Formy działalności akumulacyjnej lodowców i lądodolodów  
Formy powstałe wskutek działalności lodowców określa się mianem glacjalnych, natomiast powstałe przy udziale wód lodowcowych nazywane są fluwioglacjalnymi lub glacifluwialnymi.

Lodowiec przemieszczając się transportuje materiał, który jest przez niego akumulowany, jednak formy powstałe w ten sposób zauważalne są dopiero po jego ustąpieniu. Materiał niesiony przez lodowiec nie podlega jednak sortowaniu tak, jak ma to miejsce w rzekach.

Formami akumulacyjnymi są:

1. Moreny
Zalegający przez dłuższy okres czasu lodowiec usypuje przez czołem wał lub ciąg wzgórz tworząc morenę czołową. Moreny te są wyznacznikiem zasięgu lodowca. Wody lodowcowe mogą rozmyć moreny czołowe, pozostawiając po nich jedynie większe fragmenty skalne oraz duże głazy nazywane głazami narzutowymi. Czasem mogą powstać moreny czołowe ze spiętrzenia materiału pchanego przez lodowiec lecz są one bardzo rzadko spotykane. Morena boczna powstaje wzdłuż bocznych krawędzi jęzora lodowcowego poruszającego się doliną, gdzie gromadzony jest materiał skalny. Po stopieni lodu powstają wały na bokach dawnego lodowca. W przypadku, gdy spływające dolinami jęzory lodowcowe połączą się ze sobą i przemieszczają dalej już jako jeden, dochodzi do połączenia moren bocznych które od tej pory staja się moreną środkową. Moreny boczna i środkowa charakterystyczne są tylko dla lodowców górskich. Po wycofaniu się lodowca odsłania się czasem obszar o powierzchni stosunkowo wyrównanej, gdzie przeważają równiny i wysoczyzny morenowe płaskie, lub o powierzchni na której prócz równin występują wysoczyzny morenowepagórkowate lub faliste, za każdym razem jest to obraz moreny dennej, charakterystycznej dla lodowców górskich i lądolodów. Czasami w jej obrębie mogą powstać jeziora w zagłębieniu moreny dennej np. Śniardwy i Mamry.

2. Stożki i równiny sandrowe.
Wody wypływające z lądolodu również transportują materiał, osadzając go przed czołem powodują powstawanie rozległych stożków napływowych składających się głównie z piasków i żwirów, są to sandry (isl. sandur-piachy), czyli stożki sandrowe. Mają one powierzchnie lekko nachyloną w kierunku pola lodowca. Po osadzeniu się żwirów i piasków sandrowych najdrobniejszy materiał jest dalej niesiony przez wody. Gdy odpływ wód był zahamowany, rozlewały się one tworząc płytkie i rozległe jeziora zastoiskowe. W nich osadzały się drobniutkie piski, muły i iły, a wobec tego, ze znacznie większy był dopływ materiału w lecie, gdy lodowiec szybciej topniał, niż w zimie, przy czym grubość ziaren osadzonego latem materiału była nieco większa, powstawały wyraźne warstwy. Każda warstwa odpowiada rocznemu okresowi osadzania. Letnie warstwy są jaśniejsze, zimowe ciemniejsze. Różnica barwy wynika z tego, że latem jeziora nie były skute lodem, wskutek czego osady ulegały utlenianiu. W zimie pokrywa lodowa odcinała dopływ tlenu, wskutek tego powstawało środowisko redukujące i dlatego osady te mają barwę ciemniejszą. Utwory te nazwano iłami wstęgowymi lub warwami. W Polsce sandry można znaleźć na terenach pod Borami Tucholskimi, Puszczą Kurpiowską, Piską i Augustowską. Równiny sandrowe powstają w wyniku połączenia kilku stożków.

3. Ozy
Wzniesienia w kształcie wałów zbudowane przeważnie z warstwowanych piasków i żwirów nazywamy ozami (szwedz. wał) Wysokość ozów dochodzi do 30 m, ich długość od kilkuset metrów do kilkudziesięciu kilometrów, a szerokość u podstawy ma kilkadziesiąt metrów. Budują je osady akumulacji wód płynących w szczelinach tunelu lądolodu, głownie w jego części czołowej. Ozy są dość pospolite w Polsce, występują w okolicach Poznania, Sieradza, na północ od Suwałk itd.

4. Kemy (ang. Kames)
mają bardzo nieregularne kształty. Występują w postaci wałów, garbów, a także płaskich powierzchni nazywanych
tarasami kemowymi. Zbudowane są przeważnie z nieregularnie uławiconych mułków i piasków, wśród których pojawiają się warstwy żwirów. Pagórki i wały kemowe powstały z osadzonego materiału naniesionego przez strumienie spływające z lodu do szczelin i zagłębień w tzw. „martwym lodzie”. Jest to część lodowca, która straciła połączenie z główną masą lądolodu w czasie jego cofania. Tarasy kemowe mają bardziej regularna budowę. Powstanie ich niektórzy geomorfolodzy wiążą z wypełnianiem przez osady rozległych zbiorników wodnych na powierzchni martwego lodu, inni natomiast przypuszczają, że są wynikiem akumulacji wód płynących między lodowcem a bliskimi wzniesieniami powierzchni. W Polsce typowe kemy można spotkać w okolicy Białegostoku


Geologiczne znaczenie działalności lodowców i wód z nim związanych polega na akumulacji ogromnych ilości materiału skalnego. Osady lodowcowe, rzecznolodowcowe i rzeczne powstałe w czwartorzędzie na naszych ziemiach pokrywają przeszło ¾ powierzchni Polski.

Działalność rzeki w odcinku górnym, środkowym i dolnym

Wody płynące, chociaż stanowią tylko niewielką część hydrosfery, swoją działalnością wpływają na rzeźbę powierzchni ziemi. Działalność ta jest związana z ruchem wody, czyli płynięciem dzięki sile ciężkości. Prędkość płynięcia wody zależy od spadku, przeważnie malejącego z biegiem rzeki oaz ilości wody płynącej, która wzrasta z jej biegiem. W większości rzek wyróżnia się trzy odcinki: bieg górny, środkowy, dolny. W każdym biegu zaznaczają się różne rodzaje działalności o zmiennym natężeniu. Jest to działalność niszcząca, transportująca i osadzająca (akumulacja). Źródło: Stankowski, Geografia z geologią Woda płynąca żłobi podłożę poprzez wleczenie materiału skalnego tworząc koryto i dolinę. Niszcząca działalność polegająca na pogłębianiu i poszerzaniu koryta rzecznego nazywa się erozją. Działalność erozyjna jest różna w poszczególnych biegach. Woda płynąca wcina się w głąb i pogłębia koryto lub podcina brzegi i poszerza koryto. Wyróżnia się więc: erozję denną, boczną, wsteczną. i deszczowa. W górnym biegu rzeki spadek jest największy. Przeważa silna erozja wgłębna. Rzeka bardzo silnie żłobi skały, pogłębiając koryto i tworząc strome doliny w kształcie litery V. Przy wzmożeniu się erozji wgłębnej rzeka wcina się głębiej w dno doliny, a resztki dawnego dna tworzą terasy rzeczne (erozyjne). Szybkość erozji rzecznej zależy od rodzaju skał. Im skały są twardsze, odporniejsze, tym procesy erozyjne zachodzą wolniej. Różnice w odporności skał podłoża, po którym płynie rzeka, powodują, że powstają: progi, bystrza i wodospady. Prędkość rzeki nie jest jednakowa na całej szerokości koryta. Miejsce, w którym rzeka płynie najszybciej nazywamy nurtem. Nurt przerzuca się z jednej strony koryta na drugą, niszcząc brzegi - jest to erozja boczna. Rzeka transportuje bardzo dużo luźnego, grubego materiału skalnego ze zboczy i z wyerodowanego koryta. W środkowym biegu rzeki spadek maleje. Rzeka prowadzi większą ilość wody. Nad erozją wgłębną zaczyna przeważać transport drobniejszego materiału skalnego. Zaczyna dominować erozja boczna - tworzą się meandry. Rzeka zaczyna płynąć zakolami. Zakola stale się powiększają, dochodzi do ich przerwania i rzeka prostuje swój bieg. Odcięta zaś część starego zakola staje się jeziorem zwanym starorzeczem. Powstaje dolina płaskodenna (w kształcie litery U) przeobrażona przez erozję boczną. W dolnym biegu rzeki przepływ wody jest bardzo duży. a spadek mały. Rzeka transportuje coraz wolniej niesiony materiał, akumulując go na równinie zalewowej lub przy ujściu. W tym odcinku biegu rzeki jest mamy dolinę nieckowatą. Transport materiału polega na wleczeniu go po dnie, materiał płynie w zawiesinie lub jest rozpuszczony. Wzdłuż całego biegu rzeki następuje segregacja materiału: - w gardzieli pozostaje głazowy materiał, - w dolinie - żwiry, piaski, - w dolnej części piaski pylaste i muły. - w obrębie ujścia muły i drobne piaski. Warto też wspomnieć, opisując działalność rzeki o kaptażu - czyli przejęciu części jednej rzeki przez drugą.

Początek formularza

Dół formularza

Elementy stoku.Kształt stoków oraz procesy stokowe.

Stokiem nazywamy każdą nachyloną powierzchnię znajdującą się pomiędzy kulminacją wzniesienia a płaskim podnóżem.Stoki są najbardziej powszechnym elementem rzeźby powierzchni Ziemi.Przeciwieństwem stoków są równiny,zajmujące znacznie mniejszą powierzchnię,zwłaszcza w ukształtowaniu lądów.Stok zawsze wchodzi w skład formy o określonej genezie:stoki grzbietów, stoki dolin, stoki progów strukturalnych, wałów morenowych, żłobów lodowcowych itd. - nie stanowi zaś odrębnej jednostki genetycznej.W obrebie każdej formy wklęsłej i wypukłej znajdują się powierzchnie nachylone, czyli stoki. Maja one rózne nachylenia, kształty i rozmiary.W ich obrębie wyróżnia sie odcinki górne,środkowe i dolne. Ryc.1. profil stoku dojrzałego z odcinkami: górnym,środkowym i dolnym.         Nachylenie stoku można mierzyć w terenie albo odczytać ze szczegółowej mapy topografiocznej.Na podstawie morfometrycznych danych,określających nachylenie stoku,wyróżniamy stoki: a) słabo nachylone(0,3-2 stopni) - pedymenty,równiny i moreny dennej, niecki tropikalne b) umiarkowanie nachylone(2-7stopni) - zbocza dolin,wałów i garbów morenowych oraz wydm c) silnie nachylone (7-15 stopni) - zbocza dolin,wzniesień moreny pagórkowatej d) strome(15-40 stopni)-zbocza dolin,progi strukturalne e) bardzo strome(40-60 stopni) - zbocza dolin,klify,twardzielce f) urwiste(60-90 stopni) - ściany skalne (kary, żłoby itp.) Przy wyznaczaniu wartości granicznych brane są pod uwagę względy praktyczne,wymogi stawiane przez różne dziedziny gospodarki: rolnictwo, hodowlę, leśnictwo, osadnictwo, komunikację. Kształty stoków Wyróżniane są stoki: wklęsłe,wypukłe i jednostajnie pochylone,które zaliczane sa do prostych,oraz stoki wypukło-wklęsłe,wklęsło-wypukłe,schodkowe itp.które zaliczane są do stoków złożonych (M.Klimaszewski). Stoki znajdujące się na dużych przestrzeniach mogą być gładkie lub rozczłonkowane. Na podstawie ukształtowania stoków,ich profilów podłóżnych można poznać charakter,przebieg i intensywność procesów stokowych oraz ocenić ich udział w formowaniu różnego rodzaju stoków lub określić wpływ budowy geologicznej i ruchów tektonicznych oraz odtworzyć stadium rozwoju rzeźby. Ryc.2.profile stoku:wypukłego(a),wklęsłego(b), jednostajnie pochylonego(c),wypukło-wklęsłego(d). Procesy stokowe,czyli denudacyjne Procesy niszczące,polegające na stałym przemieszczaniu pokyw zwietrzelinowych i obnażaniu podłoża skalnego nosi nazwe denudacji.Przeciwstawny procesowi denudacji jest proces erozji,rozcinania linijnego,nie tylko pokrywy zwietrzelinowej,ale także podłoża skalnego.Erozja prowadzi do fragmentacji powierzchni Ziemi,denudacja do jej zrównania. Przemieszczanie zachodzi na wszystkich powierzchniach nachylonych ,jest procesem powszechnym doprowadzającym przez stopniowe obniżanie stoków do zrównania powierzchni Ziemi.Odbywa sie ono dzieki sile ciężkości,przy mniejszym lub większym udziale wody,śniegu,lodu i organizmów żywych.W obrębie stoków obywają się pod wpływem ciężaru mas luźnych i wtedy ten proces nosi nazwę RUCHÓW MASOWYCH oraz w skutek działalności wody opadowej ,spływającej dzięki sile ciężkości i wtedy ten proces nosi nazwę SPŁUKIWANIA. Ruchy masowe polegają na przemieszczaniu w obrębie stoków pokryw zwietrzelinowych, a także powierzchniowych skał luźnych i zwięzłych wskutek działania siły ciężkości.Siła odrywająca powoduje przemieszczanie przypowierzchniowych mas skalnych i mas zwietrzelinowych w dół stoku. Odrywaniu w obrębie stoków skalistych przeciwdziała zwięzłość i spoistość skały,tarcie wewnętrzne,międzywarstwowe i miedzypokładowe. Zależnie od wielkości i kształtu cząstek oraz udziału części koloidalnych są utwory luźne:piargi,żwiry,piaski,gliny i wszystkie utwory zwietrzelinowe:bardziej spoiste,jak glina lub bardziej sypkie, jak piasek.W skałach luźnych i sypkich już przy małym kącie nachylenia dominuje siła odrywająca i następuje przemieszczenie.Natomiast skały o dużej zwięzłości i spoistości :skały krystaliczne,metamorficzne,wapienie,piaskowce. Podatność utworów spoistych i sypkich na przemieszczenie zależy od właściwości gruntu,a określa ją : struktura,porowatość,wilgotność,plastyczność,przepuszczalność. Kąt określający maksymalne nachylenie ,przy którym materiał lużny nie ulega jeszcze przemieszczeniu pod wpływem siły ciężkości nazywa się kątem naturaknego spoczynku( dla piargów wynosi ok.45 stopni,dla piasków 15-35 stopni,dla glin 8-20 stopni) Ruchy masowe mają różne: a)tempo,bo odbywają się szybko lub powoli; b)rozmiary,bo obejmują powierzchnię o różnych rozmiarach; c)zasięgi,bo sięgają do różnej głębokości; d)częstotliwość,bo odbywają się często lub rzadko; Charakter i przebieg ruchów masowych zależy od; a)nachylenia stoku,zmiany na skutek podcinania lub dobudowania(ma największy wpływ na przebieg i charakter ruchów masowych); b)budowy podłoża,litologii,zmieniającej sie pod wpływem wietrzenia; c)jakości pokrywy zwietrzelinowej,jej składu mechanicznego i związanej z tym porowatości i nasiąkliwości ; d)klimatu,zwłaszcza opadów i temperatury; Ruchy grawitacyjne w obrębie stoków młodych Do stoków młodych zaliczamy ściany skalne(40-65stopni) i stoki skalne(40-65stopni) oraz genetycznie z nimi powiązane hałdy i stożki usypiskowe(20-45stopni).W ich obrębie towarzyszącymi procesami są: proces opadania okruchów skalnych i gromadzenia u podnóży,grawitacyjne zsuwanie ,toczenie,ślizganie i saltacja.Proces ten bywa ułatwiany i przyśpieszany przez wodę,śnieg,lód i wiatr.Ściany i stoki skalne o nachyleniu >40stopni są niszczone i cofane w obrębie zwartej powierzchni wskutek opadania zwietrzałego materiału skalnego. Ściany i stoki skalne w zależności od budowy litologicznej,a zwłaszcza stopnia uszczelnienia,są zwarte lub rozczłonkowane.Ściany zwarte cofają się równomiernie,a u ich podnóży gromadzą się usypiska w postaci hałd i stożków piargowych.Ściany i stoki skalne podcinane żelbami(ŻELBY-są to głębokie rynny skalne,wycięte w ścianach i stokach skalnych,spadziste dna,opadają urwistymi progami skalnymi,skaliste i strome zbocza,U-kształtny profil poprzeczny.)o różnej głębokości cofają się nierównomiernie. Stałe dostarczanie gruzu w miejsce położone poniżej wylotu żlebu prowadzi do powstania stożka usypiskowego nazywanego w Tatrach stożkiem piargowym. Rozmiary ich sąróżne,od małych tworzących się pod ścianami kamieniołomów do bardzo dużych o wysokości kilkuset metrów.W Tatrach sięgają do wysokości ok.200 m ponad dna dolin lub kotłów.śtożki dzieli się na aktywne i pasywne,obecnie na rozcinane i przemywane. W obrębie stromych stoków skalnych zachodziteż proces obrywania mas skalnych.Warunkiem powstawaniaobrywów jest duża stromość stoku i warunki klimatyczne. Ruchy grawitacyjne w obrębie stoków dojrzałych W obrębie stoków dojrzałych (2-40stopni) ulega przemieszczeniu pokrywa utworów luźnych,a czasami także są przemieszczane podścielające masywy skalne. Zsuwanie-osuwiska.Proces zsuwania zachodzi na stokach dojrzałych ,okrytych zwietrzeliną.Ruch polega na stosunkowo szybkim przemieszczaniu mas zwietrzelinowych i przypowierzchniowych mas skalnych w dół stoku. Osuwiska powstają i rozwijają sie na stokach zalesionych i niezalesionych,jeśli panują odpowiednie warunki orograficzne,geologiczne i klimatyczne. Osuwiska są elementem bardzo niekorzystnym dla gospodarki człowieka.Niszczą drogi,pola uprawne,domy,często całe osiedla. Spełzywanie pokrywy zwietrzelinowej.Spełzywanie jest procesem bardzo powolnym ,zachodzącym na rozległych stokach.Spełzywaniu podlega pokrywa zwietrzelinowa pod wpływem siły ciężkości.Przemieszczaniu temu sprzyja;nasiąkanie,wysychanie,zamarzanie,odmarzanie,rozpuszczanie i krystalizowanie soli,rozrastanie się korzeni i działalność obfitej fauny żyjącej w glebie.Rezultatem spełzywania jest bardzo powolna degradacja stoku ,obniżanie jego powierzchni.Proces ten w klimacie gorącym i wilgotnym nazywa się cieczeniem,w obszarach o klimacie umiarkowanym spełzywaniem,zaś na terenach o klimacie zimnym soliflukcją. W obrębie stoków kształtowanych przez spełzywanie powstają formy,prowadzące do ich rozczłonkowania,są to niecki denudacyjne,rozłogi(delle) i ostańce denudacyjne. Spływanie pokrywy zwietrzelinowej.Silne przepojenie wodą ,zwłaszcza utworów gliniastych,piaszczysto-gliniastych i pyłowych,budujących lub okrywających stoki doprowadza do uwodnienia i spływania ciekłej masy z dużą prędkością wdół stoku.Spływy powstają na stokach o różnym nachyleniu,gdt miąższość utworów nasiąkliwych jest duża,przepojenie wodą bardzo znaczne,a pokrywa roślinna uboga lub zniszczona,np.pole orne na wiosnę lub w jesieni.W ich zależności powstają spływy błotne(błotno-gliniaste,błotno-gruzowe,kamieniste)Warunkiem powstawania stoków błotnych są duże nachylenia stoków lub rynien oraz silne przepojenie gruntu wodą (deszczową lub roztopową). Rozwaliska powstają przez nagromadzenie złomu skalnego na miejscu jego powstania,znajdują się one przeważnie w obszarach szczytowych i grzbietowych. Spływanie wód po stokach jest ważnym procesem ,wody spływające przemieszczają w obrębie stoków materiał luźny,głównie zwietrzelinowy i z różną intensywnością modeluje stoki we wszystkich strefach klimatycznych. Proces przemieszczania materiału zwietrzelinowego przez wodę spływającą po wierzchniowo nosi nazwę spłukiwania:rozproszone,linijne,pokrywowe. Rozmiary spłukiwania w obrębie stoków nagich oraz uprawianychrolniczo są kilkadziesiąt do kilku tysięcy razy większe anieżeli na stokach zarośniętych,zwłaszcza zalesionych.Do form zmywowych utworzonych wskutek współdziałania spłókiwania linijnego i powierzchniowego w obszarach o ubogiej roślinności należą;niecki zmywowe,pedymenty zmywowe i nieckowate doliny zmywowe.

Początek formularza

Dół formularza

Budująca działalność rzek

Wody należą do głównych czynników rzeźbotwórczych powierzchni Ziemi. Efekty tej działalności zależą od spadku rzeki, uwarunkowanego ukształtowaniem terenu, ilości płynącej wody oraz budowy geologicznej podłoża.     Szczególnie obfite deszcze dostarczają na 1 km2 powierzchni litosfery tysiąc ton wody. Woda ta szybko tworzy liniowe spływy, żłobiąc przy tym teren. Pojawiają się różnych rozmiarów bruzdy i rozcięcia bądź nawet doliny, kończące się w strefach utraty siły nośnej wód stożkami napływowymi.     Różnica wysokości między źródłem rzeki a jej ujściem decyduje o intensywności wcinania się rzeki w podłoże. Gdy ta różnica wysokości ulegnie zmniejszeniu, tempo wcinania się rzeki maleje. W dolnym odcinku następuje akumulacja (czyli osadzanie) niesionego materiału.     Akumulacja w korycie rzeki zachodzi tam, gdzie rzeka ma mniejszy spadek, prowadzi mniej wody oraz w odcinku ujściowym. W wyniku akumulacji tworzą się łachy, np. łachy meandrowe, mielizny, widoczne przy niższych stanach wody, a w biegu dolnym materiał niesiony przez rzekę osadza się przy jej ujściu. Głębokość zbiornika wodnego, do którego uchodzi rzeka, oraz ukształtowanie jego dna w dużej mierze decyduje o rodzaju ujścia rzeki. Równie duży wpływ na rodzaj ujścia mają pływy morskie.     Ujście deltowe tworzą się gdy dno zbiornika wodnego, do którego uchodzi rzeka, obniża się łagodnie i nie występują w nim silne ruchy wody (pływy). Rzeka płynie bardzo powoli, materiał rzeczny osadza się wtedy przy brzegu, nadbudowuje dno zbiornika aż do powierzchni wody. Rzeka wydłuża wtedy swój bieg, rozdziela się na szereg ramion, a z osadów buduje na powierzchni stożek napływowy, zwany deltą. Określenia tego użył po raz pierwszy w starożytności Herodot, który zauważył - delty.Δpodobieństwo równiny przy ujściu rzeki do greckiej litery Największe delty świata tworzą rzeki : Amazonka - około 100 tys. km2, Ganges i Brahmaputra - około 150 tys. km2, Lena - około 30 tys. km2,  Nil , Dunaj, Wołga (dla porównania, delta Wisły ma powierzchnię 3,6 tys. km2). Delty z zależności od ilości niesionego przez rzeki materiału rosną z różną szybkością, np. delta rzeki Pad powiększa się rocznie o około 70 m, delta rzeki Kury o około 300 m, a delta Missisipi o około 80 m rocznie. Najszybciej rosnącą jest delta rzeki Terek wpadającej do Morza Kaspijskiego (500 m/rok). Bardzo często delty rzek płynących na równinach łączą się, tworząc ogromne niziny nadmorskie np. rzeki Huand - ho, Jangcy utworzyły równinę nadmorską o powierzchni prawie 400 tys. km2. W delcie powstają bardzo urodzajne gleby (np. pokryty madami obszar Wisły zwany Żuławami Wiślanymi). Kopalne delty z dawnych epok geologicznych są często miejscem występowania złóż węgla , ropy, nafty i gazu ziemnego.     Ujście lejkowate (estuaria) tworzą się, gdy zbiornik wodny jest głęboki i występują znaczne amplitudy pływów. Podczas przypływów woda morska wnika głęboko w ujściowy odcinek doliny rzecznej, niszcząc i rozszerzając jego biegi. Wraz z odpływem materiał zostaje wynoszony daleko od brzegu. Tworzy się ujście o charakterystycznym kształcie lejka. Estuaria są typowe dla rzek zachodniej Europy i wschodniego wybrzeża Ameryki Północnej np. Rzeka Świętego Wawrzyńca, Loara, Tamiza.     Podczas powodzi i wylewów rzek, namuły rzeczne nadbudowują równiny nadrzeczne, nazywane dlatego równinami zalewowymi lub tarasem zalewowym. Tworzą się tam również wały przykorytowe, powstają gdyż woda zalewająca tereny płynie szybko swoim głębokim korytem i wolno płytkim powodziowym korytem (ta różnica prędkości oraz szorstkość dna powodziowego porośniętego roślinnością prowadzą do osadzania się tam materiału). Wały te ciągną się wzdłuż brzegów koryta o mogą osiągać wysokość 4m. Akumulacja namułów i piasków występuje na całym obszarze zalewowym i prowadzi do powstania madów rzecznych (bardzo żyznych gleb).     Na niektórych odcinkach akumulacji rzeki, gdzie wcina się ona w swoją pokrywę akumulacyjną, powstają terasy akumulacyjne i akumulacyjno-erozyjne, które w części powstają dzięki akumulacyjnej działalności rzek. W dolnym biegu rzeki powstają meandry które powstają także na skutek działalności budujące rzek. Powstają one gdy jeden woda płynie lekko zakręconym korytem. Wtedy woda po jednej stronie koryta płynie wolniej prowadząc do osadzania się tam materiału a po drugiej stronie przyspiesza prowadząc do erodowania brzegu. Po pewnym czasie dochodzi do przecięcia szyi meandru. Rzeka toruje sobie wtedy nowe koryto a jego stary odcinek zostaje odizolowany przez akumulowany materiał tworząc starorzecza.     Skutki budującej działalności rzek można zauważyć również w jej górnym biegu. Niesione przez rzekę rumowisko osadza się w miarę zmniejszania się siły transportowej rzeki - najpierw materiał najgrubszy, a dalej coraz drobniejszy. Jeżeli spadek rzeki maleje gwałtownie lub szybko opadają wody powodziowe, wtedy rzeka przeciążona niesionym rumowiskiem zrzuca jednocześnie gruby i drobny materiał. Górskie rzeki, uchodząc do rzek o mniejszym spadku, tworzą często ze zrzucanego materiału stożki napływowe.

Początek formularza

Dół formularza

Działalność erozyjna lodowców i lądolodów

Budowa i rzeźba znacznych obszarów powierzchni Ziemi związana jest z działalnością lodowcową. Lodowce obecnie około 10,5% powierzchni wszystkich lądów. W niedawnej przeszłości geologicznej pokrywały niemal połowę kontynentu Europy, znaczną część Azji i ponad ⅓ powierzchni Ameryki Północnej.     Obserwacje i badania dokonywane na obszarach współczesnych zlodowaceń wyjaśnić mogą wiele problemów związanych z działalnością lodowcową w epokach ubiegłych.     Współczesne zlodowacenie obejmuje obszary stref polarnych, gdzie lód tworzy ogromnych rozmiarów pokrywy, zwane lądolodami, prócz tego występują jeszcze lodowce górskie we wszystkich strefach klimatycznych. Ogólna powierzchnia lodowców górskich jest jednak bardzo mała w porównaniu z lądolodami, wynosi bowiem tylko około 50 000 km2, gdy lądolody zajmują obszar ponad 15 000 000 km2.         Działalność niszcząca lodowców jest bardzo silna. Kruszenie skał powoduje przede wszystkim spływająca z topniejącego lodu w szczeliny woda, która ponownie zamarzając rozsadza skały. Lecz nie tylko. Za pomocą trzech procesów detersji, detrakcji i egzaracji erozja lodowcowa może przekształcać podłoże skalne. Detersja polega na wygładzaniu i szlifowaniu podłoża materiałem niesionym na dnie lodowca, detrakcja jest to wyorywanie i wyrywanie przez lód bloków i okruchów skalnych z podłoża, przy znacznym udziale wietrzenia mrozowego oraz na mechanicznym zdzieraniu skał, natomiast w procesie egzaracji odkłuwana i przesuwana (czasem fałdowana) jest seria osadów pod i przed czołem lodowca.         Wszystkie te procesy prowadzą do powstawania określonych form rzeźby. Najbardziej charakterystycznymi formami dla obszarów górskich, które podlegały zlodowaceniu, są cyrki (kary) i doliny polodowcowe (żłoby lodowcowe). Cyrki lodowcowe powstały na miejscach pól firnowych, są więc wysoko położone ponad dolinami i leżą między amfiteatralnie otaczającymi je stokami gór. Dno cyrku tworzy nierówne zagłębienie, a w miejscu pola firnowego przechodził jęzor lodowcowy, powstał próg, oddzielający cyrk od doliny. Często w cyrkach lodowcowych powstają jeziora (np. w Dolinie Pięciu Stawów w Tatrach). Doliny polodowcowe mają strome zbocza, a wklęsłe dna. Płynący lodowiec coraz bardziej pogłębia dolinę, zbocza jej wygładza i zabezpiecza przed wietrzeniem, w przeciwieństwie do odsłoniętych zboczy dolin rzecznych. Toteż dolina rzeczna w przekroju ma kształt zbliżony do litery V, a dolina lodowcowa przypomina w przekroju literę U. Stąd wzięła się też nazwa doliny U-kształtnej.     Kolejnymi formami są rysy i bruzdy lodowcowe, które powstają w wyniku nacinania (rysowania) powierzchni skalnej, po której przesuwa się lodowiec, przez niesione w obrębie lodu okruchy skalne. Szlifowanie podłoża skalnego prowadzi do powstawania wygładów lodowcowych, czyli bardzo gładkich powierzchni nazywanych czasami lustrami lodowcowymi. Przesuwający się po niewyrównanym podłożu lodowiec modeluje wszelkie wypukłości, które po jego przejściu mają charakterystyczny kształt. Są one łagodnie nachylone od strony nasuwającego się lodowca i strome z drugiej (dystalnej) strony. Formy takie to mutony (baranie łby, barańce), które występują często w dużych zespołach. Między nimi występują najczęściej zagłębienia, czyli rynny międzymutonowe. Większymi formami wklęsłymi są rynny lodowcowe, które występują zarówno w polodowcowych dolinach górskich, jak i na obszarach, gdzie był obecny lądolód kontynentalny. Współcześnie rynny są często wypełnione wodą. Liczne ślady niszczącej działalności lodów lodowcowych - lodowcowych postaci wygładów, baranich łbów, rynien - występują na terenie Finlandii i środkowej Szwecji oraz wokół Zatoki Hudsona. Tam formowały się i stamtąd „rozpływały” wielkie pokrywy plejstoceńskich lądolodów. Pochodzący stamtąd materiał został przetransportowany i odłożony daleko od miejsca swego pochodzenia.     Procesy niszczące działające na wielką skalę, związane z lądolodami, doprowadziły do powstania dolin polodowcowych- fiordowych. Fiordy są to wąskie, długie i głębokie zatoki morskie występujące w otoczeniu obszarów górskich, które powstały w wyniku zalania wodami morskimi dolnych części dolin żłobionych przez jęzory powiązane najczęściej z dużymi czaszami lądolodów. Występują na wybrzeżach Norwegii, Grenlandii, Kanady, Alaski, Islandii, nowej Zelandii, Antarktydy.     Lody lodowcowe, przemieszczające się głównie po podłożu zbudowanym ze skał słabo zwięzłych, powodują nie tyle szlifowanie skał, ile zaburzenia w ich pierwotnym ułożeniu. Proces taki określa się mianem glaciotektoniki (zaburzenie przez lód lodowcowy). Skały podłoża przyjmują nowe usytuowanie - tworzą się „struktury glacitektoniczne”, a więc różnego rodzaju fałdy, a także ponasuwane na siebie pakiety skalne, zwane łuskami. Zaburzony pod lodem materiał bywa spychany przez czoło. Formują się wtedy nabrzmienia, w których zapleczu pozostają obniżenia, nazwane zagłębieniami końcowymi.

Początek formularza

Dół formularza

Formy krasu powierzchniowego

Formy krasowe powstają i rozwijają się najpełniej w skałach rozpuszczalnych, jeśli są one silnie spękane, uszczelinione, posiadają dostateczną miąszystość i zawierają mało części ilastych a klimat jest z dużymi opadami atmosferycznymi. W takich warunkach rozwija się wyłącznie kras pełny czyli Holokrastu (całkowitego). W skałach rozpuszczalnych, ale zawierających dużo części ilastych, oraz w skałach o małej miąższości powstają obok klasycznych form krasowych także formy związane z erozyjną działalnością rzek oraz formy fluwialne. Ten typ nosi nazwę krasu niepełnego czyli Merokrastu (półkrasu). Cechą główną obszarów krasowych jest brak wody na powierzchni, a obfitość jej w podziemiu, ponieważ cały opad dostaje się szczelinami w głąb, rzadka sieć dolin oraz duża liczba form wklęsłych, nie mających powierzchniowego odpływu. Rozróżniamy : Kras odkryty (nagi) - formy krasu powierzchniowego na nagich pozbawionych roślinności powierzchniach skalnych. Kras zielony- formy krasu powierzchniowego pod powłoką zwietrzelino-darniową. Kras zakryty- formy krasu powierzchniowego pod powłoką skał wodoprzepuszczalnych (np. Piasków) Kras kopalny- formy krasowe utworzone w dawnych okresach geologicznych, obecnie całkowicie zagrzebane pod pokrywą nierozpuszczalnych skał młodszych. Formy krasu powierzchniowego typowe: Lapiaz -  czyli zespół drobnych form występujących na pochyłych, nagich powierzchniach skalnych pociętych szczelinami, powstałych w wyniku spływania wód opadowych i roztopowych; w jego skład wchodzą żłobki i żebra krasowe ospa krasowa, jamy i kieszenie krasowe. Jamy, bruzdy i kieszenie krasowe- są nieregularnymi zagłębieniami o głębokości od kilku centymetrów do kilkunastu m, powstałymi wskutek działalności wody opadowej, największą szerokość osiągają w miejscu krzyżowania się szczelin skalnych, są zwykle wypełnione materiałem zwietrzelinowym, ich dalszy rozwój postępuje dalej pod pokrywą zwietrzelinową i rośliną Żłobki krasowe - (karren, lapiės) są dziełem wód opadowych i roztopowych, spływających po powierzchniach skał wapiennych o nachyleniu od ponad 5^o do 80^o. Strużki zawierające wolny CO2 rozpuszczają podłoże, tworzą bruzdy- żłobki krasowe o przebiegu krętym lub prostolinijnym, zgodnym ze spadkiem powierzchni. Żłobki mają od kilku do kilkunastu centymetrów szerokości, do 2 m głębokości i do kilku metrów długości. Pomiędzy żłobkami wznoszą się podłużne podłużne żebra krasowe o różnej szerokości i kształtach spłaszczonych, zaokrąglonych lub ostrych. Rozróżniamy żłobki krasowe spływowe o przebiegu zgodnym z nachyleniem powierzchni skalnej oraz żłobki szczelinowe, nawiązujące do przebiegu szczelin i fug międzyławicowych. W Europie do żłobków spływowych należą: Żłobki rynnowe (Rinnenkarren, lapiės a rigoles), żłobki meandrowe (mäanderkarren, lapiės a meandres), żłobki bruzdowe (Rillenkarren, lapiės á cannelures), żłobki schodkowe albo egutacyjne (Trittkarren, Nischenkarren) oraz kamenice, czyli płaskodenne miseczki o ostrych brzegach (napfkarren, soltion pens, vasques). Miseczki tworzą się także w strefie rozprysku wskutek rozpuszczającej działalności wody morskiej. W obrębie powierzchni krasowych mniej lub bardziej zadarnionych występują: żłobki workowe (Hohllkarren), żłobki obłe ( Rundkarren, bodenkarren) oraz żłobki obłe odmłodzone po zdarciu darni. W obszarach strefy gorącej spotykamy ponadto żłobki koronkowe o ścianach gęsto rozczłonkowanych krótkimi i stromymi żłobkami drugiego rzędu które autor nazywa kanelami, nigdzie indziej nie spotkałem się z tą nazwą ani żaden inny autor nie wspomina o żadnych kanelach.     Do żłobków uwarunkowanych strukturą skały należą: żłobki szczelinowe (kluftkarren, grikes) w obrębie powierzchni słabo nachylonych o przebiegu nawiązującym do przebiegu szczelin oraz żłobki fugowe (schichtfugenkarren) powstałe wskutek poszerzania fug międzyławicowych. Żłobki i żebra krasowe, zajmujące nieraz duże powierzchnie, są nazywane polami żebrowymi. Rozwój żłobków prowadzi nieraz do niszczeniażeber i obniżania powierzchni krasowej. Pola odłamków żebrowych to scherbenkarst. Ospa krasowa - powstaje w warunkach klimatu gorącego wilgotnego na płaskich powierzchniach wapiennych, jest to system drobnych zagłębień ospowatych o głębokości do 1 centymetra i średnicy do 3 centymetrów. Lejki krasowe - należą do form szczególnie charakterystycznych dla rzeźby obszarów krasowych. Rozróżniamy lejki z rozmycia i lejki zapadliskowe. Lejki krasowe z rozmycia - to zagłębienia o kształcie leja lub misy przeważnie o zarysie okrągłym, średnicy od paru metrów do 2-3 km, głębokości do 300 m, dnie płaskim lub stożkowym, w którym znajdują się szczeliny- ponory odprowadzające w głąb wodę opadową i roztopową wraz z materiałem zwietrzelinowym. W lejkach, w których nastąpiło zatkanie gliną szczelin, woda gromadzi się po opadach i powstają okresowe jeziorka krasowe. Stoki lejów, symetryczne lub , są albo skaliste, albo°asymetryczne o nachyleniu przeważnie 20-30 okryte pokrywą zwietrzelinowo-darniową. Obszary w strefie gorącej o dużej gęstości głębokich lejów są nazywane cockpit karst. Lejki powstają wskutek częstego i skoncentrowanego rozpuszczania ścian krzyżujących się szczelin przez agresywne wody przesiąkające. W dalszym pogłębianiu i poszerzaniu rozwijającego się zagłębienia bierze udział zarówno woda spływająca po stokach, jak i wietrzenie mechaniczne. W obszarach o klimacie umiarkowanym dużą rolę odgrywa śnieg utrzymujący się w zagłębieniach stosunkowo długo. W dnach niektórych lejów znajdują się otwory studni i kominów krasowych. Lejki mogą rozwijać się pod pokrywą osadów przepuszczalnych, wtedy w utworach pokrywowych rozwijają się reprodukowane leje krasowe. Uwały - to duże zagłębienia powstałe przez połączenie kilku lejów krasowych w wyniku cofania i spłaszczania grzęd dzielących leje od siebie. Dno uwału jest początkowo nierówne, ale w późniejszych stadiach coraz bardziej wyrównane wskutek zniszczenia grzęd i akumulacji w obrębie obniżeń. Zaułki krasowe - to wąskie stromościenne i głębokie do kilkudziesięciu metrów rynny powstałe w wyniku poszerzania szczelin na długości do paru kilometrów. Doliny zamknięte - nazywane też ślepymi, powstają na kontakcie skał nierozpuszczalnych i rozpuszczalnych, gdzie rzeka gubi swe wody w szczelinach i odpływach jako ciek podziemny. Toteż dolina rzeczna wcięta w skałach niekrasowiejących nie ma przedłużenia i jest zamkniętą ścianą, zbudowaną np. z wapnia. Polja (popław)- Są to wielkie kotliny o powierzchni 10-600 km2, dnach wyrównanych, wyścielonych żyznymi namułami i ograniczonych stromymi zboczami. Po roztopach i długotrwałych opadach znaczna część poljów jest okresowo zalewana przez wody podziemne, które wpływają do polja otworami dostarczającymi (wywierzyskami) wodę, a odpływają ponorami. Oprócz poljów okresowo nawadnianych znane są polja suche, wysoko położone, oraz polja stale wypełnione wodą. Są różne poglądy na powstawanie poljów. Często przypisuje się im pochodzenie tektoniczne, głównie zapadliskowe. Według innych poglądów polja powstały wskutek cofania stromych zboczy wapiennych lub gipsowych, atakowanych przez erozyjną i korozyjną działalność wód rozlewających się na nieprzepuszczalnych, bo uszczelnionym osadami rezydualnymi i aluwialnymi podłożu. Wyróżnia się polja centralne, otoczone ze wszystkich stron wzniesieniami wapiennymi, oraz polja marginalne, utworzone na granicy skał krasowiejących i niekrasowiejących. W górach dynarskich znane są też polja o dnie wyciętym w niekrasowiejących skałach fliszowych, otoczone wzniesieniami wapiennymi. Mosory - to ostańce wapienne sterczące ponad zrównane podłoże ze skał niekrasowiejęcych. Świadczą one o pierwotnym zaleganiu pokrywy wapiennej i jej całkowitym zniszczeniu, aż do odsłonięcia niekrsowiejącego podłoża. Mogoty - są ostańcowymi pagórami wapiennymi wznoszącymi się do kilku set metrów ponad powierzchnię zrównania krasowego. Ich stoki są strome, skaliste, podcinane z części przedniej, ponacinane żłobkami, a wierzchołki pokryte są ospą krasową. Kształty mogotów nawiązują do składu i uławicania skał. Mogoty przybierają postać kopuł oddzielonych głębokimi i wąskimi zaułkami krasowymi, kop o zaokrąglonych kulminacjach lub stromościenych turni. U podnóża kop i turni znajdują się nisze i jaskinie przydenne, którymi płyną rzeki stałe lub okresowe. Wyżej spotykamy nisze i korytarze jaskiń suchych. Mogoty są podcinane przez wody płynące stale lub okresowo po wyrównanych i uszczelnionych dnach poljów oraz korodowane przez rzeki podziemne. Wskutek tego stoki mogotów stale się cofają, powodując rozrastanie się równi krasowej. Doliny krasowe - to krótkie, płytkie wąwozy i parowy powstałe w wyniku rozmywania skał wapiennych przez wodę .

Początek formularza

Dół formularza

---