Rzeźbotwórcza działalność rzek

- procesy i formy fluwialne

Wprowadzenie

R z e k i należą do

czynników zewnętrznych

po­

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

ślającymi ruch cieczy. Kluczowym pojęciem jest moc strumienia (ang.
określająca możliwości t r a n s p o r t u m a t e r i a ł u i przezwyciężenia sił tarcia (RAMKA
8.3). Do tej wielkości odnosi się n a s t ę p n i e progową m o c strumienia, czyli taką jej war­
tość, k t ó r a jest wystarczająca do t r a n s p o r t u całego d o s t ę p n e g o rumowiska. Jeśli moc
strumienia jest wyższa, wówczas w korycie dochodzi do erozji, jeśli natomiast jest ona
niższa od wartości

część rumowiska nie jest t r a n s p o r t o w a n a i dochodzi do

akumulacji osadu. M o c strumienia rośnie wraz ze wzrostem spadku i przepływu, tak

więc d u ż e rzeki górskie mają największą zdolność do wcinania się w p o d ł o ż e i trans-

M o c s t r u m i e n i a

168

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

na

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

(t

Brahmaputra

1750

95

He

1380

25

Ganges

650

50

Indus

290

45

Tygrys - Eufrat

250

15

Orinoko

205

35

Mekong

200

50

Amazonka

140

35

Missisipi

95

25

Dunaj

90

45

Mackenzie

55

25

Parana

35

15

Nil

35

5

Wołga

20

40

Murray

15

8

Kongo

15

Lena

10

25

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

ny

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,

b

- 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

ze

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

%c

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

i

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

i

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

Roberts

2003. River Processes. An Introduction to Fluvial Dynamics. Arnold, London.

Książka zawiera fizyczny opis procesów zachodzących w korytach aluwialnych. Na uwagę

obszer­

ny rozdział końcowy, w którym omówiono interakcje pomiędzy procesami fluwialnymi i siedliskami życia
organizmów wodnych i strefy

Kondolf

Piegay H.

2002. Methods in Fluvial

Chichester.

Monumentalne kompendium metod badawczych wykorzystywanych przez geomorfologów fluwialnych, ilu­
strowanych przykładami z różnych środowisk.