Załącznik

Metody i techniki badawcze w geomorfologii

Wstęp

Lektura opracowań geomorfologicznych, w tym zapewne i tego podręcznika, przez osoby

stykające się z tą dziedziną nauki po raz pierwszy prowadzi nieuchronnie do pytań w rodzaju

„skąd właściwie wiadomo, jak dane formy

„skąd wiadomo, że dany proces ma ta­

kie, a nie inne uwarunkowania i

i „jak stwierdzono, że zachodzi on w takim, a nie

innym

Wiedza ta jest konsekwencją umiejętnego wykorzystywania różnorodnych

metod i technik badawczych. Wśród nich można wyróżnić metody:

• służące pełnemu i możliwie obiektywnemu opisowi form, tak aby była możliwa analiza po­

równawcza;

• pozwalające na rejestrację tempa i rozpoznanie uwarunkowań procesów rzeżbotwórczych;

• ułatwiające odtworzenie genezy form;

• określania wieku form.

W celu uzyskania optymalnych efektów, w wielu przypadkach niezbędna jest współpraca

geomorfologów ze specjalistami z innych dziedzin.

Pełne zaprezentowanie tych metod wykracza poza ramy podręcznika geomorfologii ogól­

nej i zasługuje na przedstawienie w formie niezależnego wydawnictwa. Intencją autora jest je­

dynie krótki opis istoty poszczególnych grup metod i technik, ich potencjału i ograniczeń oraz

wskazanie na możliwe pola zastosowań. Na końcu zostały podane wybrane pozycje bibliogra­

ficzne, w których można znaleźć bliższe opisy różnych metod i ich zastosowań.

Opis i pomiar form rzeźby terenu

Formy rzeźby terenu są jednym z głównych przedmiotów zainteresowania w geomorfolo­

gii, dlatego niezbędnym warunkiem wstępnym w dociekaniach geomorfologicznych jest ich

poprawny i w miarę możliwości wszechstronny opis. W opisie powinny być uwzględniane nie

tylko atrybuty samej formy, którą się zajmujemy (np. wysokość względna, długość i orientacja

dłuższej osi wzniesienia), ale także jej relacja do szerszego otoczenia i form występujących

w sąsiedztwie. Ma to znaczenie zarówno w badaniach z zakresu geomorfologii historycznej,

zmierzających do odtworzenia genezy i ewolucji danego zespołu form, jak i w geomorfologii

stosowanej. Na przykład, prawdopodobieństwo ruchów masowych na stoku wzniesienia bę-

442

inne, gdy stok jest podcinany przez strumień, a inne, gdy wzniesienie wznosi się ponad

powierzchnię

Współczesna geomorfologia posługuje się w znacznym zakresie danymi ilościowymi.

W odniesieniu do form rzeźby opis ilościowy pozwala między innymi na: 1) charakterystykę

większych zespołów form w sposób statystyczny, 2) obiektywną analizę porównawczą form i ze­

społów form występujących w różnych środowiskach i mających różny wiek, 3) wnioskowanie

o naturze procesów tworzących te formy. Ta ostatnia czynność wymaga wprawdzie dużej

ostrożności i pełnej znajomości powiązań między procesem a formą, niemniej może prowadzić

do wartościowych spostrzeżeń. Jednym z typowych zastosowań jest szacowanie dawnych prze­

pływów w korytach rzecznych na podstawie geometrycznych parametrów dawnych zakoli na

równinie zalewowej.

Dane ilościowe o cechach form rzeźby pochodzą z bezpośrednich pomiarów terenowych

oraz materiałów kartograficznych, numerycznych modeli terenu, zdjęć lotniczych i obrazów sa­

telitarnych. Szczególną rolę odgrywa kartowanie geomorfologiczne, którego głównym zada­

niem

pokazanie form na tle szerszego otoczenia.

Pozyskiwanie danych ilościowych o formach rzeźby, ich kształtach i relacjach przestrzen­

nych jest określane jako morfometria. W zależności od celu badań, ich skali przestrzennej i do­

stępności materiałów podstawowych, dane są pozyskiwane z różnych źródeł. Tradycyjnym źró­

dłem są szczegółowe mapy topograficzne, najczęściej w skalach 1:25 000 i 1:50 000, a także

000. W

latach coraz chętniej są wykorzystywane numeryczne modele te­

renu, tworzone

podstawie szczegółowych map topograficznych albo przetworzonych obra­

zów satelitarnych (np. zdjęć radarowych). Ich wielką zaletą jest możliwość szybkiego konstru­

owania na ich podstawie różnorodnych zbiorów danych wtórnych, a z punktu widzenia prezen­

tacji wyników badań - możliwość efektownych trójwymiarowych wizualizacji. W odniesieniu do

większych obszarów, a także regionów nie mających odpowiedniego zdjęcia topograficznego,

funkcję źródła danych podstawowych pełnią zdjęcia lotnicze oraz obrazy satelitarne, w różny

sposób przetwarzane. Z kolei w opracowaniach szczegółowych mapy okazują się niewystarcza­

jąco dokładne i wówczas niezbędne jest często pozyskanie danych przez pomiary geodezyjne.

Podstawą geomorfometrii ogólnej jest określenie miejsca danego punktu w przestrzeni,

zwykle definiowanej prostokątnym układem współrzędnych

z). Położenie każdego punk­

tu jest zatem określone przez koordynaty na płaszczyźnie

y)

oraz wysokość (z), mierzoną

w stosunku do średniego poziomu morza. Zbiór danych tego typu dla większego obszaru

pozwala na obliczenie dla każdego fragmentu przestrzeni czterech dalszych charakterystyk: na­

chylenia powierzchni, jej ekspozycji względem stron świata, zakrzywienia w płaszczyźnie piono­

wej i zakrzywienia w płaszczyźnie poziomej. Są to informacje o charakterze podstawowym, ma­

ją jednak podstawowe znaczenie między innymi dla oceny natężenia procesów stokowych.

W szerszym kontekście, pozwalają na porównanie pomiędzy różnymi obszarami i obiektywne

wychwycenie różnic oraz ocenę reprezentatywności niewielkiego obszaru wybranego do prze­

prowadzenia badań szczegółowych.

Geomorfometria szczegółowa dotyczy konkretnych form rzeźby, których granice w prze­

strzeni zostały uprzednio jednoznacznie wyznaczone. Zwykle przedmiotem zainteresowania są

formy o rozpoznanej genezie (np. leje krasowe, cyrki polodowcowe

ale może ona doty­

czyć także wydzielonych fragmentów przestrzeni, którymi są zlewnie. Wykorzystana jest anali­

za rozmieszczenia form, przedstawionych kartograficznie jako punkty na mapie (a więc bez

uwzględnienia różnic w ich wielkości) oraz określa się charakterystyczne cechy poszczególnych

form w obrębie większej populacji. W tym celu są stosowane różnorodne wskaźniki

443

opisujące zarys formy w planie, jej profil poprzeczny i

w układzie trójwymiaro­

wym. Przedmiotem analizy morfometrycznej mogą być obiekty powierzchniowe (np. cyrki lo­

dowcowe, drumliny, góry wyspowe, kociołki wietrzeniowe) oraz obiekty, które mogą być aprok-

symowane linią (progi tektoniczne, koryta rzeczne). Specyficzne charakterystyki morfome­

tryczne są używane w analizie sieci rzecznej, przedstawianej jako hierarchiczny układ prze­

strzenny linii.

Kartowanie geomorfologiczne

Informacje o rozmieszczeniu form i ich wzajemnych relacjach przestrzennych są uzyskiwa­

ne podczas kartowania geomorfologicznego. Jego rezultatem jest mapa geomorfologiczna (lub

- w zależności od potrzeb - szkic geomorfologiczny), pokazująca w wybranej skali i za pomocą

sygnatur różnego rodzaju, niekiedy także barw lub

rzeźbę danego wycinka powierzch­

ni ziemi. W latach 60. XX w. podjęta została przez odpowiednią komisję Międzynarodowej

Unii Geograficznej (kierowaną przez prof. M. Klimaszewskiego z Uniwersytetu Jagiellońskie­

go w Krakowie) próba uzgodnienia uniwersalnej legendy do map geomorfologicznych i ujed­

nolicenia zasad ich wykonywania. Pewne zaproponowane sygnatury rzeczywiście na stałe się

przyjęły, jednak nadal przy wykonywaniu map stosuje się różnorodne oznaczenia, wynikające

z tradycji narodowych, specyfiki kartowanych terenów oraz dostępności danych.

W idealnej postaci mapa geomorfologiczna powinna zawierać informację o charakterze

ukształtowania powierzchni, genezie form i ich wieku. Na jej podstawie powinno być możliwe

zarówno odtworzenie procesów prowadzących do powstania współczesnej rzeźby, jak i ocena

obszaru pod kątem zagrożeń współczesnymi procesami geodynamicznymi. Taka mapa geomor­

fologiczna jest wyczerpującą syntezą wiedzy geomorfologicznej o danym obszarze. W rzeczywi­

stości często ogranicza się ona do przekazania informacji o rozmieszczeniu form i ich cechach

morfometrycznych (np. nachylenie stoku), uzupełnionych fragmentarycznymi informacjami

genezie. Najtrudniejszy do ujęcia kartograficznego jest wiek form z powodu częstego braku

niezbędnych danych podstawowych lub diachronicznego charakteru wielu form. Mapy i szkice

towarzyszą wielu opracowaniom

co narzuca odpowiednią selekcję informacji.

Mapy rzeźby terenu są wykonywane w różnych skalach, od szczegółowych rzędu

000

1:25 000 po mapy przeglądowe w skali

000 000, różny jest wtedy sposób pozyskiwania da­

nych. Podstawą map małoskalowych jest na ogół kartowanie wykonywane bezpośrednio w te­

renie, w przypadku większych skal pomocna jest analiza map topograficznych, zdjęć lotniczych

i obrazów satelitarnych.

Metody badań procesów geomorfologicznych

Eksperyment laboratoryjny i polowy

Geomorfolodzy od dawna podejmowali próby odtworzenia procesów rzeźbotwórczych

w ściśle kontrolowanych warunkach laboratoryjnych, których celem było lepsze zrozumienie

mechanizmów i uwarunkowań. Podejście takie, określane jako eksperyment laboratoryjny, ma

dwie zalety. Po pierwsze, przez stworzenie odpowiednich warunków eksperymentu jest możli­

we znaczne przyspieszenie procesu i obserwacja jego skutków, niemożliwych do zaobserwowa­

nia w terenie. Odnosi się to między innymi do badań symulacyjnych procesów wietrzeniowych,

w których można dowolnie zaprogramować częstotliwość zmian z temperatury dodatniej na

ujemną. Po drugie, możliwe jest rozdzielenie różnych uwarunkowań i indywidualne traktowa­

nie wpływu każdego z nich, tak aby określić ich względną wagę. Stwarza to jednak istotne ogra­

niczenia interpretacji uzyskanych wyników, ponieważ w naturze zmienne decydujące o inten-

444

sywności procesu nie działają w izolacji, a przez sztuczne przyspieszenie procesu uniemożliwio­

na jest naturalna relaksacja systemu geomorfologicznego. Tak więc, eksperymenty laboratoryj­

ne są użyteczne, ale należy mieć świadomość, że nie sposób stworzyć w laboratorium dokład­

nej repliki naturalnego systemu geomorfologicznego o swoistej historii.

Eksperymenty laboratoryjne znalazły najszersze zastosowanie:

• w badaniach procesów wietrzeniowych. Przedmiotem symulacji są przede wszystkim wietrze­

nie mrozowe, termiczne i solne, także ich kombinacje;

• w geomorfologii eolicznej, gdzie wykorzystując tunele aerodynamiczne, określa się warunki

powstawania różnych form akumulacyjnych;

• w geomorfologii

gdzie przedmiotem badań jest między innymi rozwój sieci od­

wodnienia na powierzchniach o różnym nachyleniu i zbudowanych z różnych utworów, za­

chowanie się koryt w warunkach zmieniającego się obciążenia i spadku podłużnego;

• w badaniach ruchów masowych, zmierzających do określenia warunków powodujących uru­

chomienie osuwisk lub spływów na stokach o różnym nachyleniu, hydrologii i budowie geo­

logicznej.

Badania eksperymentalne są także prowadzone w warunkach polowych, zwłaszcza w od­

niesieniu do zjawisk erozyjnych na stokach. Na specjalnych poletkach o jednakowych rozmia­

rach i nachyleniu powierzchni dokonuje się zmian pokrycia roślinnością, struktury i właściwo­

ści geochemicznych gleby oraz intensywności dostawy wody. Ich celem jest określenie wpływu

różnych zmiennych na intensywność spłukiwania i erozji liniowej.

Bezpośredni pomiar procesów

Podstawą geomorfologii dynamicznej jest bezpośredni pomiar intensywności procesu

morfotwórczego. W trakcie rozwoju geomorfologii jako nauki zostały wypracowane różnorod­

ne sposoby i narzędzia pomiaru, coraz precyzyjniejsze i doskonalsze, swoiste dla różnych dzia­

łów geomorfologii. Dokładne ich omówienie wykracza oczywiście poza ramy tego opracowa­

nia. Przez dziesiątki lat stacjonarne badania procesów były ograniczone możliwościami tech­

nicznymi, a zwłaszcza koniecznością (najczęściej) regularnego dokonywania odczytów przez

obserwatora. Dane gromadzone były zwykle na stałych lub sezonowo działających stacjach ba­

dawczych, stosunkowo łatwo dostępnych komunikacyjnie i dotyczyły ich najbliższej okolicy.

Względy finansowe w oczywisty sposób limitowały liczbę takich stacji na danym obszarze. Ro­

dziło to uzasadnione wątpliwości odnośnie do reprezentatywności materiału, a w przypadku

stacji sezonowych pozostawiało znaczny margines niepewności co do efektywności procesów

w okresie, gdy obserwacji nie prowadzono. Jedną z konsekwencji tych ograniczeń były stosun­

kowo obszerne zbiory danych dla strefy umiarkowanej półkuli północnej, przy równoczesnym

ich deficycie dla obszarów półpustynnych i pustynnych, strefy okołorównikowej i trudno do­

stępnych obszarów górskich. Rozwój technik automatycznego zapisywania i przesyłania da­

nych, pozyskiwania i przetwarzania obrazów satelitarnych, globalne programy monitoringu

i postęp cywilizacyjny w znacznej mierze rozwiązały ten problem.

Pomiarem bezpośrednim są obejmowane przede wszystkim procesy

z racji swo­

ich bezpośrednich praktycznych konsekwencji dla ludzi. Na stacjach i posterunkach obserwa­

cyjnych są rejestrowane między innymi podstawowe parametry hydrologiczne, wielkość prze­

noszonego ładunku w różnych postaciach (denny, zawieszony), właściwości fizykochemiczne

i biologiczne wody. Stałym monitoringiem obejmowane są także procesy stokowe, w tym spłu­

kiwanie, spływ

denudacja chemiczna. W niektórych krajach jest na bieżąco re­

jestrowany ruch osuwisk. Przedmiotem ciągłej rejestracji są też: transport eoliczny, erozja brze­

gów koryt rzecznych, mrozowe pęcznienie i sortowanie gruntu, osiadanie gruntu, denudacja

445

chemiczna w obszarach krasowych (przez analizę

chemicznego wód wypływających ze

źródeł krasowych) oraz denudacja mechaniczna i chemiczna w obszarach zlodowaconych

(określenie wielkości ładunku i składu chemicznego wód strumieni wypływających z lodow­

ców). Dostęp do obrazów satelitarnych umożliwił bieżący monitoring ruchu lodowców i stru­

mieni lodowych w obrębie lądolodów oraz transportu i depozycji utworów pyłowych na lądzie

i w oceanie.

Metody rejestracji i pomiaru muszą być dostosowane do oczekiwanej intensywności pro­

cesu. Powolne procesy stokowe

a zwłaszcza spełzywanie) nie wymagają ciągłego

monitoringu, lecz odnotowania przemieszczeń co kilka tygodni, miesięcy lub nawet lat. Mier­

nikami efektywności procesu w dłuższych skalach czasowych są stałe punkty i powierzchnie od­

niesienia. W odniesieniu do procesów wietrzeniowych są nimi na przykład powierzchnie stwo­

rzone przez działalność ludzką w określonym czasie (okładziny kamienne, płyty nagrobne).

Ubytek materiału jest wówczas bezpośrednią miarą wydajności wietrzenia, choć niewiele mó­

wi o konkretnych mechanizmach rozpadu skały.

Pośrednie oceny denudacji

Bezpośrednie pomiary intensywności procesów, jakkolwiek bardzo ważne, nie przynoszą

jednoznacznej odpowiedzi na wszystkie stawiane pytania. Główną trudnością jest - mimo

wszystko - rozproszenie punktów obserwacyjnych i ograniczenia w ekstrapolacji danych, za­

równo w przestrzeni, jak i w czasie. Inaczej mówiąc, nie mamy pewności: 1) w jakim zakresie

wybrane miejsce rejestracji jest rzeczywiście reprezentatywne dla większego obszaru i 2) czy

sposób pomiaru i długość serii obserwacyjnej umożliwia rejestrację wszystkich zdarzeń, waż­

nych z geomorfologicznego punktu widzenia. Ta druga uwaga dotyczy przede wszystkim tzw.

zdarzeń wyjątkowych, o znacznym natężeniu danego procesu. Bywa, że w trakcie takich zda­

rzeń zniszczeniu ulegają przyrządy rejestrujące i kluczowy epizod w ewolucji rzeźby znika z za­

pisu. Częściowe przynajmniej rozwiązanie tych problemów daje pośrednia ocena denudacji,

która zależy od postawionego zadania badawczego.

Często oblicza się objętość (lub masę) osadów zgromadzonych w basenach sedymentacyj­

nych (np. zbiornikach zaporowych), a uzyskaną wartość liczbową odnosi

do powierzchni,

z której pochodzą osady. Jeśli znany jest czas gromadzenia osadów, wówczas można obliczyć

średni wskaźnik denudacji dla danego obszaru, wyrażony w jednostce masy na jednostkę po­

wierzchni w jednostce czasu (np. kg

lub grubości usuniętej warstwy skał w jednost­

ce czasu (np. mm

Na podobnej zasadzie opiera się ocena denudacji w skali zlewni na

podstawie ilości transportowanego rumowiska, mierzonego w pewnym przekroju

np. przy ujściu do morza. Pośrednie oceny denudacji dotyczą różnych skal prze­

strzennych i czasowych: od niewielkich zlewni elementarnych i pojedynczych lat hydrologicz­

nych do wielkich basenów sedymentacyjnych wypełnianych w skali czasu geologicznego.

Metody te mają jednak poważne ograniczenia. Po pierwsze, obliczane wskaźniki powinny

być traktowane jako minimalne, ponieważ baseny sedymentacyjne zatrzymują tylko część

transportowanego osadu. Po drugie, część materiału skalnego usuniętego ze stoku może być

czasowo zatrzymana u podnóży stoku lub w wyżej położonym odcinku koryta i nie docierać do

badanego basenu sedymentacyjnego. Im większa jest badana zlewnia, tym więcej osadu jest za­

trzymywanego w zlewni, dlatego wskaźniki denudacji są zwykle odwrotnie proporcjonalne do

wielkości zlewni. Należy pamiętać, że otrzymywane wartości są uśrednione dla całej zlewni.

W rzeczywistości zlewnie mogą się składać z części o znacznej dynamice przekształceń po­

wierzchni ziemi i obszarów o bardzo małym natężeniu procesów rzeźbotwórczych.

Do oceny denudacji wykorzystuje się również obecność w osadach radioaktywnego izoto­

pu cezu

który powstaje głównie w wyniku prób nuklearnych. Największą emisję odnoto-

446

wano w 1963 r. W Europie znaczne ilości cezu

się do atmosfery podczas katastrofy elek­

trowni atomowej w

w 1986 r. Horyzonty stratygraficzne wzbogacone w cez pełnią

zatem rolę wskaźnikową i pozwalają na obliczenie tempa denudacji dla odpowiednich prze­

działów czasu geologicznego.

Rosnącym uznaniem wśród geomorfologów cieszą się metody termochronologiczne stoso­

wane w petrografii. Stwierdzono, że uszkodzenia w strukturze kryształu wywołane samorzut­

nym rozszczepieniem jądrowym (tzw. traki) nie zabliźniają się, jeśli temperatura ośrodka staje

się zbyt niska. Te progowe wartości temperatury są różne dla różnych minerałów, dla najczę­

ściej wykorzystywanego apatytu wynosi ona około

Tempo powstawania tych uszko­

dzeń jest mniej więcej stałe, zatem ich ilość i charakter w próbce skalnej pobranej z powierzch­

ni ziemi wskazuje, kiedy (jak dawno) skała ta była już na tyle chłodna, że zabliźnianie przesta­

ło być możliwe. Zakładając stały gradient geotermiczny, można określić głębokość, której ta

wartość temperatury odpowiada, a zatem obliczyć średnie tempo denudacji w tym okresie.

Modelowanie procesów geomorfologicznych

Techniki modelowania procesów geomorfologicznych z wykorzystaniem programów i urzą­

dzeń obliczeniowych, w ostatnich

latach w znacznym stopniu zdominowały geomorfolo­

gię amerykańską, a w nieco mniejszym stopniu także brytyjską. Tworzenie modeli, czyli uprosz­

czonych lub wyidealizowanych obrazów rzeczywistości, towarzyszyło geomorfologii od dawna,

przy czym były to początkowo wyłącznie modele koncepcyjne. Współcześnie, modelowanie

w geomorfologii jest rozumiane głównie jako posługiwanie się narzędziami i formułami mate­

matycznymi, opisującymi mechanizm procesów rzeźbotwórczych i statystyczne zależności mię­

dzy zmiennymi. Posługiwanie się modelami matematycznymi w odniesieniu do procesów pozwa­

la między innymi na uzyskanie odpowiedzi na pytanie, jak zmiana jednej (lub wielu) zmiennej

wpływa na przebieg procesu i wygląd form powstających w ich trakcie. Równie ważne jest ilo­

ściowe przedstawienie zmian, co nie jest możliwe w odniesieniu do modeli koncepcyjnych. Tak

więc, modelowanie jest podstawą wiarygodnego prognozowania zdarzeń i procesów.

Poprawność i wiarygodność matematycznych modeli ewolucji rzeźby jest funkcją zrozu­

mienia istoty procesów rzeźbotwórczych, umiejętności ich ścisłego opisania i jakości danych

obserwacyjnych. Bardziej wiarygodne jest modelowanie procesów działających w krótkich ska­

lach czasowych i na ograniczonej przestrzeni. Częstym przedmiotem ujęć modelowych są pro­

cesy osuwiskowe, powstawanie i erozja pokrywy glebowej, fluwialne procesy korytowe, ruch lo­

dowców, transport i erozja glacjalna. Podejmowane są także próby modelowego przedstawie­

nia rozwoju rzeźby w skali kontynentalnej i w czasie geologicznym (np. rozwoju wielkich łań­

cuchów górskich), ale z konieczności modele te są bardziej uproszczone. Jest jednak niemal

pewne, że dalszy rozwój technologiczny pozwoli na konstrukcję i testowanie coraz bardziej

skomplikowanych modeli, a więc i coraz wierniejsze odzwierciedlenie rzeczywistości.

Geneza form rzeźby

Rozpoznanie genezy pojedynczych form rzeźby, a także całych zespołów, jest jednym

z podstawowych zadań stawianych przed geomorfologiem. Stosunkowo rzadko mamy okazję

bezpośrednio obserwować powstawanie nowych form, a nawet wówczas rzeczywisty mecha­

nizm procesu rzeźbotwórczego może pozostawać niejasny. Dobrym przykładem są zmiany

w rzeźbie den dolinnych podczas wezbrań. Porównanie sytuacji sprzed wezbrania i po nim nie

pozostawia na ogół wątpliwości, że dana forma w korycie - na przykład podłużny wał kamieni­

sty -jest nowym tworem, związanym z procesem fluwialnym. Odpowiedź na szczegółowe pyta­

nie,

doszło do powstania

jest natomiast trudna. Większość form rzeźby powstała

447

jednak w mniej lub bardziej odległej przeszłości. Niektóre powstawały przez tysiące lat (np. ko­

tły lodowcowe), a nawet miliony lat (np. powierzchnie zrównania).

Geomorfolodzy są na ogół zmuszeni do wnioskowania o procesie rzeźbotwórczym na pod­

stawie cech powstałej za ich przyczyną formy rzeźby. Nie zawsze jest to łatwe, a konkluzje jed­

noznaczne. Wiele form rzeźby jest efektem współdziałania różnych procesów (np. doliny rzecz­

ne), a w innych przypadkach różne procesy mogą prowadzić do powstania bardzo podobnych

form, co dodatkowo utrudnia odtworzenie genezy. Najwięcej trudności sprawia określenie me­

chanizmu powstawania form denudacyjnych, które są praktycznie niemymi świadkami daw­

nych procesów rzeźbotwórczych. Długie i często

polemiki nad ich genezą, pozostały nie­

rozstrzygnięte z powodu braku jednoznacznych argumentów. Łatwiejsze zadanie jest określe­

nie genezy form akumulacyjnych, ponieważ ich budowa wewnętrzna jest kluczem do odtworze­

nia procesu.

Metody sedymentologiczne

Metody sedymentologiczne zostały zapożyczone z geologii skał osadowych. Zakładają

one, że pewne cechy osadów budujących formy rzeźby są wskaźnikowe (diagnostyczne) dla pro­

cesów, które brały udział w ich tworzeniu, oraz środowisk, w których rozwój tych form rzeźby

się odbywał. Niekiedy już cechy form stanowią pierwszą wskazówkę genezy, natomiast analiza

osadów pozwala na bardziej szczegółowe odtworzenie warunków powstawania. Na przykład,

terasy rzeczne w dolinach są na ogół rozpoznawane na podstawie wyglądu i położenia, nato­

miast szczegółowa analiza sedymentologiczna budujących je osadów pozwala na określenie

charakteru rzeki (np. roztokowa czy

meandrująca), mocy strumienia, częstotli­

wości zdarzeń ekstremalnych itp. Czasem jednak wygląd formy nie rozstrzyga o genezie i do­

piero szczegółowe badania osadów mogą pozwolić na prawidłowe określenie środowiska. Tak

dzieje się na przykład w odniesieniu do licznych, ale mało wyrazistych pagórków położonych

w strefie staroglacjalnej środkowej Polski, których powstanie mogło być związane z bardzo róż­

nymi procesami zachodzącymi w środowisku glacjalnym lub fluwioglacjalnym.

Przedmiotem badań sedymentologii są struktura osadów i ich właściwości teksturalne.

Określenia te są różnie rozumiane przez różnych autorów, niemniej można zaproponować na­

stępujące ich wyjaśnienie. Struktura odnosi się do cech osadu traktowanego jako całość, obej­

mując między innymi obecność ławic i warstw, ich grubość i rozciągłość, charakter granic po­

między nimi, rodzaj warstwowania, sposób ułożenia i upakowania poszczególnych składników,

proporcję pomiędzy szkieletem ziarnowym i materiałem wypełniającym. Cechy teksturalne

z kolei dotyczą pojedynczych ziaren wchodzących w skład osadu, głównie ich wielkości, kształ­

tu i charakteru powierzchni. Ważną cechą osadu jest także jego skład petrograficzny i minera­

logiczny, na podstawie którego można wnioskować między innymi o kierunku transportu, jego

długości, charakterze obszarów źródłowych i zmianach wietrzeniowych zachodzących po po­

wstaniu osadu. Różnorodność cech osadów powoduje, że badania sedymentologiczne muszą

być przeprowadzane zarówno w terenie (opis odsłonięć naturalnych, sztucznych i odwiertów),

jak i w wyspecjalizowanych laboratoriach (badania tekstury pojedynczych ziaren).

Wykorzystując metody sedymentologiczne, należy przede wszystkim pamiętać o konieczno­

ści stosowania jednoznacznych opisów, tak aby były one zrozumiałe i porównywalne. W odnie­

sieniu do struktury osadów służy temu kod

w którym odpowiednimi symbolami li­

terowymi określa się

osadu, a następnie charakter obecnych w nim struktur depozy-

Został on pierwotnie zaproponowany do opisu osadów środowiska wodnego (rzeczne­

go), ale obecnie jest używany także do opisu innych środowisk sedymentacyjnych: glacjalnych,

eolicznych i stokowych. Szczegółowe zasady postępowania w badaniach laboratoryjnych i sposo­

by przedstawiania wyników takich badań są zawarte w licznych pracach specjalistycznych.

448

Metody geofizyczne

Metody i techniki geofizyczne pozwalają na rozpoznanie struktury osadów w przypo­

wierzchniowej warstwie gruntu, co ułatwia wnioskowanie o genezie form, zbudowanych z tych

osadów. Są one cennym uzupełnieniem informacji o charakterze punktowym (płytkie natural­

ne i sztuczne odsłonięcia, wiercenia), a stosując je można uzyskać obraz dwu- i trójwymiarowy.

Metody te są przydatne szczególnie wtedy, gdy brak jest jakichkolwiek możliwości uzyskania

obrazu budowy wgłębnej innymi metodami.

Największą popularność w geomorfologii i geologii czwartorzędu zdobyły metody geora-

darowe. Profilowanie radarowe polega na penetrowaniu gruntu falami elektromagnetycznymi,

które są odbijane i zawracane do odbiorników przez znajdujące się na różnych głębokościach

powierzchnie nieciągłości. Należy zwrócić uwagę, że powierzchnie te są - ściśle biorąc - po­

wierzchniami nieciągłości elektrycznych i magnetycznych, tak więc kluczową częścią badań

georadarowych jest właściwa interpretacja genezy tych powierzchni. Mogą być to granice lito­

logiczne i tektoniczne, ale także granice pomiędzy utworami o różnym stopniu zawodnienia.

Georadar (ang. GPR -

radar)

jest z powodzeniem wykorzystywany w bada­

niach form i osadów osuwiskowych, eolicznych,

fluwioglacjalnych i glacjalnych;

można przy jego pomocy lokalizować także strefy uskokowe i wykorzystywać w badaniach ar­

cheologicznych.

Inną metodą chętnie wykorzystywaną przez geomorfologów jest metoda elektrooporowa,

wykorzystująca różnice w przewodnictwie elektrycznym. Te z kolei wynikają zwykle z odmien­

nej litologii, ale przy pomocy tej metody można także lokalizować próżnie podziemne puste

i wypełnione wodą, dlatego metody elektrooporowe były od dawna stosowane w badaniach ob­

szarów krasowych. Są również przydatne w geomorfologii

gdyż ośrodek prze­

marznięty cechuje się inną opornością niż grunt

Wiek form rzeźby

Określanie wieku form rzeźby i czasu wystąpienia pewnych procesów rzeźbotwórczych jest

bardzo ważne w postępowaniu badawczym. Po pierwsze, rekonstrukcje rozwoju rzeźby terenu

stają się w ten sposób bardziej precyzyjne, co z kolei ułatwia prawidłowe rozpoznanie przyczyn

i uwarunkowań procesów geomorfologicznych. Po drugie, dzięki informacji o częstotliwości

występowania zdarzeń w przeszłości (np. wezbrań powodujących depozycję na równinie zale­

wowej) można z większą pewnością stawiać prognozy na przyszłość i określać prawdopodo­

bieństwo występowania podobnych zdarzeń w interesującym nas przedziale czasowym.

Równocześnie należy sobie zdawać sprawę z licznych trudności napotykanych podczas

prób datowania form rzeźby. Do najistotniejszych należą:

•

dokładność wielu metod, zwykle malejąca wraz z rosnącym wiekiem form.

Inaczej mówiąc, im starsze formy lub procesy, tym większy błąd w określaniu ich wieku. Czę­

sto spotykanym błędem jest podawanie określeń wieku bezwzględnego bez uwzględnienia

marginesu błędu (la dla prawdopodobieństwa

lub

dla prawdopodobieństwa 95%),

a także kategoryczne stwierdzenie, że otrzymana data określa faktyczny moment zajścia

danego zdarzenia. W rzeczywistości, przykładowe określenie wieku „2500 ± 200

należy

rozumieć, że z prawdopodobieństwem 68% zdarzenie nastąpiło pomiędzy 2700 a 2300 BP;

• wysoki koszt badań, nie pozwalający na objęcie nimi odpowiednio licznej próby. Powoduje to

wątpliwości co do reprezentatywności nielicznych oznaczeń wieku dla dużej populacji (np. je­

śli możliwe jest określenie wieku utworów rzecznych w jedynie kilku starorzeczach z kilku­

dziesięciu znajdujących się w danym odcinku doliny, to jaka jest pewność, że odnotowane zo­

staną wszystkie ważne fazy rozwoju

449

• niewystarczająca ilość materiału, który może być poddany badaniom geochronologicznym,

nie spełniająca kryterium istotności statystycznej;

• brak możliwości precyzyjniejszego określenia wieku niektórych form, szczególnie rzeźby ero­

zyjnej.

Do określenia wieku form rzeźby i procesów geomorfolodzy posługują się wiekiem bez­

względnym i wiekiem względnym. Wiek bezwzględny - to faktyczny czas powstania danej for­

my lub zdarzenia, wyrażony w latach. Należy zaznaczyć, że przedmiotem datowania na ogół nie

jest forma rzeźby jako taka, ale utwór geologiczny, który ją tworzy lub wypełnia. Oznaczenia

wieku bezwzględnego są dokonywane różnymi metodami,

zasadę roz­

padu lub akumulacji pierwiastków promieniotwórczych (metody radiometryczne), efekty

radiacji w strukturze minerałów (np.

stałe tempo wzrostu organizmów

żywych (dendrochronologia, lichenometria). Pomocne są też dokumenty historyczne, materia­

ły kartograficzne oraz wyniki badań archeologicznych.

Istotą określania wieku względnego są stwierdzenia typu „starsze

i „młodsze od". Nie

uzyskujemy zatem w ten sposób konkretnej daty historycznej. Dla określania wieku względne­

go geomorfolodzy zaadaptowali dwie podstawowe zasady stratygrafii - zasadę nadległości

i przecinania. W kontekście geomorfologicznym można je sformułować następująco:

• Zasada pierwsza: Jeśli w obrębie dużej formy rzeźby znajduje się mniejsza forma rzeźby, po­

wstanie dużej formy było wcześniejsze. Na przykład, jeśli w obrębie zbocza doliny rzecznej

stwierdzamy występowanie form osuwiskowych, to

wydarzeń musiała być następu­

jąca: erozja wgłębna potoku i powstanie formy dolinnej

ruchy masowe (osuwiska) w ob­

rębie zboczy doliny. Inny przykład: jeśli na powierzchni terasy

znajdują się pola

wydmowe, ich powstanie jest późniejsze od powstania danego poziomu terasowego w prado-

Istnieją niestety wyjątki od tej reguły, na przykład w obrębie młodych zrębów tektonicz­

nych mogą występować relikty starszych powierzchni zrównania, tektonicznie wydźwignię-

tych wraz z całym zrębem.

• Zasada druga: Jeśli jedna forma rzeźba jest niezgodnie przecięta przez inną formę, forma

przecinająca nie może być starsza (mogą być natomiast

Za przykład może

posłużyć klif nadmorski podcinający wał pagórków morenowych i odsłaniający ich wewnętrz­

ną budowę. Procesy litoralne są w takim przypadku późniejsze niż procesy glacjalne, które

doprowadziły do powstania wału morenowego.

Niezależnie od tych zasad, wykorzystywane są także bardziej skomplikowane techniki oce­

ny wieku względnego, opierające się na założeniu, że wraz z upływem czasu wygląd form rzeź­

by oraz właściwości materiału ulegają zmianom wskutek oddziaływania procesów wietrzenio­

wych i denudacyjnych.

W rzeczywistości geomorfolodzy często stosują oba podejścia naraz, łącząc informacje

o wieku bezwzględnym i względnym. Mała precyzja określeń wieku sprawia jednak, że pożąda­

ne jest stosowanie wielu niezależnych metod równocześnie i ich wzajemna weryfikacja.

Metody radiometryczne

W metodach radiometrycznych oznaczania wieku są wykorzystywane procesy rozpadu pier­

wiastków promieniotwórczych oraz akumulacji nuklidów radiogenicznych w osadzie. Rozpad za­

chodzi w stałym tempie, ale różnym dla różnych pierwiastków i jest określany mianem rozpadu

połowicznego. Określenie to oznacza, że w stałej jednostce czasu rozpadowi ulega połowa zawar­

tej w materiale substancji radioaktywnej. Na przykład, czas połowicznego rozpadu dla węgla

radioaktywnego

znajdującego się w tkankach organizmów żywych wynosi 5730 ± 40 lat. Od

momentu obumarcia organizmu ubytek węgla

nie jest już uzupełniany i jego ilość systema-

450

tycznie spada. Tak więc, z pierwotnej ilości tego pierwiastka wynoszącej atomów, po 5730 la­
tach od ustania wymiany z otoczeniem pozostanie

atomów, po kolejnych 5730 latach

atomów, po kolejnych 5730

atomów i tak dalej. Można zatem, znając zawartość

węgla

w materiale kopalnym, obliczyć moment obumarcia organizmu.

nadają­

cym się do datowania są szczątki roślin, torf, węgiel drzewny, muszle i koralowce, w mniejszym
zakresie kości zwierzęce i organiczne horyzonty glebowe. Zasięg czasowy datowań radiowęglo-

wych sięga 45

000 lat wstecz.

W kontekście geomorfologicznym określanie wieku na podstawie tempa rozpadu węgla

radioaktywnego ma w istocie charakter pośredni, ponieważ w ten sposób

datowana nie for­

ma rzeźby, ale osad lub substancja organiczna pozostająca w pewnej relacji przestrzenno-wie-
kowej do formy. I tak, określanie wieku osuwisk metodą radiowęglową polega na datowaniu
osadów organicznych wypełniających zagłębienia bezodpływowe na osuwisku lub zalegających
pod utworami osuwiskowymi. Uzyskujemy w ten sposób informację o minimalnym („nie młod­
sze

lub maksymalnym („nie starsze niż") wieku osuwiska, ale nie o dokładnym momen­

cie lub czasie uaktywnienia procesów osuwiskowych. Podobnie należy rozumieć datowanie
form wydmowych, starorzeczy, mis jeziornych i innych form powierzchniowych.

Duża grupa metod radiometrycznych wykorzystuje zjawisko akumulacji nuklidów radioge-

nicznych powstających wskutek rozpadu pierwiastków promieniotwórczych zawartych w skale.
Wyniki pomiaru koncentracji nuklidów pozwalają wówczas na określenie momentu uruchomie­
nia „zegara

czyli czasu powstania danej skały macierzystej lub osadu. Najczę­

ściej stosowane są metody wykorzystujące powstawanie izotopu argonu

kosztem izotopu po­

tasu

powstawanie

kosztem

oraz powstawanie izotopu toru

kosztem izotopów

uranu

i

Metoda potasowo-argonowa i argonowo-argonowa są szczególnie przydatne

w określaniu wieku utworów pochodzenia wulkanicznego, a więc pośrednio form rzeźby wulka­

nicznej oraz warstw popiołów wulkanicznych w innych osadach (np. stokowych lub jeziornych).
Metoda szeregów uranowo-torowych nadaje się dobrze do datowania szczątków koralowców, ko­
ści zwierzęcych, nacieków jaskiniowych i wtórnych nagromadzeń węglanu wapnia w osadach.

W ostatnich 10-20 latach na dużą skalę wykorzystuje się zjawisko powstawania nowych

izotopów pod wpływem oddziaływania promieniowania kosmicznego. W przypowierzchniowej

warstwie skał grubości około 1 m tworzą się między innymi w stałym tempie takie izotopy, jak
beryl

glin

i chlor

Ich koncentracja w skale jest zatem miarą czasu, jaki upłynął

od odsłonięcia danej powierzchni. Metoda ta została powitana przez geomorfologów ze szcze­
gólną nadzieją, gdyż otwiera drogę do określania wieku form erozyjnych, np.

lodow­

cowych, rumowisk skalnych, powierzchni skałek, moren itp.

Dendrochronologia

Dendrochronologia

stałych rocznych przyrostów pni drzew, widocz­

nych w przekroju pnia jako słoje. W najprostszym ujęciu, licząc słoje można określić wiek drze­

wa, a zatem minimalny wiek powierzchni, na której ono rośnie. W ten sposób jest określany
wiek

antropogenicznych na stokach (np. dawnych teras rolnych), wałów brzegowych, łach

w korytach rzecznych, czy wałów bocznych

podczas spływów gruzowych. W takim

ujęciu zakres czasowy metody obejmuje w warunkach polskich ostatnie kilkaset lat. W strefie
klimatu umiarkowanego półkuli północnej drzewami najczęściej wykorzystywanymi w dendro­
chronologii są dąb, sosna, świerk, jodła i buk.

Ścisły związek procesu wzrostu z warunkami klimatycznymi umożliwia jednak skonstru­

owanie wzorca obejmującego znacznie dłuższe przedziały czasowe. Obiektem wyjściowym jest
zapis dendrochronologiczny o znanym wieku (w żywym drzewie), w obrębie którego są identy­
fikowane charakterystyczne grupy słojów (np.

się bardzo cienkich słojów). Czas

451

ich powstania może być określony w latach kalendarzowych. Następnie te same grupy są odnaj­

dywane w pniach nieco starszych, martwych drzew, co pozwala na rozszerzenie skali czasowej

w przeszłość. W najstarszej części takiego rozszerzonego zapisu są odnajdywane kolejne cha­

rakterystyczne grupy słojów, teraz już o znanym wieku. Dalszym krokiem jest dopasowanie do

rozszerzonego zapisu pni drzew jeszcze starszych. Badania M.

pozwoliły na stworzenie

dla obszaru Polski wzorca obejmującego ponad 4000 lat. Dzięki temu jest możliwe dość precy­

zyjne określenie wieku pni drzew znajdowanych w różnych kontekstach geomorfologicznych,

głównie w dawnych osadach aluwialnych, a w konsekwencji datowanie zdarzeń

Dendrochronologia jest niezwykle użyteczna przy określaniu wieku niedawnych zdarzeń

geomorfologicznych, które zapisały się deformacjami słojów w nadal rosnących drzewach. De­

formacje takie mogą powstać wskutek zaburzenia stabilności podłoża podczas ruchów osuwi­

skowych, podcinania zboczy wąwozu lub zadrzewionych brzegów koryta rzecznego. Mogą mieć

także charakter uszkodzeń mechanicznych związanych z uderzeniami kamieni niesionych przez

spływ gruzowo-błotny lub falę wezbraniową. W strukturze słojów zapisują się także epizody od­

słonięcia korzenia na powierzchni, zwykle wywołane wzmożoną erozją.

Metody

polegają - w skrócie - na pomiarze wielkości

porostów

obecnych na powierzchniach skalnych (wychodni litej skały lub luźnych głazów i bloków). Po­

wierzchnie te mogą znajdować się w obrębie różnych form rzeźby: wałów morenowych, rumo­

wisk obrywów, stożków usypiskowych, ścian skalnych itp. Przyjmując że: 1) porosty są organi­

zmami pionierskimi, zasiedlającymi nowo odsłonięte powierzchnie skalne, 2) z upływem czasu

następuje wzrost plech porostów, a średnie tempo wzrostu plech jest znane, można określić na

podstawie wielkości plech moment rozpoczęcia kolonizacji powierzchni skalnej przez porosty,

a więc i czas powstania danej formy (np. wału

W rzeczywistości jest określany

w ten sposób minimalny wiek danej formy, gdyż nie ma pewności, że zasiedlanie rozpoczęło się

natychmiast po jej powstaniu. Porostem najczęściej wykorzystywanym w badaniach jest wzo­

rzec geograficzny

Głównym problemem w metodzie

jest określenie średniego tempa

wzrostu, które jest specyficzne dla różnych środowisk i zależne od miejscowych warunków kli­

matycznych i siedliskowych. W przeciwieństwie do metod radiometrycznych, nie ma jednej,

uniwersalnej krzywej wzrostu porostów. Do jej ustalenia przydatne są punkty odniesienia, czy­

li powierzchnie skalne o znanym wieku (szczególnie użyteczne są kamienne budowle

ne przez ludzi, np. płyty nagrobne). Na ich podstawie jest wykreślana krzywa wzrostu, do któ­

rej następnie odnosi się wyniki pomiarów w innych miejscach. Zakres wiarygodności metody

lichenometrycznej obejmuje okres około 300-500 lat.

W Polsce metody lichenometryczne były wykorzystywane

przez A. Kotarbę w Ta­

trach. Przedmiotem datowania były głównie stożki usypiskowe i formy akumulacyjne związane

ze spływami gruzowo-błotnymi. W Alpach i Górach Skandynawskich przy wykorzystaniu

nometrii odtworzono chronologię zaniku lodowców górskich podczas małej epoki lodowej.

Inne metody

Utwory mineralne, nie zawierające fragmentów organicznych i w związku z tym nie nada­

jące się do zastosowania metody

są często datowane przy wykorzystaniu zjawi­

ska luminescencji. Wskutek słabego promieniowania wywołanego obecnością pierwiastków ra-

diokatywnych (uran, tor) następuje

atomów i uwięzienie wolnych elektronów w obrę­

bie struktury krystalograficznej minerału. Z upływem czasu liczba takich elektronów rośnie,

452

a ich uwolnienie następuje dopiero pod

ciepła lub światła. Tak więc, przykrycie da­

nego osadu przez młodsze utwory uruchamia

Poddanie próbki takie­

go osadu kontrolowanemu oddziaływaniu ciepła

- TL) lub światła

nescencja wzbudzana optycznie - OSL) w warunkach laboratoryjnych powoduje emisję światła

(sygnału luminescencyjnego), proporcjonalną do liczby uwięzionych elektronów. Natężenie

tego sygnału jest zatem wskaźnikiem wieku utworu geologicznego, przy założeniu, że pozosta­

wał on stale w pozycji pogrzebanej. Zjawisko luminescencji jest wykorzystywane głównie w od­

niesieniu do utworów pochodzenia eolicznego: piasków pokrywowych, wydm i lessów.

W odniesieniu do niedawnych etapów rozwoju rzeźby i młodych form cennym źródłem

informacji o wieku są znaleziska archeologiczne (artefakty). Są one powszechnie wykorzysty­

wane w określaniu chronologii rozwoju dolin rzecznych, stoków, zespołów rzeźby eolicznej

i osadów jaskiniowych.

Szerokie zastosowanie w geomorfologii mają także metody określania wieku względnego.

Do nich należy między innymi ilościowe określenie stopnia zwietrzenia (np. grubość otoczki

wietrzeniowej na bloku skalnym lub stępienia krawędzi), stopnia rozwoju profilu glebowego,

obniżenia wytrzymałości mechanicznej skały, czy złagodzenia profilu podłużnego stoku.

Literatura polska

Kostrzewski

Pulina M.

1992. Metody hydrochemiczne w geomorfologii dynamicznej. Prace Nauko­

we Uniwersytetu Śląskiego w Katowicach, 1254, Katowice.
Praca zawiera opis wybranych metod oceny denudacji chemicznej w obszarach krasowych i niekrasowych.

Kotarba

2001. Lichenometryczne oznaczanie wieku form rzeźby wysokogórskiej. Prace Geograficzne IG

i PZ PAN, 179, s. 197-208.
Przykład artykułu prezentującego możliwości badań

w geomorfologii, na przykładzie

spływów gruzowych i stożków usypiskowych w Tatrach.

Lamparski

2004. Formy i osady czwartorzędowe w świetle badań georadarowych. Prace Geograficzne IG

i PZ PAN, 204.
Prezentacja najpopularniejszej obecnie metody geofizycznej w geomorfologii, z licznymi przykładami za­
stosowania w terenów Polski

Lindner L.

1992. Czwartorzęd. Osady, metody badań, stratygrafia. Wydawnictwo PAE, Warszawa.

Część druga tej książki zawiera obszerne przedstawienie metod wykorzystywanych w badaniach form i osa­
dów czwartorzędowych, w tym metod określania wieku bezwzględnego oraz metod paleobotanicznych i pa-
leozoologicznych, pomocnych w określaniu chronologii zdarzeń geomorfologicznych i geologicznych.

Mycielska-Dowgiałło E.

1998. Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędo­

wych i ich wartość interpretacyjna. Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Warszawa.
Zbiór artykułów prezentujących teoretyczne podstawy oraz przykłady zastosowania analiz sedymentolo-
gicznych do odtwarzania przebiegu procesów i genezy form w różnych środowiskach:

eolicz-

jeziornym i stokowym.

Mycielska-Dowgiałło

Rutkowski J.

1995. Badania osadów czwartorzędowych. Wybrane metody i in­

terpretacja wyników. Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Warszawa.
Praca zbiorowa, będąca przewodnikiem do badań osadów czwartorzędowych, zarówno w aspekcie tereno­
wym, jak i laboratoryjnym.

Racinowski

Szczypek

1985. Prezentacja i interpretacja wyników badań

osadów

dowych. Skrypty Uniwersytetu Śląskiego nr 359, Katowice.

Podstawowa pozycja z zakresu metod przedstawiania składu

osadów i interpretacji

wyników.

453

Krąpiec

2004. Dendrochronologia. PWN, Warszawa.

Nowoczesny podręcznik dendrochronologii, zawiera także wybrane

zastosowań w geomorfo­

logii.

Literatura zagraniczna

Goudie A.

and

London 1990 (wyd. II).

Praca zbiorowa przygotowana przez członków Brytyjskiej Geomorfologicznej Grupy Badawczej, prezentu­

szeroki wachlarz metod i narzędzi badawczych będących do dyspozycji geomorfologa. Aktualnie jest

przygotowywane kolejne, uaktualnione wydanie.

Geophysical Applications in

Zeitschrift fur

Supplement Band 132, Stutt­

gart 2003.
Zbiór 10 artykułów prezentujących zastosowanie różnorodnych metod geofizycznych, na przykładach ba­
dań geomorfologicznych prowadzonych w Alpach i na Spitsbergenie.

Kondolf

Piegay H.

2002. Methods in Fluvial Geomorphology.

Chichester.

Wszechstronna prezentacja metod badawczych wykorzystywanych przez geomorfologów fluwialnych, ilu­
strowana przykładami z różnych obszarów i rodzajów środowiska fluwialnego.