębu (ryc. 33 b). Podnoszenie

to było tak powolne, że, w miarę jak pasmo wypiętrzało się, rzeka wci-

Ryc. 33. Powstawanie przełomu antecedencyjnego

nała się w głąb zachowując swój przebieg meandrowy. Zwiększone

spadki wskutek wypiętrzania umożliwiły Tzece żywszą działalność ero­

zyjną. Przebieg doliny przełomowej w ten sposób powstałej nie jest za­

leżny od struktury podłoża, ale od przebiegu rzeki, starszego od struk­

tury. Doliny takie noszą nazwę a n t e c e d e n c y j n y c h . Klasycz­

nym przykładem antecedencji jest przełom Mozy przez Ardeny, wy­

wołany dźwignięciem się Ardenów o około 500 metrów. Bramaputra

i Indus są również klasycznymi przykładami takich dolin. Wytworzyły

101

Ryc. 34. Wcięty meander w przełomie pienińskim (fot. St. Zwoliński)

one, przerzynając się przez Himalaje, przepaściste wąwozy o głębokości

przeszło 5000 m, w czasie kiedy Himalaje dźwigały się w górę. Wcięte

meandry Dniestru przez południowe Podole świadczą też o niedawnym

dźwignięciu się płyty podolskiej i wcięciu się starej, meandrującej rzeki

(E. R o m e r). Przełomy Dunajca na północ od Nowego Sącza i może czę­

ściowo przez Pieniny (ryc. 34) oraz przełom Popradu uważa się za prze­

łomy antecedencyjne.

Powstanie przełomu antecedencyjnego jest związane z odmłodze­

niem erozji wywołanym przez ruchy tektoniczne. Doliny przełomowe

mogą jeszcze powstać w inny, czysto erozyjny sposób. Wyobraźmy so­

bie skalisty, dobrze urzeźbiony teren, który w wyniku procesów akumu­

lacyjnych lub sedymentacyjnych został zasypany, tak że wszystkie

wklęsłości terenu zostały zapełnione i obszar został wyrównany do pew­

nej płaszczyzny, rozwiniętej ponad najwyższymi wyniosłościami terenu

(ryc. 35 a). Na tej płaszczyźnie rozwinęła się rzeka, która wcinając się

dotarła 'do zasypanej skalnej powierzchni. Zdarzyć się może, że rzeka

dotrze do wyniosłości zbudowanej z twardych skał, którą napocznie od

góry i z biegiem czasu przepiłuje (ryc. 35 b). W ten sposób rzeka może

się wciąć w jakieś twarde pasmo skalne i wyrzeźbić w nim poprzeczną

dolinę niezależną od struktury pasma. Zjawisko to nosi nazwę e p i g e -

n e z y, a doliny tego rodzaju nazywa się epigenetycznymi. Prawdopo­

dobnie przełom Wisły przez pasmo twardych wapieni jurajskich koło

Tyńca pod Krakowem może być uznany za epigenetyczny. Rozcięta

przed miocenem płyta wapieni została zasypana miękkimi osadami mio­

ceńskimi, na powierzchni których rozwinęła się Wisła, która następnie

erodując w głąb wcięła się miejscami w wapienie.

102

Przy tworzeniu się dolin epigenetycznych zdarzyć się może, że rzeka

w swym biegu natrafi na kilka wyniosłości zbudowanych ze skal twar­

dego podłoża; ponieważ każda taika wyniosłość będzie działać opóźnia-

jąco na erozję rzeki, powstaną zjawiska analogiczne do opisanych wy­

żej, tzn. przezwyciężanie twardszych barier i odmłodzenie odcinków

rzeki powyżej przeszkód.

6

Ryc. 35. P o w s t a w a n i e przełomów epigenetycznych

W ustępach powyższych zaznajomiliśmy się z przełomami rzek po­

przez góry, powstającymi wskutek antecedencji lub epigenezy. Zazna­

czyć należy, że przełomy mogą powstać, gdy rzeka cofa swe źródła dzia­

łaniem erozji wstecznej, albo też gdy poza pasmem górskim utworzy

się jezioro; jego wody mogą wyszukać sobie przepływ i wytworzyć

dolinę.

Wpływ rotacji na erozję. Od dawna zauważono, że na półkuli północ­

nej wiele rzek eroduje silniej brzeg prawy. Odnosi się to szczególnie

do rzek wschodnio-europejskich i syberyjskich. Teoria B a e r a (1860)

przypisuje to zjawisko wpływowi obrotu Ziemi; każda cząstka wody

płynąca ku północy, wchodząc w obszar, gdzie prędkość obrotu zmniej­

sza się, zachowuje nadmiar prędkości, który powoduje przemieszcze­

nie jej ku wschodowi zgodnie z kierunkiem dziennego obrotu z zachodu

103

na wschód. W rzekach płynących na południe woda zostaje skierowana

ku zachodowi, tzn. też w prawo. Zjawisko to jest tym silniejsze, im da­

lej ku północy występuje (Syberia, Alaska), gdyż siła Coriolisa jest

dziesięć razy większa w pobliżu bieguna niż na równiku. Akcja ero­

zyjna wywołana tym czynnikiem jest zdaniem niektórych zbyt słaba,

aby wywołać jakieś skutki. Natomiast zauważono, że obrót może wpły­

wać na kierunek wirów. W rzece tworzą się w pobliżu brzegów wirowe

prądy skierowane w górę rzeki; przy prawym brzegu prądy te płyną

zgodnie z kierunkiem wskazówek zegara, przy lewym brzegu przeciw­

nie. Dzięki sile Coriolisa prądy są silniejsze przy prawym brzegu 1 po­

ziom wody przy tym brzegu wyższy, wskutek czego prawy brzeg jest

silniej podcinany. Wiele rzek rosyjskich i syberyjskich, ponadto Nil,

Dunaj, Yukon okazują to zjawisko. Liczne rzeki nie stosują się do tego

prawidła, a asymetria ich wywołana jest innymi czynnikami, np. prze­

ważającym kierunkiem wiatrów.

Wpływ klimatu na dolinę rzeczną. Klimat, regulujący ilość opadów,

ma zasadnicze znaczenie dla erozji. W klimacie suchym wskutek sła­

bego wietrzenia zbocza dolin są bardziej strome, a dzięki mniejszej ilo­

ści wody erozja nie jest silna. Przykładem dolin o stromych ścianach

na obszarze klimatu suchego są kaniony rzek w południowo-zachod-

nich Stanach Zjednoczonych. Na obszarach o klimacie wilgotniejącym

stoki dolin wskutek silniejszego wietrzenia są łagodniejsze. Jeśli skały

są bardzo twarde, nawet w normalnym klimacie strome ściany mogą

się długo utrzymać, czego przykładem są doliny Ojcowa lub Mnikowa

w Jurze Krakowskiej. W obszarach o zimnym klimacie erozja rzeczna

jest przez wiele miesięcy nieczynna, dlatego rzeki w tych obszarach

słabo erodują.

Wspomniana wyżej asymetria dolin może też nieraz zależeć od czyn­

ników klimatycznych, a nie od strukturalnych lub rotacji Ziemi. W na­

szym klimacie śnieg na zboczach dolin, wystawionych ku północy, leży

dłużej niż na zboczach zwróconych ku południowi, na których częściej

i szybciej topnieje; woda, pochodząca z topnienia silniej eroduje, przez

co zbocza te są bardziej zerodowane i w rezultacie łagodniejsze, a zbo­

cza zwrócone ku północy, ochranianie długo leżącą pokrywą śnieżną,

bardziej strome. Zbocza poddane działaniu częstych wiatrów i deszczów

zachodnich są silniej ścięte niż zbocza zwrócone ku wschodowi. W ob­

szarach suchych półkuli północnej doliny o kierunku równoleżnikowym

mają zbocza zwrócone ku północy mniej strome. Dzieje się to z powodu

krótszej insolacji oraz większej roślinności.

LITERATURA ZALECONA

G i l b e r t K. G.: The transportation of debris by running water. U. S. Geol. Survey

Proj. Papers, nr 8, 1914.

M a r t o n n e E.: Traite de Geographie Physiąue. Paris 1924.

H j u l s t r o m F.: The morphological activity of rivers. Buli. Geol. Inst. Upsala,

t. XXV, 1935.

L o b e c k A. K.: Geomorphology. N e w York 1939.

J o v a n o v i ć P. S.: Les profiles fluviatiles en long. Paris 1940.

J a c k G. V. i W h y t e R. O.: The rape of the earth. London 1939.

E n g e l s O. D.: Georciorphology. N e w York 1942.

S u s N.: Erozja gleby. Warszawa 1951; (tłum. z ros.).

104

3. EROZJA LODOWCOWA

Granica wiecznego śniegu. Woda albo zamarza w atmosferze i spada

na ziemię jako śnieg lub grad, albo zamarza na powierzchni ziemi lub na

powierzchni rzek, jezior i mórz.

Powyżej granicy wiecznego śniegu opady śnieżne gromadzą się

w większych ilościach przez cały rok, gdyż nie topnieją lub topnieją nie­

znacznie. Nagromadzenia śniegu powyżej granicy wiecznego śniegu, gdy

opady są duże i temperatura pozostaje zawsze niska, mogą przekształ­

cić się pod ciężarem gromadzących się nad sobą mas śniegu w lód lo­

dowcowy. Wielkie nagromadzenia takiego przeobrażonego lodu tworzą

lodowce, które podobnie jak rzeki erodują podłoże.

Lodowce mogą się tworzyć tylko powyżej granicy wiecznego śniegu;

granica ta, jak wiadomo, obniża się od równika w stronę biegunów. Wy­

sokość granicy wiecznego śniegu zależy od temperatury (głównie od

temperatury lata) i od ilości opadów. Granica ta w pasie równikowym

leży w przybliżeniu na wysokości 5 000 m, w pasie suchym na wyso­

kości 6 000 m, skąd obniża się ku biegunom; w Alpach wysokość jej

wynosi 2 500 do 3 000 m (po stronie północnej 2 500 do 2 700 m, po stro­

nie południowej 2 700 do 3 000 m), w Tatrach 2 300 m, w Norwegii 1 500,

w Himalajach 5 600 m po północnej stronie, 4 900 m po południowej stro­

nie, w północnej Grenlandii i Antarktydzie schodzi do poziomu morza.

Niwacja. Jest to erozyjne działanie topniejącego śniegu nie prze­

kształconego jeszcze w lód.

Strefa działania niwacji znajduje się wszędzie w krajach polarnych,

gdzie nie ma lodowców, craz w wysokich górach w pobliżu granicy

wiecznego śniegu. Tworzy się wszędzie tam, gdzie opady śnieżne są zbyt

małe dla utworzenia się lodu lodowcowego, a temperatura lata zbyt

niska, by wszystek śnieg, który spadł w zimie, mógł stopnieć.

W strefie niwacji śnieg przez długi okres leży na podłożu. Topniejąc

powoli przepaja grunt wodą. W okresie roztopów śnieg może przetrwać

we wklęsłościach i na zboczach zasłoniętych od słońca aż do następnej

zimy. Chociaż te płaty śniegu nie nikną zupełnie, jednak nadtapiają

się w porze ciepłej; wody z nich wypływające przepajają grunt wokół

płatu śnieżnego oraz pod nim; przy zamarzaniu grunt ulega rozsadze­

niu, a odłamki skalne mogą zostać wyciśnięte ku górze, usunięte przez

soliflukcję lub wody wypływające z topniejącego płatu śniegu. Dzięki

temu zbocze może zostać podcięte i przypłaszczone, a nawet może utwo­

rzyć się mała n i s z a n i w a l n a . Takie formy niwalne tworzą się

w miejscach, gdzie spadek nie jest duży.

Gdy spadek jest duży, śnieg osuwa się w postaci lawin. W zimie osu­

wają się zwykle wierzchnie warstwy świeżo spadłego śniegu, natomiast

w czasie odwilży ciężar mas śniegu porywa za sobą podłoże w postaci

bloków, darni, kamieni itd. W ten sposób lawiny śnieżne działają ero­

zyjnie.

Lód lodowcowy. Świeżo spadły śnieg składa się z drobnych kryształ­

ków lodu. Przez topnienie i sublimację wskutek działania słońca, desz­

czu lub ciepłego wiatru i powtórne zamarzanie śnieg przekształca się

w agregat ziarn lodu. W miarę narastania miąższości śniegu, lód staje

się pod ciężarem nadległych warstw coraz bardziej zbity, a powietrze,

105

Ryc. 36. Pola firnowe w masywie Jungfrau w Alpach Szwajcarskich. Na pierwszym

planie widoczny zarys poprzeczny doliny w kształcie litery U

którego jest bardzo dużo w zwykłym śniegu (porowatość zwykłego

śniegu wynosi 50%) zostaje wyciśnięte. Ziarna takiego lodu są optycz­

nie zorientowane w różnych kierunkach, co stanowi różnicę w stosunku

do lodu powstałego przez zamarznięcie powierzchni wody na rzece,

w jeziorze lub morzu; w tych przypadkach lód tworzy pryzmatyczne

kryształy, ustawione prostopadle do powierzchni lodu (tzn. do po­

wierzchni oziębienia) a równolegle do siebie.

W gromadzącym się śniegu pod wpływem zmian temperatury i pod

zwiększającym się ciśnieniem coraz to nowych mas śnieżnych nastę­

puje częściowe topnienie ziarn lodu i kryształków śniegu; ciśnienie bo­

wiem obniża temperaturę topnienia lodu (o 0,0072°C na 1 at ciśnienia).

Gdy temperatura jest bliska temperaturze topnienia lodu, każde zwięk­

szenie ciśnienia spowoduje topnienie, a każde obniżenie temperatury —

zamarzanie. Ponieważ mniejsze ziarna łatwiej topnieją, a przy powtór­

nym zamarzaniu woda krystalizuje wokół niestopionych ziarn, groma­

dzący się lód staje się coraz bardziej gruboziarnisty.

Kolejne stadia przeobrażania się śniegu w lód lodowcowy są nastę­

pujące: 1) f i r n (nazwa szwajc, franc. newe), czyli s z r e ń , tzn. dość

luźny jeszcze agregat drobnych ziarn lodu wielkości Około 1 mm; 2) 1 ó d

f i r n o w y , w którym większe ziarna lodu są spojone drobnoziarnistym

cementem lodowym; 3) l ó d l o d o w c o w y , który jest utworem gru­

boziarnistym złożonym z ziarn o wymiarach 10 do 50 mm, pozbawionym

cementu, który przekrystalizował w ziarna. Zawiera on znacznie mniej

baniek powietrza aniżeli lód w pierwszych stadiach; firn zawiera około

40%, lód lodowcowy tylko 2 do 10% powietrza. Lód lodowcowy po­

wstaje zatem wskutek rekrystalizacji pod ciśnieniem. Aby mógł się two-

106

Ryc. 37. Lodowiec Bernina (Alpy Szwajcarskie). Widoczny jęzor lodowca z morenami

środkowymi i rzeka wypływająca z lodowca

rzyć, musi mieć nad sobą pokrywę śniegu i firnu o grubości co najmniej

30 m. Ponieważ lodowiec powstaje z kolejno nakładających się warstw

śniegu, zależnie od naprzemianległości okresów opadów śnieżnych, two­

rzy się w lodzie warstwowanie, które może być jeszcze podkreślone

przez pył opadający na pole śnieżne w okresie bezśnieżnym. Dzięki te­

mu lód lodowcowy jest zwykle wstęgowany. Oprócz wstęgowania lód

lodowcowy okazuje jeszcze warstwowanie spowodowane przez ciśnie­

nie i ruch lodu. Warstwy lodu mogą mieć miąższość od 1/2 do 2 m.

Pole firnowe i jęzor lodowca. Gdy jakieś obniżenie powierzchni sta­

nie się miejscem gromadzenia się śniegu powyżej granicy wiecznego

śniegu, tak że będzie się on tworzył i ustawicznie ku górze narastał, na­

stępuje pod wpływem ciśnienia gromadzących się mas lodowo-śnież-

nych wylewanie się zawartości lodowej poprzez najniższe krawędzie

obniżenia. Wtedy z obniżenia wysuwa się jęzor lodowcowy zsuwający

się ku niższym miejscom. W ten sposób można wyróżnić obszar zbior­

czy dla śniegu i firnu, czyli p o l e f i r n o w e (ryc. 36), i strefę ekspan­

sji lodu jako j ę z o r l o d o w c a .

Typy lodowców. Współczesne lodowce dzieli się na lodowce górskie

i lodowce kontynentalne, czyli lądolody.

L o d o w c e g ó r s k i e mają pola firnowe u podstawy wysokich

szczytów, ponad granicą wiecznych śniegów (ryc. 36, 37); pola te wysu­

wają czasem małe jęzory zawieszone nad doliną, ale nie schodzące do

niej; takie małe lodowce noszą nazwę w i s z ą c y c h (ryc. 38). Częściej

z pola firnowego schodzi jeden lub kilka jęzorów lodowych, wypełnia­

jących doliny. Jako typ a l p e j s k i określa się lodowiec, gdy kilka ję-

107

Ryc. 38. Lodowce wiszące w masywie Mt. Blanc (Robin, La terre)

zorów, pochodzących z różnych pól firnowych, łączy się w jeden lodo­

wiec wypełniający dolinę (ryc. 37). Lodowce tego typu występują w Al­

pach, na Kaukazie, w Andach, Nowej Zelandii itd. Gdy kilka lodowców

tego typu schodzi dolinami na przedpole, gdzie łączy się w jeden wspól­

ny lodowiec, powstaje typ p i e d m o n t o w y (podgórski, ryc. 39). Przy­

kłady tego typu występują na Alasce, np. lodowiec Malaspina. Typ pied­

montowy panował w Alpach w epoce plejstoceńskiej.

Największe lodowce górskie znajdują się w Himalajach i Karako­

rum (do 60 km długości); największymi lodowcami w Alpach są Aletsch

(26,5 km dł., pow. 129 km

2

) i Pasterze (10 km dł. pow. 32 k m ) . Najwięk­

szym lodowcem górskim na świecie jest lodowiec Fedczenki w Pamirze

(72 km długości).

Pośredni typ między lodowcami górskimi a kontynentalnymi sta­

nowią l o d o w c e n o r w e s k i e (ryc. 40, 41). Są to małe czasze lodow­

cowe, pokrywające szczytowe partie gór, z których schodzą w doliny

jęzory lodowcowe. Typ ten występuje w Norwegii, na Spitsbergenie,

Islandii i w nadbrzeżnej części Grenlandii. W Górach Skalistych przed­

stawicielem tego typu jest lodowiec Mt. Rainer; z czaszy szczytowej

rozchodzi się 28 jęzorów lodowcowych.

L o d o w c e k o n t y n e n t a l n e (lądolody) pokrywają wielkie ob­

szary zarówno góry, jak doliny miąższą na setki i tysiące metrów czaszą

lodową; tylko najwyższe szczyty nie są pokryte lodem 1 sterczą wśród

108

Ryc. 41. Lodowce Spitsbergenu. Widoczne jęzory lodowca wychodzące z pola

lodowego

lodowca jako n u n a t a k i . Lądolody również są w ruchu; zwykle two­

rzą wypukłe tarcze i lodowiec promienisto posuwa się na wszystkie

strony ku krawędziom, przy czym najszybszy ruch jest w pobliżu krawę­

dzi. Współczesne lodowce kontynentalne występują na Grenlandii i An­

tarktydzie; w epoce plejstoceńskiej lodowce tego typu pokrywały

znacznie większe obszary; Europa północna i środkowa, Ameryka Pół­

nocna, Patagonia były pokryte ogromnymi lądolodami. Dzisiaj lodowce

pokrywają około 10% powierzchni lądów, w plejstocenie pokrywały

25% (ryc. 99).

Lądolód grenlandzki zajmuje całą wyspę z wyjątkiem wąskich

skrawków nadbrzeżnych (ryc. 42), toteż jego powierzchnia wynosi

1 650 0C0 km

2

. W wielu miejscach jęzory lądolodu schodzą do morza.

Wewnątrz wyspy lądolód tworzy płaski obszar, na którym zaznaczają

się trzy podłużne kopuły, dochodzące do 3 000 m wysokości. Z wyjąt­

kiem pasa nadbrzeżnego nigdzie nie występują spod lądolodu skały, stąd

też wniosek, że grubość lądolodu musi być znaczna i miejscami może

osiągać 2 000 m. Lądolód antarktyczny jest osiem razy większy od gren­

landzkiego, ale za to cieńszy; grubość jego obliczana jest na 600—700 m,

chociaż ostatnio przypuszcza się, że jest grubszy. Tworzy czaszę, której

najwyższa wysokość leży w pobliżu wybrzeża Pacyfiku, osiągając prze­

szło 3 000 m. Z małymi wyjątkami lądolód schodzi w morze wprost a nie

jęzorami jak grenlandzki. W wielu miejscach schodząc w morze tworzy

grube płyty (do 300 m) leżące na wodzie, z których największa jest

110

znana pod nazwą „Bariery Rossa" (Ross SheJf Ice); z tych płyt odłamują

się olbrzymie góry lodowe o długości kilkudziesięciu kilometrów.

Lodowce górskie są zasilane przez obfite opady śnieżne, przynie­

sione przez wiatr wiejący od morza i zmuszany do wznoszenia się po­

nad przeszkodę, jaką jest łańcuch górski. Wilgotne powietrze oziębia

Ryc. 42. Lądolód grenlandzki. Pola białe oznaczają lądolód i lodowce, czarne —

obszary nie pokryte lodem. Liczby wskazują wysokość nad poziomem morza

(według Flinta)

się nad górami i dlatego powstaje opad śnieżny. Lodowce w Hindukusz

i Himalajach są zasilane opadami przynoszonymi przez monsuny wie­

jące z nad Oceanu Indyjskiego. Natomiast centra wielkich lądolodów

wywołują stosunki antycyklonalne, gdyż ponad nimi panuje wysokie

ciśnienie, wskutek czego wiatry wieją od centrów i opady śnieżne są

na nich małe. Szczególnie lądolód Antarktydy, wskutek bardzo niskiej

111

temperatury nad nim panującej, jest obecnie bardzo słabo zasilany opa­

dami. Znaczenie erozyjne obu typów jest zasadniczo różne; lodowce

górskie erodują silnie i żłobią głębokie doliny; lądolody mają tendencję

erodowania wyniosłości; dlatego lodowce górskie zwiększają różnice

wysokości w krajobrazie, a lodowce kontynentalne zrównują krajobraz

do płaskiej powierzchni abrazyjnej.

Jest prawdopodobne, że poszczególne typy lodowców stanowią tylko

stadia rozwojowe; wcześniejszym typem lodowca jest lodowiec alpej­

ski, który w razie odpowiednich warunków może się przekształcić

w lodowiec piedmontowy lub w lodowiec typu norweskiego. W razie

dalszego wzrostu lodowce tych typów mogą się łączyć razem i utworzyć

lądolód. Przypuszcza się, że lodowiec grenlandzki powstał przez połą­

czenie się wielu lodowców typu alpejskiego i norweskiego. Po epoce

glacjalnej plejstocenu lodowiec grenlandzki zaczął się kurczyć i w pa­

sie nadbrzeżnym powstały w rezultacie liczne drobne lodowce typu

alpejskiego i norweskiego. Cofający się i kurczący lodowiec alpejski

może zredukować się do małych lodowczyków wiszących (ryc. 38).

Warunkiem utworzenia się lodowców są odpowiednio wielkie opady

śnieżne i niska temperatura; temperatura nie może być jednak zbyt ni­

ska, gdyż wtedy przeciwdziała opadom. Lodowiec jednak nie może roz­

rastać się poza pewne granice. Jeśli jest odpowiednio duży, powoduje

sam przez się dalsze obniżanie temperatury a to dlatego, że jego albedo,

tj. zdolność odbijania promieniowania słonecznego, jest bardzo wysokie:

lód odbija 50 do 70% promieni słonecznych. Ponadto ponad rozległym

lodowcem tworzą się warunki antycyklonalne, które nie dopuszczają

nad niego wiatrów znad morza, niosących opady.

Ruch lodowca odbywa się przede wszystkim pod wpływem siły cięż­

kości, a ponadto wywołany jest ciśnieniem, wynikającym z różnic gru­

bości lodu, wskutek czego lód płynie z miejsc większego ciśnienia ku

obszarom mniejszego ciśnienia. Narastające w polu firnowym masy lo­

dowe wywierają ciśnienie na masy niżej leżące i zmuszają je do ruchu;

na pochyłości lód posuwa się w dół pod wpływem własnego ciężaru.

Ruch lodowca polega na przesuwaniu się poszczególnych cząstek lodu

względem siebie. Pod tym względem ruch ten jest analogiczny do ruchu

cieczy a nie ciał stałych, które ześlizgują się jako bloki. Wysoka lep­

kość lodu jest powodem, że ruch lodu jest laminarny, chociaż ostatnio

stwierdzono także objawy ruchu turbulentnego.

Mechanizm ruchu lodowca tłumaczy się następująco: lód jest ciałem

stałym i kruchym, ale pod ciśnieniem zachowuje się plastycznie. H e l m -

h o 11 z wykazał, że można walec lodu zawaTty w metalowej rurze

przecisnąć przez wąski otwór, jeżeli zastosuje się ciśnienie kilku atmo­

sfer; pochodzi to stąd, że lód rozpada się na drobne okruchy, które pod

ciśnieniem przesuwają się wzdłuż siebie. Ponadto w poszczególnych

kryształach tworzą się płaszczyzny poślizgu (prostopadłe do głównej

osi krystalograficznej) ułatwiające przesuwanie się (translację) poszcze­

gólnych części kryształu względem siebie. Plastyczne płynięcie lodu od­

bywać się może pod pewnym obciążeniem (minimum 4 kG/cm

2

) i dlatego

lodowiec płynie plastycznie dopiero od głębokości 50 m. Równocześnie,

ponieważ ciśnienie obniża punkt zamarzania, część lodu zmienia się

w wodę; skoro jednak ciśnienie się zmniejszy, woda z powrotem za-

112

Ryc. 43. Lodowiec w grupie Oetztal (Tyrol). Widoczne poszczelinienia lodowca i mo­

reny środkowe

marzą. Jest to r e g e l a c j a (łac. regelo zamarzam na nowo), która

umożliwia także ruch lodowca; w najniższej części lodowca lód rozpada

się pod ciśnieniem na drobne okruchy przesuwane względem siebie,

topiące się, ale rychło zamarzające. W ten sposób w najniższej części

lodowca pod ciśnieniem wyższych mas lodu tworzy się agregat złożony

z ziarn lodu i wody, pozwalający wyżej leżącym masom lodowca prze­

suwać się po podłożu.

Zmiany temperatury dnia i roku nie przeszkadzają regelacji w spągu

lodowca, gdyż niskie temperatury na powierzchni lodowca nie docie­

rają do jego wnętrza; zarówno lód, jak też obecna na lodowcu pokrywa

śnieżna są bardzo złymi przewodnikami ciepła.

Prędkość ruchu zależy od masy lodu i od spadku. Obserwowano pręd­

kości 0,14 do 0,21 m na dobę (szwajcarski lodowiec Unteraar), 0,10 do

0,65 m (skandynawski lodowiec Lodal), 2 do 3,7 m (lodowce Himalajów),

8 do 20 m (wybrzeże Grenlandii). W ciągu lata ruch lodowców jest nieco

szybszy niż w zimie. Ogółem lodowce alpejskie przesuwają się około

40 do 100 m na rok. W lądolodach największa prędkość zaznacza się

w pobliżu krawędzi, natomiast w częściach centralnych ruch lodu jest

bardzo powolny. W jęzorze lodowcowym prędkość jest największa

w środku jęzora, a więc podobnie jak w rzece; jeśli jęzor jest kręty,

strumień o największej prędkości kieruje się ku wklęsłym brzegom, po­

dobnie jak w rzece.

Wskutek ruchu lodowca powstają na wierzchniej jego części pozba­

wionej możności plastycznego płynięcia szczeliny lodowe (ryc. 43, 44).

Można wśród nich wyróżnić szczeliny boczne, ukośnie skierowane ku

środkowi, powstające wskutek różnic prędkości w ruchu lodowca; szcze­

liny podłużne, powstające wskutek rozciągania się lodowca, w miarę jak

8 — Geologia dynamiczna

113

schodzi do coraz to szerszej doliny; poprzeczne, tworzące się wskutek

pękania lodu, posuwającego się po nierównym podłożu. Gdy lodowiec

przekracza jakieś przeszkody, tworzą się w nim kaskady lodowe.

Szczeliny w lodowcu mają charakter tensyjny, tzn. powstają przez

rozciąganie, na ogół prostopadle do kierunku rozciągania lodowca. Lód

jest rozciągany podłużnie, kiedy w podłożu przezwycięża jakąś prze­

szkodę; wtedy tworzą się szczeliny

poprzeczne do kierunku ruchu lodow­

ca. Gdy lodowiec wchodzi w rozsze­

rzoną część doliny, rozciągany jest na

boki, wtedy tworzą się szczeliny po­

dłużne. Lodowiec w przeciwieństwie do

wody nie przylega ściśle do brzegów

doliny, wskutek tego nie podtrzymy­

wany z boku pęka i tworzą się szcze­

liny boczne.

Szczeliny na ogół nie sięgają głę­

boko; w głębi lodowca ciśnienie nie

dopuszcza do ich tworzenia się a two­

rzące się rychło zamyka. Toteż szcze­

liny ograniczone są zazwyczaj do głę­

bokości 50 m. Spękana górna część lo­

dowca jest biernie niesiona na dolnej,

zwartej części, która za pomocą plas­

tycznego płynięcia i regelacji wpra­

wiona jest w ruch. W ten sposób moż­

na w lodowcu wyróżnić dolną część

płynącą i górną pękającą.

Ablacja lodowcowa. Lodowiec scho­

dząc w dół dostaje się w coraz to

cieplejsze miejsca, wskutek czego top­

nieje. Powierzchnia jego wystawiona

na działanie słońca paruje. Tę zmianę

lodu na wodę i parę w miarę schodze­

nia lodowca w dół nazywamy a b l a ­

c j ą . Jeśli masa lodu tracona wskutek

ablacji jest wyrównywana lodem schodzącym z góry, lodowiec znaj­

duje się w stanie stacjonarnym. Ilość lodu, jak wiemy, zależy od opa­

dów śnieżnych. Między ilością opadów a ablacją może się ustalić pew­

nego rodzaju równowaga; wtedy koniec jęzora lodowcowego znajduje

się mniej więcej w tym samym miejscu. Równowaga ta nie jest jednak

trwała, gdyż zależnie od pór roku koniec jęzora cofa się lub posuwa na­

przód. Również w okresach suchych, zwłaszcza gdy zimy są bezśnieżne,

cofa się, w okresach wilgotniejszych, ale niekoniecznie chłodniejszych,

posuwa się naprzód. Wahania mogą być dość znaczne i wynosić w skraj­

nych wypadkach nawet kilka kilometrów.

Oprócz nadtapiania się lodowca spowodowanego energią słoneczną

zachodzi również ablacja spowodowana dopływem ciepła z głębi Zie­

mi, który powoduje, że temperatura podłoża pod lodowcem wynosi nieco

więcej niż 0°. Ilość tego ciepła jest stosunkowo dość znaczna, ale wody

Ryc. 44. S c h e m a t szczelin lodowca

alpejskiego

1 — pole firnowe, 2 — jęzor, 3 — szcze­

liny boczne, 4 — podłużne, 5 — po­

przeczne

114

powstające wskutek topienia się i wypływające poza lodowiec usuwają

znaczną część ciepła.

Wskutek topnienia dolnej części języka tworzą się wśród lodu, na

lodzie lub pod nim strumienie wodne. Łączą się one z sobą i wypływają

z lodowca tzw. b r a m ę l o d o w ą na końcu jęzora, dając nieraz po­

czątek potężnym rzekom.

Dzięki schodzeniu lodowców w dół i ablacji nadmiar śniegu, powsta­

jący powyżej granicy wiecznego śniegu, jest usuwany z gór. Obliczono,

że, gdyby lodowce przestały schodzić w dół od początku ery chrześci­

jańskiej, Alpy zostałyby pokryte czaszą lodową o grubości 1 600 m.

Lodowce alpejskie dostarczają przykładu zmienności ich zasięgu

w czasach najnowszych. Lodowce te w połowie XIX wieku sięgały dalej

niż obecnie. Ulegają one oscylacjom zależnym od okresów klimatycz­

nych; lata 1814, 1835 i 1870 były okresami maksymalnych zasięgów, na­

tomiast koniec XIX wieku i początek XX zaznaczył się znacznym ich

cofaniem.

To samo stwierdzono w innych częściach świata. Na Grenlandii za­

obserwowano cofanie się lodowców w latach 1869 do 1937; znaczne co­

fanie się obserwowano też na Alasce, Islandii itd. W grupie lodowców

Mt. Rainier (St. Zjedn.) stwierdzono cofanie się w ostatnich latach, wy­

noszące 7 do 32 metrów rocznie. Cofaniu towarzyszy także zmniejszanie

się grubości lodowców.

Inną formę ubywania masy lodowca obserwujemy u lądolodu gren­

landzkiego i antarktycznego oraz u tych lodowców, które schodzą

w morze. Przy schodzeniu w morze po pewnym czasie odłamują się

z nich ogromne „góry lodowe" (ang. icebergs), mierzące do 100 i więcej

metrów wysokości. Zjawisko to określane jest jako „cielenie się" lo­

dowca (ang. calving). Góry lodowe w 9/10 wysokości zanurzone pod

wodę mogą być przenoszone prądami i wiatrami daleko w niskie sze­

rokości geograficzne.

Gdy lodowiec staje się zbyt cienki wskutek przewagi ablacji nad za­

silaniem, ruch jego ustaje, gdyż górna spękana część lodowca dochodzi

do podstawy (ryc. 43). Taki nieruchomy lodowiec nazywamy m a r ­

t w y m l o d e m . Cofający się lądolód zostawia w pierwszej fazie bar­

dzo często rozległe płaty martwego lodu.

Erozja lodowców. Wokół pola firnowego działa zamarzanie wody

w szczelinach, wskutek czego wietrzenie mechaniczne jest silne i na

śnieg pola firnowego sypią się bloki i kamienie. Bloki te przysypane

śniegiem dostają się w głąb pola i wraz z lodem są wynoszone z pola

na jęzor lodowca.

Również na jęzor lodowca w dolinie wskutek wietrzenia, lawin lub

osuwisk sypią się bloki ze ścian otaczających. Spadają one na brzegi

lodowca i za pośrednictwem szczelin mogą dostać się w głąb. Ponadto

bloki leżące na powierzchni lodu adsorbują wskutek swej ciemniejszej

barwy więcej ciepła niż lód i powodują topnienie lodu pod sobą, dzięki

czemu stopniowo pogrążają się w lód. Jeśli dwa jęzory lodu połączą

się w jeden, to złączą się też smugi bloków brzeżnych, które dostaną się

wtedy na środek lodowca (ryc. 37, 43).

Lodowiec, posuwając się dnem doliny, odrywa z podłoża bloki, które

następnie wlecze po dnie. Odrywanie bloków odbywać się może albo

115

przez wciskanie się plastycznego lodu w szczeliny podłoża, oblepianie

odłamów skał i ich wywlekanie, albo przez zamarzanie wody w szcze­

linach podłoża pod lodem, przez co bloki skalne wmarzają w lodowiec,

albo wreszcie przez zamarzanie wody w szczelinach pod lodem i podno­

szenie ich w górę, tak że mogą się dostać w strefę poruszającego się

lodowca.

W ten sposób lodowiec, posuwając się w dół doliny, naładowuje

się od dołu i od góry gruzem i kamieniami. Jeśli ten materiał znajdzie

się na granicy lodowca i jego podłoża, to wleczony pod ciśnieniem wy­

wiera silne działanie erozyjne na dno i brzegi doliny, którą posuwa się

lodowiec. Równocześnie bloki te ulegają wzajemnemu ścieraniu, jak

również ścieraniu (abrazji) ulega dno lodowca.

Na erozję lodowcową wpływają też takie czynniki, jak działanie

mrozu pod lodem, wahania temperatury, ciśnienie lodowca, kurczenie

się skał wskutek oziębiania dna lodowca i tworzenie się spękań, w które

plastyczny lód może się wciskać. Regelacja ułatwia w dużym stopniu

tę pracę, którą określa się jako e g z a r a c j ę l o d o w c o w ą .

Działalność erozyjną lodowców można obserwować w dwojaki spo­

sób: wskutek zmian klimatycznych lodowce topnieją, a czoła ich cofają

się, dzięki czemu odsłania się dno lodowca i pokazują się skutki lodow­

cowej erozji; drugi sposób polega na obserwowaniu zjawisk wytworzo­

nych przez lodowce w ubiegłej epoce geologicznej, w plejstocenie; przez

porównanie z obserwacjami uzyskanymi metodą pierwszą można od­

tworzyć przebieg erozji lodowcowej.

Jednym z najprostszych objawów erozyjnej działalności lodowców

są r y s y i p o l i t u r y lodowcowe. Obserwuje się je na wygładzonych

i wypolerowanych powierzchniach skalnych, na których biegną rysy

zorientowane w kierunku posuwania się lodowca. Nie tylko dno i ściany,

ale też głazy i kamienie wleczone przez lodowce są porysowane. Rysy

Ryc. 45. Przekrój przez baranieć.

Strzałka pokazuje kierunek ruchu lodu, kreski — szczeliny i spękania

na otoczakach są charakterystyczną cechą akumulacyjnych utworów

lodowcowych. Obserwuje się je nie tylko na dnie dolin świeżo opusz­

czonych przez lodowce, lecz także w obszarach, które znajdują się dziś

daleko od wpływu lodowców, np. w środkowej i południowej Afryce;

świadczą one wraz z innymi faktami, że w niektórych ubiegłych okre­

sach geologicznych lodowce miały rozleglejszy zasięg. Trzeba wszakże

pamiętać, że rysy mogą powstać także przy innych zjawiskach geolo­

gicznych; lawiny kamienne, a zwłaszcza gorące chmury wulkaniczne

116

naładowane kamieniami, mogą też wytworzyć rysy. Również przy tran­

sporcie głazów wraz z lodem rzecznym mogą powstać rysy.

W dolinach, z których lodowce ustąpiły, granica zasięgu wygładzeń

i rysów pozwala określić wysokość zasięgu lodu. Rysy lodowcowe za­

uważone na skałach w różnych miejscach w Europie środkowej były

powodem, że T o r e l l (1875) wystąpił z tezą, że utwory z głazami pół­

nocnymi, zaściełające niziny Europy środkowej, nie są osadem ,,dryftu",

tj. pływających gór lodowych, które z północy miały przynieść głazy

Ryc. 46. Dolina Białej Wody w Tatrach (fot. autor)

narzutowe, jak sobie do jego czasów wyobrażano, ale że obszary te zo­

stały przykryte posuwającym się ze Skandynawii ogromnym lądolodem.

Innym objawem erozji lodowcowej są b a r a ń c e (franc. roches

moutonnees).

Są to kopulaste wyniosłości podłoża wygładzone i poryso­

wane przez lodowiec. Powstały one z nierówności gruntu, poprzez który

przewalał się lodowiec. Strona barańca zwrócona w górę doliny jest wy­

gładzona bardzo silnie, natomiast ta część, która jest zwrócona w dół do­

liny, jest podcięta (ryc. 45). Podcięcie to zostaje wytworzone wyłupy-

waniem bloków i brył przez lodowiec. Plastyczny lód wciska się w szcze­

liny i będąc pod olśnieniem wyrywa z dna bloki. Stwierdzono, że to zja­

wisko z reguły zachodzi tam, gdzie skała jest silnie pocięta ciosem; gdzie

cios jest mniej wyraźny, tworzą się garby.

Dno i ściany doliny zajętej przez lodowiec są do pewnej wysokości

wygładzone, zaokrąglone, pokryte rysami i politurami lodowcowymi.

Są to d o l i n y z l o d o w a c o n e . Powyżej wysokości, do której dzia­

łał lodowiec, dolina ma ostre, postrzępione formy, wytworzone przez

wietrzenie mechaniczne. Kształt dolin zlodowaconych jest w profilu po­

przecznym różny od profilu dolin powstałych na drodze erozji rzecznej;

odpowiada on literze U, natomiast kształt dolin rzecznych zbliża się do

kształtu litery V. Dolina Lauterbrunnen w Alpach i dolina Białej Wody

1 1 7

w Tatrach (ryc. 46) są klasycznymi dolinami tego typu (porównaj też

ryc. 36).

Profil podłużny doliny lodowcowej jest również różny od profilu

podłużnego doliny rzecznej. Nie okazuje on spadku w jednym tylko kie­

runku, ale podnosi się w niektórych miejscach, zwłaszcza na twardych

lub mało spękanych skałach, tworząc tzw. r y g l e . Profil ten obniża się

szczególnie tam, gdzie lodowiec otrzymuje boczny dopływ. W przeci­

wieństwie do wody lód może płynąć w górę naciskany przez masy lo­

dowe, leżące w górnej części doliny. Częstym zjawiskiem w zlodowa-

conych dolinach jest istnienie d o l i n w i s z ą c y c h . Widoczne są one

wtedy, gdy lodowiec opuści dolinę; wówczas boczne dolinki mają ujścia

zawieszane ponad dnem zlodowaconej doliny. Tłumaczyć to można w ten

sposób, że przed zlodowaceniem doliny dno jej leżało na wyższym po­

ziomie; kiedy dolina uległa zlodowaceniu, erozja lodowcowa obniżyła

dno; w tym samym okresie w bocznych dolinach erozja rzeczna nie była

czynna, gdyż obszar znalazł się powyżej granicy zamarzania. Doliny

zawieszone mogą też powstać wtedy, gdy schodzą się dwa lodowce,

z których jeden jest większy. Większy lodowiec żłobi wskutek swej

większej masy silniej i głębiej aniżeli boczny. Po ustąpieniu lodowca

dno doliny, która miała mniejszy lodowiec, znajduje się wyżej aniżeli

dno doliny lodowca głównego. Zjawisko to zostało nazwane p r z e g ł ę-

b i e n i e m (ryc. 47 a, b).

Ryc. 47. Dolina zlodowacona; doliny wiszące i kary polodowcowe

a — wypełnione lodowcem; b — po stopieniu się lodu

Lodowiec wchodzący w zwężającą się dolinę, jeśli ma duży spadek,

może erodować silnie w głąb, szczególnie w środkowej części doliny,

i wytwarzać wklęsłości zamknięte progiem w kierunku odpływu. Je­

ziora szkockie (loch), Lago Maggiore (ryc. 48), Lago di Como itd. są

przykładami jezior powstałych przez wypełnienie zagłębień wytworzo­

nych przez lodowce. Głębokość takich jezior może być znaczna. Wy­

mienione wyżej jeziora szwajcarsko-włoskie mają do 400 m głębokości,

tzn. dno ich sięga poniżej poziomu morza.

W obszarze firnowym występują nieckowate formy erozyjne, zwane

k a r a m i albo c y r k a m i l o d o w c o w y m i . S ą t o zagłębienia

w kształcie nisz, otoczonych od strony grzbietu stromymi ścianami a od

właściwej doliny lodowcowej oddzielone zaokrąglonym progiem, na

którym czasem spoczywają nagromadzone bloki, czyli morena. Powsta­

nie ich tłumaczy się w ten sposób, że dawne źródliska rzek zostały po­

szerzone i wygładzone przez lód firnowy w podobny sposób, jak przy

niwacji, lecz na znacznie większą skalę. Strome ściany karów są wy-

118

Ryc. 48. Lago di Lugano (fot. D. G. Mayer)

tworzone przez wietrzenie w warunkach panujących powyżej granicy

wiecznego śniegu, gdzie temperatura często waha się wokoło 0°; wtedy

u podstawy ścian skała jest zwilżana przez nadtapianie lodu w ciągu

Ryc. 49. Przekrój przez pole firnowe i kar lodowcowy

dnia, w ciągu nocy jednak woda znowu zamarza i rozsadza skałę. Bloki

sypią się na firn 1 są wraz z nim wynoszone. Firn i lód w karze pozo­

stają w ruchu w kierunku spadku i dlatego bliżej podciętej ściany two­

rzą się wskutek rozciągania szczeliny zwane w Alpach bergschrund;

szczelinami tymi woda dostaje się w głąb pola firnowego i zamarzając

119

przyczynia się do rozsadzania podstawy skalnej. W ten sposób ściana

jest podrywana u podstawy i cofa się wstecz (ryc. 49), a wypływający

z pola firnowego lód oczyszcza i pogłębia zagłębienie.

Zwykle cyrków jest kilka, tak że tworzą się amfiteatry cyrkowe tak

bardzo charakterystyczne dla górnych części zlodowaconych dolin

(ryc. 36). Często leżą one nad sobą w ten sposób, że jeden cyrk podcina

Ryc. 50. Czarny Staw nad Morskim Okiem. Jezioro karowe (fot. St. Zwoliński)

drugi. Najczęściej po ustąpieniu lodowca wody wypełniły zagłębienie

karowe i utworzyło się jezioro. Czarny Staw nad Morskim Okiem w Ta­

trach (ryc. 50), Czarny Staw Gąsienicowy (ryc. 51) i wiele innych są

przykładami jezior karowych.

Między sąsiednimi cyrkami może być zachowana część góry, która

wskutek podcinania przez cyrki ma ostre zarysy; jest to tzw. arete. Prze­

łęcze wytworzone przez zbliżające się ku sobie sąsiednie cyrki są na­

zywane col (nazwa z Alp francuskich).

Kary lodowcowe wcinając się wstecz podcinają zbocza góry i nadają

jej kształt piramidy. Najklasyczniejszym przykładem jest Matterhorn

w Alpach, podcięty z czterech stron przez cyrki lodowcowe. Wysokość

1 2 0

Ryc. 51. Czarny Staw Gąsienicowy (fot. St. Zwoliński)

opuszczonych przez lód karów lodowcowych jest wskazówką co do po­

łożenia granicy wiecznego śniegu, gdyż cyrki tworzą się przy lub po­

wyżej tej granicy.

Jakkolwiek nie ulega wątpliwości, że formy wyżej opisane zostały

wytworzone przez lodowcową erozję, poglądy na intensywność tej ero­

zji są rozbieżne. Według jednej grupy poglądów, reprezentowanej

przede wszystkim przez A. P e n c k a (1900), nie tylko kształt, ale też

głębokość doliny lodowcowej jest rezultatem pionowej erozji lodowca,

która zdolna jest obniżyć dno doliny przedlodowcowej o dziesiątki a na­

wet setki metrów, a więc wytworzyć przegłębienie. Przeciwny pogląd

reprezentują tacy badacze jak A. H e i m (1885), którzy uważają, że

przedlodowcowa dolina, wytworzona przez rzekę, była kształtem i głę­

bokością zbliżona do doliny lodowcowej, a lodowiec wprowadził sto­

sunkowo niewielkie zmiany, tworząc wygłady, barańce, rysy itd., ale

nie wpłynął ani na jej kształt, ani też nie powiększył jej głębokości.

Według tych poglądów nie lodowiec, ale wody powstające z jego top­

nienia i pod nim płynące są głównym czynnikiem erozji w dolinach zlo-

dowaconych. Inni badacze, nie przyjmując możliwości pionowej erozji

lodowcowej (przegłębienia), przypisują lodowcom możność erozji bocz­

nej. Według E. d e M a r t o n n e ' a (1910) doliny lodowcowe powstały

z przekształcenia młodych dolin rzecznych o kształcie litery V przez

erozję lodowca, który, nie przegłębiając doliny, rozszerzył ją i dopro­

wadził do kształtu litery U. W wielu przypadkach obserwuje się, że do­

liny lodowcowe składają się z dwóch części: wyższej i szerszej, w którą

wcięta jest niższa i węższa dolina, obie o kształcie litery U. Według

teorii zwolenników przegłębienia wyższa dolina została utworzona

121

w czasie starszego a niższa podczas młodszego okresu glacjalnego albo

też dolina tego rodzaju powstała przez erozję

-

lodowcową pionową

w jednym okresie glacjalnym, ale niższa jej część została przegłębiona

przez środkowy nurt lodowca, w którym lód był najgrubszy. Wiąże się

to z poglądem, że intensywność erozji lodowcowej jest proporcjonalna

do kwadratu grubości lodu, a więc w osi doliny, gdzie lodowiec jest naj­

grubszy, jest najsilniejsza. Według de Martonne'a i in. wcięta niższa

dolina jest rezultatem erozji rzecznej, która w okresie między zlodowa-

if

Ryc. 52. S c h e m a t rozwoju lądolodu s k a n d y n a w s k i e g o w poszczególnych stadiach

a, b, c (według Flinta)

Strzałki duże oznaczają kierunek wiatrów, małe strzałki — opady; białe pola — lądolód, poia —

zakreskowane — podłoże skalne

ceniami rozcięła starszą dolinę lodowcową; następny okres lodowcowy

spowodował tylko rozszerzenie doliny poprzednio pogłębionej przez

rzekę.

Skrajnym poglądem na małe znaczenie erozji lodowcowej jest hipo­

teza, że lodowce erodują tak słabo w stosunku do niszczącego działa­

nia erozji rzecznej i wietrzenia, że należy uważać je nie za czynnik

destrukcji ale konserwacji krajobrazu. Pogląd taki może się odnosić

zapewne tylko do słabo zasilanych przez opady, na pół martwych lub

całkiem martwych lodowców i pól firnowych, natomiast grube, dobrze

„żywione" lodowce o dużej prędkości niewątpliwie erodują podłoże za­

równo na boki, jak też w głąb! Według M D e m o r e s t a (1939) duży

wpływ na intensywność erozji lodowca ma ilość materiału okruchowe­

go, pochodzącego ze zwietrzeliny starszej od zlodowacenia. Gdy jest go

dużo, lodowiec eroduje intensywnie, ale z biegiem czasu materiał ten

zostanie zużyty przez roztarcie lub wyniesiony na czoło lodowca.

122

Wprawdzie pewną ilość materiału okruchowego wytwarza sam lodo­

wiec, erodując w swym podłożu nierówności skalne i wyrywając z nich

bloki i okruchy, ale kiedy nierówności zostaną usunięte lub wygładzone,

skończy się źródło nowego materiału. Wtedy erozja lodowcowa osłabnie

tak dalece, że obecność lodowca w dolinie istotnie ochrania ją przed

niszczeniem przez inne czynniki.

Erozja lodowcowa może usunąć olbrzymie ilości materiału z obszaru

zlodowaconego. Ilość materiału usuniętego przez zlodowacenia plejsto-

ceńskie ze Skandynawii przeniesiona na południe (do Polski, Niemiec,

północnej Rosji), jest taka, że można by nią wypełnić Bałtyk, jeziora

skandynawskie i jeszcze pokryłaby Skandynawię płaszczem o grubości

30 m. Na Alasce niektóre lodowce pogłębiły doliny o 500 do 700 m. Nie

wszystkie jednak lodowce tak intensywnie erodują. Erozja zależy od

masy i prędkości, ta zaś od spadku i ilości tworzącego się lodu, więc

lodowce dobrze „żywione" przez opady erodują znacznie silniej. Lądo­

lód Skandynawski i lodowce Alaski oraz zachodniej Kanady były do­

brze zasilane opadami, gdyż leżały na drodze wilgotnych wiatrów, wie­

jących ku wschodowi od oceanów (ryc. 52). Lądolód Ameryki Północ­

nej był znacznie gorzej zasilany i jego erozja istotnie była słabsza od

skandynawskiego. Dzisiejsze słabo zasilane lądolody Grenlandii,

a zwłaszcza Antarktydy, erodują stosunkowo bardzo słabo.

Lokalnie mogą być duże różnice w nasileniu erozji lodowcowej, za­

leży to od twardości skał podłoża, ich spękania, ułożenia itd.

Erozja podlodowcowa. W procesie erozji lodowcowej bardzo duże

znaczenie ma erozja wywołana przez wody pochodzące z topnienia lo­

dowca. Jeśli te wody wydostają się poza obręb lodowca, ich działanie

oczywiście jest analogiczne jak działanie wód rzecznych. Jeśli nato­

miast wody te działają wśród lodowca, erozja ich może się Tozwinąć

inaczej aniżeli wód rzecznych.

Główne różnice między erozją wód rzecznych i wód śródlodowcowych

stanowi to, że wody rzeczne spływają w dół tylko pod działaniem gra­

witacji, natomiast wody operujące w szczelinach lodowców i pod nimi

mogą znaleźć się w warunkach ciśnienia hydrostatycznego. Ilustruje

to ryc. 53. W tych warunkach woda może żłobić głębiej i z zagłębień wy­

pływać do góry. Płynięcie wody w szczelinach lodowca i pod lodowcem

odbywa się zatem tak, jak w zamkniętych rurach.

Najprostszą formę erozji podlodowcowej stanowią g a r n c e l o ­

d o w c o w e , czyli m a r m i t y. Wody powstałe na powierzchni lo­

dowca, natrafiwszy na szczelinę, wpadają w nią i wprawiają znajdu-

Ryc. 53. Erozja podlodowcowa

1 — stożek sandrowy usypany na przedpolu lodowca

123

Ryc. 54. Jeziora rynnowe Pojezierza Kaszubskiego

Kropki oznaczają pola sandrowe

jące się na jej dnie głazy w ruch wirowy. Głazy te drążą w podłożu ja­

my o głębokości kilku, czasem kilkunastu metrów, wypełnione gruzem.

Garnce (takie znane są z całkiem świeżej działalności lodowca, odsło­

nięte przy cofaniu się jego czoła. Znane są one również z obszarów zlo­

dowacenia plejstoceńskiego ze Skandynawii, środkowej Europy np.

Gletschergarten koło Lucerny itd.

Znacznie większym objawem erozji podlodowcowej, opartym na tym

samym zjawisku, są j e z i o r a r y n n o w e. Są to wąskie i długie jeziora

wcięte bądź w luźne utwory plejstoceńskie, bądź też w tak lite skały,

jak granity. Pospolite są w obszarze ostatniego zlodowacenia konty­

nentu europejskiego; w Polsce szczególnie pięknie rozwinięte są na Po­

morzu (ryc. 54) i na Mazurach; występują też w Szwecji, Finlandii, pół­

nocnych Niemczech, Szkocji, Alpach (ryc. 48) itd. Ułożone są zwykle

równolegle do siebie, a poprzecznie do dawnego brzegu zlodowacenia.

Niejednokrotnie rozchodzą się one wachlarzowo, co pozostaje w związ­

ku z promienisto ułożonymi szczelinami na końcu jęzorów lodowco­

wych.

Rynny jeziorne zostały wyrzeźbione przez strumienie podlodowco-

we, znajdujące się pod ciśnieniem; przykrycie lodem przeszkodziło za­

sypaniu wydrążonych rynien. Możliwe jest też, że podmyte sklepienie

lodu nad rynną zapadło się i lód wypełniający rynnę uchronił ją od za­

sypania. Jest też możliwe, że wody z topnienia powstawały na po­

wierzchni lodowca tylko w okresie krótkiego lata i wtedy zasilały stru­

mienie podlodowcowe, natomiast na pozostałe miesiące zamarzały i dla­

tego rynna wyżłobiona w ciągu lata była poddana konserwacji. Zało­

żenie takich jezior rynnowych może być tektoniczne; w Finlandii leżą

one często na uskokach lub szczelinach tektonicznych.

124

Podobnie powstały wąskie zatoki morskie, występujące w Danii,

Szlezwiku, Holsztynie i w południowej Szwecji, zwane f ó h r d a m i

lub f j a e r d a m i . Są to jeziora rynnowe zalane przez morze. Szwedz­

kie fjaerdy stanowią dalszy ciąg jezior rynnowych.

Jeziora rynnowe nie są jedynymi jeziorami powstałymi wskutek

erozji lodowcowej. Erodujący lodowiec często nie może wyrównać pro­

filu doliny i pozostawia rygle. Mogą one zamykać zagłębienia, które po

ustąpieniu lodu zostają wypełnione wodami; w ten sposób utworzyły się

jeziora w Dolinie Pięciu Stawów. O jeziorach karowych wspomniano

już poprzednio; ponadto istnieje szereg jezior wytworzonych nie tyle

akcją erozyjną lodowca, ile jego działalnością akumulacyjną. Lodowce

zwykle tworzą nagromadzenia bloków i glin, zwane m o r e n a m i ,

które mogą zatamować zagłębienia wytworzone erozyjnie. Rezultatem

takiej erozyjnej i akumulacyjnej akcji lodowca jest Jezioro Zurychskie

albo Morskie Oko w Tatrach. Istnieją wreszcie jeziora wytworzone wy­

łącznie akcją akumulacyjną lodowców.

Glacjalna rzeźba Tatr. Lodowce górskie swą pracą erozyjną nadają

charakterystyczne piętno górom. Zlodowacone doliny, liczne kary, do­

liny wiszące, rygle, podcięcie zboczy są elementami rzeźby gór, które

uległy zlodowaceniu. Tatry nie posiadają dziś lodowców, ale w okresie

plejstoceńskim zostały kilkakrotnie zlodowacone i ślady tych zlodowa­

ceń są bardzo dobrze widoczne, zwłaszcza jeśli chodzi o skutki erozji

glacjalnej. Główne rysy rzeźby glacjalnej Tatr pochodzą z ostatniego

zlodowacenia (ilość zlodowaceń w Tatrach jest jeszcze rzeczą sporną),

które w znacznej mierze zniszczyło skutki zlodowaceń starszych.

Dzisiaj granica wiecznego śniegu w Tatrach leży na wysokości około

2 300 m, więc tylko najwyższe szczyty Tatr ponad nią wystają; stromość

gór nie pozwala na utworzenie się pól firnowych.

W plejstocenie granica wiecznego śniegu leżała znacznie niżej.

W ciągu ostatniego zlodowacenia wysokość jej, zaznaczona karami, le­

żała w granicach 1 500 do 1 700 m, w starszych* zlodowaceniach scho­

dziła jeszcze niżej (do 1 600, a nawet 1 400 m). Na północnych zboczach

Tatr wszystkie większe doliny były zajęte przez lodowce, a więc Do­

lina Zuberecka, górna część Doliny Chochołowskiej i Kościeliskiej, Do­

lina Miętusia, Małej Łąki, Bystrej, Suchej Wody, Białki i Jaworowej.

Lodowiec Białki był największy z tych lodowców, bo osiągał dłu­

gość 14 km. Lodowiec ten powstał z połączenia się kilku lodowców wy­

chodzących z Doliny Pięciu Stawów, Rybiego Potoku, Waksmundzkiej,

Żabich Stawów Białczańskich i Białej Wody (ryc. 46). Z tych lodowców

lodowiec Rybiego Potoku rozpoczynał się dwoma potężnymi polami

firnowymi, zalegającymi kary Czarnego Stawu (ryc. 50) i Doliny za

Mnichem. Wychodzące z tych karów jęzory wywołały przegłębienie

kotliny Morskiego Oka. Lodowiec ten łączył się poniżej Siklawy z lo­

dowcem Roztoki wychodzącym z Doliny Pięciu Stawów, żywionym

z licznych pól firnowych, których resztki widoczne są w kotłach pod

Miedzianym, w dolinkach Pustej i Buczynowej. Zadni Staw jest również

jednym z karów tego lodowca. Siklawa przepiłowuje jeden z rygli po­

przecznych tej doliny. Ujście doliny Roztoki, podobnie jak ujście doliny

Rybiego Potoku do Białki, jest zawieszone.

Dolina Białej Wody przedstawia w profilu poprzecznym najpiękniej

125

w Tatrach rozwinięty zarys litery U. Z ryc. 46 widać, że dolina lodow­

cowa jest wcięta w starszą formę dolinną. Kilka potężnych karów (Dol.

Czeska, Kacza, Swistowa), podcinających przepaścistymi ścianami

szczyty, zasilało ten lodowiec.

Lodowiec Suchej Wody był mniejszy od lodowca Białki, ale za to

znacznie szerszy. Wychodził on z dwóch ogromnych cyrków, zaznaczo­

nych przez Czarny Staw Gąsienicowy (ryc. 51) i Dolinę Stawów Gąsie­

nicowych pod Swinicą. Łączył się on z lodowcem, wychodzącym z wiel­

kiego karu Pańszczycy między Żółtą Turnią a Kosistą. Wskutek złącze­

nia się dwóch jęzorów lodowych lodowiec stał się tak gruby, że nie

mógł się pomieścić w dolinie Suchej Wody i przelewał się w dolinę

Olczyską. Takie przelewanie się lodowca w sąsiednią dolinę nazywa

się t r a n s f 1 u e n c j ą. Ponad głównymi karami lodowca Suchej Wody

znajdują się jeszcze mniejsze kary, jak Zmarzłego Stawu nad Czarnym

Stawem Gąsienicowym. Kary te powstały w czasie ocieplania się kli­

matu i cofania lodowców; linia wiecznego śniegu podniosła się i utwo­

rzyły się nowe, znacznie mniejsze kary. Z karów tych wypływały małe

lodowce, np. ze Zmarzłego Stawu wypływał lodowiec, którego język

wpływał do dawnego karu Czarnego Stawu Gąsienicowego. Lodowce

topniejąc mogą czasem zredukować się do małych lodowczyków, zale­

dwie wylewających się z pola firnowego. Są to l o d o w c e k a r o w e ,

zwane też wiszącymi, gdyż wiszą nad doliną, ale już do niej nie scho­

dzą. Takie lodowce były liczne w końcowym okresie zanikania lodow­

ców w Tatrach. Lodowce w Zachodnich Tatrach były mniejsze. Na

uwagę zasługują potężne kotły w grupie Czerwonych Wierchów, jak ko­

cioł Wielkiej Swistowej, kocioł Mułowy, ale niektóre z nich są formami

krasowymi (kocioł Litworowy).

Lodowce w ostatnim okresie glacjalnym w Tatrach były lodowcami

dolinnymi, a w ostatnich stadiach zaniku lodowców — lodowcami ka­

rowymi. W starszych okresach glacjalnych niektóre lodowce tatrzań­

skie wychodziły, być może, poza Tatry i tworzyły lodowce piedmonto-

we; nie jest wykluczone, że w najstarszym okresie glacjalnym Tatry

były pokryte jednolitą czapą lodową, wysuwającą jęzory daleko na

przedpole (E. R o m e r).

Fiordy. Są to wąskie zatoki morskie, mające wszystkie cechy zlo-

dowaconej doliny, a więc wygładzone ściany i dno, przekrój w kształ­

cie litery U, przegłębienie, wiszące doliny boczne, niewyrównany profil

podłużny itd. Klasycznym obszarem fiordów jest Norwegia; występują

cne też na Alasce, w Nowej Zelandii, Szkocji itd., tzn. we wszystkich

nadmorskich obszarach górzystych, które w plejstocenie były zlodowa­

cone. Głębokość fiordów jest znaczna: Sogna Fjord w Norwegii jest

1 300 m, Messier Channel w Patagonii do 1 400 m głębokości. Fiordy

uważa się za zlodowacone na lądzie doliny, które po ustąpieniu lodow­

ców zostały zalane przez morze. Stwierdzono jednak, że lodowce Alaski

erodują dziś także poniżej poziomu morza. Erozja podmorska 1 000 m

grubego lodowca może działać do głębokości 700-800 m, gdyż lodowiec

nie pływa wchodząc w morze, ale sunie po dnie. Jest więc prawdopo­

dobne, że fiordy mogą powstać też przez podmorską erozję lodowców.

Niektóre fiordy rozwinęły się na liniach uskoków lub w skałach mało

odpornych.

126

4. EROZJA POWIETRZNA (EOLICZNA)

Wstęp. Wiatr zależnie od prędkości może unosić cząstki mineralne

w powietrze. Prędkość wiatru zwiększa się z wysokością; w wysokich

górach wiatry są tak silne, że wywiewają wszelki drobny materiał ze

zwietrzelin. Dlatego w wysoko położonych obszarach obserwuje się

tylko grubszy gruz.

Prędkość wiatru jest większa nad morzami, gdyż tarcie między po­

wietrzem a wodą jest znacznie mniejsze niż między powietrzem a lądem.

Również nad bezleśnymi równinami prędkość wiatru jest większa, gdyż

brak jest lasów, które tarciem zmniejszają jego prędkość. Wiatry są

również wzbudzane nad silnie nagrzanymi przez insolację obszarami po­

zbawionymi roślinności (pustynie). Jako czynnik erozyjny wiatr najsil­

niej działa w obszarach suchych, gdzie duże różnice temperatury w cią­

gu doby, brak zachmurzenia i wegetacji sprzyjają jego działalności.

Wiatr uderzając o litą skałę nie może wywołać żadnego skutku. Na­

tomiast wiatr uderzający na nieosłonięty przez wegetację luźny utwór

może porywać z niego cząstki mineralne. Wywiewanie cząstek mineral­

nych nosi nazwę d e f 1 a c j i. Wiatr naładowany cząstkami mineralnymi,

uderzając o skały nawet najtwardsze, wywiera działanie rysujące lub

ścierające. Zjawisko t o nazywamy k o r a z j ą e o l i c z n ą .

Działalność niszcząca wiatru na powierzchni ziemi może być zatem

dwojaka: deflacyjna i korazyjna.

Wywiewając drobne cząstki z utworów powstałych przez wietrze­

nie lub w inny sposób (np. z plaż nadmorskich) wiatr przenosi je na

inne miejsce i tam je nagromadza.

Akumulacyjne działanie wiatru jest omówione w rozdziale o sedy­

mentacji. Należy zaznaczyć, że w sumie znaczenie wiatru jako czynnika

erodującego nie jest wielkie. Jedna powódź zdarzająca się na pustyni

raz na sto lat wytworzy większe skutki aniżeli stuletnia praca wiatru.

Większe znaczenie ma akumulacyjna praca wiatru.

Deflacja. Wiatr, uderzając o powierzchnię zbudowaną z luźnych ma­

teriałów, unosi z niej drobniejsze cząstki. Wielkość unoszonych cząstek

zależy od siły wiatru (tab. 10).

Unoszenie cząstek przez wiatr zależy nie tyle od prędkości, ile od

turbulencji wiatru. Wiatry silne, ale o stałej prędkości nie podnoszą

z terenu piaszczystego ziarn piasku, natomiast słabsze wiatry o niestałej

prędkości („porywiste") wprawiają w ruch duże ilości piasku. Na pu­

styniach wyróżnia się wiatry piaskowe, transportujące ziarna o śred­

nicy większej od 0,08 mm (maksymalnie zwykle o średnicy 0,15 do

0,3 mm) i wiatry pyłowe, niosące cząstki o średnicy mniejszej od

0,08 mm.

127

Prędkość wiatru określa się za pomocą s k a l i B e a u f o r t a , skła­

dającej się z 12 stopni. Pierwszy stopień skali oznacza prędkości 4 do

7 km/godz; wiatr zmienia kierunek dymu i porusza liśćmi; stopień

czwarty — wiatr o prędkości 30 km/godz, poruszający większymi ga­

łęziami i tworzący fale na wodzie; stopień siódmy — wiatr o prędkości

60 km/godz poruszający całymi drzewami; stopień dziesiąty — wiatr

o prędkości 100 km/godz, wyrywający drzewa; stopień 12 oznacza hu­

ragan o prędkości większej niż 120 km/godz i niszczącej sile burzącej

budynki, a nawet całe osiedla. Wiatry o stopniach wyższych od 9 po­

wstają nad morzami.

T a b e l a 1 0

Sita transportowa wiatru (K. B u e l o w 1954 1 in.)

Ilość transportowanego piasku przez wiatr jest proporcjonalna do

sześcianu jego prędkości. Piasek jest transportowany przez wiatr

w s u s p e n z j i , przez t r a k c j ę (toczenie po powierzchni) i przez

s a l t a c j ę .

W suspensji, czyli w stanie zawieszonym, niesione są tylko bardzo

drobne cząstki, a transport odbywa się głównie przez trakcję i saltację.

Saltacja polega nie tylko na odbijaniu się ziarn od powierzchni, ale

także na wprawianiu w ruch innych ziarn. Ziarno piasku zderzając się

z ziarnem leżącym na powierzchni może je podrzucić w górę, przy czym

ziarno upadając na powierzchnię może wprawić w ruch przez zderze­

nie ziarno sześć razy większe. Ziarna podrzucane przez saltację w górę

są porywane wiatrem i poruszają się po krzywiźnie prawie stycznej do

powierzchni ziemi, przez co robią wrażenie, jakby były pędzone wia­

trem poziomo na znaczne odległości. Wysokość, którą ziarna piasku

mogą osiągnąć przy saltacji zależy od tego, czy powierzchnia jest piasz­

czysta, czy też żwirowa lub kamienista. Ziarna piasku lepiej odbijają

się od żwiru lub kamieni niż od piasku. Średnia wysokość osiągana przez

ziarna o średnicy 0,2 mm odbijające się od powierzchni piaszczystej wy­

nosi 0,9 do 2 cm, od kamieni 1,5 m. Drobne pyły mogą być unoszone na

wysokość 2 000 m.

Deflacja, czyli wywiewanie, działa na materiałach luźnych, np. na

produktach wietrzenia, piaskach i żwirach napływów rzecznych, pias­

kach nadmorskich, morenach lodowcowych itd., jeżeli nie są dostatecz-

128

nie ochraniane przez szatę roślinną. Głównym terenem jej działalności

są obszary pustynne oraz piaszczyste wybrzeża mórz. Na krawędzi ob­

szarów suchych roślinność może być niszczona przez zasypywanie pias­

kami nawet wtedy, gdy zasypywanie nie ma charakteru trwałego

i piaski zostaną znowu przez deflację usunięte. Przez zniszczenie roślin­

ności nowe obszary mogą się dostać w strefę wpływów deflacji. Obszary

peryferyczne względem lodowców, suche i źle pokryte roślinnością są

też terenem deflacji.

Deflacja, wywiewając lżejsze ziarna, pozostawia grubsze produkty

dezyntegracji w postaci bloków oraz cięższych ziarn. W obszarach pod­

danych silnemu wietrzeniu mechanicznemu deflacja wywiewa drobniej­

szy materiał, a grubszy gruz pozostaje; w ten sposób w strefach pustyn­

nych powstaje kamienista pustynia, zwana hamada (arab.). Większa

część Sahary jest taką kamienistą pustynią, podobnie jak część pustyni

Australijskiej na północ od jeziora Eyre. Jeżeli deflacji ulega materiał

piaszczysty, rezyduum może się wzbogacić w minerały ciężkie.

Deflacja obniża stopniowo obszar poddany jej działalności. Sięgać

może tak głęboko, jak sięga wietrzenie, a więc najczęściej do zwiercia­

dła wód gruntowych. Może ona wywiewać piasek z dużych obszarów

i w ten sposób tworzyć wklęsłe zagłębienia. Według znanego badacza

pustyń J. W a l t h e r a oazy pustyniowe powstały właśnie w ten spo­

sób. W Ameryce śródgórskie zagłębienia utworzone przez wywianie

noszą nazwę bolsonów (z hiszp.).

W obszarach pustynnych rolę deflacji można porównać z działalno­

ścią ablacji w obszarach bardziej wilgotnych. Deflacja, podobnie jak

ablacja, usuwa drobniejszy materiał zwietrzelinowy pochodzący z de­

zyntegracji, wystawiając pozostałość na tym większe działanie czynni­

ków powodujących wietrzenie.

Korazja. Przez tę nazwę rozumiemy erozyjną działalność wiatru, za­

trzymując nazwę ,,erozja" dla działania wody.

Piasek niesiony wiatrem i rzucany o ścianę nagich skał poleruje ich

powierzchnie dzięki twardości ziarn, które w ogromnej większości skła­

dają się z kwarcu. Natrafiając na miększe skały może w nich wytwa­

rzać rysy i podziurkowania, rozrastające się z biegiem czasu w bruzdy

i jamy. W zespołach skał o różnej twardości piasek wygryza z biegiem

czasu części miękkie, wystawiając w ten sposób partie twardsze.

Piasek unoszony przez wiatr wędruje zwykle na wysokości 1 do 3 m

(wyżej nad powierzchnią kamienistą niż piaszczystą, w pierwszym przy­

padku średnio 1,2 m, w drugim 0,5 m), toteż uderzając o podstawy ścian

skalnych żłobi je tylko na pewnej wysokości, ponad którą skała nie jest

koradowana. Prowadzi to do wytworzenia form skalnych o kształcie

grzybów, stołów, piedestałów, ambon, które rozwijają się szczególnie

charakterystycznie, jeśli warstwy leżą poziomo i składają się z ławic

o różnej twardości.

W gruncie rzeczy korazja powyżej 0,5 m jest już znikoma, a naj­

silniejsza jest około 10 cm ponad powierzchnię.

Piasek niesiony wiatrem atakuje także powierzchnie poziome; jeśli

są one zbudowane ze sikał twardych, piasek rysuje je i poleruje; gdy

skały są miękkie, może żłobić bruzdy. W Azji środkowej grzbieciki o wy­

sokości od kilku centymetrów do 7 m utworzone na skoradowanej po­

ił — Geologia dynamiczna

129

wierzchni noszą nazwę „jardangów"; nazwa ta, pochodząca z chińskiego

Turkiestanu (obecnie Sin Kiang), została wprowadzona do nauki przez

S v e n H e d i n a . Podobne formy opisano z Kalifornii, Egiptu itd. Jar-

dangi są wydłużone w pewnym kierunku, znacząc w ten sposób przewa­

żający kierunek wiatru. W wytworzonych przez korazję lub inne czynniki

kieszeniach lub bruzdach powierzchni wiatr pod wpływem ruchów wi­

rowych może rzeźbić formy lejkowate, analogiczne do marmitów.

Atakując powierzchnie skał złożonych z fragmentów o różnej twar­

dości, wiatr może wypreparowywać twardsze części, otoczaki lub ska­

mieniałości. To wypreparowanie ułatwia działanie innym czynnikom

wietrzenia.

Przesypując piaski wiatr powoduje wzajemne ścieranie się ziarn.

Widać to szczególnie dobrze na większych otoczakach, które mają

ścięte i wypolerowane powierzchnie. Ścięte powierzchnie są pokryte

dziurkami i rowkami. Zwykle dwie powierzchnie są ścięte i wypolero­

wane, trzecia, na której fragment leżał, jest zaokrąglona (ryc. 55).

Ryc. 55. Wielograńce

Kształty fragmentów zależą na ogół od pierwotnych ich kształtów, lecz

ilość wypolerowanych ścian może być większa niż dwie. Wypolerowa­

nie tych ścian pochodzi od wiatru, który piaskiem polerował to jedną,

to drugą stronę otoczaka zależnie od kierunku wiatru, albo też od tego,

że otoczak zmienił pozycję wskutek wywiewania piasku. Twarde wa­

pienie i skały kwarcytowe najlepiej okazują tego rodzaju korazyjne

ściany. Otoczaki w ten sposób wypolerowane nazywamy w i a t r o w ­

c a m i , g r a n i a k a m i albo w i e l o g r a ń c a m i (np. trój- lub czte-

rograńce); występują często na plażach, we współczesnych wydmach,

a szczególnie w obszarach pustynnych. Znane są także ze starszych

utworów geologicznych, np. ze żwirów i piasków leżących pod lessa­

mi, w pstrym piaskowcu triasowym., w czerwonym spągowcu permskim,

w proterozoicznych piaskowcach torydońskich w Szkocji itd. Zauważyć

wszakże należy, że otoczaki typu wielograńców mogą też być utwo­

rzone przez wodę płynącą.

1 2 0

Wzajemne ocieranie się przesypywanego przez wiatr piasku prowa­

dzi do coraz to bardziej zaokrąglonych kształtów. Ziarna piasków pu­

styniowych są zazwyczaj dobrze obtoczone i wypolerowane. Na ogół

obtoczenie ich i wypolerowanie jest lepsze niż piasków rzecznych lub

morskich. Tłumaczy się to tym, że ziarna w rzece mają na sobie zawsze

błonkę wody, która działa ochronnie przy zderzaniu, natomiast piaski

lotne bez takiej osłony ulegają dokładniejszemu ścieraniu. Dobre za­

okrąglenie, rysy i drobne dziureczki na powierzchniach charakteryzują

ziarna piasków lotnych.

LITERATURA ZALECONA

J. W a l t n e r : D a s Gesetz der Wustenbildung. Ausg. 4, Leipzig 1924.

5. EROZJA MORSKA

Czynniki erozji morskiej. Dwa główne czynniki wywołują erozję

morską, mianowicie ruch wody morskiej spowodowany przez wiatr,

czyli falowanie, oraz ruch wywołany przyciąganiem Księżyca i Słońca,

czyli przypływ i odpływ morza. W morzach zamkniętych działa tylko

falowanie, w morzach otwartych falowanie i przypływ sumują się. Ruch

fal przy brzegu nazywa się k i p i e l ą . Znacznie mniejsze znaczenie

erozyjne mają inne ruchy wody morskiej, jak prądy oceaniczne wywo­

łane wiatrami stałymi; prądy konwekcyjne lub prądy gęstości (słoności)

Ryc. 56. Ruch falowy (z podr. Emmonsa i in.)

są na ogół bez znaczenia dla erozji. Erozja morska atakuje przede

wszystkim brzeg morza i dno w pobliżu brzegu; oprócz tego ruchy wody

morskiej wywołują w pewnych warunkach erozję dna morskiego

w miejscach bardziej odległych od brzegu; jest to erozja podmorska.

Mechanizm falowania. Ruch falowy wody jest oscylacyjny, tzn. każ­

da cząstka wody zakreśla drogę kołową wracając w przybliżeniu do

punktu wyjścia (ryc. 56). Średnica opisywanego przez nią koła zależy

od wysokości fali, czyli od pionowej odległości między szczytem a do­

łem fali. W szczytach fali cząstki wody posuwają się naprzód, czyli

w kierunku fali; w dołach fali — wstecz. Na powierzchni średnica koła

opisywanego przez cząstkę równa się wysokości fali; średnica ta

zmniejsza się z głębokością. Zmniejszanie to zależy od d ł u g o ś c i

f a l i , czyli poziomej odległości między dwoma sąsiednimi szczytami

fali. Na głębokości wynoszącej pół długości fali ruch falowy zanika.

Czas, jaki upływa między przejściem przez jakiś punkt szczytu fali

131

a przejściem następnego szczytu jest o k r e s e m f a l i . P r ę d k o ś ć

f a l i jest zależna od długości fali i okresu; określa ją prosty wzór

L

v = —

P

gdzie L jest długością, a P okresem fali.

Gdy fala zbliża się do brzegu, w miejscu, gdzie głębokość odpowiada

połowie długości fali, zaznacza się wpływ dna na falę. Fala oscylacyjna

przekształca się w translacyjną, tzn. cząstki nie tylko drgają, ale prze­

suwają się poziomo. Taka fala powstaje też na otwartym morzu, gdy

wiatr jest bardzo silny. Korek lub drewno rzucone na falującą wodę

otwartego morza wykonuje drganie pionowe, ale nie przesuwa się po­

ziomo, mimo że fala (ale nie cząstki wody, które przesuwają się w kie­

runku fali bardzo nieznacznie) przesuwa się poziomo, gdy jest silny

wiatr albo niedaleko znajduje się brzeg, korek będzie się przesuwał

wraz z falą ku brzegowi, gdyż nie tylko fala, ale także cząstki wody

przesuwają się w kierunku fali.

Przejście z fali oscylacyjnej do translacyjnej polega na tym, że dolna

część fali, natrafiając na płyciznę, wskutek tarcia o dno zmniejsza swą

prędkość, gdy tymczasem górna część fali zachowuje swą prędkość;

dlatego to szczyt fali podnosi się wyżej, dół fali obniża się, czyli wyso­

kość fali zwiększa się. Taka stroma fala nie może się utrzymać i zała­

muje się, co zaznacza się grzywą piany (ryc. 57). Głębokość, przy której

się fala załamuje, zależy, jak zaznaczono, od jej długości, tzn. im więk­

sza jest długość, tym większa głębokość, w której następuje załamanie.

Zależnie od prędkości wiatru, odległości, z jakiej wieje, oraz od tego,

jak długo wieje, tworzą się fale o różnych wysokościach i długościach.

Ciśnienie wiatru jest proporcjonalne do kwadratu jego prędkości, a więc,

gdy prędkość wiatru się podwoi, fale wymuszone przez wiatr staną się

4 razy większe. Wiatr o prędkości 0,9 m/sek prawie nie wywołuje falo­

wania. Wysokość fal morskich nie przenosi kilkunastu metrów (zwykle

4 do 6 m), wyjątkowo stwierdzono wysokość 25 m, a nawet 30 m przy

interferencji fal. Długość fal w otwartym oceanie wynosi co najwyżej

800 m, a zwykle znacznie mniej, około 60 do 120 m; im fala jest niższa,

tym większą ma długość; zwykle stosunek wysokości do długości wy­

nosi 1:20 do 1:30, wyjątkowo 1:40. Najniższy stosunek wysokości do

długości wynosi 1:12, a jeszcze niższy zdarza się tylko przy interferen­

cji dwóch fal. Okres wynosi 5-f-9 sekund, co najwyżej 22 sekundy,

a prędkość co najwyżej 35 m/sek. Przy wysokości fali 30 m, w morzu

o głębokości 300 m prędkość wynosi 7 m/sefc. Największe fale tworzą

się wokół Antarktydy, gdzie wiatry wieją przez długie okresy czasu.

Ruch wody wytworzony przez wiatr wygasa w głębokości zależnej od

długości fali, więc w morzach-zamkniętych już w niewielkiej głębokości;

w morzach otwartych zaznaczać się może do głębokości 90 m.

Przypływy i odpływy morza. Obok falowania wytworzonego przez

wiatr działa na wybrzeżach jeszcze wznoszenie się i opadanie poziomu

morza wskutek przypływów. Księżyc i w mniejszym stopniu -Słońce

działają przyciągająco na wodę i skorupę ziemską, ale woda jest znacz­

nie podatniejsza na to działanie. Siły przypływowe wynikające z przy-

132

Ryc. 57. Załamywanie się fal w pobliżu brzegu. Wybrzeża Bałtyku (ze zbiorów Za­

kładu Geologii U. J.)

ciągania są w przybliżeniu proporcjonalne do mas Słońca i Księżyca

a odwrotnie proporcjonalne do trzeciej potęgi ich odległości od Ziemi.

Odległość Księżyca od Ziemi jest 389 razy mniejsza od odległości

jej od Słońca, dlatego więc wpływ Księżyca na powłokę oceaniczną jest

przeszło 2 razy większy. Wskutek przyciągania tworzą się nabrzmienia

w powierzchni oceanu po stronie zwróconej ku Księżycowi, jak również

po stronie przeciwnej; na tej ostatniej dlatego, że Ziemia została silniej

przyciągnięta wskutek bliższego położenia względem Księżyca niż po­

włoka oceaniczna. Ponieważ Ziemia obraca się dookoła swej osi, każdy

południk przechodzi przez pozycję przypływu, a również odpływu dwa

razy dziennie (co 12 godzin i 26 minut). Różnica w stosunku do czasu

obrotu dziennego pochodzi z ruchu Księżyca po swej drodze.

Gdy Księżyc K i Słońce S są na tej samej linii (ryc. 58a), ich przycią­

ganie sumuje się i przypływ jest najsilniejszy (na nowiu i w pełni); gdy

Księżyc i Słońce są tak względem Ziemi Z ustawione, że tworzą z nią

dwie prostopadłe (ryc. 58b), przyciągania Księżyca i Słońca odejmują

się i przypływ jest niski (na początku drugiej i czwartej kwadry).

Różnica poziomu morza przy przypływach i odpływach wynosi około

0,70 do 2,0 m na wybrzeżach mórz otwartych i wyspach oceanicznych

(Św. Helena — 0,9 m, Madera — 2,1 m); w zatokach i cieśninach wody

przypływu, wchodząc w zwężający się obszar, podnoszą się znacznie

i osiągnąć mogą kilka a nawet kilkanaście metrów ponad poziom od-

133

pływu. Na wybrzeżach Norwegii różnica między poziomem odpływu

a przypływu wynosi tylko 0,25 m, ale już w Morzu Północnym na wy­

brzeżach Anglii dochodzi do 4 m; w Kanale Bristolskim (zachodnia

Anglia) — do 10 m, w wąskiej zatoce Fundy (wschodnia Kanada) — do

15 m, a nawet czasem 18 m. W lejkowatych ujściach rzek przypływ wy­

twarza silną i wysoką falę, zwaną mascaret we Francji a bore w Anglii.

W morzach słabo połączonych z oceanem przypływ jest nieznaczny,

np. w Świnoujściu na południowym wybrzeżu Bałtyku wynosi tylko

18 mm.

Prędkość fali przypływu na powierzchni wynosi kilka metrów na se­

kundę: w Kanale Bristolskim 4,5 m/sek, w kanale La Manche 4 m/sek,

w ujściu Amazonki 6 - 7 m/sek. Prędkość ta obniża się do 0,5 m/sek na

głębokości kilku metrów. Ruch wo­

dy zaznacza się nieraz do znacznych

głębokości, np. w Cieśninie Dover

tuż nad dnem prędkość wynosi jesz­

cze 0,5 m/sek, a nieznaczne pręd­

kości wywołane falą przypływu

stwierdzono w głębokości kilkuset

metrów, a nawet w głębokości

3 000 m (w Rowie Webera, Indone­

zja). Prawdopodobnie prędkość fali

przypływowej, osiągającej krawę­

dzie szelfów, jest dość znaczna.

Przy odpływie morze opuszcza

obszar, którego rozmiary zależą

przede wszystkim od tego, czy wy­

brzeże jest płaskie czy strome. Zwy­

kle szerokość pasa między linią

przypływu a odpływu wynosi kilka­

dziesiąt metrów, ale na płaskich

wybrzeżach północnej Holandii

i zachodnich Niemiec szerokość tej

strefy wynosi 6 do 10 km (tzw.

Wartenmeer).

Tsunami. Oprócz przypływu,

odpływu oraz falowania czynnikiem

erozji morskiej mogą być jeszcze

fale, zwane po japońsku tsunami,

wywołane przez wybuchy wulka­

nów, trzęsienia ziemi i osuwiska

podmorskie. Są to fale o ogromnej długości i prędkości, a względnie ma­

łej wysokości. Tsunami, zwane też f a l a m i s a m o t n y m i , osiągają naj­

większą prędkość nad głębokim dnem oceanu. Fala wywołana przez

wybuch podmorskiego wulkanu w pobliżu Japonii miała długość 390 km

i osiągnęła przeciwny brzeg Pacyfiku w ciągu 12'/2 godz, biegnąc z pręd­

kością 180 km/godz. W araku 1946 powstała taka fala (właściwie kilka

po sobie biegnących fal) wskutek trzęsienia ziemi w głębokim rowie

oceanicznym w pobliżu Aleutów. Fala ta osiągnęła Hawaje po 5 godzi­

nach, a więc miała prędkość około 750 km/godz. Długość tej fali prze-

134

Ryc. 58. Przypływy w zależności

od położenia Księżyca i Słońca

nosiła znacznie 100 km, wysokość na otwartym oceanie wynosiła za­

ledwie do 1/2 m, natomiast na Hawajach wyrządziła szkody do wyso­

kości 15 do 10 m n. p. m. Fala wytworzona przez wybuch Krakatoa (In­

donezja) na wybrzeżach miała wysokość 30 do 40 m, a w r. 1737 na przy­

lądku Łopatka (Kamczatka) tsunami osiągnęła wysokość 70 m. Na wy­

brzeżach skutki erozyjne takich fal, jakkolwiek rzadko się zdarzających,

mogą być znacznie większe od erozji wywołanej przez przypływy i fa­

lowanie, natomiast tsunami bardzo szybko zmniejsza swą prędkość

z głębokością i dlatego jest bez znaczenia dla erozji głębokiego dna.

Inne ruchy wody morskiej. Wielkie prądy oceaniczne, wywołane sta­

łymi wiatrami, mają przeważnie nieznaczne prędkości, wynoszące kilka­

dziesiąt centymetrów na sekundę. Prąd Równikowy na Oceanie Spokoj­

nym ma prędkość 50 cm/sek, prąd Kuroszio 89 cm/sek, Prąd Zatokowy

w cieśninie Florydy do 2 m/sek, a nawet 3 m/sek, natomiast w pobliżu

Irlandii już tylko 0,27 cm/sek lub jeszcze mniej. Prędkość prądów ocea­

nicznych zmniejsza się ze wzrostem głębokości. Ponieważ prędkość prą­

dów oceanicznych w pobliżu wybrzeży jest mniejsza niż na otwartym

oceanie, ich działalność erozyjna jest znikoma. Jeśli biegną one wzdłuż

wybrzeży, mogą erodować w luźnych materiałach, przenosząc je wzdłuż

brzegu.

Prądy wytworzone przez różnice g ę s t o ś c i wywołane różnicami

temperatury mają jeszcze mniejszą prędkość. Zimne i ciężkie wody po­

larne, schodzące do dużych głębokości i posuwające się w stronę rów­

nika, mają prędkość 1,7 do 2,6 km na dobę, tzn. zaledwie kilka cm/sek.

Według najnowszych danych zaznaczają się jednak miejscami prędkości

znacznie większe, do 17 cm/sek.

Różnice s ł o n o ś c i wytwarzają również prądy, gdyż wody o wyż­

szym zasoleniu są cięższe i opadają w głąb. Prądy tego rodzaju rozwi­

jają się najlepiej w cieśninach łączących morza o różnym stopniu sło-

ności. Powierzchnia Morza Śródziemnego wskutek parowania leży

30 cm niżej niż powierzchnia Atlantyku; dzięki temu wytwarza się

w Cieśninie Gibraltarskiej powierzchniowy prąd o prędkości 200 cm/sek.

W o d y Morza Śródziemnego są bardziej słone (3,8%) niż wody Atlan­

tyku po drugiej stronie cieśniny (3,6%), wskutek czego w cieśninie Gi­

braltarskiej wytwarza się denny prąd cięższych wód skierowany ku

Atlantykowi. Prędkość tego prądu jest mniejsza niż prądu powierzch­

niowego (100 cm/sek). W podobny sposób wytwarzają się prądy w Bos­

forze; z powodu znacznego dopływu wód z lądu Morze Czarne ma wyż­

szy poziom niż Morze Marmara, toteż wytwarza się w Bosforze po­

wierzchniowy prąd lekkich wód o prędkości około 200 cm/sek, dołem

płyną ciężkie wody Morza Marmara do Morza Czarnego z prędkością

110 cm/sek. Prądy o takich prędkościach mogą erodować i przeciwdzia­

łać akumulacji, znosząc opadający drobny materiał. Tym tłumaczy się

to, że wąskie cieśniny, jak Bosfor i Gibraltar, nie zostały zasypane osa­

dami.

Woda w oceanicznej troposferze jest uwarstwiona zależnie od gę­

stości, uwarunkowanej przede wszystkim różnicami temperatury. Na

granicy dwóch warstw o różnych gęstościach powstają graniczne f a l e

w e w n ę t r z n e . Obserwowano, że prędkości tych fal wynoszą zale­

dwie kilka centymetrów na sekundę, ale jest możliwe, że w pewnych

135

Ryc. 59. Koncentracja i rozpraszanie

energii fal morskich zależnie od kon­

figuracji wybrzeża

1 — linie grzbietów fal, 2 — linie prosto­

padłe do grzbietów, 3 — zarys linii brze­

gowej

przypadkach prędkości te są większe. Jeśli tak jest, to fale wewnętrzne

mogłyby mieć pewne znaczenie dla erozji głębokich den morskich, do

których nie docierają żadne inne rodzaje falowania.

Działanie erozyjne fal zależy od ich wysokości i siły, ponadto od za­

łamywania się fal w zależności od konfiguracji wybrzeża. W zatokach

grzbiety fal wyginają się na ogół zgodnie z ich zarysem ku wybrzeżu,

natomiast w przeciwnym kierunku wyginają się naprzeciw przylądków.

Zatem linie prostopadłe do grzbietów

(a równoległe do kierunku fali) roz­

chodzą się w zatokach a schodzą na

przylądkach; koncentracja energii jest

więc większa na przylądkach i te są

silniej atakowane (ryc. 59).

Nie tylko konfiguracja linii wy­

brzeża, ale także dna w pobliżu wy­

brzeża wpływa na natężenie erozji

morskiej. Fale biegną szybciej nad

głębszą wodą, toteż, jeśli w pobliżu

wybrzeża znajdować się będzie pod­

wodne zagłębienie lub rynna, szybciej

biegnąca część fali nad głębszą wodą

prędzej dotrze do brzegu niż jej są­

siednie odcinki, fala wygnie się zno­

wu ku wybrzeżu i nastąpi rozprosze­

nie jej energii, natomiast nad pod­

wodnymi grzbietami środek fali opóźni się, fala wygnie się wstecz i na­

stąpi ześrodkowanie energii fali.

Bliżej brzegu fale nie mogą się swobodnie rozwijać wszerz wskutek

oporu stawianego przez brzeg, przez co ich wysokość zwiększa się do

kilkunastu metrów. Np. na latarni morskiej Bell Rock na wybrzeżu

w Szkocji obserwowano fale wyższe od 34 m, tzn. wyższe od wysokości

latarni. Na wybrzeżu Bałtyku obserwuje się w czasie burzy działanie

fal do wysokości 1 2 - 1 5 m.

Siłę takich fal ilustruje fakt, że w porcie Plymouth blok kamienny

o ciężarze 7 t został przez morze przeniesiony na odległość 50 m. We­

dług pomiarów ciśnienie fal na wybrzeżach Szkocji w okresie lata wy­

nosi przeciętnie 3 000 kG/m

2

, a w czasie zimy osiąga 10 000 kG/m

2

;

w czasie burz może być trzykrotnie większe. Ciśnienie kilku tysięcy

kG/m

2

mierzono w wielu innych miejscach.

Przypływy, sumujące się z falowaniem wymuszonym przez wiatr,

wzmagają pracę erozyjną morza. Działalność ich zaznacza się szczegól­

nie w ujściach rzek wpadających do otwartych oceanów. Ujścia te mają

kształt lejkowaty (tzw. e s t u a r i a ) , wskutek czego wody przypływu,

wdzierając się w nie i cofając, zostają spiętrzone i mają dużą siłę tran­

sportową. Przez wymiatanie tych ujść z osadów przyniesionych przez

rzekę i przenoszenie tychże w morze odpływy przeszkadzają zasypaniu

ujścia i utworzeniu się delty, a natomiast rozszerzają ujścia i nadają im

kształt lejkowaty. Rzecz szczególna, że delty nie tworzą się prawie ni­

gdy przy ujściu rzek do oceanów, ale tylko w morzach zamkniętych

lub zatokach.

136

Akcja falowania i przypływu jest stała, ale nasilenie jej może się

znacznie zwiększać podczas burz. Wtedy skutki erozyjne mogą znacz­

nie przewyższać skutki wytwarzane w czasie normalnym. Pod tym

względem można porównywać skutki burz morskich ze skutkami powo­

dzi rzecznej.

Skutki erozji morskiej zależą też od stromości brzegu. Na płaskich,

piaszczystych brzegach skutki jej są nieduże, natomiast na stromych

brzegach bardzo silne. W obu wypadkach efekt erozji jest zwiększany

przez to, że fala uderza o wybrzeże naładowane odłamkami skalnymi.

Jeśli morze w pobliżu brzegu jest płytkie, fala załamuje się z dala od

brzegu i dociera do niego osłabiona. Gdy morze jest głębokie, nie ha­

mowana tarciem o dno fala uderza o brzeg z całą energią.

Głębokość, w której falowanie staje się znikome, oznacza się jako

p o d s t a w ę f a l o w a n i a (ang. wave base).

Falowanie zaznacza się całkiem wyraźnie na głębokości 8 do 10 m,

ale może oddziaływać jeszcze w większych głębokościach. W każdym

razie stwierdzono, że prądy przypływowe mogą w miękkich utworach

żłobić rynny do głębokości kilkudziesięciu metrów. Prawdopodobnie

głębokość 150 do 200 m jest dolną granicą mechanicznej działalności

falowania. Siła jego w takich głębokościach jest bardzo mała i działa­

nie fali ogranicza się do tworzenia zmarszczek na dnie zbudowanym

z luźnego materiału.

Gdy fala dotrze do wybrzeża, ulega odbiciu, ale wody nie mogą wró­

cić tą samą drogą, którą przyszły, z powodu naporu następnych fal.

Wracają one dołem w postaci p o w r o t n e g o p r ą d u d e n n e g o

(ang. undertow). Prąd ten pozwala na usuwanie produktów erozji, jed­

nak tuż przed powrotem fali następuje moment spokoju, podczas któ­

rego fragmenty skalne opadają. Fala powrotna jest wolniejsza od fali

uderzającej i nie ma siły zebrać wszystkich fragmentów, zabiera przeto

tylko cząstki drobniejsze, a większe bloki i kamienie pozostawia.

Oprócz powrotnego prądu dennego istnieją p o w r o t n e p r ą d y

p o w i e r z c h n i o w e lub podpowierzchniowe, którymi wody odbite

wracają (ang. rip currents). Prądy te płyną wąskimi strugami prostopa­

dłymi do brzegu i rozchodzą się wachlarzowo. Prędkość ich jest znaczna

(kilka km/godz), wskutek czego są one niebezpieczne dla pływających

ponieważ znoszą ich na otwarte morze. W pobliżu brzegu prądy te mogą

żłobić dno.

Gdy grzbiety fal biegną równolegle do wybrzeża, fala uderza pro­

stopadle o brzeg i również prostopadle się odbija. Zazwyczaj jednak

grzbiety fal tworzą pewien kąt z linią brzegową, wskutek czego fale ule­

gają załamaniu. Załamanie to można przedstawić jako rozłożenie kie­

runku fali na składowe: prostopadłą i równoległą do linii brzegowej.

Składowa równoległa powoduje istnienie prądu równoległego a skiero­

wanego w kierunku otwierania się kąta utworzonego przez linię brze­

gową i grzbiet fali. P r ą d l i t o r a l n y w ten sposób utworzony może

osiągnąć dość znaczne prędkości i transportować luźny materiał wzdłuż

wybrzeża. Na wybrzeżach bałtyckich mierzono prędkość 3,0 do

3,5 m/sek na powierzchni, zazwyczaj jest ona znacznie mniejsza. Pręd­

kość prądu litoralnego zależy od siły wiatru. Wiatr o prędkości 5 do 6°

skali Beauforta (przeciętna siła wiatru na wybrzeżach południowego

Bałtyku) wywołuje prąd litoralny o prędkości zaledwie 0,5 m/sek.

137

Mechanizm erozji morskiej. Uderzenia masy wody o skalisty brzeg

oraz uderzenia kamieniami i blokami są głównymi mechanicznymi czyn­

nikami erozji morskiej. Do tego dołącza się jeszcze działanie powietrza

w szczelinach i próżniach, które pod wpływem podnoszenia się fal może

zostać sprężone i działać rozsadzająca.

Oprócz rozbijania brzegu przez fale zachodzi ścieranie produktów

erozji na brzegu morskim. Fala powrotna usuwa drobniejszy materiał,

ale grubszy pozostaje na wybrzeżu i nie jest unoszony przez nadcho­

dzące i cofające się fale, lecz wleczony po wybrzeżu. To ustawiczne wle­

czenie go to w jedną, to w drugą stronę powoduje ścieranie się fragmen­

tów, wskutek czego, podobnie jak w rzece, stają się one obtoczone. Po­

nieważ tylko przy bardzo gwałtownym falowaniu fragmenty skalne są

podnoszone i przewracane przez fale, a przy normalnym falowaniu prze­

suwane tam i z powrotem w tym samym położeniu, otrzymują zwykle

kształt dyskoidalny. Mniejsze fragmenty wśród większych zostają łatwo

zupełnie starte na drobny pył usuwany przez fale, dlatego żwiry na wy­

brzeżu są dobrze wysortowane, tzn. składają się z otoczaków mniej wię­

cej tej samej wielkości.

Ryc. 60. Platforma abrazyjna morska. Strandflat w Norwegii

Gdy wybrzeże zbudowane jest ze skał wapiennych, do powyższych

czynników, tzn. hydraulicznej akcji wody — rozbijania i ścierania, do­

łącza się jeszcze rozpuszczające działanie wody.

Fale oczyszczają ustawicznie wybrzeże z drobniejszych fragmentów,

dlatego często na wybrzeżu większe otoczaki leżą wprost na litej skale.

Poruszane ustawicznie przez fale nie tylko wzajemnie się ścierają, ale

także ścierają płaszczyznę skalną, po której są wleczone. Prowadzi to

do równego ścięcia skały i wytworzenia p l a t f o r m y a b r a z y j n e j .

Platforma taka może się utworzyć w każdej głębokości, do której sięga

akcja fal, ale zwykle tworzy się w nieznacznej głębokości. Platforma

abrazyjna jest zwykle wąska (kilka do kilkuset metrów), ale na wy­

brzeżach Norwegii mierzy przeszło 50 km szerokości (tzw. strandtlat,

ryc. 60).

Akcja erozyjna na wybrzeżu jest selektywna, tzn. łatwiej rozmywa

miększe skały a oszczędza twardsze. Również te części wybrzeża, które

są silniej poszczelinione lub drobniej uławicone, są prędzej rozmywane.

Dlatego linia brzegowa wybrzeża złożonego ze skał o różnej twardości

lub o różnym uławiceniu przebiega bardzo nieregularnie. Na takim wy­

brzeżu tworzą się też jamy, tunele, słupy, iglice, naroża (rys. 61) itd.

jako typowe formy erozyjne. Wybrzeże Szkocji, zachodniej Anglii, Bre­

tanii stanowią przykłady erozyjnych wybrzeży.

138

Ryc. 61. Wybrzeże erozyjne. Północna Francja (Robin, La terre)

Brzeg morski atakowany erozją cofa się zależnie od siły erozyjnej

kipieli i odporności skał, z których jest zbudowany. Wybrzeża wysta­

wione na działanie silnej kipieli będącej pod wpływem częstych wia­

trów i burz, jak np. wybrzeża północno-zachodniej Europy, cofają się

szybciej. Południowe wybrzeże Bałtyku cofa się w niektórych miejscach,

jak np. we wschodniej części wyspy Wolin w ciągu ostatnich 200 lat

brzeg cofnął się o 180 m, co wynosi 0,9 m/rok. Z drugiej strony tworze­

nie się nasypów z erodowanego brzegu na przedpolu wpływa ochronnie

na brzeg i w sumie erozja morska działa niezmiernie powoli. Na otwar­

tych oceanach przylądki cofają się o 30 cm/rok, wyjątkowo 1 m/rok, je­

śli są zbudowane z luźnych utworów. Często wybrzeże jest silniej ero-

dowane w czasie zimy, ale w ciągu lata procesy akumulacyjne nadbu­

dowują je z powrotem.

Jakkolwiek erozja morska atakuje większość współczesnych wy­

brzeży, znaczenie jej dla produkcji luźnych materiałów nie jest wielkie.

Według obliczeń P h . K u e n e n a morza otrzymują rocznie 12 km

3

ma­

teriałów przytransportowanych przez rzeki i pochodzących z erozji rzek,

przy czym rzeki nie znoszą wszystkich produktów swej erozji do morza;

ilość materiału wytwarzanego przez erozję morską wynosi sto razy

mniej (0,12 km

3

).

Erozja chemiczna. Woda morska w pewnej mierze rozpuszcza skały,

szczególnie gdy wybrzeże zbudowane jest ze skał wapiennych lub pias-

139

Ryc. 63. Stadia a, b, c, d erozji morskiej, prowadzące do powstania:

klifu 1, walu brzegowego 2, terasy erozyjnej 3 i terasy akumulacyjnej 4; 5 - poziom przy­

pływu; 6 — odpływu

Ryc. 62. Wapień powiercony przez małże. Wybrzeże Morza Czarnego (ze zbiorów

Zakładu Geologii U. J.)

Ryc. 64. Wybrzeże klifowe. Orłowo koło Gdyni (fot. autor)

kowców o spoiwie wapiennym. Rozpuszczanie węglanu wapnia zależy

od temperatury i zawartości dwutlenku węgla. W dzień woda jest cie­

pła, wskutek tego ilość dwutlenku węgla, jaka może się w niej rozpuścić,

jest mniejsza; ponadto w dzień rośliny zmniejszają też ilość dwutlenku

węgla. Dlatego podczas dnia woda morska nie działa rozpuszczająco,

a nawet, jeśli parowanie zwiększa stężenie, mogą się tworzyć naskoru-

pienia węglanu wapnia na skałach. Natomiast w nocy ochłodzona woda

pochłania więcej C0

2

,

ustaje fotosynteza roślin, które w tym czasie wy­

dzielają C 0

2

, pH zmniejsza się i węglan wapnia może być rozpuszczony.

Niektóre kotły i jamy w wapieniach wybrzeży mogą powstać w ten spo­

sób. W stosunku do działalności mechanicznej erozja chemiczna odgry­

wa bardzo małą rolę.

Chemicznie rozpuszczająco działają także niektóre organizmy, tzw.

skałotocze (litofagi), które wwiercają się w skały (ryc. 62). Do takich

organizmów należy kilka gatunków małżów, jeżowców, niektóre gąbki

oraz algi z grupy Schizophyceae.

Terasa morska. Jeśli morze atakuje stromy brzeg morski, falowanie

podcina brzeg w poziomie falowania (ryc. 63). Podcinanie to powoduje

obrywanie i osuwanie się brzegu; produkty rozbicia zostają z biegiem

czasu rozdrobnione przez falowanie, roztarte i usunięte w morze, tak że

morze potrafi znów atakować brzeg. W ten sposób kolejno coraz to głęb­

sze części stromego brzegu ulegają niszczeniu i rozwija się na

nim p l a t f o r m a a b r a z y j n a . Jednakowoż, o ile z początku

fale uderzały z całą swą energią o brzeg, to w miarę postępu erozji

w głąb wybrzeża przez wytworzenie się platformy abrazyjnej fale

tracą energię wskutek tarcia i coraz słabiej atakują; nie mogą one

już usunąć wszystkich luźnych produktów erozji. Dzięki temu erozja

141

morska w pewnej odległości od brzegu zatrzymuje się. Wynikiem jej

jest utworzenie t e r a s y m o r s k i e j , tj. ściętej powierzchni abrazyj-

nej przysypanej luźnym materiałem oraz utworzenie stromej ściany

zwanej k l i f e m lub f a l e z ą (ryc. 63, 64), ograniczającej terasę od

strony lądu. U stóp klifu gromadzi się grubszy materiał tworząc wał

brzegowy. Od strony morza do terasy przylega pokrywa usypanych na

dnie produktów rozbicia brzegu, czyli m o r s k a t e r a s a a k u m u ­

l a c y j n a (ryc. 63).

Szerokość wytworzonej w ten sposób terasy wynosi od kilkuset me­

trów do co najwyżej kilku kilometrów. W czasie przypływu terasa jest

zazwyczaj w znacznej części zalana przez wodę.

Zdarza się, że w okresie gwałtownych burz morze wytnie ponad te­

rasą nadmorską jeszcze jedną terasę nieznacznie wzniesioną ponad

normalną terasę 1/2 do 2 m). Jest to t e r a s a b u r z o w a , tzw. b e r m,

która czasem może być wzięta za tzw.

t e r a s ę p o d n i e s i o n ą .

Zależnie od tego, czy terasa nor­

malna oraz berm są rozwinięte czy

też nie, wyróżnić można trzy typy

wybrzeża klifowego (ryc. 65): wybrze­

że klifowe bez terasy (ryc. 65 a), wy­

brzeże klifowe z bermem (ryc. 656)

i wybrzeże klifowe z terasą i bermem

(ryc. 65 c).

Klif podcinany przez fale jest stro­

my i dlatego łatwo tworzą się na

nim osuwiska. Z biegiem czasu pro­

dukty osuwisk oraz erozji nagroma­

dzone u jego podstawy ochronią go

zupełnie od dalszego podcinania. Ta­

ki dojrzały klif jest wtedy niski i ła­

godnym zboczem opada ku morzu.

Dojrzałość erozji morskiej. Gdy

w danym miejscu utworzy się terasa

morska, działalność erozji morskiej

zatrzymuje się. Jeśli wybrzeże zbudo­

wane jest ze skał o różnej odporności na erozję morską, to jedne od­

cinki wybrzeża osiągną ten stan wcześniej, inne później. Jeśli wybrzeże

jest regularne, ale zbudowane z różnych materiałów, to postępująca

erozja zrobi je nieregularnym przez atakowanie słabszych partii. Gdy

jest nieregularne, a zbudowane z jednolitego materiału, erozja morska

usunie cyple i przylądki i sprowadzi linię wybrzeża do bardziej regu­

larnej. Gdy linia brzegowa ma przebieg falisty, a klif jest niski, wy­

brzeże osiągnęło stadium dojrzałe. W stadium starczym linia brzegowa

jest prostolinijna, a klif bardzo niski lub też nie istnieje już wcale.

Terasy podniesione. Erozja morska zatrzymuje się, kiedy szerokość

terasy morskiej jest tak duża, że osłabia w zupełności siłę erozyjną fal.

Wtedy proces erozyjny osiąga równowagę i praca fal polega na tym,

że usuwa produkty wietrzenia osypujące się na terasę z klifu.

Podobnie jak w przypadku erozji rzecznej, warunki tej równowaga

Ryc. 65. Trzy typy wybrzeża klifo­

w e g o (według F. Sheparda)

1 — berm, 2 — terasa, 3 — poziom przy­

pływu, 4 — odpływu

142

mogą być zaburzone albo przez ruchy powierzchni morza, albo przez

ruchy lądu. Wtedy zniknie stan stacjonarny erozji i mogą się utworzyć

nowe formy erozyjne.

Gdy ląd się podnosi albo, co na jedno wychodzi, poziom morza opada,

wtedy nadmorska terasa zostanie podniesiona. W miarę podnoszenia

się lądu morze będzie u podstawy podniesionej terasy wycinać niższą

terasę. Zależnie od szybkości ruchu podnoszącego lub opadania poziomu

morza nowa terasa może być lepiej lub gorzej rozwinięta. Podniesio­

nych teras może być kilka nad sobą. Zwykle zawierają one powłokę

osadów morskich, żwiru lub piasku, które mogą zawierać skorupy i inne

resztki organizmów morskich. Podniesione terasy ulegają z biegiem

czasu lądowym procesom denudacyjnym, a więc erozji i wietrzeniu do

tego stopnia, że pozostają z nich tylko resztki. Najlepiej zachowane są

w obszarach, które uległy względnie niedawnemu podniesieniu, np.

w Skandynawii lub Szkocji (ryc. 168).

Abrazja morska. Gdy zachodzi zjawisko odwrotne do opisanego

w poprzednim ustępie, tzn. ląd się obniża albo poziom morza podnosi

się, wtedy erozja morska nie zamiera, ale może rozwinąć się głęboko

w ląd, atakując coraz to głębsze jego części. Wtedy terasa nadmorska

przedłuża się w wielką powierzchnię abrazyjna, ścinającą skały na du­

żych obszarach. Na takiej powierzchni składane są osady morskie.

Powierzchnie abrazyjne znane są z poprzednich epok geologicznych,

np. w okolicach Krakowa rozwinięta jest powierzchnia abrazyjna, wy­

tworzona przez morze górnokredowe, a ścinająca wapienie jurajskie.

Tworzenie się powierzchni abrazyjnych związane jest z procesem

transgresji morskiej. W następstwie względnych ruchów morza i lądu,

najczęściej zaś dzięki zapadaniu się lądu, morze nieraz w historii ziemi

wkraczało na ląd i zalewało całe kontynenty. Jednak nie należy sądzić,

że zawsze transgresji morskiej towarzyszy powstanie powierzchni abra­

zyjnej. Jeśli ląd zapada się bardzo szybko, morze zalewa go, zanim wy­

kona swą abradującą pracę. Wtedy morze zalewa nierówną rzeźbę lądu

zasypując ją swymi osadami. Może się też zdarzyć, że podczas trans­

gresji morze zalewało obszar już zrównany procesami denudacyjnymi

(speneplenizowany) i powierzchnia, na której transgredujące morze zło­

żyło swe osady, nie jest powierzchnią abrazyjna, ale denudacyjną. Ta­

kie zatopione, płaskie powierzchnie denudacyjne jest bardzo trudno od­

różnić od powierzchni abrazyjnych. Zazwyczaj abrazja dopełnia zrów­

nania powierzchni denudacyjnej. W okolicach Krakowa transgresja

morza kredowego wytworzyła rozległą powierzchnię abrazyjna, ścina­

jącą wapienie jurajskie. Natomiast następna transgresja mioceńska za­

lała ten sam obszar tak szybko, że nie utworzyła powierzchni abrazyj-

nej i zasypała osadami nierówną rzeźbę, wytworzoną przez erozję lą­

dową w wapieniach jurajskich.

Z dwóch ustępów powyższych można wywnioskować, że wybrzeża

morskie mogą być albo niedawno podniesione lub podnoszące się, albo

zatopione lub jeszcze zatapiane. Drugi wypadek jest znacznie częstszy,

tzn. że współcześnie większa część wybrzeży na kuli ziemskiej ma ce­

chy wybrzeża zatopionego. Wiąże się to z ogólnym podniesieniem się

poziomu morza po okresie plejstoceńskim, wywołanym przez stopienie

143

się lodowców. Podniesienie to wyniosło około 100 m. Fiordy, zalane

ujścia rzek (estuaria), a nawet zatopione koryta rzek, torfowiska i lasy

(np. w południowej części Morza Północnego) są skutkami niedawnego

zalania nadbrzeżnych części lądu przez morze. Charakter linii brzegowej

zalanego obszaru zależy w dużej mierze od charakteru zalanego lądu.

Szczególnym typem zanurzonego wybrzeża jest w y b r z e ż e r i a s o -

we (od hiszp. nazwy rias, oznaczającej małe, skaliste wysepki); cechuje

je obecność półwyspów,, wysepek i zatok ułożonych na ogół prostopadle

do ogólnej linii wybrzeża. Ten typ powstaje wtedy, gdy zalewowi ulega

pasmo górskie biegnące prostopadle do linii brzegowej; określany on

jest jako typ „atlantycki" (występuje w Szkocji, Irlandii, Bretanii, Hisz­

panii itd.), w przeciwieństwie do „pacyficznego" typu wybrzeża, gdy

linie strukturalne biegną wzdłuż wybrzeży (wybrzeże Pacyfiku, Dalma­

cja). Początkowe nieregularności wybrzeży są stopniowo w miarę doj­

rzewania erozji morskiej wyrównywane.

Wybrzeża niedawno zanurzone są silniej atakowane przez erozję,

gdyż morze w pobliżu brzegu jest stosunkowo głębokie, fale uderzają

z całą siłą, powstają wtedy wybrzeża klifowe, początkowo silnie roz-

czionkowane, które z biegiem czasu stają się bardziej prostolinijne. Wy­

brzeża wynurzone mają płytkie morze w pobliżu brzegu, fale załamują

się z dala od brzegu, erodują dno i przesuwają produkty erozji ku brze­

gowi. Wybrzeże wynurzone jest też z początku nieregularne, lecz zatoki

wypełniają się po pewnym czasie produktami erozji; dojrzałe wybrzeże

wynurzone staje się bardziej prostolinijne, lecz wyprostowywanie po­

lega nie na erozji, ale akumulacji.

Erozja podmorska. Prądy i przypływy mogą erodować nie tylko

w strefie przybrzeżnej, ale też wszędzie tam, gdzie dno w stosunku do

głębokości prądu jest dostatecznie płytkie, aby materiał luźny mógł zo­

stać zerodowany. Dla każdego obszaru dna morskiego istnieje określona

głębokość, powyżej której osady nie mogą się tworzyć, gdyż zostają

prądami zniesione na inne, głębsze miejsce. Tę głębokość nazwaliśmy

podstawą falowania. Wszelki ruch wody wywołany czy to prądami, czy

falowaniem, przeciwdziała gromadzeniu się osadu powyżej tego pozio­

mu. Głębokość podstawy falowania tylko w pewnych wypadkach osiąga

200 m. W morzach zamkniętych jest ona mała, większa jest w morzach

otwartych, a największa w morzach nawiedzanych burzami. Z uszko­

dzeń kabli wynika, że w czasie burzy woda poruszana jest do głębokości

1 200 do 1 900 m. Rzucanie piaskiem na okręty na otwartym morzu

świadczy też, że wzburzone fale mogą poruszać dość głębokie dna. Ripp-

lemarki, czyli zmarszczki wytworzone przez ruch falowy, obserwowano

nieraz na dnach 200 m głębokości, a niedawno stwierdzono je za po­

mocą fotografii podmorskich na głębokości 1 500 m. Być może, że wy­

tworzyły je fale wewnętrzne.

W obszarach dna, leżących ponad podstawą falowania, nie może za­

chodzić sedymentacja, gdyż ruchy wody morskiej powodują erozję.

Przykładem takiego obszaru jest zatoka Chesapeake (wschodnie Stany

Zjednoczone), której dno w ciągu 50 lat nie otrzymywało osadu, gdyż

został on wymieciony przez prądy. Także w otwartych morzach znane

są miejsca, na których nie odbywa się żadna sedymentacja, jak np.

w wielu miejscach na dnie Morza Północnego, na Blake Plateau między

144

Florydą a wyspami Bahamas na Atlantyku, nad którymi przechodzi Prąd

Zatokowy (w tym obszarze Prąd Zatokowy ma na powierzchni prędkość

średnio 1,7 m/sek. = 6,2 km/godz- w głębokości 300 m stwierdzono po­

łowę tej prędkości, a w głębokości 600--700 m tylko 17 cm/sek), w nie­

których miejscach wokół W y s p Brytyjskich, w kanale La Manche,

w strefie prądu Kuroszio koło Wysp Japońskich (skaliste dno bez osa­

dów na głębokości blisko 1 000 m) itd. Są to tzw. t w a r d e ( d n a nie

pokryte osadami. Także z kopalnych osadów znane są przerwy wywo­

łane przez erozję podmorską. J. B a r r e l l nazwał je d i a s t e m a m i .

Nie zawsze jednak można stwierdzić, czy prąd rzeczywiście działa ero­

zyjnie, czy też tylko przeszkadza sedymentacji, skierowując opadające

materiały na inne miejsce.

Z osadów kopalnych Ziem Polskich opisano w kilku wypadkach

przerwy w sedymentacji, spowodowane erozją podmorską. Przerwy ta­

kie istnieją, np. w kredzie i jurze okolic Krakowa, w kredzie i jurze na

północ od Gór Świętokrzyskich itd. Dowodem erozji podmorskiej są

także zlepieńce śródformacyjne, tzn. pokruszony i scementowany ma­

teriał osadowy, tworzący soczewki wśród ciągłej serii osadowej. Mate­

riał otoczaków nie różni się w takich wypadkach wiele od spoiwa.

Oprócz erozji czy przeszkadzania sedymentacji przez prądy ocea­

niczne, prawdopodobnie dużym czynnikiem erozji są jeszcze innego ro­

dzaju prądy. Już zaznaczono powyżej, że przypływ w wąskich cieśni­

nach i zatokach może osiągać duże prędkości. Prędkości takie dochodzą

do kilku metrów na sekundę; jest to prędkość górskich potoków i takie

prądy mogą erodować nawet dno skaliste, niemniej są to przypadki wy­

jątkowe. Podobnie wyjątkowym zjawiskiem s ą p r ą d y k o m p e n s a ­

c y j n e , powstające, gdy silny i długotrwały wiatr podniesie poziom

morza natrafiając na opór lądu. Powstaje wtedy prąd denny, w przeci­

wieństwie do zwykłego prądu dennego dość silny, o charakterze wirów

i drobnoziarniste piaski mogą być nim przenoszone wzdłuż dna w głęb­

sze wody.

Znacznie silniejsze działanie erozyjne mają prądy z a w i e s i n o w e

(ang. suspension lub turbidity currents). Mętna woda dzięki drobnym,

zawieszonym w niej cząstkom mineralnym jest cięższa aniżeli czysta

woda, podobnie jak słona woda jest cięższa od wody słodkiej. Dodatek

1% mułu do wody morskiej podnosi jej ciężar właściwy z 1,026 do 1,040.

Już dawno zauważono, że u ujścia Renu do Jeziora Bodeńskiego i Ro­

danu do Jeziora Genewskiego tworzą się bruzdy w osadach deltowych,

wytworzone przez prądy cięższej, zimnej wody uchodzącej rzeki, obcią­

żonej w dodatku obficie zawiesiną. Przy ujściu rzek do mórz sprawa

o tyle się komplikuje, że woda morska jest cięższa od rzecznej i zdaje

się, że woda rzeczna mimo zawartości zawiesin jest lżejsza od wody

słonej, gdyż na zewnątrz ujść rzecznych obserwuje się rozległe prze­

strzenie zajęte przez mętną wodę; gdyby tworzyły się prądy zawiesi­

nowe, woda zmącona powinnaby zstępować w dół. Niemniej jednak jest

możliwe, że takie prądy mogą się tworzyć zwłaszcza wtedy, gdy falo­

wanie rozmywa produkty erozji morskiej lub napływy rzeczne albo też,

gdy na pochyłym dnie morza powstanie osuwisko podwodne. Wtedy

słona woda naładowuje się zawiesinami i jako cięższa zstępuje w głąb.

Zależnie od różnic gęstości i spadku prądy takie osiągać mogą dużą

10 — Geologia dynamiczna

145

prędkość i staczając się po dnie erodować. Erozja miękkich osadów dna

morza powoduje zwiększenie gęstości prądu i w dalszym ciągu pręd­

kość jego może się zwiększać. Prądy zawiesinowe w głębokich morzach

nie mogą być obserwowane, ale niektóre zjawiska pozwalają podejrze­

wać ich obecność i oznaczyć ich prędkość. W r. 1929 obszar Nowej

Fundlandii nawiedziło trzęsienie ziemi. Zaobserwowano wtedy, że poło­

żone na stoku kontynentalnym kable były przerywane kolejno w coraz

to późniejszym czasie w miarę posuwania się w dół stoku. Przypuszcza

się, że trzęsienie wywołało utworzenie się osuwiska podmorskiego

w górnej części stoku; osuwisko przekształciło się w prąd zawiesino­

wy, który staczając się po stoku kontynentalnym przerywał kable. Prąd

ten przebył odległość około 700 km. Na podstawie notowanych czasów

przerwania kabli obliczono, że

początkowo prąd posuwał się

z prędkością 44 m/sek; osiąga­

jąc podstawę stoku miał jesz­

cze prędkość 28 m/sek, a poni­

żej na dnie oceanu prędkość

jego obniżała się do 6 m/sek.

Są to prędkości znacznie wyż­

sze od prędkości innych prą­

dów podmorskich i dlatego na­

leży przypuszczać, że działal­

ność erozyjna prądów zawie-

Ryc. 66. Kanion u ujścia rzeki Kongo sinowych jest ogromna. Do­

świadczenie wykonane przez

P h . K u e n e n a (1939) wskazywało na możliwość erozyjną zawiesino­

wych prądów w miękkich materiałach, ale jest bardzo prawdopodobne,

że przy takich prędkościach zdolne są one erodować także lite skały.

W ostatnich latach próbuje się przypisać erozji prądów zawiesino­

wych powstanie tzw. k a n i o n ó w p o d m o r s k i c h . Są to głębokie

doliny podmorskie, rozcinające nie tylko szelf, ale także stok szelfowy

i schodzące do głębokości przeszło 3 000 m. W ostatnich czasach wy­

kryto bardzo wiele kanionów podmorskich dzięki zastosowaniu sondo­

wania akustycznego (ang. echo sounding), tj. sondowania za pomocą

odbitych od dna fal głosowych. Obecnie znamy przeszło sto podmorskich

kanionów na zboczach szelfów Ameryki, Europy, Azji i Afryki. Naj­

wspanialsze przykłady — to kanion leżący poniżej ujścia Hudsonu na

atlantyckim szelfie Ameryki Północnej i kanion leżący na osi ujścia

rzeki Kongo (ryc. 66). Kanion Hudsonu ma przeszło 75 km długości, pra­

wie 10 km szerokości i przeszło 1 000 m głębokości poniżej swej górnej

krawędzi. Oba wspomniane kaniony leżą na przedłużeniu rzek, podob­

nie jak kaniony znajdujące się poniżej ujścia Gangesu i Indusu, ale

wiele podmorskich kanionów nie łączy się wcale z rzekami i zaczyna

się z dala od brzegu, najczęściej na krawędzi szelfu. Spadki den kanio­

nów są bardzo duże, bo wynoszą 1:66, a nawet 1:53, a więc znacznie więk­

sze od spadków rzek lub kanionów znajdujących się na lądzie (gradient

kanionu Colorado wynosi 1:530); brzegi kanionów podmorskich są stro­

me i nieraz, jak stwierdzono sondowaniem, skaliste.

146

Zdaniem D a 1 y'e g o (1942) kaniony podmorskie są dziełem erozji

podmorskich prądów zawiesinowych działających w epoce glacjalnej.

W tym czasie wskutek uwięzienia wielkich ilości wód w lodowcach po­

ziom morza był obniżony o około 100 m i krawędzie szelfów leżały wsku­

tek tego bliżej wybrzeży. Falowanie morskie wzmożone surowymi wa­

runkami atmosferycznymi owej epoki wytwarzało wielkie ilości zawie­

sin. W epoce glacjalnej wiatry były silniejsze, burze częstsze, a morza

płytsze, więc przeciętna podstawa falowania leżała głębiej, dlatego

w płytszych niż dzisiaj morzach szelfowych prądy denne silniej nała­

dowały się zawiesinami. Prądy te mogły też łatwo dostawać się na kra­

wędzie szelfów, gdyż te leżały bliżej wybrzeży; na stokach szelfów prądy,

staczając się w głąb, rzeźbiły kaniony. Ponieważ przypuszcza się, że

okres plejstoceński trwał w przybliżeniu milion lat, a z tego około

250 000 lat przypada na cztery okresy zlodowaceń, erozja prądów pod­

wodnych miała dość dużo czasu na wyżłobienie tak potężnych kanionów.

O młodym wieku kanionów świadczą próbki pobrane z ich ścian; próbki

te wskazują, że kaniony wycięte są w mioceńskich, a nawet plioceń-

skich osadach. Współcześnie kaniony są raczej zasypywane, gdyż na

ich dnie w kilku wypadkach stwierdzono współczesne osady.

Trzeba zaznaczyć, że ponieważ w niektórych kanionach stwierdzono,

że ściany ich zbudowane są z twardych skał, wyrażono wątpliwości, czy

prądy zawiesinowe zdolne są rozcinać lite sikały. Istnieją też inne próby

wytłumaczenia tych zagadkowych farm erozyjnych. F. P. S h e p a r d

(1948) przyjmuje, że kaniony podmorskie zostały wyżłobione na lądzie

przez energię rzeczną w plejstocenie, a następnie zatopione przez mo­

rze; należałoby w takim przypadku przyjąć zmiany poziomu morza mie­

rzące przeszło 2 000 m, co nie wydaje się prawdopodobne. Gdyby po­

ziom morza obniżył się o 2 000 m, procentowa ilość soli zwiększyłaby

się prawie w dwójnasób. Musiałoby to zaznaczyć się w charakterze

fauny morskiej plejstocenu.

Zdaniem D. J o h n s o n a (1939) kaniony podmorskie zawdzięczają

swe powstanie działalności źródeł podmorskich. Na lądzie źródła, jeśli

biją na stromych zboczach, tworzyć mogą głębokie wyrwy i kaniony.

Pochodzi to stąd, że na stromym stoku zawala się z biegiem czasu ściana

osłabiona wypływającą wodą i źródło przesuwa się wstecz. Na lądzie

znany jest szereg kanionów i jarów wytworzonych przez tego rodzaju

wsteczną migrację źródeł.

Przy tworzeniu się kanionów podmorskich nie tyle usuwanie mate­

riału miękkiego, ile rozpuszczanie grałoby główną rolę. Woda morska

jest 2 do 14 razy bardziej skuteczna jako rozpuszczalnik w porównaniu

do wody słodkiej. Ponadto działanie jej musi być w głębokim morzu,

a więc pod ciśnieniem, większe aniżeli w normalnych warunkach. Pod­

morskie źródła wody słodkiej są częstsze, niż by się to mogło zdawać.

Znane są one zwłaszcza z płytkich mórz, gdyż w takich wypadkach łat­

wiej je obserwować. W pobliżu wybrzeża dalmatyńskiego znane jest źró­

dło wypływające na głębokości 700 m. Woda tych źródeł pochodzi oczy­

wiście z lądu, przesączając się wodonośnymi przepuszczalnymi warst­

wami, leżącymi pod dnem. Niektóre wyspy położone z dala od wybrzeży

kontynentu mają obfite źródła, zasilane pod dnem oceanu wodami grun­

towymi z lądu.

147

Znane są również warunki, np. na wschodnim wybrzeżu Florydy, że

warstwy wodonośne dzięki temu, że są pochylone w stronę morza, mogą

stwarzać na stoku szelfu warunki artezyjskie, tzn. woda wypływa na

dnie morza w stoku kontynentalnym pod ciśnieniem wytworzonym

wskutek tego, że obszar infiltracji wód na lądzie leży wyżej aniżeli to

miejsce na dnie oceanu, w którym woda wypływa. Jeśli ciśnienie, pod

jakim znajduje się woda słodka w poziomie artezyjskim, jest większe

od ciśnienia słupa wody morskiej, to na stoku kontynentalnym woda

może wypływać jako źródło.

W plejstocenie podczas zlodowaceń na skutek obniżenia poziomu

morza ciśnienie słupa wody morskiej było oczywiście mniejsze i łatwiej

mogły powstać warunki korzystne dla wypływu źródeł na stokach kon­

tynentalnych. Przed plejstocenem ląd przylegający do szelfu Ameryki

leżał znacznie wyżej niż dzisiaj. Wtedy, a więc w trzeciorzędzie i w kre­

dzie, różnica wysokości między obszarem infiltracji wód na lądzie

a miejscami wypływu źródeł w stoku kontynentalnym była większa i ci­

śnienie wód artezyjskich większe niż dzisiaj lub w plejstocenie. Należy

też przypuszczać, że na stokach szelfów mogą istnieć wypływy wody

uwięzionej w czasie tworzenia się osadów. Gdy na dnie morza tworzy

się osad, jest on przepojony wodą. Muły świeżo ułożone na dnie zawie­

rają 40 do 50%, a osady piaszczyste do 20% wody. W miarę narastania

osadów woda warstw głębszych zostaje wyciśnięta i wypływa z nich;

stoki kontynentalne mogą być miejscem wypływu takich wód.

Według tej hipotezy powstawanie kanionów jest procesem długo­

trwałym i erozja podmorskich źródeł doprowadzająca do powstawania

kanionów trwa od okresu kredowego, a może jeszcze dawniejszego.