plik

Rzeźbotwórcza działalność rzek

- procesy i formy fluwialne

Wprowadzenie

R z e k i należą do

czynników zewnętrznych

wierzchnię ziemi, a r ó ż n o r o d n e efekty ich działalności obserwujemy niemal we
wszystkich strefach klimatycznych, z wyjątkiem skrajnie suchych obszarów pustyń

zwrotnikowych i polarnych.

rolę rzek należy rozpatrywać w trzech

aspektach:

• rzeki mają zdolność do erozji, czyli niszczenia podłoża, po którym płyną. Erozji

że p o d l e g a ć d n o i wówczas koryto rzeczne ulega pogłębianiu. Niszczone mogą
również brzegi koryta, co prowadzi do

poszerzenia i zmiany położenia w obrę

bie d n a doliny;

• rzeki przenoszą m a t e r i a ł skalny w różnej postaci i pełnią rolę swoistego pasa trans

misyjnego, którym p r o d u k t y niszczenia skał są t r a n s p o r t o w a n e z obszarów wyżej
p o ł o ż o n y c h do b a s e n ó w sedymentacyjnych;

• zmniejszenie siły transportowej rzeki prowadzi do depozycji niesionego

w korycie lub p o z a nim. W t e n sposób powstają r ó ż n o r o d n e formy akumulacyjnej

rzeźby

Na znaczenie rzek należy także spojrzeć w szerszym kontekście rozwoju rzeźby

w skali regionu. Koryta rzeczne są o d b i o r n i k i e m m a t e r i a ł u przemieszczanego wcze

śniej po stoku, a jego dalszy los zależy od zdolności transportowej rzeki. Jeśli jest ona
o d p o w i e d n i o wysoka,  m a t e r i a ł będzie dalej przenoszony w niższe partie zlewni, a do
minującą tendencją w rozwoju geomorfologicznym obszaru będzie jego stopniowe
obniżanie. Jeśli  n a t o m i a s t wydajność procesów stokowych jest większa niż efektyw
ność  t r a n s p o r t u fluwialnego, będzie dochodziło do zasypywania dolin. Ważne jest
przy tym określenie tendencji krótko- i długookresowych. W trakcie długich okresów
g e n e r a l n e g o niszczenia obszarów górskich i wyżynnych, trwających setki tysięcy i mi
liony lat, występowały liczne krótsze przedziały czasowe, kiedy lokalnie w dnach do
lin  d o m i n o w a ł a akumulacja.

Koryta rzeczne, zajmując w p e w n y m obszarze najniższe możliwe położenie wyso

kościowe, pełnią funkcję bazy erozyjnej. O z n a c z a to, że w obszarach kształtowanych

164

8.1. Wpływ zmiany

bazy erozyjnej na erozję i akumulację fluwialną: a) sytuacja wyjściowa,

b) obniżenie bazy erozyjnej, c) podwyższenie bazy erozyjnej

przez wodę płynącą nie jest możliwe obniżenie powierzchni t e r e n u przyległego do
dna doliny poniżej wysokości, na której znajduje się

N i e jest także możliwe

obniżenie d n a dolin bocznych poniżej p o z i o m u d n a doliny głównej. Bazą erozyjną

w ujęciu globalnym jest p o z i o m o c e a n u światowego, a w ujęciu regionalnym - koryta

rzek w d a n y m obszarze. Położenie wysokościowe bazy erozyjnej nie jest jed

nak stałe, co powoduje, że w korytach rzecznych obserwujemy najczęściej p r z e m i e n
nie występujące okresy przewagi pogłębiania koryta i jego zasypywania (ryc. 8.1).

Ruch wody w korycie

Strumień wody w korycie m o ż e poruszać się na dwa sposoby (ryc. 8.2). Przy bar

dzo małych prędkościach i w płytkich korytach m o ż e zachodzić ruch laminarny, któ
rego istotą jest przemieszczanie się wody w postaci cienkich

znajdujących

się jedna n a d drugą i nie podlegających mieszaniu. Linie p r ą d u są z a t e m równoległe
do siebie i skierowane zgodnie z nachyleniem. Przeciwieństwem r u c h u l a m i n a r n e g o

jest ruch turbulentny, w którym przepływ staje się chaotyczny, tworzą się liczne zawi

rowania i powszechne jest mieszanie w profilu pionowym. W o b u przypadkach pręd
kość ruchu rośnie ku powierzchni wraz z malejącym tarciem o p o d ł o ż e . Z tych samych

Należy pamiętać, że pojęciem bazy erozyjnej w takim rozumieniu nie można posługiwać się w od

niesieniu do rzeźby kształtowanej przez procesy

(zob. rozdział 12) i eoliczne (zob. rozdział 14),

które są w stanie doprowadzić do obniżenia powierzchni poniżej wysokości dna koryta rzecznego w obsza
rze sąsiednim. Niemniej, powstające wtedy zagłębienia bezodpływowe stają się z kolei bazami erozyjnymi
dla obszarów bezpośrednio do nich przylegających.

165

Prędkość Prędkość

Ryc. 8.2. Dwa rodzaje ruchu wody w korycie i odpowiednie profile pionowe prędkości wody

przyczyn zmniejszenie prędkości obserwujemy przy brzegach koryta. Część strumie
nia, poruszająca się z najwyższą prędkością, nosi nazwę nurtu. C h a r a k t e r ruchu zale
ży od prędkości, lepkości płynu i kształtu koryta i jest określony tzw. liczbą Reynold

sa ( R A M K A 8.1).

C h a r a k t e r r u c h u strumienia wody zmienia się w zależności od konfiguracji dna,

a więc głębokości koryta, co znajduje odzwierciedlenie we wskaźniku określanym ja

ko liczba F r o u d e ' a ( R A M K A 8.2). Na jego podstawie dokonuje się rozróżnienia mię
dzy r u c h e m

spokojnym

1) i

lub rwącym

1).

Z różnymi typami  r u c h u określanymi liczbą  F r o u d e ' a są związane różne formy rzeź
by  d n a i struktury sedymentacyjne. Tak więc, analiza tych struktur w dawnych osadach
rzecznych pozwala na  o d t w o r z e n i e  w a r u n k ó w przepływu.

R a m k a

166

R a m k a 8 . 2

Jedną z kluczowych kwestii w geomorfologii fluwialnej

odniesienie w a r u n k ó w

przepływu do podstawowych procesów kształtujących koryta rzeczne: erozji, transpor
tu i sedymentacji. P r o b l e m nie jest łatwy do rozwiązania z dwóch podstawowych

wodów. Po pierwsze, prędkość strumienia jest zależna od spadku p o d ł u ż n e g o , szorst
kości dna i przekroju poprzecznego, dlatego jest znacznie zróżnicowana w czasie

i przestrzeni. Po drugie, d n a i brzegi koryt są najczęściej nierówne i z b u d o w a n e z ma
teriału różnej wielkości, co powoduje, że prędkość przy dnie i brzegach istotnie różni
się od prędkości mierzonej w pewnym oddaleniu od tych powierzchni granicznych.
Jedna z wczesnych p r ó b określenia relacji pomiędzy prędkością strumienia wody
a procesami erozji, transportu i akumulacji została podjęta przez szwedzkiego inżynie
ra

(ryc. 8.3). Z diagramu wynika, że najłatwiejsze do wprawienia w ruch

są ziarna drobnego piasku, do czego wystarcza p r ę d k o ś ć rzędu 0,2 m

Jeśli ziarna

spoczywające na dnie są większe, konieczne są prędkości o d p o w i e d n i o większe,
dobnie jak w przypadku ziaren drobniejszych od piasku. Ten p a r a d o k s jest łatwo wy-

Pył i ił cechuje się większą kohezją, a p o n a d t o ziarna znajdują się w cało

ści w obrębie cienkiej warstwy przydennej, gdzie odbywa się spokojny ruch laminarny.
Materiał bardzo drobny m o ż e być transportowany nawet wtedy, gdy p r ę d k o ś ć spadnie
poniżej 0,01 m

Inaczej mówiąc, jest on trudny do wprawienia w ruch, natomiast je

go dalszy transport m o ż e odbywać się przy b a r d z o różnej prędkości. Tłumaczy to, dla
czego zawiesina długo utrzymuje się w strumieniu wody i m o ż e być p r z e n o s z o n a na od

setek i tysięcy kilometrów. Do przemieszczania grubszych frakcji n i e z b ę d n a

jest natomiast duża prędkość, nieco tylko mniejsza od krytycznej prędkości wprawia

nia w ruch. W korytach o dużej szorstkości i w  w a r u n k a c h  r u c h u  t u r b u l e n t n e g o zmien
ność prędkości strumienia jest  b a r d z o duża, stąd pojedyncze ziarna są wielokrotnie
wprawiane w ruch i osadzane na dnie. Zależności między  w a r u n k a m i a przepływu są
opisywane także przez inne relacje empiryczne, ale są  o n e w zasadzie  p o d o b n e do wy
nikających z analizy diagramu Hjulstróma.

Zdolność strumienia wody w korycie do wykonania pewnej pracy, a więc spowo

dowania zmian w rzeźbie terenu, m o ż n a określić podstawowymi p r a w a m i fizyki, okre-

167

portu dużych objętości materiału,  n a t o m i a s t możliwość przekształcania krajobrazu
przez małe potoki nizinne jest  b a r d z o niewielka. Wzrost mocy towarzyszy także
nom wezbraniowym, co wyjaśnia, dlaczego wówczas  d o c h o d z i do znaczących prze
obrażeń  d e n dolinnych.

Procesy erozyjne w korytach rzecznych

Do erozji p o d ł o ż a i brzegów koryta dochodzi, gdy n a p r ę ż e n i a ścinające związane

z przemieszczającym się s t r u m i e n i e m wody są większe niż wytrzymałość m a t e r i a ł u
budującego brzegi i d n o . Jest o n a zróżnicowana w zależności od rodzaju m a t e r i a ł u

jest na ogół znacznie wyższa dla skał litych niż dla u t w o r ó w luźnych. Z tego p o w o d u

tempo przekształceń erozyjnych w korytach skalnych jest znacznie niższe niż w kory
tach wyciętych w utworach u p r z e d n i o naniesionych przez rzekę (korytach aluwial-
nych) lub innych utworach o małej zwięzłości, n p .

lub o s a d a c h lodow

cowych. Ze względu na p o ł o ż e n i e miejsc podlegających erozji wyróżnia się erozję
denną (ang. bed

w trakcie której niszczone jest d n o koryta, a o n o s a m o ule

ga pogłębianiu, oraz erozję boczną (ang. lateral

polegającą na p o d c i n a n i u

brzegów koryta.

Erozja d e n n a odbywa się na kilka sposobów, a jej podstawowymi b e z p o ś r e d n i m i

przyczynami są mechaniczne ścieranie  d n a przez  t r a n s p o r t o w a n y  m a t e r i a ł oraz różni
ce ciśnienia w strumieniu wody,  p r o w a d z ą c e do odrywania pojedynczych ziaren od
podłoża. Z pierwszym  m e c h a n i z m e m  m a m y do czynienia głównie w korytach skal
nych, z drugim - w korytach

W ujęciu bardziej szczegółowym wyróżnia

ne są następujące mechanizmy erozji dna:

• korozja, której istotą jest chemiczny rozkład skały podczas k o n t a k t u z wodą płyną

cą. Podlegają jej głównie skały w a p i e n n e i gipsowe, a efektywność jest największa

w korytach zasobnych w w o d ę poruszającą się z dużą prędkością;

• abrazja, czyli ścieranie nierówności d n a przez p r z e n o s z o n e w strumieniu wody

okruchy skalne. Efekty abrazji są największe, gdy koryto jest wycięte w skałach o ni
skiej wytrzymałości (np. ł u p k a c h ) , a rumowisko d e n n e składa się głównie z otocza
ków skał o dużej twardości, n p . kwarcowych;

• eworsja, czyli pogłębianie nierówności d n a przez otoczaki poruszające się po orbi

tach zbliżonych do kołowych w obrębie stacjonarnego wiru. Wiry tworzą się zwłasz
cza poniżej progów w profilu p o d ł u ż n y m koryta;

• kawitacja, związana z nagłą zmianą prędkości strumienia i s p a d k i e m ciśnienia, p r o

wadzącym do powstania pęcherzy próżniowych. Podczas zaniku  p ę c h e r z a jest wy
zwalana znaczna energia, co  m o ż e doprowadzić do rozkruszenia lub  r o z d r o b n i e n i a
fragmentu  d n a lub brzegu koryta.  U t r a t a zwięzłości wskutek kawitacji ułatwia od

rywanie poszczególnych o k r u c h ó w skalnych;

• odrywanie, do którego dochodzi w luźnym m a t e r i a l e tworzącym d n o koryta, gdy

skierowana do góry siła n o ś n a wywołana różnicą ciśnień wewnątrz strumienia wo
dy przewyższa ciężar spoczywającego ziarna (ryc. 8.4). Maksymalną wielkość ziaren,
które mogą być o d e r w a n e przy danej prędkości strumienia określa d i a g r a m

(ryc. 8.3).

169

8.4. Odrywanie ziaren z dna koryta aluwialnego: A - opory związane z oddziaływaniem sąsiednich ziaren

F o r m y rzeźby związane z

erozji dennej o m ó w i o n o przy charakterysty

ce koryt r ó ż n e g o typu (zob. rozdział 8.5).

Erozja b o c z n a związana z b e z p o ś r e d n i m oddziaływaniem strumienia wody za

chodzi na brzegach koryt zbudowanych z utworów o małej zwięzłości, a więc przede

wszystkim w korytach

W skałach litych poszerzanie koryta wskutek ero

zji bocznej ma niewielkie znaczenie. Największe postępy erozji bocznej są związane
z  r u c h a m i masowymi w  o b r ę b i e  p o d c i n a n e g o brzegu. W jego obrębie, tuż poniżej lu
stra wody w rzece, często występują głębokie nisze i podciosy, których obecność po
woduje zachwianie stateczności brzegu. Od pionowej, podcinanej ściany odrywają się
pakiety  z i e m n e ,  k t ó r e przewracają się lub osuwają do koryta. Budujący je
skalny jest  n a s t ę p n i e włączany w skład rumowiska  d e n n e g o i zawiesiny, natomiast
w  o b r ę b i e brzegu pozostają wyrwy o różnych rozmiarach. W przypadku dużych rzek,
p o d c z a s takich pojedynczych epizodów brzeg  m o ż e cofnąć się nawet o kilka metrów.
W okresie zimowym, a także w obszarach z wieloletnią zmarzliną dodatkowym me
c h a n i z m e m erozji bocznej jest erozja termiczna (zob. rozdział

Niezależnie od

d e n n e j i bocznej mówi się w geomorfologii o erozji wstecz

nej (ang.

erosion).

Określenie to nie odnosi się j e d n a k do m e c h a n i z m u nisz

czenia  d n a lub brzegów, ale  k i e r u n k u działania erozji w obrębie odcinków koryta
o zwiększonym spadku  p o d ł u ż n y m , zwanych załomowymi. Łączne działanie różnych
procesów erozyjnych powoduje, że  s p a d e k nie tylko maleje, ale także zmienia się po
łożenie odcinka  z a ł o m o w e g o w  o b r ę b i e koryta. Z upływem czasu ulega on przesunię
ciu w górę rzeki. W pewnych  u w a r u n k o w a n i a c h geologicznych migracja załomu za
chodzi bez zmiany jego nachylenia (ryc. 8.5). Skutki erozji wstecznej są najbardziej

widoczne przy w o d o s p a d a c h , k t ó r e cofając się, pozostawiają na przedpolu głęboko
wciętą gardziel skalną (zob. rozdział 8.5).

Efektywność procesów erozyjnych zależy od wielu czynników i uwarunkowań,

związanych z jednej strony z charakterystyką strumienia wody w korycie, z drugiej
z c e c h a m i m a t e r i a ł u budującego koryto i spoczywającego na jego dnie. Intensywność
erozji rośnie wraz ze w z r o s t e m mocy strumienia, a więc potencjalnie będzie najwięk-

170

Ryc. 8.5. Erozja wsteczna

sza w korytach zasobnych w w o d ę rzek górskich o dużym spadku. Sprzyja jej turbu
lentny, rwący ruch wody, podczas k t ó r e g o dochodzi do kawitacji i odrywania. Trzeba

jednak pamiętać, że koryta rzek górskich są na ogół korytami skalnymi, a więc z b u d o
wanymi z m a t e r i a ł u o dużej o d p o r n o ś c i na ścieranie i u d e r z e n i e . N a w e t przy dużej

mocy strumienia niszczenie p o d ł o ż a bywa niewielkie, zwłaszcza w miejscach występo

wania skał szczególnie twardych, równocześnie

m o ż e p o s t ę p o w a ć b a r d z o szyb

ko w przyległym odcinku wyciętym w skałach o znacznie mniejszej odporności. W re
zultacie profile p o d ł u ż n e rzek górskich są na ogół niewyrównane, z p r z e m i e n n i e

występującymi odcinkami o dużym i m a ł y m spadku. Ograniczenia dla erozji d e n n e j
wynikają także z obecności lokalnych baz erozyjnych. G d y erozja d e n n a jest niemoż
liwa, nadmiar energii jest wykorzystywany na erozję boczną, a koryta ulegają szybkie
mu poszerzaniu.

Największej efektywności erozji m o ż n a się z a t e m spodziewać w miejscach, gdzie

moc strumienia jest wciąż wysoka, a p o d ł o ż e jest p o d a t n e na rozmywanie. Takie wa
runki występują między innymi w strefach przejściowych między o b s z a r a m i górskimi

Ryc 8.6. Strefa stożków napływowych jest zwykle obszarem najsilniejszej erozji i wzmożonej akumulacji.

Widoczne skutki erozji wywołane wielkim wezbraniem Wilczki w Sudetach Wschodnich w lipcu 1997 r.

(fot. Migoń)

171

i wyżynnymi a r ó w n i n a m i

nizinami i kotlinami, gdzie koryta mają już

c h a r a k t e r koryt aluwialnych, ale ich spadek jest nadal dość duży. Przekształ

cenia d e n dolinnych przez erozję są t a m wyjątkowo szybkie, zwłaszcza podczas wez
b r a ń (ryc. 8.6). N i e p r z y p a d k i e m zmiany w rzeźbie wywołane katastrofalnymi letnimi

w e z b r a n i a m i w S u d e t a c h w latach 1997 i 1998 osiągnęły największą skalę właśnie
u p o d n ó ż y bloków górskich i t a m szkody m a t e r i a l n e były największe.

Transport fluwialny

Transport m a t e r i a ł u przez rzeki odbywa się w trzech podstawowych formach.

Część jest  p r z e n o s z o n a po dnie, pozostając z  n i m w stałym lub chwilowym kontak
cie.  M ó w i m y wówczas o transporcie dennym lub obciążeniu  d e n n y m (ang. bed
rzeki. Transport zawiesinowy dotyczy drobniejszych ziaren,  k t ó r e unoszą się w stru
m i e n i u wody (ang. suspended load). W  o b u  p r z y p a d k a c h przenoszony  m a t e r i a ł znaj
duje się w postaci

a t r a n s p o r t odbywa się p r z e d e wszystkim podczas wezbrań,

gdy m o c s t r u m i e n i a znacznie rośnie. Trzeci rodzaj t r a n s p o r t u obejmuje materiał,
który wcześniej uległ rozkładowi w wyniku wietrzenia chemicznego i znajduje się

w wodzie w postaci jonowej (ang.

load).

M ó w i m y wówczas o transporcie

rozpuszczonego. C a ł o ś ć t r a n s p o r t o w a n e g o m a t e r i a ł u określana jest hy

drologów j a k o rumowisko rzeczne; określenie to spotykane jest także w pracach geo
morfologicznych.

Ź r ó d ł a m a t e r i a ł u t r a n s p o r t o w a n e g o w rzece są różne. Część pochodzi bezpo

średnio z d n a lub brzegów koryta i jest włączana w rumowisko wskutek erozji dennej
i

P o d o b n e g o , korytowego p o c h o d z e n i a m o ż e być część m a t e r i a ł u przyniesio

n e g o do rzeki głównej przez dopływy. D r u g i m ważnym obszarem źródłowym są zbo
cza dolin, skąd m a t e r i a ł skalny m o ż e być przenoszony bezpośrednio do koryta, z po
minięciem cieków niższego rzędu. Odbywa się to podczas epizodów spływu po

wierzchniowego, a także za sprawą ruchów masowych. Na stromych zboczach osuwi

ska i spływy gruzowo-błotne mogą docierać wprost do  d e n dolinnych, a rozmywane
przez  w o d ę formy akumulacyjne będą głównymi dostarczycielami materiału. Materiał
rozpuszczony  p o c h o d z i z denudacji chemicznej zlewni i dostaje się do koryta za po
średnictwem spływu

Transport d e n n y odbywa się w różnej formie, w zależności od wielkości ziarna,

jego pokroju i mocy strumienia. W stałym kontakcie z d n e m są przemieszczane naj

większe okruchy skalne, których ciężar jest większy niż wielkość siły odrywającej, wy

nikającej ze skierowanej ku górze składowej  r u c h u  t u r b u l e n t n e g o . Są  o n e przesuwa
ne po dnie lub toczone, jeśli pozwala na to ich kulisty pokrój. Podczas wielkich wez
b r a ń po dnie mogą być  p r z e n o s z o n e nawet głazy średnicy kilku metrów. Mniejsze
ziarna mogą poruszać się  r u c h e m skokowym (saltacyjnym), a opadając wybijają z dna
kolejne ziarna. W trakcie  r u c h u dochodzi do częstych kolizji ziaren, co z upływem
czasu prowadzi do stępienia ostrych naroży i ich zaokrąglenia, dlatego większe frag
m e n t y skalne przybierają formę otoczaków. Ich pokrój nawiązuje do tekstury skały:
otoczaki skał masywnych  ( n p . granitu, kwarcytu) są na ogół kuliste, skał metamor
ficznych o wyraźnej foliacji i warstwowanych skał osadowych - raczej dyskoidalne

172

Ryc. 8.7. Otoczaki rzeczne w korycie rzeki roztokowej (fot. Migoń)

8.7). W określaniu kształtu i stopnia zaokrąglenia otoczaków są p o m o c n e dia

gram Zingga oraz wizualne skale zaokrąglenia (ryc. 8.8). Charakterystyczną cechą na
gromadzeń otoczaków dyskoidalnych w korytach jest

czyli dachówkowa

te ułożenie kolejnych  o k r u c h ó w skalnych. W drobniejszym  m a t e r i a l e piaszczystym
spoczywającym w korycie tworzą się w trakcie  t r a n s p o r t u  d e n n e g o  r ó ż n e formy
ukształtowania dna. Przy niewielkich prędkościach i w  w a r u n k a c h  r u c h u

powstają zmarszczki p r ą d o w e (ripplemarki) i

wraz ze w z r o s t e m pręd

kości następuje najpierw wyrównanie dna, a n a s t ę p n i e powstanie antywydm.

Ruch turbulentny sprzyja transportowi zawiesinowemu, tak więc jest on najbar

dziej efektywny podczas wysokich stanów wody w rzece i przy dużej prędkości. W za

wiesinie są p r z e n o s z o n e niewielkie ziarna, których p r ę d k o ś ć o p a d a n i a na d n o jest

niższa od składowej pionowej prędkości r u c h u

N i e ma jednej uniwer

salnej wartości liczbowej,  k t ó r a określałaby krytyczną wielkość ziarna do  t r a n s p o r t u
zawiesinowego. Przy dużej mocy strumienia nawet kilkudziesięciocentymetrowe frag
menty skalne mogą być przemieszczane na krótkie odległości bez  k o n t a k t u z  d n e m ,
natomiast przy niewielkiej mocy nawet  d r o b n y piasek i pył nie będą mogły zostać wy
bite ze stanu spoczynku na dnie koryta.

Transport m a t e r i a ł u rozpuszczonego obejmuje wszelkiego rodzaju jony i moleku

które zasiliły strumień wody w wyniku wietrzenia chemicznego, a także zdysocjo-

wane związki organiczne. Skład chemiczny w ó d rzecznych odzwierciedla b u d o w ę geo-

Formy te nie

oczywiście nic wspólnego z wydmami

z piasku przenoszonego przez

wiatr. W celu podkreślenia różnic między wydmami eolicznymi a formami

dna koryta rzecz

nego, w polskim tłumaczeniu książki

A. Allena Procesy kształtujące powierzchnię Ziemi posłużono się

określeniem

173

Ryc. 8.8. Zróżnicowana obróbka rumowiska rzecznego, przedstawiona na diagramie Zingga (a) i za pomocą

wizualnej skali obtoczenia Sheparda i Younga (b).

c -

długości osi okruchu skalnego

Tab. 8.1. Transport fluwialny w wybranych rzekach świata

Rzeka

Ładunek denny i zawiesinowy

Ładunek rozpuszczony

Rzeka

(t km-2

Brahmaputra

1750

1380

Ganges

650

Indus

290

Tygrys - Eufrat

250

Orinoko

205

Mekong

200

Amazonka

140

Missisipi

Dunaj

Mackenzie

Parana

Nil

Wołga

Murray

Kongo

Lena

Uwaga: wielkość transportu odnosi się do jednego roku i jest przeliczona na jednostkę powierzchni zlewni.
Wartości są podane w zaokrągleniu.

Źródło: Summerfield M.A., 1991. Global

Longman, London.

174

logiczną zlewni i charakter wietrzenia

a więc p o ś r e d n i o w a r u n k i klimatycz

ne.

składnikami ł a d u n k u rozpuszczonego są węglany, chlorki, siarczany,

jony wapnia i sodu, a także rozpuszczona k r z e m i o n k a . Koncentracja m a t e r i a ł u roz

puszczonego jest znacznie zróżnicowana i wynosi od mniej niż 10 mg na litr do p o n a d

10 000 mg na litr. Przy j e d n a k o w y m odpływie j e d n o s t k o w y m koncentracje są general

nie wyższe w rzekach

obszary z b u d o w a n e ze skał osadowych, średnio

rząd wielkości w stosunku do obszarów z dominacją skał m a g m o w y c h i m e t a m o r

ficznych, co wynika z większej p o d a t n o ś c i większości skał osadowych na wietrzenie.
Wielkość koncentracji ł a d u n k u pozostaje w zależności od przepływu i jest najwyższa
przy małych przepływach.

Bezwzględna wielkość t r a n s p o r t u i proporcje p o m i ę d z y m a t e r i a ł e m t r a n s p o r t o

wanym po dnie, w zawiesinie i w postaci rozpuszczonej w korytach rzecznych są skraj

nie zróżnicowane nie tylko w skali globalnej, ale także w odniesieniu do pojedyncze
go koryta w skali roku (tab. 8.1). G ł ó w n y m i czynnikami decydującymi o c h a r a k t e r z e
transportu fluwialnego są m o c strumienia, w a r u n k i klimatyczne decydujące o rodza

ju i intensywności wietrzenia w zlewni, energia rzeźby w zlewni, a także w coraz więk

szym stopniu uwarunkowania a n t r o p o g e n i c z n e .

Specyficznym m a t e r i a ł e m t r a n s p o r t o w a n y m przez rzeki są fragmenty drzew

krzewów, łącznie określane j a k o r u m o s z drzewny. Są o n e d o s t a r c z a n e do koryt przez

spływy gruzowe, lawiny, wskutek powalenia przez wiatr, p o d c i n a n i a brzegów przez
nurt, działalności zwierząt i gospodarczych działań ludzkich. Transport m o ż e odby

wać się, gdy szerokość koryta i m o c strumienia są wystarczające w stosunku do wiel

kości pni, w przeciwnym przypadku w korycie tworzą się tamy d r z e w n e (zatory orga
niczne).

Koryta skalne

Koryta skalne (ang. bedrock channels) są w całości wycięte w zwięzłych skałach

podłoża i zwykle charakteryzują się dużym  s p a d k i e m  p o d ł u ż n y m (ryc. 8.9).  O s a d y
rzeczne (aluwia) nie występują w ich obrębie w ogóle lub tylko sporadycznie, w posta
ci cienkiej i nieciągłej pokrywy. Powstanie i rozwój koryt skalnych wskazuje na znacz
ną  m o c strumienia na  d a n y m odcinku, dzięki której nie tylko jest możliwy  t r a n s p o r t
całego dostępnego  m a t e r i a ł u rumowiskowego w dół koryta, ale występuje także nad
miar energii, która  m o ż e być wykorzystana do erozji dna. Z tego  p o w o d u rzeźba ko
ryt skalnych ma  p r z e d e wszystkim  c h a r a k t e r erozyjny i cechuje się obecnością  r ó ż n o
rodnych form korytowych.

D u ż e formy i zespoły form o b e c n e w korytach skalnych to wodospady, kaskady,

żebra skalne, bystrza oraz rynny. Ich występowanie i wygląd odzwierciedla p r z e d e
wszystkim spadek podłużny odcinka skalnego oraz b u d o w ę geologiczną. Najbardziej
efektownymi formami są wodospady (ang.

czyli wysokie p i o n o w e lub prze

wieszone progi, z których strumień wody s p a d a w powietrzu, bez stałego k o n t a k t u
z podłożem (ryc. 8.10). C h a r a k t e r p r o g u w o d o s p a d u d e t e r m i n u j e b u d o w a geologicz

na ( R A M K A 8.4). Wysokość w o d o s p a d ó w wynosi od kilku do prawie 1000 m w przy
padku najwyższego na Z i e m i w o d o s p a d u

w Wenezueli. W Polsce za najwyższy

175

Ryc. 8.9. Koryto skalne z kotłami eworsyjnymi, Góry Kaskadowe, St. Zjednoczone (fot. Migoń)

u c h o d z i w o d o s p a d Wielka Siklawa w Dolinie Roztoki w Tatrach (70 m ) , aczkolwiek
ma on bardziej c h a r a k t e r ciągu stromych kaskad. G e n e z a w o d o s p a d ó w jest zróżnico

w a n a . Mają o n e u w a r u n k o w a n i a odpornościowe, tektoniczne (występują na linii

u s k o k u ) lub są związane z  n i e r ó w n o m i e r n ą erozją glacjalną i wówczas występują na
p r o g a c h dolin zawieszonych (zob. rozdział 12.5.2). Jakkolwiek położenie wodospadu
m o ż e się wydawać  n i e z m i e n n e w skali czasowej życia ludzkiego, są  o n e w rzeczywisto
ści  f o r m a m i dynamicznymi, podlegającymi  p r z e d e wszystkim erozji wstecznej. Próg

jest n i e u s t a n n i e rozcinany przez w o d ę i podcinany od dołu, co prowadzi do odpada

nia i obrywów, a w konsekwencji do cofania p r o g u w górę rzeki. Świadectwem tej „wę

są głębokie gardziele skalne poniżej p r o g u (ryc.

F o r m a m i p o k r e w n y m i do w o d o s p a d ó w są kaskady, czyli systemy niskich nachylo

nych  p r o g ó w skalnego  d n a (wys. do 2  m ) , po których spływa strumień wody. Mogą
o n e być rozcięte  r y n n a m i wyżłobionymi w skale, zwykle zlokalizowanymi na liniach
głównych spękań. Ciągi kaskad mogą występować na odcinkach długości nawet kilku
set  m e t r ó w . Z kolei żebra skalne są związane głównie z wychodniami skał osadowych
o zróżnicowanej odporności. Ławice twardsze ulegają wypreparowaniu w postaci ni-

176

R a m k a 8 . 4

w o d o s p a d ó w w z a l e ż n o ś c i o d b u d o w y g e o l o g i c z n e j

z doliny Białej i Czarnej Wisełki w Beskidzie Śląskim dobrze ilustrują wpływ

budowy geologicznej na charakter wodospadu. W dolinach tych wyróżniono następujące
typy:

• progi na cienkich, ale bardzo wytrzymałych warstwach piaskowca, pościelonych

stwami o małej odporności. Często występuje przewieszenie krawędzi progu (typ 1);

• progi związane z grubymi ławicami warstw odpornych, w całości w nich założone (typ 2);
• progi złożone, rozwinięte na dwóch (lub więcej) grubych ławicach piaskowców prze

dzielonych łupkami (typ 3);

progi złożone, rozwinięte na dwóch (lub więcej) cienkich ławicach piaskowców prze
dzielonych łupkami (typ 4).

Dalsze zróżnicowanie rzeźby wodospadów wynika ze zróżnicowania nachylenia ławic od
pornych i różnych kątów między biegiem warstw a kierunkiem przepływu w strumieniu.

Źródło: Alexandrowicz

1976. Wodospady Białej i Czarnej Wisełki. Ochrona Przyrody, t. 41, s. 323-354.

177

Ryc. 8.10. Wodospad Wilczki i kocioł ewor-

poniżej, Masyw

Sudety

(fot. Migoń)

skich żeber, sterczących  p o n a d lustrem wody podczas niskich stanów, zalewanych
podczas wezbrań. Bystrza w korytach skalnych - to odcinki skalnego  d n a pozostające
stale  p o d wodą. Odcinki koryta cechujące się obecnością kaskad,

skalnych i że

b e r są także określane różnymi nazwami regionalnymi. Na Roztoczu nazywane są one
szypotami, na P o d o l u - p o r o h a m i , n a t o m i a s t w dolinie Nilu kataraktami.

Rynny skalne mogą osiągać długość kilkuset m e t r ó w i głębokość do kilkunastu

m e t r ó w (formy głębsze są już raczej klasyfikowane j a k o doliny typu gardzieli; zob.
rozdział 9.3). Ich przebieg jest n i e m a l zawsze uwarunkowany strukturą podłoża. Są
o n e zwykle wyżłobione wzdłuż linii głównych spękań, uskoków lub granic ławic o róż
nej odporności.

Do mniejszych form erozyjnych należą kotły eworsyjne (ang.

czyli cylin

dryczne zagłębienia o pionowych ścianach i płaskim dnie, wyżłobione przez
skalny poruszany przez stacjonarne wiry. Ich głębokość m o ż e sięgać do 10 m, ale

w skalnych korytach rzek polskich nie przekraczają o n e na ogół 2 m głębokości. Towa

rzyszą o n e zwykle p r o g o m wodospadów, ale mogą też występować niezależnie od nich.

178

Konfiguracja d n a i brzegów koryt skalnych cechuje się dużą trwałością, znacznie

większą niż w przypadku koryt

rzek o p o d o b n y m przepływie i mocy stru

mienia. Wynika to ze znacznie większej wytrzymałości p o d ł o ż a skalnego. N a w e t pod
czas wielkich wezbrań i przemieszczania się fali o znacznej energii zmiany są na ogół
niewielkie.

W przyrodzie występują także koryta skalno-aluwialne, typowe dla niżej p o ł o ż o

nych części obszarów górskich. R z e k a płynie w nich po p o d ł o ż u skalnym, n a t o m i a s t
brzegi są z b u d o w a n e z utworów aluwialnych. Koryta tego typu

zdolność do szyb

kiej migracji w obrębie d n a doliny, ponieważ brzegi są łatwo p o d c i n a n e , n a t o m i a s t
wychodnie skalne w korycie powstrzymują wcinanie się i zwiększanie głębokości.

8.11. Wodospady Wiktorii na Zambezi. Gardziel przed progiem wodospadu wskazuje na postęp erozji

wstecznej, uwarunkowanej spękaniami podłoża skalnego (wg R.

8.6.

Koryta aluwialne

Koryta aluwialne (ang. alluvial

wycięte w u t w o r a c h u p r z e d n i o nanie

sionych przez rzekę, są przeciwieństwem koryt skalnych. Ze względu na ogólnie ma

stopień zwięzłości p o d ł o ż a cechują się znacznie większą dynamiką niż koryta skal

ne, a dramatyczne zmiany w ich  p o ł o ż e n i u i wyglądzie  m o ż n a obserwować nawet pod
czas pojedynczego wezbrania. Koryta aluwialne są w stanie równowagi dynamicznej
i stale dopasowują kształt i  c h a r a k t e r do średnich wielkości przepływu oraz rodzaju
materiału niesionego przez rzekę, dlatego rzeki w obszarach różniących się  w a r u n k a
mi środowiskowymi są tak różne.

179

Ze względu na znaczne zróżnicowanie koryt aluwialnych i obecność wielu form

przejściowych

koryt aluwialnych nie jest prosty, a w specjalistycznej literatu

rze znaleźć m o ż n a wiele propozycji klasyfikacyjnych. W tym podręczniku przyjęto
stosunkowo prostą klasyfikację, uwzględniającą trzy podstawowe rodzaje systemów
koryt aluwialnych:

• systemy

o pojedynczym nurcie, do których należą koryta proste,

k r ę t e i m e a n d r o w e ;

• systemy j e d n o k o r y t o w e o wielu n u r t a c h , czyli roztokowe;
• systemy

Systemy jednokorytowe o pojedynczym nurcie

Rzeki systemów

i z a r a z e m j e d n o n u r t o w y c h mają pojedyncze

koryto o zróżnicowanej krętości. W typowych  w a r u n k a c h przepływ całej objętości wo
dy i niesionego  m a t e r i a ł u odbywa się tym właśnie korytem, jedynie podczas najwięk
szych  w e z b r a ń wody nie mieszczą się w korycie i

się po równinie zalewowej

w dnie doliny. W korytach tego typu występuje j e d e n nurt, który wykazuje naturalną

tendencję do przemieszczania się od j e d n e g o brzegu do drugiego. Na odcinkach,
gdzie n u r t znajduje się przy brzegu, dochodzi do p o d c i n a n i a i erozji

Nieza

leżnie od n u r t u , w korycie występują lokalne prądy p o p r z e c z n e (helikoidalne), mają
ce c h a r a k t e r zstępujący przy brzegu p o d c i n a n y m i wstępujący na brzegu przeciwle
głym (ryc.

Podstawą p o d z i a ł u koryt j e d n o n u r t o w y c h jest wskaźnik krętości

definiowa

stosunek rzeczywistej długości koryta pomiędzy d w o m a wybranymi punktami

do długości odcinka p r o s t e g o łączącego te punkty (ryc. 8.13). Jest on bezwymiarowy
i przyjmuje wartości od 1 do o k o ł o 3,5. W zależności od wartości liczbowej przyjmo

wanej przez wskaźnik są

• koryta p r o s t e (1

1,05);

• koryta k r ę t e (1,06

1,5);

• koryta m e a n d r o w e , z ł o ż o n e z zakoli o dużej krzywiźnie

1,5).

8.12.

nurtu i prądów poprzecz

nych w korycie meandrowym (wg K.

na, zmieniona)

180

Ryc. 8.13. Sposób obliczania wskaźnika krętości koryta aluwialnego

Typy te należy j e d n a k traktować j a k o k o n t i n u u m , gdyż n a t u r a l n ą tendencją roz

wojową jest wzrost krętości koryta w czasie. Koryto  p r o s t e wskutek lokalnie występu
jącej erozji bocznej ewoluuje w  k i e r u n k u koryta krętego, a  k r ę t e  m o ż e przeobrazić się
w koryto  m e a n d r o w e . Dalsze procesy korytowe, zwłaszcza erozji bocznej, prowadzą

do przerwania m e a n d r ó w i p o n o w n e g o ustanowienia koryta o małej krętości.

Aluwialne koryta proste są w n a t u r z e b a r d z o rzadkie i szybko przekształcają się

w koryta kręte. Prosty bieg wielu rzek nizinnych w Polsce, a także w innych krajach

środkowej i zachodniej  E u r o p y , wynika w zdecydowanej większości przypadków
z uregulowania koryta i stosowania różnych rozwiązań hydrotechnicznych przeciw
działających tendencji do  p o d c i n a n i a brzegów. Przerzucanie  n u r t u  p o m i ę d z y brzega
mi wynika z obecności powtarzalnych form dna, określanych  j a k o bystrza i

(ang.

Bystrzami nazywane są odcinki o mniejszej głębokości, związane z de-

pozycją grubszych frakcji rumowiska d e n n e g o , n a t o m i a s t rozdzielające je odcinki

są określane jako plosa (ryc. 8.14). Podczas niskich stanów bystrza mogą czę-

8.14. Występowanie par

w korycie

(wg G.H.

181

ściowo wystawać  p o n a d powierzchnię wody.  N u r t dąży do ominięcia bystrza, co
powoduje jego przerzucenie się  p o d  j e d e n z brzegów, który zaczyna być podcinany.
Odległość  p o m i ę d z y kolejnymi bystrzami (lub plosami) zależy od wielkości koryta
i wynosi na ogół od pięciu do siedmiu szerokości koryta. Powstanie regularnych se
kwencji

nie jest w p e ł n i wyjaśnione, ale p r a w d o p o d o b n i e ich rozwój jest

związany z różnicowaniem się prędkości strumienia, wynikającym z obecności na dnie
m a t e r i a ł u różnej wielkości stawiającym różny opór. W dalszej kolejności prowadzi to

do sortowania m a t e r i a ł u i rozdzielania grubszych i drobniejszych frakcji.

Spychanie n u r t u p o d j e d e n z brzegów m o ż e mieć także inne przyczyny. Zmiany po

łożenia n u r t u są wymuszane przez kłody drzewne dostające się do koryta, zatory orga
niczne, osuwiska i obrywy ziemne z brzegów, akumulację rumowiska przez dopływy,

wreszcie n a p ó r hydrodynamiczny wód dopływów. Przerzucanie nurtu pomiędzy brzega

mi prowadzi w sposób nieunikniony do przemiennego występowania odcinków podle
gających erozji i akumulacji wzdłuż obu brzegów, przy czym naprzeciw strefy erozji wy
stępuje strefa akumulacji i na odwrót (ryc. 8.15). Przekrój poprzeczny koryta staje się
coraz bardziej asymetryczny, ze stromym brzegiem podcinanym i łagodnie nachylonym

brzegiem przeciwległym, będącym piaszczysto-żwirową łachą (ang. point bar) (ryc.

8.16). Brzeg podcinany (zewnętrzny) nosi nazwę amfiteatru, przeciwny (wewnętrzny)

jest określany jako ostroga. Materiał pochodzący z brzegu podcinanego jest częściowo
włączany w skład rumowiska transportowanego w dół rzeki, a częściowo jest wskutek

działania p r ą d ó w poprzecznych wynoszony na przeciwległy brzeg, gdzie nadbudowuje
łachę. Wraz z upływem czasu erozja boczna prowadzi do stałego wzrostu krętości kory
ta, które równocześnie ulega wydłużeniu, a jego spadek podłużny maleje.

Ryc. 8.15. Rozmieszczenie stref erozji i akumulacji w korycie meandrowym

182

Ryc. 8.16. Erozja i akumulacja w żwirodennej rzece krętej. Po prawej stronie zakola ostroga (lacha meandro
wa), po lewej stronie brzeg podcinany. Dobrze widoczne jest przerzucanie nurtu w obrębie koryta (dolina

Skorej, Sudety Zachodnie) (fot. K. Maciejak)

Procesy te są o d p o w i e d z i a l n e za p r z e o b r a ż e n i e koryta p r o s t e g o lub k r ę t e g o w ko

ryto m e a n d r o w e (ryc. 8.17). S k ł a d a się z wielu m e a n d r ó w , czyli o d c i n k ó w złożonych
z dwóch zakoli o dużej krzywiźnie p o ł ą c z o n y c h ze sobą o d c i n k i e m

M e a n -

8.17. Koryto rzeki meandrującej, Cuckmere w południowej Anglii (fot. Migoń)

Literatura dostarcza licznych

nieco innego rozumienia terminu „meander", równo

znacznego w znaczeniu z określeniem „zakole". W szczególności dotyczy to sytuacji, w których odcięte od
koryta pojedyncze zakola są opisywane jako

183

Ryc. 8.18.

meandra (wg M. Klimaszewskiego): L -

fali meandra,

szerokość mean

dra, A - rozpiętość (amplituda) meandra, B - szerokość koryta, R - promień zakola, S -

zakola,

- szerokość szyi meandra, h - wysokość zakola

są charakteryzowane kilkoma p a r a m e t r a m i morfometrycznymi, między innymi

długością fali m e a n d r a , rozpiętością m e a n d r a , długością zakola i jego promieniem
(ryc. 8.18). Pomiędzy tymi p a r a m e t r a m i , a także pomiędzy niektórymi z nich a wiel

kościami przepływu w korycie, istnieją p e w n e zależności. Stwierdzono między
że stosunek długości fali m e a n d r a do szerokości koryta

wynosi najczęściej

10-14, stosunek p r o m i e n i a zakola do szerokości koryta

najczęściej 2-3 (oba

p a r a m e t r y są

Szerokość koryta zmienia się proporcjonalnie do wiel

kości przepływu, z a t e m p o d e j m o w a n e są liczne próby szacowania przepływów na
podstawie cech geometrycznych m e a n d r ó w ( R A M K A 8.5). M e t o d y te są stosowane
głównie w

czyli rekonstrukcji dawnych warunków hydrologicznych

na podstawie zachowanych form rzeźby fluwialnej i osadów rzecznych.

O m ó w i o n e zależności należy traktować jako przybliżone, ponieważ w rzeczywi

stości g e o m e t r i a zakoli m o ż e być b a r d z o zróżnicowana, nawet w obrębie pojedynczej
rzeki. Istnieją m e a n d r y regularne, o zbliżonych wartościach p a r a m e t r ó w

8.5

M e a n d r y

Próby szacowania przepływów na podstawie geometrycznych cech meandrów wykorzystu

ją zależność:

gdzie: L - długość fali meandra, Q - przepływ, a jest współczynnikiem proporcjonalności,

a b przyjmuje wartości około 0,5.
W literaturze znaleźć można różne postaci tej zależności, co odzwierciedla różnice poglą
dów co do tego, które przepływy są najważniejsze dla kształtowania koryta (wezbraniowe
o różnej częstotliwości występowania, średnie,

W szacowaniu prze

pływu

także brać pod uwagę cechy

budującego brzegi, ponieważ wraz ze

wzrostem jego kohezyjności długość fali meandra maleje.

184

Ryc. 8.19. Powstawanie starorzeczy wskutek rozwoju meandrów; A - akumulacja, E - erozja

oraz nieregularne ( z d e f o r m o w a n e ) . Nietypowy

zakola wynika naj

częściej z uwarunkowań litologicznych. O b e c n o ś ć u t w o r ó w mniej p o d a t n y c h na roz
mywanie na brzegu p o d c i n a n y m spowolnia

boczną i sprawia, że

sobą zakola

się w

t e m p i e .

Stałe zwiększanie p r o m i e n i a krzywizny sąsiednich zakoli prowadzi do znacznego

zmniejszenia szerokości nasady ostrogi  m e a n d r o w e j . Powstaje w  t e n sposób obu
stronnie  p o d c i n a n a szyja  m e a n d r o w a (fot. 9).  M o ż e  o n a zostać łatwo przerwana,
szczególnie podczas dużego wezbrania, gdy  w o d a nie mieści się w korycie.  N o w o  p o
wstały odcinek koryta jest znacznie krótszy niż  d a w n e zakole, a więc cechuje się też
znacznie większym spadkiem. Większa  m o c strumienia w  o b r ę b i e tego odcinka sprzy

ja erozji

W rezultacie przejmuje on rolę głównego koryta, k t ó r e w t e n sposób

ulega wydatnemu skróceniu. Erozja  d e n n a powoduje odcięcie  d a w n e g o zakola w je
go górnej części, w dolnej  m o ż e być  o n o wciąż  p o ł ą c z o n e z głównym korytem, ale
ruch wody jest w nim  b a r d z o ograniczony.

to zasypywaniu, zarastaniu i spły

caniu, prowadząc do całkowitej izolacji zakola. Jeśli jest o n o wciąż wypełnione wodą,

jest określane jako starorzecze (ang.

Z czasem d o c h o d z i do całkowitego wy

pełnienia dawnego koryta przez osady m i n e r a l n e i organiczne, jezioro zanika,

w dnie doliny pozostaje półkoliste obniżenie, często p o d m o k ł e i p o r o ś n i ę t e

ciolubną roślinnością

8.19). F o r m y takie nazywane są p a l e o m e a n d r a m i .

Do odcięcia fragmentu zakola m o ż e także dojść wskutek powstania koryta prze

lewowego po stronie wewnętrznej, w obrębie łachy

Szczególnie p o d a t

ne na ten proces, zachodzący podczas wezbrań, są duże, niskie łachy, skąpo porośnię
te roślinnością. Skrócenie długości koryta nie jest j e d n a k tak znaczne, jak podczas
przecięcia szyi

8.6.2. Systemy jednokorytowe

Przeciwieństwem systemów

o pojedynczym nurcie są szerokie,

względnie płytkie koryta, w których w o d a płynie wieloma n u r t a m i na p r z e m i a n roz-

185

Ryc. 8.20. Koryto roztokowe z licznymi

łachami żwirowymi, rzeka Fuji, Japonia (fot. Migoń)

dzielającymi się i łączącymi (ryc. 8.20). Zjawisko takie jest określane jako roztokowa-
nie, a koryta tego typu noszą nazwę koryt

(ang. braided channels). Ist

nieje co najmniej kilka innych określeń tego typu koryt, między innymi koryta „war-
koczowe",

lub

Są o n e j e d n a k nieprecyzyjne i wprowadzają

terminologiczny zamęt, dlatego nie powinny być stosowane.

e l e m e n t a m i rzeźby koryt roztokowych są łachy (odsypy) śródko-

(ang. bar), których o b e c n o ś ć powoduje rozdzielanie się nurtu. Łachy są na

ogół wydłużone zgodnie z ogólnym przebiegiem koryta,  z b u d o w a n e z grubego mate
riału frakcji piaszczystej i żwirowej  t r a n s p o r t o w a n e g o przez rzekę i wznoszą się nie
znacznie  p o n a d średni  p o z i o m wody w korycie. Na ogół są  o n e pozbawione roślinno
ści, aczkolwiek  d u ż e łachy o wysokości względnej do  o k o ł o 1 m mogą być porośnięte
przez roślinność krzewiastą. Podczas przepływów

i wezbrań łachy

mogą w całości znaleźć się  p o d wodą. Wielkość łach jest znacznie zróżnicowana i czę
ściowo zależna od szerokości koryta.  M o g ą osiągać do kilkuset  m e t r ó w długości.
Część łach jest rozdzielona obniżeniami,  k t ó r e prowadzą  w o d ę tylko przy większych
przepływach. Powszechność łach

jest d o w o d e m na tylko okresową

zdolność rzeki do t r a n s p o r t u całego d o s t ę p n e g o rumowiska.

U k ł a d przestrzenny łach koryt roztokowych jest nietrwały. Podczas niskich i śred

nich przepływów pojedyncze formy podlegają erozji i przyrastają, co daje pozorną mi
grację w  o b r ę b i e koryta,  n a t o m i a s t w trakcie  w e z b r a ń ich  u k ł a d  m o ż e ulec całkowitej
zmianie.  Z m i e n i a się wówczas również  p o ł o ż e n i e głównych nurtów.  Z n a c z n a dynami
ka łach wynika z  c h a r a k t e r u budujących je osadów. Piaski i żwiry charakteryzują się
niską kohezyjnością i są łatwo rozmywane przez  w o d ę , jeśli tylko  m o c strumienia sta

je się o d p o w i e d n i o wysoka. Rozmywaniu łach sprzyja b r a k roślinności, która mogła

by pełnić rolę stabilizacyjną. Należy j e d n a k widzieć w tym relacje dwustronne. Brak

186

roślinności zmniejsza stabilność łachy, d u ż a dynamika formy z kolei tworzy nieko
rzystne warunki do jej rozwoju.

Koryta roztokowe

się specyficznym r e ż i m e m hydrologicznym i transpor

towym. Obserwuje się w nich częste i  z n a c z n e  w a h a n i a przepływów, a więc także
i stanów wody. W konsekwencji,  m o c  s t r u m i e n i a  z m i e n i a się w szerokich granicach,
często jest  j e d n a k na tyle wysoka, że w korytach  d o c h o d z i do aktywnej erozji i trans
portu dużych ilości rumowiska. W  p o r ó w n a n i u do innych typów koryt,  b a r d z o dużą
rolę odgrywa  t r a n s p o r t denny, za sprawą  k t ó r e g o  m o g ą być  p r z e n o s z o n e nawet du

że otoczaki. Także s p a d e k p o d ł u ż n y jest na ogół większy niż w p r z y p a d k u koryt jed
nonurtowych.

8.6.3. Systemy wielokorytowe

Systemy wielokorytowe (ang. anabranching rivers) są t w o r z o n e przez kilka koryt

rozdzielonych trwałymi wyspami, najczęściej porośniętymi, k t ó r e nie są zalewane na

wet podczas wysokich przepływów, a jedynie podczas największych w e z b r a ń (ryc.

8.21). Poszczególne koryta mogą prowadzić zbliżoną objętość wody, ale m o ż e się

wśród nich zaznaczać koryto główne, o największym przepływie. Koryta te są w zde
cydowanej większości j e d n o n u r t o w e , ale z n a n e są też wielokorytowe systemy rozto
kowe, w których każde indywidualne koryta ma cechy roztoki.

W przeciwieństwie do nietrwałych łach w korytach roztokowych, wyspy w syste

mach

są trwałe i stabilne. Ich p o ł o ż e n i e nie ulega zmianie nawet

podczas znacznych wezbrań, choć erozja brzegów m o ż e odbywać się na ograniczoną
skalę. Wznoszą się o n e do kilku m e t r ó w p o n a d średni stan wody w korytach, a ich p o

wierzchnia znajduje się na ogół na tym samym p o z i o m i e wysokościowym co r ó w n i n a

8.21.

system Dunaju na Małej Nizinie Węgierskiej (fot. Migoń)

187

Ryc. 8.22.

systemy koryt Bobru i jego

w Kotlinie Kamiennogórskiej

(stan sprzed regulacji na początku XX w.) (wg A.K.

1991)

zalewowa. Wielkość wysp jest zróżnicowana, n i e k t ó r e mogą osiągać kilka kilometrów
długości.

Wyróżnia się kilka typów systemów wielokorytowych, z których najczęściej spo

tykany jest u k ł a d koryt anastomozujących (ang.

river).

Koryta cechują

się b a r d z o niewielkim s p a d k i e m p o d ł u ż n y m , najmniejszym wśród znanych typów ko
ryt, stąd też m o c s t r u m i e n i a jest b a r d z o m a ł a . D l a t e g o zdolność erozyjna i transpor-

188

towa takich koryt jest także  b a r d z o  m a ł a , co częściowo tłumaczy trwałość wysp
dzielających koryta (ryc. 8.22).  M a ł a  m o c koryt ma również swoje istotne konse
kwencje dla sposobu  t r a n s p o r t u  m a t e r i a ł u .  D o m i n u j e  t r a n s p o r t zawiesinowy  b a r d z o
drobnego materiału, a  t r a n s p o r t  d e n n y stanowi mniej niż

całkowitego transpor

tu. Ten drobny materiał, głównie we frakcji pylastej i drobniejszej, jest  p o d s t a w o w y m
budulcem wysp i dzięki swojej znacznej kohezyjności  p e ł n i  d o d a t k o w ą funkcję stabi
lizacyjną. Duży jest też udział  u t w o r ó w organicznych. Koryta

mają

różny przebieg, od  p r o s t e g o po  m e a n d r o w y ,  j e d n a k  n a w e t w  w a r u n k a c h dużej  k r ę t o
ści erozja brzegów jest ograniczona do  m i n i m u m . Przepływy w korytach  a n a s t o m o -
zujących są na ogół wyrównane. Koryta  a n a s t o m o z u j ą c e zostały  r o z p o z n a n e  j a k o
osobna kategoria stosunkowo  n i e d a w n o i  n a d a l są  m y l o n e z  r z e k a m i roztokowymi
(tab. 8.2).

Stabilne systemy wielokorytowe spotyka się także na odcinkach rzek o większej

mocy strumienia, przenoszących m a t e r i a ł piaszczysty, a nawet żwirowy. W a r u n k i e m
trwałości wysp jest w tych przypadkach głównie bujna roślinność porastająca wyspy,
a także epizodyczność wezbrań.

Tab. 8.2. Rzeki roztokowe i anastomozujące -

różnice

Cecha

Rzeka roztokowa

Rzeka anastomozująca

Spadek podłużny

duży

mały

Charakter przepływu

rwący, duże wahania przepływu

spokojny, małe wahania

Obciążenie rzeki

denne, mieszane

zawiesinowe, okresowo mieszane

Typ i układ koryta

układ

koryto szerokie i płytkie, nietrwałe

formy

układ

koryta wąskie, głębokie i stabilne

Charakter dna

doliny

równina żwirowo-piaszczysta

zbudowana z utworów korytowych

równina zalewowa, zbudowana

z utworów

Roślinność w dnie

doliny

brak

powszechnie występująca

Typ osadu

przewaga gruboziarnistych

utworów niekohezyjnych

przewaga drobnoziarnistych

utworów kohezyjnych; utwory

korytowe przyrostu pionowego;

duży udział utworów organicznych

Teisseyre A.K., 1991. Rzeki

- procesy i modele sedymentacji.

Przegląd Geologiczny, t. 39, z. 4, s. 241-248. (tab.

uproszczona).

8.6.4. Uwarunkowania rozwoju koryt aluwialnych

Charakter koryta aluwialnego jest wyrazem dostosowania formy do swoistego dla

każdej rzeki reżimu hydrologicznego i sposobu t r a n s p o r t u m a t e r i a ł u . Te cechy od
zwierciedlają z kolei, b e z p o ś r e d n i o i p o ś r e d n i o , całość u w a r u n k o w a ń przyrodniczych

w danym obszarze, w tym energię rzeźby, b u d o w ę geologiczną i sposób wietrzenia

skał, warunki klimatyczne oraz rodzaj roślinności. Należy przy tym bezwzględnie pa
miętać, że są o n e wzajemnie ze sobą powiązane ( n p . b u d o w a geologiczna i w a r u n k i

189

klimatyczne

na c h a r a k t e r wietrzenia, co z kolei determinuje wielkość i ro

dzaj m a t e r i a ł u d o s t a r c z a n e g o do koryta).

E n e r g i a rzeźby. S p a d e k p o d ł u ż n y koryta i jego zróżnicowanie decyduje w zna

czącym stopniu o m o c y strumienia, a więc i jego zdolności do erozji i transportu. Du
że spadki

t r a n s p o r t o w i grubych żwirów i otoczaków, a więc d u ż e m u udzia

łowi obciążenia  d e n n e g o w całkowitym obciążeniu rzeki.  P o n a d t o koryta o dużym
s p a d k u cechują się  m a ł ą krętością.  D u ż e spadki są typowe dla obszarów górskich
i przedgórskich, dlatego powszechnie występują  t a m koryta roztokowe. Roztokowa-
niu sprzyjają także zmiany  s p a d k u w profilu  p o d ł u ż n y m rzeki. Zmniejszenie nachy
lenia wymusza depozycję i rozdzielanie się  n u r t u , co jest szczególnie czytelne na
stożkach napływowych. Z drugiej strony, przy  b a r d z o małych spadkach przenoszony

jest m a t e r i a ł b a r d z o drobny, głównie w zawiesinie, m o c strumienia jest

a przebieg koryta kręty. Obszary nizinne są głównym miejscem rozwoju systemów
anastomozujących.

B u d o w a geologiczna. W b e z p o ś r e d n i sposób decyduje o obliczu koryt skalnych

(zob. rozdział 8.5), w przypadku koryt aluwialnych natomiast wpływ budowy geolo

gicznej jest raczej p o ś r e d n i . Objawia się on w kilku postaciach. Po pierwsze, litologia
p o d ł o ż a jest j e d n y m z czynników decydujących o charakterze p r o d u k t ó w wietrzenia,
k t ó r e w dalszej kolejności mogą zasilić rumowisko rzeczne. Na przykład, materiał po

wstający z wietrzenia skał mułowcowych i ilastych jest b a r d z o drobny, co sprzyja roz
wojowi koryt typowych dla t r a n s p o r t u zawiesinowego. Po drugie, obszary zbudowane

ze skał

się zwykle większymi różnicami wysokości, stąd spad

ki p o d ł u ż n e koryt są także większe i udział t r a n s p o r t u d e n n e g o rośnie. Po trzecie, nie

wielkie nawet ruchy p o d n o s z ą c e lub obniżające skorupy ziemskiej powodują wzrost

lub zmniejszenie spadku, co także znajduje odbicie w charakterze koryta. Analiza
zróżnicowania wzoru koryta wzdłuż biegu rzeki jest jedną z technik pomocnych przy

wykrywaniu przejawów współczesnej aktywności

D o s t a w a m a t e r i a ł u do koryta. Z n a c z e n i e ma nie tylko wielkość (frakcja) materia

łu, ale także stałość jego dostawy. G ł ó w n y m ź r ó d ł e m są zbocza dolin, w mniejszym
stopniu starsze osady rzeczne. Ze stoków do koryt na ogół dostaje się materiał grub
szy, dlatego d o b r a łączność stoku z korytem ( n p . b e z p o ś r e d n i e podcinanie, schodze
nie spływów gruzowych wprost do koryta) sprzyja tworzeniu się koryt roztokowych

(ryc. 8.23). Przewaga m a t e r i a ł u d r o b n e g o , który jest przenoszony przez strumień wo
dy j a k o zawiesina, wymusza n a t o m i a s t rozwój koryt krętych, meandrowych i anasto

mozujących. Istnieje także  p o ś r e d n i związek między  c h a r a k t e r e m wietrzenia i typem
koryta. W obszarach  p o d d a w a n y c h wydajnemu wietrzeniu  m e c h a n i c z n e m u (górskich,
suchych i półsuchych, skalistych pustyniach polarnych) do koryt dostaje się materiał
gruby i rozwijają się koryta roztokowe.  D o m i n a c j a wietrzenia chemicznego powodu

je, że rumowisko rzeczne jest zasilane przez m a t e r i a ł frakcji pyłowej i iłowej, co stwa

rza korzystne  w a r u n k i do powstania systemów anastomozujących. Wpływ zmian do
stawy  m a t e r i a ł u  d o b r z e ilustruje przykład górskich rzek sudeckich w ostatnich kilku
set latach.  N a t u r a l n e systemy typu roztokowego oraz żwirodenne koryta z bystrzami
i plosami zostały zastąpione korytami krętymi i meandrowymi, gdyż trwające od śre
dniowiecza rolnicze użytkowanie stoków spowodowało wzrost spłukiwania i w konse
kwencji obciążenia zawiesinowego.  O d w r ó t rolnictwa z gór w ostatnich kilkudziesię-

190

Ryc. 8.23.

punktowych źródeł dostawy

na charakter koryta; poniżej podcięcia brzegu rozwi

ja się odcinek roztokowy (wg Owczarka): a - łachy boczne, b - łachy podłużne, c - piaszczysto-żwirowe

pokrywy denne, d - poprzeczne pasy żwirowe

ciu latach

zmniejszenie erozji gleb i dostawy m a t e r i a ł u d r o b n e g o , a nie-

dociążone rzeki zaczęły się wcinać w równinę zalewową.

Litologia osadów w korycie. W d a n y m odcinku koryta osady budujące d n o i brze

gi koryta są odzwierciedleniem  w a r u n k ó w dostawy  m a t e r i a ł u do koryta oraz wydol
ności transportowej rzeki. Ogrywa  o n a  j e d n a k także rolę samodzielną. Zwięzłość (ko
hezja) osadów decyduje w znacznej mierze o zdolności strumienia do erozji  d n a
i brzegów, a więc do przekształcania koryta i zmiany jego  p o ł o ż e n i a . Osady  d r o b n o
ziarniste są trudniej rozmywane, dlatego tworzą brzegi stabilne, typowe dla rzek ana
stomozujących. Najbardziej  p o d a t n e na erozję są luźno  u p a k o w a n e żwiry, których
obecność powoduje roztokowanie cieku.

Warunki klimatyczne. Ich wpływ jest z a r ó w n o bezpośredni, jak i p o ś r e d n i . Ilość

i rozkład o p a d ó w wprost decyduje o wielkości przepływu i jego w a h a n i a c h w czasie,
a zatem staje się ważną zmienną wpływającą na m o c strumienia. E p i z o d y krótkotrwa

opadów o znacznej intensywności powodują z n a c z n e wezbrania, k t ó r e zwłaszcza

w przypadku koryt roztokowych mogą spowodować całkowitą  p r z e b u d o w ę  u k ł a d u
koryta.  P o d o b n e skutki przynosi szybkie tajanie grubej pokrywy śnieżnej i  t o p n i e n i e
lodowców w letniej  p o r z e roku. Bardziej wyrównany rozkład  o p a d ó w i  w y r ó w n a n e
przepływy

z kolei występowaniu systemów

z j e d n y m nur

tem oraz wielokorytowych typu anastomozującego. Czynniki klimatyczne mają też
pośredni wpływ na c h a r a k t e r procesów wietrzeniowych i r u c h ó w masowych na zbo
czach dolin, a więc na dostawę m a t e r i a ł u do koryt. Związek w k l i m a t e m ma także
charakter roślinności.

Roślinność. Odgrywa o n a ważną rolę w stabilizacji brzegów koryta, łach w jego

obrębie i wysp rozdzielających koryta, przy czym relacje są d w u s t r o n n e . Z w a r t a ro

na brzegach i na wyspach h a m u j e p o s t ę p erozji i sprzyja trwałości formy ko

ryta, ale też niezależna od c h a r a k t e r u roślinności m a ł a d y n a m i k a koryta stwarza do
bre warunki do wzrostu roślin wyższych w pobliżu brzegów. D u ż e znaczenie w kształ-

191

towaniu koryt ma także  r u m o s z drzewny,  k t ó r e g o  n a g r o m a d z e n i e  m o ż e wymusić
z m i a n ę  p o ł o ż e n i a lub rozdzielenie  n u r t u , a w konsekwencji przesunięcie koryta lub
przekształcenie systemu  j e d n o n u r t o w e g o w wielonurtowy.

Działalność zwierząt. Lokalnie ważną rolę w kształtowaniu koryt rzek nizinnych

odgrywają bobry. B u d o w a t a m powoduje spiętrzenie w ó d w przyległym odcinku ko
ryta, zmniejszenie s p a d k u p o d ł u ż n e g o , zalanie równiny zalewowej lub rozwój koryt
anastomozujących.

rzeki r o z t o k o w e są typowe dla obszarów górskich, zwłaszcza w wy

sokich szerokościach geograficznych,  p r z e d p o l i lodowców i lądolodów oraz obsza
rów suchych, z epizodycznymi  o p a d a m i o znacznej intensywności (fot. 10). Anasto-
m o z o w a n i e pojawia się  w ś r ó d rzek nizinnych, o  b a r d z o  m a ł y m  s p a d k u i znikomym

wpływie obciążenia d e n n e g o , głównie w klimacie ciepłym i wilgotnym. D l a strefy
k l i m a t ó w u m i a r k o w a n y c h p o z a o b s z a r a m i górskimi dominującym typem jest poje

dyncze  k o r y t o  j e d n o n u r t o w e .  R ó ż n o r o d n o ś ć  u w a r u n k o w a ń przyrodniczych na tere
nie Polski  p o w o d u j e , że  m a m y do czynienia z  r z e k a m i wszystkich typów. W górach
o b e c n e są  ż w i r o d e n n e rzeki  r o z t o k o w e (zwłaszcza w  K a r p a t a c h ) ,  n a t o m i a s t długie
odcinki Wisły nizinnej mają cechy rzeki roztokowej o dnie piaszczystym. Systemy
a n a s t o m o z u j ą c e są  s t o s u n k o w o rzadkie.  J e d n y m z przykładów jest  N a r e w w Na
rwiańskim  P a r k u  N a r o d o w y m , gdzie dzielenie koryta jest wymuszane  z a t o r a m i or
ganicznymi.  D o m i n u j ą  j e d n a k systemy  j e d n o k o r y t o w e  k r ę t e i  m e a n d r u j ą c e , przy
czym należy  p a m i ę t a ć , że

wielu polskich rzek

z m i e n i o n y przez działal

n o ś ć człowieka.

R ó ż n o r o d n o ś ć u w a r u n k o w a ń powoduje, że koryta rzeczne i rzeki w ogóle nie

mogą być t r a k t o w a n e w o d e r w a n i u od swoich zlewni. D o p i e r o na tle cech przyrodni
czych z r o z u m i a ł e staje się zróżnicowanie koryt, występowanie różnych typów koryta

wzdłuż biegu tej samej rzeki i tendencje rozwojowe. We współczesnej geomorfologii
p o d k r e ś l a się znaczenie analizy całego systemu fluwialnego, który obejmuje zarówno
koryta rzeczne, jak i ich otoczenie w takim zakresie, w jakim wpływa na przebieg pro

cesów fluwialnych.  O p r ó c z  u w a r u n k o w a ń przyrodniczych coraz większe znaczenie
mają  u w a r u n k o w a n i a  a n t r o p o g e n i c z n e .  Z m i a n a pokrycia  t e r e n u i sposobu użytkowa
nia wymusza  n i e j e d n o k r o t n i e całkowitą  z m i a n ę rodzaju  m a t e r i a ł u zasilającego kory
to, co  m o ż e prowadzić do jego całkowitej przebudowy.  P o d o b n e przekształcenia wy
m u s z a  b u d o w a  z a p ó r i regulacja rzek.

Metamorfoza koryt

Rozwój koryt rzecznych polega nie tylko na zmianie formy, kształtu lub położe

nia w o b r ę b i e d n a doliny. Poszczególne typy koryt nie są całkowicie rozłączne, ale sta
nowią p e w n e k o n t i n u u m , w o b r ę b i e k t ó r e g o jest możliwa

j e d n e g o wzoru ko

ryta w inny. Przekształcenia koryta i ich przyczyny są od wielu lat

z głównych

p r z e d m i o t ó w  b a d a ń geomorfologów fluwialnych.  M e t a m o r f o z a koryt, udokumento
w a n a w toku  e k s p e r y m e n t ó w laboratoryjnych na sztucznych korytach, w naturze uwi
dacznia się najczęściej zmianą  c h a r a k t e r u osadów naniesionych przez rzekę w danym
odcinku, a także występowaniem dawnych koryt w obrębie równiny

192

Ryc. 8.24. Metamorfoza koryta aluwialnego wraz ze zmianą spadku podłużnego

(wg S.A. Schumma i H.R. Khana)

Metamorfoza jest najczęściej konsekwencją zmiany jednej lub kilku cech decydu

jących o funkcjonowaniu systemu korytowego. O c h ł o d z e n i e klimatu m o ż e zwiększyć
wydajność wietrzenia m e c h a n i c z n e g o i spowodować rozrzedzenie roślinności, co za

owocuje zwiększoną dostawą grubszego  m a t e r i a ł u do koryta i przekształcenie wcze
śniejszego koryta krętego lub  m e a n d r o w e g o w roztokowe. Ocieplenie klimatu z kolei
może spowodować  z m i a n ę w przeciwnym kierunku. Cykliczne zmiany klimatu były ty
powe dla środowiska Polski w plejstocenie, a sedymentologicznym zapisem tych
zmian jest  p r z e m i e n n o ś ć występowania osadów rzek roztokowych i meandrujących.

Metamorfoza koryta m o ż e być wywołana z m i a n a m i spadku p o d ł u ż n e g o , k t ó r e

z kolei są zwykle odzwierciedleniem r u c h ó w skorupy ziemskiej. Nieznaczny wzrost
spadku (powyżej

powoduje rozwój koryta k r ę t e g o k o s z t e m koryta prostego,

zwiększenie spadku powyżej

wymusza dalsze przekształcenie w koryto roz

tokowe (ryc. 8.24).

Zmniejszenie zdolności transportowej rzeki prowadzi k a ż d o r a z o w o do akumula

cji materiału wcześniej niesionego po dnie lub w zawiesinie. Przyczyny zmniejszenia
tej zdolności (tab. 8.3)  m o ż n a rozpatrywać w aspektach  p r z e s t r z e n n y m i czasowym.
Aspekt przestrzenny nawiązuje częściowo do koncepcji systemu fluwialnego, w obrę
bie którego wyróżnia się strefę przeważającej erozji w  g ó r n y m biegu rzeki i przewa
żającej akumulacji w biegu dolnym. W obszarach o bardziej  u r o z m a i c o n e j rzeźbie
strefy erozji i akumulacji mogą występować na  p r z e m i a n , na przykład, gdy rzeka pły
nie przez ciąg kotlin śródgórskich i w  p o p r z e k rozdzielających je grzbietów. W aspek
cie czasowym  a k c e n t o w a n a jest sezonowość bądź wręcz epizodyczność akumulacji,
związanej na przykład z rzadko występującymi  w e z b r a n i a m i i wylewaniem się  w ó d
z koryta na równinę zalewową. Na sedymentologiczny zapis akumulacji składa się

wówczas wiele krótkotrwałych epizodów, z których każdy pozostawił warstwę osadu,

rozdzielonych lukami czasowymi (ryc. 8.25).

Aspekt przestrzenny ujawnia się także w skali lokalnej - pojedynczego odcinka

doliny

odbywa się w dwóch środowiskach:

Akumulacja fluwialna

193

Tab. 8.3. Przyczyny zmniejszenia zdolności transportowej rzek

Uwarunkowania geomorfologiczne

zmniejszenie spadku podłużnego

znaczna dostawa materiału rumowiskowego z dopływów

znaczna punktowa dostawa materiału rumowiskowego ze stoku (osuwiska, erozja boczna)

Uwarunkowania klimatyczne

wzrost parowania z powierzchni wodnej i zmniejszenie przepływu

Uwarunkowania antropogeniczne

dostawa materiału rumowiskowego wskutek działalności gospodarczej człowieka (wzmożona erozja

gleby z pól uprawnych, rozmywanie hałd kopalnianych, eksploatacja kruszywa z koryta)

zmniejszenie przepływu przez pobór wody

zmniejszenie spadku podłużnego przez budowę zapór i stopni wodnych

• w o b r ę b i e koryta, p r o w a d z ą c do p o w s t a n i a o s a d ó w facji korytowej albo w skrócie -

o s a d ó w korytowych;

• p o z a k o r y t e m , w o b r ę b i e d n a doliny, w wyniku czego g r o m a d z ą się osady facji po-

8.25. Przykład aluwiów żwirodennej rzeki

meandrującej (wg T. Zielińskiego, 1998): G -
żwiry, S - piaski, m - struktura masywna, h -

warstwowanie horyzontalne, p - warstwowanie

194

Szczególny charakter ma

w o b r ę b i e stożków

k t ó r a bę

dzie omówiona oddzielne. Przebieg akumulacji fluwialnej i w e w n ę t r z n a a r c h i t e k t u r a
osadów jest p r z e d m i o t e m zainteresowania szczegółowej dziedziny n a u k o Z i e m i - se-

Osady korytowe

W różnych rodzajach koryt występują charakterystyczne osady, budujące formy

akumulacyjne w obrębie dna. Ich wspólną cechą jest przyrost boczny i migracja form
korytowych wskutek przyrostu z jednej, a erozji z drugiej strony. Łachy boczne, wy
stępujące w korytach o pojedynczym nurcie, mają dwie części: dolną, znajdującą się
stale pod wodą, i górną, zalewaną tylko podczas wysokich stanów.  D l a  o b u części są
typowe ripplemarki, przy czym większe formy tworzą się w części niżej  p o ł o ż o n e j .
Charakter i rozwój łach w korytach roztokowych zależy od wielkości  m a t e r i a ł u , domi
nującego w transporcie  d e n n y m . W rzekach żwirodennych przeważają łachy  p o d ł u ż
ne (ang. longitudinal bar), o

zarysie, w y d ł u ż o n e zgodnie z k i e r u n k i e m

koryta, osiągające nawet do 300 m długości. Z b u d o w a n e są z p a k i e t ó w żwirowych
grubości do 1,5 m. Przy dnie piaszczystym łachy

c h a r a k t e r asymetrycznych form

poprzecznych (ang. transverse bar),

się w k i e r u n k u płynięcia. G ł ó w n y m

elementem ich struktury są s t r o m o nachylone (20-30°) zestawy lamin. O s a d y koryto

we rzek anastomozujących składają się głównie z d r o b n e g o piasku o rozciągłości ra

czej pionowej niż poziomej, co świadczy o znikomej bocznej migracji koryt.

8.7.2. Formy i osady pozakorytowe

W przeciwieństwie do koryt rzek stałych, k t ó r e

ciągłemu przekształca

niu, formy i osady pozakorytowe (ang. overbank deposits) tworzą się tylko podczas
wezbrań na równinie zalewowej. Występują w dolinach rzek

o poje

dynczym nurcie oraz rzek wielokorytowych, a ich c h a r a k t e r jest zróżnicowany w za
leżności od odległości od głównego koryta. R z e k i r o z t o k o w e nie mają równiny zale

wowej, a przepływ wezbraniowy dokonuje się całą szerokością istniejącego koryta,

dlatego strefa sedymentacji

w tym typie rzek nie jest wyróżniana.

Związek genetyczny form i osadów

z w e z b r a n i a m i sprawia, że

przed ich o m ó w i e n i e m jest n i e z b ę d n e przedstawienie przebiegu w e z b r a n i a i towarzy
szących mu warunków hydrodynamicznych. Wraz ze w z r o s t e m przepływu aktywne
koryto coraz bardziej wypełnia się, aż do osiągnięcia przepływu

(ang.

kiedy p o z i o m wody w korycie sięga do górnej krawędzi brze

gów (lub do grzbietu wału brzegowego). Dalszy wzrost przepływu powoduje wylanie
się wody z koryta na równinę zalewową, przy czym zasięg wylewu jest uzależniony od
konfiguracji rzeźby równiny. Na tym etapie występują znaczące różnice w prędkości
strumieni wody w korycie i p o z a nim. W o b r ę b i e równiny

zwykle porośnię

tej przez roślinność, występuje znacznie większe tarcie, dlatego  p r ę d k o ś ć jest  d u ż o
niższa. Strefa brzegu głównego koryta jest równocześnie miejscem skokowej zmiany
prędkości. Po przejściu fali powodziowej przepływ maleje i stan wody  o p a d a , co po
woduje dalszy spadek prędkości. Po  p e w n y m czasie ruch wody w  o b r ę b i e równiny za-

195

lewowej ustaje i pozostają liczne zbiorniki wody stojącej, zlokalizowane w obniże
niach t e r e n u , zwanych b a s e n a m i popowodziowymi. Spłynięcie wód z tych basenów
przez

kończy okres wezbrania, a cały przepływ odbywa się po

nownie w granicach koryta.

W rozmieszczeniu form i osadów

m o ż n a wyróżnić dwie strefy:

bliższą

obejmującą pas b e z p o ś r e d n i o przylegający do koryta, oraz dal

szą (dystalną), obejmującą pozostałą część równiny zalewowej. Najbardziej charakte
rystyczną formą strefy

są wały brzegowe (ang.

podłużne, lekko

wypukłe formy akumulacyjne towarzyszące korytu na znacznych odległościach, szero

kości od kilku do kilkudziesięciu m e t r ó w i wysokości 1-2 m. B u d u l c e m wałów brze
gowych są na ogół piaski, ale występuje też m a t e r i a ł innych frakcji. G e n e z a wałów
brzegowych jest związana z gwałtownym wzrostem tarcia na granicy równiny zalewo

czego efektem jest w s p o m n i a n y skokowy s p a d e k prędkości i

rumowi

ska. O b e c n o ś ć wypukłych wałów brzegowych zwiększa prawdopodobieństwo szero
kiego zalewu w dnie doliny, ponieważ w trakcie przyboru poziom wody w korycie

znajduje się przez pewien czas wyżej niż powierzchnia równiny zalewowej. W końco

wej fazie wezbrania wały brzegowe rozdzielają wody koryta i równiny

Niekiedy wały brzegowe mogą ulec na pewnych odcinkach rozmyciu. Powstałymi

w t e n sposób obniżeniami, określanymi

krewasy, w e z b r a n e wody z koryta prze-

8.26. Zróżnicowanie facjalne osadów

rzecznych: w dolnej części żwiry facji kory

towej, wyżej poziomo warstwowane utwory

mulkowe facji

dolina Nysy

Kłodzkiej (fot. Migoń)

196

lewają się na równinę zalewową.

na powierzchnię o dużej szorstkości,

gwałtownie zmniejszają p r ę d k o ś ć w warstwie przydennej, co prowadzi do
płaskich piaszczystych stożków.

Na pozostałej części równiny zalewowej p r ę d k o ś ć wody jest b a r d z o m a ł a , a pod

czas opadania fali wezbraniowej powszechne jest stagnowanie wód. Możliwy jest
wówczas prawie wyłącznie t r a n s p o r t zawiesinowy, a

odbywa się przez stop

niowe o p a d a n i e ziaren na powierzchnię równiny. Przyrost odbywa się z a t e m w pionie,

w przeciwieństwie do środowiska korytowego, co w strukturze osadów objawia się p o
ziomą

(ryc. 8.26). A k u m u l o w a n y jest m a t e r i a ł b a r d z o drobny, we frakcji py

a istotną domieszką mogą być fragmenty roślinności p r z e n o s z o n e przez

wezbrane wody

Wraz z o d d a l a n i e m od koryta intensywność trans

portu wezbraniowego maleje, mniejsza jest też grubość i objętość osadu. G e o m o r f o
logicznym skutkiem tych różnic jest obniżanie się powierzchni równiny zalewowej
wraz z o d d a l a n i e m się od koryta i powstanie bezodpływowych obszarów, k t ó r e mogą

rolę basenów popowodziowych. D r o b n o z i a r n i s t e utwory pozakorytowe są czę

sto określane jako mady, ale należy p a m i ę t a ć , że t e r m i n t e n jest inaczej r o z u m i a n y
przez

Szczegółowe b a d a n i a rzeźby równiny zalewowej pozwoliły na wyróżnienie innych

form związanych z wezbraniami, na ogół efemerycznych i szybko zacieranych przez
inne procesy rzeźbotwórcze i roślinność. Do nich należą między innymi cienie piasz
czyste za przeszkodami topograficznymi, głównie k ę p a m i zarośli lub p n i a m i drzew.

Stożki napływowe

Stożki napływowe (ang.

są akumulacyjnymi f o r m a m i rzeźby fluwial

nej

na granicy obszaru górskiego i równiny

przypomina

jącymi w planie rozciętą pobocznicę stożka (fot. 11). Tworzą się o n e przy wylotach

dolin na ich przedłużeniu. N a s a d a stożka zajmuje najwyższe p o ł o ż e n i e , poniżej p o

wierzchnia stożka  o p a d a we wszystkich kierunkach, zwykle  p o d  k ą t e m 1-5°. Jest roz
cięta płytkimi korytami, najczęściej typu roztokowego.  A k u m u l a c j a jest  w y m u s z o n a
znacznym zmniejszeniem spadku  p o d ł u ż n e g o koryta, a więc i mocy strumienia, a  p o
wstanie szerokiej formy stożka ułatwia  b r a k wysokich zboczy dolinnych. Stożki mają
różną wielkość, na ogół proporcjonalną do wielkości zlewni w obszarze górskim, a ich
długość wynosi od kilkudziesięciu  m e t r ó w do kilku kilometrów.  M a ł e stożki napływo
we powstają także u wylotu dopływów rzeki głównej,  j e d n a k ich wielkość jest ograni
czona szerokością doliny głównej (ryc.

Stożki napływowe są z b u d o w a n e z grubego m a t e r i a ł u , który m ó g ł być transpor

towany w dół dolin górskich o dużym spadku. O p r ó c z piasków, żwirów i otoczaków
spotykane są głazy i bloki długości kilku m e t r ó w . M a t e r i a ł t e n jest dostarczany pod
czas

przepływów wysokoenergetycznych, ale także w formie p o t o k ó w

W gleboznawstwie madą jest określana gleba rozwinięta na utworach pochodzenia rzecznego, nie

zależnie od dominującej wielkości ziarna. Mady mogą więc tworzyć się na

ale

także na piaszczysto-żwirowym.

197

Ryc. 8.27. Stożek

przy ujściu dopływu do rzeki głównej, Szkocja (fot. Migoń)

Te drugie są typowe zwłaszcza dla małych zlewni górskich o znacz

nym spadku p o d ł u ż n y m .

Rola zdarzeń ekstremalnych w kształtowaniu

koryt rzecznych

Do największych z m i a n w układzie koryt i rzeźbie aluwialnych d e n dolinnych do

chodzi podczas wezbrań,  k t ó r e mogą występować regularnie lub z nieregularną czę
stotliwością, kilka razy w ciągu  r o k u lub raz na wiele lat. Przyczyny wezbrań są różno
r o d n e . Najczęściej powodują je wysokie  o p a d y w zlewni lub jej części, w tym krótko
trwałe „oberwania  c h m u r y " , szybki zanik pokrywy śnieżnej na dużym obszarze i top
nienie lodowców w ciepłej  p o r z e roku.  Z n a c z n i e rzadziej wezbrania wywołują spłynię
cia naturalnych jezior osuwiskowych lub lodowcowych i katastrofy zapór wodnych.

Podczas wezbrania znacznie rośnie przepływ i p r ę d k o ś ć strumienia wody, zatem

następuje znaczny wzrost mocy strumienia i energii

Dzięki t e m u stru

m i e ń jest w stanie wykonać  p r a c ę erozyjną i transportową, która w normalnych wa
r u n k a c h nie mogłaby zostać wykonana.  D o c h o d z i zwykle do znacznego przekształce
nia koryta, powstają  r ó ż n o r o d n e formy erozyjne i akumulacyjne, często o znacznych
rozmiarach.  C h a r a k t e r  z m i a n jest uzależniony od cech środowiska fluwialnego, dlate
go skutki  w e z b r a ń na rzekach nizinnych i górskich różnią się od siebie. W rzekach
górskich południowej Polski niejednokrotnie dochodziło do krótkotrwałego lub okre
sowego zastąpienia wcześniejszego systemu

u k ł a d e m

lub do transformacji koryta m e a n d r o w e g o w roztokowe. Wzrost przepływu mo

że być na tyle znaczny, że przekroczony jest przepływ

a w o d a wylewa

198

się z koryta na r ó w n i n ę zalewową w d n i e doliny. M o d e l o w a n i u p r z e z w o d ę

wówczas także te fragmenty d n a doliny, k t ó r e n o r m a l n i e są s u c h e .

Najbardziej s p e k t a k u l a r n y m

z m i a n w rzeźbie fluwialnej zachodzą

cych podczas  w e z b r a ń jest zjawisko awulsji, czyli  p r z e r z u c e n i a  g ł ó w n e g o koryta w in
ne miejsce.  D o c h o d z i do  n i e g o na stożkach napływowych lub w szerokich  d n a c h
dolin, gdy wskutek wzrostu wysokości  w a ł ó w brzegowych  p o z i o m  w o d y w korycie
znajdzie się wyżej niż  r ó w n i n a zalewowa. Po  p r z e r w a n i u  w a ł ó w  w o d a  m o ż e wówczas

wyżłobić n o w e koryto w najniżej p o ł o ż o n e j części równiny zalewowej i nie p o w r ó c i ć

do p o p r z e d n i e g o p o d c z a s o p a d a n i a fali w e z b r a n i o w e j . Do najbardziej z n a n y c h n a l e
żą awulsje H u a n g He na Nizinie

k t ó r e p o w o d o w a ł y p r z e s u n i ę c i a główne

go koryta n a w e t o kilkadziesiąt k i l o m e t r ó w .

Literatura p o l s k a

Allen

2000. Procesy

powierzchnię Ziemi. PWN, Warszawa.

Podręcznik przedstawiający fizyczną stronę procesów geologicznych działających na powierzchni Ziemi
i w oceanach, w tym także obszerne omówienie praw rządzących ruchem płynów (s. 183-213) i transpor
tem osadów (s. 214-249). Wskazane dobre przygotowanie matematyczne i fizyczne.

Teisseyre A.K., 1991. Rzeki anastomozujące - procesy i modele sedymentacji. Przegląd Geologiczny, t. 39, z.
4, s.
Podstawowa praca, w której scharakteryzowano środowisko rzeki anastomozującej i wskazano na różnice
między rzekami

i anastomozującymi.

Starkel

2001. Historia doliny Wisły od ostatniego zlodowacenia do dziś.

IG i PZ PAN, Warszawa.

Podsumowanie wieloletnich badań nad historią fluwialną Wisły w zmieniających się warunkach środowi
skowych. Wisła jest jedną z najlepiej poznanych rzek tej wielkości w Europie.

Zieliński

1998. Litofacjalna identyfikacja osadów

Struktury sedymentacyjne i postsedy-

w osadach czwartorzędowych i ich wartość interpretacyjna, E.

Wy

dział Geografii i Studiów Regionalnych, Warszawa, s.
Bardzo dobre wprowadzenie do sedymentologii fluwialnej, niezbędne w nowoczesnej geomorfologii syste
mów rzecznych.

Krzemień

1991. Dynamika wysokogórskiego systemu fluwialnego na przykładzie Tatr Zachodnich. Rozpra

wy habilitacyjne UJ, z. 215.
Przykład kompleksowej analizy form i procesów fluwialnych w obszarze wysokogórskim.

Wyżga

Kaczka R.

Zawiejska

Gruby rumosz drzewny w ciekach górskich - formy występowania,

warunki depozycji i znaczenie środowiskowe. Folia Geographica,

Geographica-Physica, t. 33/34,

s. 117-138.
Artykuł przeglądowy prezentujący nową w literaturze polskiej problematykę wpływu roślinności na prze
bieg procesów fluwialnych, z przykładami z rzek karpackich.

Literatura z a g r a n i c z n a

1998. Fluvial

and Processes. A New Perspective. Arnold, London.

Wbrew tytułowi, w centrum zainteresowania autora są raczej procesy niż formy fluwialne, rozpatrywane
z dużą szczegółowością z punktu widzenia mechanizmów i uwarunkowań. Wskazane dobre opanowanie
podstawowych wiadomości z geomorfologii fluwialnej.

199