Omawiamy teraz geomorfologię obszarów polodowcowych. Jesteśmy w trakcie poznawania moren czołowych. Do tej pory omawialiśmy moreny czołowe akumulacyjne (1). Druga kategoria moreny czołowej zostanie omówiona na przykładzie obszaru zielonogórskiego, w pobliżu granicy polsko niemieckiej. Mamy model przewyższenia rzeźby terenu (DEM¹). Mamy wyraźny łuk moreny czołowej. Notabene, jest to najlepiej wykształcony łuk moreny czołowej w całej Europie. Część leży po stronie polskiej, a część po niemieckiej. To jest tak zwany łuk Mużakowa (Muskauer Faltenbogen). Obecnie pełni on rolę geoparku.

Morena czołowa po stronie Polskiej składa się z szeregu mniejszych form, które są wzgórzami, grzbietami układającymi się równolegle do osi tego wielkiego rogala. Te wały nie są jednak stożkami akumulacyjnymi, ale wyniesieniami terenu, które powstawały w efekcie spiętrzania osadów podłoża tuż przed czołem lądolodu. Czyli jest to morena czołowa spiętrzona. Związana jest zatem z procesami glacitektonicznymi zachodzącymi w efekcie transgresji potężnych mas lodowych. Spiętrzenie osadów podłoża, a więc neogen. Pliocenu jest mało, zatem piaski i węgle brunatne miocenu były spiętrzane glacitektonicznie przed czołem lądolodu. Czarne wychodnie węgla brunatnego znalazły się wręcz na powierzchni terenu. Były eksploatowane w ubiegłym wieku. Stąd mamy bardzo dobre rozpoznanie geologiczne.

Na modelu widać czoło lądolodu z powierzchniami tangencjalnych ścięć, którymi masy lodu są wyciskane ku górze. Interesuje nas jednak to co mamy na skos pod-przed czołem. Jeżeli lądolód się zatrzymał, to im większe było czoło, tym większe mieliśmy statyczne obciążenie o wektorze skierowanym w dół. Przed lodem nie było obciążania. Jeżeli tutaj kończyła się strefa nacisku pionowego, to luźne osady były wyciskane po płaszczyznach ścięć ukośnie skierowanych i nachylonych przeciwnie do kierunku lodu i mamy do czynienia z szeregiem łusek glacitektonicznych, które były wyciskane ku powierzchni. Stąd pokłady węgla znalazły się na powierzchni terenu i były eksploatowane przez człowieka. O glacitektonice jeszcze powiemy.

Oprócz ukośnych powierzchni nasunięć, występują struktury ciągłe czyli fałdy o wergencji oczywiście tej samej co kierunek transgredującego lądolodu (2).

Sandr

Mówiliśmy już sobie o tym, że największe obszary kwalifikują się do wysoczyzn polodowcowych. Drugą formą, która jest w kolejce, czyli również zajmującą bardzo duże obszary na powierzchni terenu, są sandry. Mamy wielkie pola sandrowe. Najbliżej nas mamy wielki sandr międzyrzecza Warty i Noteci, oprócz tego duży sandr Nowotomyski.

Model sandru – w podłożu mamy glinę glacjalną, który to pokład ciągnie się dalej na południe czyli związany jest ze starszym awansem lądolodu. Sam sandr zbudowany jest z piasków i żwirów, czyli osadów glacifluwialnych. To jest wielkie pole piasku czyste lub piaszczysto żwirowe akumulowane na przedpolu lądolodu przez wody ablacyjne. Bardzo często ograniczone od północy morenami czołowymi i za czołem lądolodu zaczyna się sandr. Na mapce widać, że na południe od wyraźnej krawędzi czyli granicy sandru mamy monotonny, prawie płaski, ale w drobnej skali urzeźbiony obszar występowania osadów glacifluwialnych.

Jesteśmy na Podlasiu. Tym razem mamy morenę czołową tworzącą charakterystyczny duży łuk wygięty w kierunku południowym. Od strony południowej osady morenowe kontaktują się z osadami sandru, które rozszerzają się ku południowi. W nasadzie sandru mamy wyraźne obniżenie w morenie czołowej. Tu istniała brama lodowcowa, czyli miejsce skoncentrowanego wypływu. Moreny czołowe akumulowane są przez wody ablacyjne z powierzchni lądolodu, a sandry akumulowane są z wód ablacyjnych u ujścia tuneli lub szczelin. Jednymi i drugimi płynęła duża ilość wody. Woda transportowała osad z lądolodu. Drobne frakcje były wynoszone dalej, natomiast piaski akumulowały na sandrze.

Nowa Zelandia – system akumulacyjny czyli rzeka wypływająca od czoła lodowca, czyli rzeka proglacjalna, czyli wypływająca na zewnątrz. Czyli sandry akumulowane są przez rzeki proglacjalne. Jeszcze jedna istotna rzecz, że wody jest bardzo dużo i niesie dużo osadu, intensywnie go akumuluje, czyli rzeczne środowisko wysokoenergetyczne czyli typowa rzeka roztokowa to będzie. Ma cały szereg koryt, które rozchodzą się i schodzą ponownie ze sobą (800 m szerokości na zdjęciu). Czyli to typowa postać morfologiczna akumulacji rzek roztokowych, proglacjalnych.

Przenosimy się do Islandii, na przedpole Vatnajokkull. Widać, że mezorzeźba sandru często polega na tym, że istnieje cały szereg niewielkich żwirowo piaszczystych wałów, które są odsypami czy łachami rzeki roztokowej. O tym powiemy jeszcze przy okazji geomorfologii fluwialnej.

Rysunek warstwicowy – kierunek przypływu wód ablacyjnych na SE. Mamy równoległe obniżenia i odsypy ułożone osiami zgodnie z kierunkiem przepływu wód proglacjalnych.

Popatrzmy w większej skali – wody proglacjalne uchodzą do oceanu Atlantyckiego – teraz zdjęcie z kosmosu – widać cały system rzek proglacjalnych, które uformowały sandr.

Pamiętać należy, że sandr to efekt akumulacji rzek proglacjalnych ablacyjnych. One swój reżim mają niezwykle uzależniony od temperatury. To temperatura steruje tym ile tej wody ablacyjnej jest. Na dobrą sprawę one aktywnymi środowiskami sedymentacyjnymi są w okresie dużej ablacji późną wiosną i latem. Tutaj widać zdjęcie z jesieni, widać nieczynne koryta tego systemu rzeki roztokowej. Natomiast po zimie, kiedy mamy jeszcze pokrywę śniegową, a wód ablacyjnych jest dużo, widać, że przepływ zajmuje cały rozległy obszar tego proglacjalnego roztopowego systemu rzecznego. Należy spodziewać się, że w zapisie osadów sandrowych odbije się ta zmienność w reżimie hydrologicznym. Czyli struktury będą cyklicznie zmieniały się w pionie, mówiąc o tych maksimach letnich i niższych stanach wód jesienią.

Vatnajokkull 1996 – W Islandii dochodzi na lodowcu Vatnajokkull do podlodowej erupcji wulkanicznej. Wiadomo, że to wyspa, która leży w strefie ryftu, więc zachodzą intensywne procesy magmowe. Wiadomo, że przy wypływie magmy ogromne ilości lodu ulegną stopieniu, wyzwoli się wielka ilość wód ablacyjnych, które wypłyną na przedpole jako rzeki proglacjalne.

Doprowadziło to do osadzenia się osadów sandrowych o charakterze katastrofalnym. Jokul to po islandzku lodowiec a hlaup powódź. Czyli jokulhlaup – on jest obecnie stosowany w kontekście szerszym dotyczy wszystkich sandrów o katastroficznym typie sedymentacji. Pod kreską osady katastrofalne, a powyżej normalny osad sandrowy. W normalnym mamy na przemian żwir i piasek – cykliczną sedymentację. To co mamy na górze to jest zapis kilku sezonów ablacyjnych, gdzie każda para jest zapisem jednego roku. Natomiast pod spodem profil o wiele bardziej miąższy sedymentacji, która zaszła w przeciągu kilkunastu dni. Miąższość osadu już mówi nam o katastrofalnym charakterze wezbrania, które było przyczyną akumulacji osadu.

W takim razie wysokoenergetyczne osady sandrowe bardzo dużych powodzi ablacyjnych są odnajdywane także u nas. Woda ablacyjna gromadziła się w kawernach i co pewien czas dochodziło do spuszczenia tej wody w lądolodzie i dochodziło do katastrofalnych wezbrań w rzekach proglacjalnych.

Cechy są następujące:

• duża miąższość ławic

• gruba frakcja szkieletu ziarnowego

• gruboziarnisty szkielet ziarnowy współwystępuje z drobnoziarnistym matriksem czyli bardzo słabe wysortowanie osadu

• szkielet ziarnowy jest rozproszony w matriksie

• struktura jest masywna

Te wszystkie cechy litologiczne są charakterystyczne dla osadów wodnych akumulowanych w trakcie intensywnych wezbrań. Można je spotkać w sukcesjach osadowych w obrębie plejstoceńskich sandrów na terenach Polski.

Wody proglacjalne transportują też często bryły martwego lodu. Po pewnym czasie, gdy głębokość rzeki zmienia się, bryła zostaje unieruchomiona i zostaje przysypana kolejnym osadem, a z czasem ulegnie stopnieniu. Jeżeli tak się stanie to w morfologii występują niewielkie izometryczne bezodpływowe zagłębienia związane z wytopieniem się brył martwego lodu. Takie są charakterystycznym elementem rzeźby negatywnej, czyli obniżeń, na obszarach wielu sandrów.

Jeżeli na sandrze mamy takich zagłębień bezodpływowych dużo to używamy terminu dziurawy sandr. Czyli generalnie sandry to obszary płaskie, ale jeżeli przyjrzymy się dokładniej to po pierwsze mamy wały czyli formy pozytywne związane z istnieniem łach proglacjalnych, a z drugiej negatywne – zagłębienia bezodpływowe niewielkiej skali, które występują na powierzchni równiny sandrowej.

Jeżeli przyjrzymy się jeszcze raz rysunkowi warstwicowemu, to tych form jest często bardzo dużo. Każda strzałka to charakterystyczne zagłębienie bezodpływowe po martwym lodzie. Czyli ten nasz plejstoceński sandr można też nazwać sandrem dziurawym.

Kanada – obszar uformowany w plejstocenie przez lądolód Laurentyński. W efekcie deglacjacji doszło do powstania żywej rzeźby polodowcowej. Mamy tu sandr czyli rozległą płaską, gdzieniegdzie lekko urzeźbioną równinę akumulacyjną rzeki proglacjalnej. Następnie granicą sandru od północy jest pas moreny czołowej. Bardzo częste jest współwystępowanie tych dwóch form morfologii terenu. Sandry najczęściej kontaktują się z morenami czołowymi, bo tam znajdowało się czoło lądolodu.

W takim razie w przekrojach geologicznych na naszych ziemiach sytuacja jest taka (3). Czyli morena czołowa w kierunku południowym przechodzi w sandr. Natomiast osadem, który powstał z wytopienia się lądolodu jest oczywiście glina glacjalna, a obszar ten to wysoczyzna polodowcowa.

Widać tu przykład na mapie z pod Warszawy ze zlodowacenia Warty. Moreny czołowe i sandry, a na zapleczu glina glacjalna. Potem przyszedł interglacjał eemski, po którym zlodowacenie Wisły. I znowu pas moreny czołowej na północy w kierunku południowym przechodzący w rozległe sandry (sandr kurpiowski). Na północ wysoczyzna polodowcowa z gliny ze zlodowacenia Wisły. Jak widać zarówno osady jak i formy terenu układają się na terenie Polski w logiczną całość, która jest wynikiem paleogoegrafii tych ziem.

Jedna uwaga jeszcze do sandrów. Jeżeli popatrzymy na lokalizację wielkich kompleksów leśnych w Polsce, to tam gdzie są wielkie obszary leśne tam mamy sandry, tam w podłożu mamy piaski, albo piaski i żwiry. Osady sandrowe to osady niewykorzystywane przez rolników, gleby niskiej jakości, bo na piaskach marne gleby się tworzą. W takim razie człowiek nie próbował tu siać i zbierać, bo wiedział, że nic z tego nie będzie. To obszary leśne, które porastają sandry.

Kemy

Kem to niewielki pagórek zbudowany z osadów luźnych, nie glacjalnych, ale glacigenicznych. Jeżeli przyjrzymy się typowemu kemowi na zdjęciu lotniczym, to widać że po pierwsze jest to górka niewielkiej skali, kilka kilkanaście metrów wysokości względnej, kilkadziesiąt metrów średnicy. Czubek ma jakby ścięty, ale to nie jest powierzchnia erozyjna. Kemy rozrzucone bywają najczęściej bez orientacji w terenie. Są to izometryczne formy zbliżone do okręgu bądź elipsy. Tutaj mamy klasyczny przykład kemu, który zawiera te dwie najważniejsze cechy.

Lądolód - powierzchnia narysowana linią przerywaną. Następnie dochodzi do okresu deglacjacji i czoło znajduje się w tym miejscu, ale na przedpolu zostaje bardzo dużo brył martwego lodu. Czyli to musiało być, gdy lądolód nie miał dużej miąższości, a zanik lądolodu postępował od góry, czyli nie przez skokowe cofanie czoła, ale (4) wytapianie od góry. Pomiędzy bryłami martwego lodu wolne miejsca. Zamiast przepływu były wody stojące i w tych strumieniach bądź zbiornikach powstawały osady, w których są kemy. Najczęściej są piaski. Kemy najczęściej są osadami glacilimnicznymi. O ile moreny czołowe są ewidentnym dowodem na deglacjację frontalną, o tyle kemy są wyznacznikiem deglacjacji arealnej, czyli tej zachodzącej od powierzchni ku dołowi i łączącej się z powstawaniem dużej ilości brył martwego lodu. Na dobrą sprawę moreny czołowe i kemy się wykluczają. Jedne są efektem deglacjacji frontalnej, a drugie arealnej.

Kemy są zawsze otoczone obniżeniami związanymi z istnieniem tam wcześniej brył martwego lodu. Takie duże obniżenia nazywamy obniżeniami wytopiskowymi. To są rozległe obniżenia po dużych bryłach martwego lodu.

W Polsce tych obszarów kemów nie ma zbyt wiele (na mapce z osiem). Głównym rysem rzeźby polodowcowej są jednak ciągi moren czołowych. W takim razie częściej lądolód plejstoceński zamierał poprzez deglacjację frontalną, ale mieliśmy i strefy deglacjacji arealnej. Jak widać te kolory to wysoczyzny polodowcowe. W takim razie kemy to formy mniejsze występujące w obrębie form większych: wysoczyzn polodowcowych. W takim razie piaski kemów będą nałożone na glinę glacjalną, a oczywiście będą wszystkie wzgórza charakteryzowały się płaskimi powierzchniami górnymi oraz akumulacyjnymi stokami. Ten obrazek już był przy stokach akumulacyjnych. Kem to piasek + żwir lub muł. Płaska górna powierzchnia, kontakt z podłożem ma charakter sedymentacyjny (5). W większości ozów mamy wyraźny kontakt erozyjny, czyli będzie to wyraźnie wcięta powierzchnia spągowa wygięta ku dołowi. Czyli kem jest typowym reprezentantem rzeźby akumulacyjnej.

Mamy etap pierwszy – początkowy etap deglacjacji, lądolód zaczyna dopiero rozpadać się na bryły martwego lodu, przestrzenie wolne są niewielkie, a wód ablacyjnych jest dużo. Wody muszą się zmieścić w niewielkich przestrzeniach, więc płyną intensywnie. Dlatego powstają osady gruboziarniste głównie nawet żwiry, mimo że kem to raczej drobnoziarnista forma w porównaniu do ozów, sandrów i moren.

Etap drugi więcej przestrzeni, pozostaje wyniesienie z pierwszego etapu, wody płyną wolniej, akumulowane są osady bardziej drobnoziarniste. Tam były piaski i żwiry, a teraz były piaski i muły. Jako, że sedymentacja odbywa się z podparciem lodu będą tworzyły się terasy kemowe, bo terasa kemowa tworzy się z płynących lub stojących wód, gdy mamy z jednej strony oparcia osadu, a z drugiej lodu. Takie rozległe obszary wolne od lodu to już nie szczeliny tylko przetainy.

Etap trzeci, ostateczny zanik brył martwego lodu. Pozostaje stoliwo kemowe (plato kemowe), do którego z boku, na marginałach przyklejone są listwy teras kemowych. Jak bryła martwego lodu zamierała etapowo to tworzyła się większa liczba teras niż jedna. Obok małe szczeliny zapisane w krajobrazie powstaniem niewielkich pagórków kemowych. Stoliwa kemowe najczęściej okolone są jednym lub kilkoma terasami kemowymi. Najmłodsze terasy i małe kemy, powstające w tym etapie, są zbudowane z osadów o przewadze mułów nad piaskami (6).

Jesteśmy na Podlasiu. Tutaj mamy glinę, a w tych górkach osady glacifluwialne. Widać, że szereg form pozytywnych zbudowanych z osadów glacifluwialnych, ma wydłużony charakter. Rysujemy linie szkieletowe będące liniami działów. Widzimy zespoły form ukierunkowanych południkowo i równoleżnikowe. Jeżeli weźmiemy wypadkowe azymuty to są prostopadłe. Mimo że nietypowe, bo wydłużone, ale to kemy. Taki układ prostopadły już znamy. Jeżeli transgredował lądolód to w strefie glacimarginalnej w efekcie kompresji powstaje system szczelin komplementarnych. W tych szczelinach oczywiście akumulowane są osady. W takim razie rzeźba tego obszaru mówi nam jednoznacznie, że znajdujemy się w strefie, która kiedyś byłą typową strefą glacimarginalną i uległa ona deglacjacji arealnej w efekcie czego powstały bryły martwego lodu.

Najbardziej intensywna sedymentacja kemowa będzie koncentrowała się w miejscach przecięć jednego zespołu z drugim i tam należy spodziewać się najlepiej rozwiniętych form kemowych.

Lądolód często wkraczał na nierówne podłoże, to mogły być kulminacje, które sam tworzył. Jeżeli transgredujący lądolód stał przez dłuższy czas, a skały podłoża były luźne, doszło do wytworzenia łusek glacitektoniczych, no i musiał , ją potem przekroczyć. Co za tym idzie tutaj lodu było najmniej. Lód który, tu przepłynął płynął szybciej, a co za tym idzie powstało nagromadzenia nad tym szczelin supraglacjalnych. Jeżeli szczelin było dużo, deglacjacja postępowała najszybciej, szczeliny zamieniały się w przetainy, dochodziło do sedymentacji kemowej, nad łuskami glacitektonicznymi. Efekt końcowy jest taki, że osady właściwe, kemowe są nałożone na zdeformowane osady glacitektoniczne.

Często mamy również w trzonach osadów kemowych deformacje innego typu, nie glacitektoniczne. (6). Czyli także w takiej szczelinie mamy osady podłoża, które wypychane będą, nie w postaci łusek, bo obciążenia będą mniejsze. Będzie taki fałd, antyklinalna struktura, i najniżej kontaktujące z tymi osadami osady kemowe też są zdeformowane. Takie kemy nazywamy kemami z wyciśniętym jądrem.

Bardzo często jest zatem tak, że kemy tworzyły się w miejscach, gdzie były wyniesienia podłoża. W Polsce południowej, gdzie mamy np. zwięzłe ostańce wapienne utworzone w pliocenie, na które awansował lądolód, to on go niewątpliwie zegzarował. Można liczyć na to, że nad takimi wyniesieniami stworzyły się szczeliny i postępowała ta sedymentacja kemowa.

Jedna uwaga jeszcze – jeżeli chodzi o klasyfikację to kemy dzielimy w sensie sposobu powstania i osadów, które je budują na dwie zasadnicze kategorie. Pierwsza jak w przypadku stoliwa kemowego to osady ewidentnie fluwioglacjalne. Czyli jedna kategoria to fluwioglacjalne. W każdym razie powstały w efekcie akumulacji wód płynących – piaski z niewielkimi domieszkami żwirów.

Druga kategoria to limnoglacjalne czy glacilimniczne. Akumulowane były z wód bardzo wolno płynących czy wręcz stojących. W takim razie będą one oczywiście kemami drobnoziarnistymi . Tam będą oczywiście piaski i muły.

Czyli przyjrzymy się na zdjęciu kem limnoglacjalny – drobny piasek i domieszki mułów – woda bardzo wolno płynęła, były zbiorniki przepływowe. One mają strukturę ripplemarków wstępujących. Tam gdzie woda płynęła szybciej tam mieliśmy przekątną laminację riplemarków poprzedzielanych powierzchniami erozyjnymi.

Tutaj dla przypomnienia że przekątna laminacja riplemarków wstępujących to jest wtedy kiedy laminy piaszczyste zapadają w kierunku przeciwnym do powierzchni wstępowania. Sytuacja taka występuje oczywiście wtedy, gdy woda wolno płynie i transportuje dużo zawiesiny. Zawiesina równocześnie z progradacją riplemarków opada na dno i powoduje wzmożoną agradację czyli akrecję pionową. Czyli one tworzą się w efekcie progradacji i agradacji form dna w wyniku bardzo wolno płynącej wody w zbiornikach przepływowych.

Jeżeli przyjrzymy się osadom piaszczystym, laminowanym riplemarkowo to oprócz riplemarków normalnych i wstępujących często możemy znaleźć struktury utożsamiane z ripplemarkami falowymi. To już jest płytka woda stojąca, gdzie falowanie prowadzi do powstawania na dnie ripplemarków falowych. One charakteryzują się tym, że są ripplemarkami symetrycznymi. To jest w osadzie stojącej wody. One związane z oscylacyjnym ruchem wody. One mają proste krawędzie, a nie wygięte. (grzbiety), mają symetryczny profil, a osady przyrastają współkształtnie do obu stoków, gdyż w przypadku falowania raz ripplemark przyrasta z jednej, a raz z drugiej strony. One bardzo często mają wyraźnie ostre krawędzie, w przeciwieństwie do prądowych. Gdyż erozja przemiennie z akumulacją zachodziła z dwóch stron (wszystko zostało zakonserwowane mułem i stąd mamy dobrze zachowane struktury).

Woda idealnie stojąca była jednak rzadko, płynęła wolno, ale płynęła. Należy liczyć się z tym, że mamy bardzo często warstwy mułów piaszczystych, które bardzo często przykrywają osady piasków o strukturach ripplemarkowych.

Osady i formy terenu możemy kwalifikować do form glacjalnych i glacigenicznych. Na dobrą sprawę glacjalna jest tylko wysoczyzna polodowcowa. Natomiast wszystkie inne to glacigeniczne formy powstałe przez różne czynniki związane z wodą ablacyjną to glacigeniczne. Jeśli woda płynęła szybko to mamy ozy, można tu się spodziewać najbardziej gruboziarnistych osadów. Potem mamy morenę czołową tworzoną nie w tunelu, ale jako stożek napływowy bezpośrednio przy czole lądolodu a co za tym idzie będą zbudowane z nieco drobniejszych osadów niż ozy – będą to najczęściej piaski z domieszką żwirów. Następne w kolejności będą sandry, gdyż leżą bardziej na zewnątrz od moreny czołowej, więc energia byłą nieco niższa stąd sandry najczęściej zbudowane są z piasków i wreszcie osady związane z finalną deglacjacją to kemy formy zbudowane z najbardziej drobnoziarnistych osadów z piasków glacifluwialnych i z piasków i mułów glacilimnicznych. Jeżeli geolog ma jakiś teren, gdzie ma poprawnie zdefiniowaną formę glacigeniczną, to może przypuszczać, jakie osady tam się znajdują. Wystarczy sprawdzić hipotezę przez postawienie odwiertów. Widać, że właściwa analiza geomorfologiczna jest podstawą do wszelkich dalszych analiz geologicznych, które trzeba przeprowadzić zawsze na osadach polodowcowych, gdyż one są one ewidentnie związane ze specyfiką lądolodu który kiedyś tu istniał.

Terasy

Teraz powiemy o terasach, czyli głównie o morfologii fluwialnej, ale nie tylko. Geografowie mówią ta terasa, natomiast geolodzy przez przekorę mówią ten taras. Jako że geomorfologia to dział geografii, to my mówimy terasa.

To jest forma terenu, która ma górną powierzchnie prawie płaską, a potem stromy stok o charakterze erozyjnym. Do tej pory mówiliśmy o stokach akumulacyjnych, bo mają taką postać w jakiej zakumulowane zostały osady, natomiast tutaj mamy do czynienia ze stokiem erozyjnym. Zawsze jest bardziej stromy i mamy wyraźne załamanie krawędzi. Tu poszła erozja rzeczna i podcięła powierzchnię wcześniej zakumulowaną. Czyli terasa rzeczna ma zawsze stok erozyjny. On jest stromy i kontaktuje się bezpośrednio z rzeką. Jest to efekt erozji wody w korycie rzecznym (7).

Mamy właśnie taki przykład. Stok erozyjny stromy tutaj wręcz pionowe zerwy mogą się tworzyć. Tu nie mamy terasy jednej ale dwie, rozdzielone stokiem erozyjnym. One są zawsze oddzielone miedzy sobą stokami erozyjnymi.

W takim razie bardzo często w dużych dolinach rzecznych mamy sytuacje tego typu, że powierzchnie teras starszych są położone wyżej, a między nimi występują bardziej rozległe powierzchnie teras młodszych. Starsza zajmuje już mniejsze obszary, bo jest szczątkowo zachowana.

Czyli każda duża dolina rzeczna charakteryzuje się występowaniem systemu teras, czyli jakiejś większej liczby teras. Zobaczmy sytuację w dolinie Wisły. Na dolnym Powiślu jesteśmy. Mamy tutaj wysoczyznę polodowcową, w którą wcięła się rzeka Wisła. Mamy tu nie płaską, ale urzeźbioną powierzchnię – starszą niż powierzchnia związana z kształtowaniem terenu przez rzekę. Mamy wciętą dolinę rzeczną oczywiście ze stokami erozyjnymi. Już dalej mamy kolejne powierzchnie terasowe. Reguła oczywiście jest taka, jako że są one efektem erozji i akumulacji osadów podczas ewolucji doliny rzecznej, że najstarsze powierzchnie terasowe będą zlokalizowane najwyżej i będą najbardziej odsunięte od dzisiejszego koryta rzeki. Najmłodsza terasa sąsiaduje z korytem, gdyż w dalszym ciągu formowana jest przez rzekę – to jest terasa zalewowa, gdyż podczas dużych powodzi zwykle w realiach polskich dzieje się to raz na kilka lat, terasa jest zalewana przez wody wezbraniowe, czyli terasa pierwsza to terasa zalewowa i dalej mamy nieco wyższą terasę drugą, trzecią i czwartą. O ile terasa pierwsza występuje zawsze na jednym i drugim brzegu rzeki, to terasy starsze zachowane są tyko szczątkowo, np. tyko na lewym albo tylko na prawym brzegu.

Narysujmy schematyczny (8) profil morfologiczny. Można numerować cyframi rzymskimi lub arabskimi, ale częściej używane przez geografów cyfry rzymskie. Geografowie są trochę nielogiczni bo numerują terasy nie w kolejności ich powstania ale począwszy od rzeki w górę. Robią to dlatego że najłatwiej jest szukać odpowiedników kolejnych teras, postępując od koryta rzecznego na zewnątrz. Terasy najmłodsze są po obu stronach rzeki, a co za tym idzie złapać je najprościej.

Obraz w rysunku warstwicowym tego samego fragmentu doliny Wisły. Tu gdzie mamy nagromadzenie warstwic, to są strome stoki, czyli stoki erozyjne. Granicą między terasą pierwszą, a drugą jest ta wiązka warstwic i tak dalej. Po drugiej stronie bardzo wysoki stromy stok, bo różnice wysokości między terasą czwartą i pierwszą są duże.

Z doliny Wisły na północy przenosimy się w Karpaty fliszowe nad Dunajcem. Mamy cały system mniej lub bardziej wyraźnych półek, które są terasami doliny Dunajca. Między terasą najwyższą, a najniższą wyszło nam aż 100 m. W dolinie Wisły, która jest rzeką większa, teras mamy mniej, a amplituda to góra 30 m. Skąd zatem tak duże różnice wysokości tutaj. Dlatego, że obszar dolnego Powiśla jest tektonicznie stabilny, a w Polsce południowej mamy jeszcze żywą neotektonikę, zwłaszcza w plejstocenie. Stąd z powodu wypiętrzenia Karpat mamy tak dużą liczbę teras i tak duże różnice wysokości między terasami najstarszymi i najmłodszymi. Jeżeli wiemy, że te najdalsze są najstarsze, to biorąc ilość zlodowaceń i podobieństwa w litologii, możemy przyporządkować kolejnym terasom, kolejne zlodowacenia, gdyż najbardziej intensywne powstawanie teras przypada na okresy chłodne. W okresach chłodnych mamy akumulację, a w przełomach między glacjałami i interglacjałami mieliśmy wcięcia erozyjne. One się trochę różnią osadami te terasy, ale wszędzie mamy kropki czyli piaski. W najmłodszych terasach mamy tylko i wyłącznie aluwia czyli osady rzeczne. Tu są kolejno terasy zlodowacenia Sanu, Odry, Warty, Wisły, a na końcu holocenu.

Wracamy do Wisły. Pionowe kreski to glina glacjalna, to już nie jest terasa. Mamy do czynienia z brakiem osadów aluwialnych. Te kropki to piaski i żwiry a więc osady aluwialne. W dół postępuje zawsze erozja denna, a w górę akumulacja. Zobaczmy jak dochodzi do powstania takiego układu. Najpierw wszystko szło wzdłuż wysoczyzny, potem wcięło się w glinę glacjalną, rzeka wcięła sie, potem nastąpił przyrost osadów i osady kontynuowały się po całej dolinie. Potem mieliśmy kolejną erozję i te pierwsze osady stały się terasą. Potem to samo: powstała druga terasa, czyli nowa zalewowa, a jedynka stała się terasą zalewową. Potem znowu mamy agradację, i wreszcie wcięcie się obecnego koryta do aktualnej głębokości. Oczywiście te cyferki trzeba zmienić. Każda terasa powstała w efekcie nałożenia się procesów erozji i akumulacji. I tutaj one są w siebie powkładane (8B).

Pytanie skąd bierze się dominacja erozji w dnie doliny rzecznej a skąd agradacja. Najprostsze wytłumaczenie to wahania bazy erozyjnej rzeki. Jak mieliśmy historię rozwoju Bałtyku w holocenie to na pewno poziom wód się wahał (Yoldia itd.) Wiemy, że w glacjałach opadał, a w interglacjałach rósł. Można zatem przypuszczać, że w odcinkach ujściowych miało to wpływ na przebieg erozji i akumulacji.

Inna przyczyna to ruchy tektoniczne dorzecza. Spowodowały cykliczne wcinanie się rzeki kiedy obszar szedł w górę, i akumulację, gdy to przestało działać. To mamy tylko w obszarach górskich, gdzie ciągle neotektonika jest efektem niedawnego wypiętrzenia.

No i wreszcie zmiany klimatyczne. To jest czynnik totalny, który działa wszędzie. Tak jak już wspominałem glacjały to agradacja aluwiów w dnie doliny i przyrost osadów, które są serią kolejnych teras. Na rycinie 8 powierzchnie erozyjne naniesione – one tworzyły się na przełomie. Przyrastanie to okresy zimne, bo brak roślinności w dorzeczu, powoduje, że osady są łatwo erodowane i dostarczane do wód rzecznych.

Wróćmy do naszego przekroju Dunajca. Najstarsze terasy rzeczne w dole mają osady aluwialne, ale są one przykryte osadami stokowymi spływów grawitacyjnych zachodzących z wyższych partiach pozadolinnych na kolejne terasy. Czyli gliny zwietrzelinowe najczęściej w sytuacji Karpat, gdyż wiadomo Karpaty to flisz, to jest często łupek ilasty. Jeżeli on zwietrzeje to daje glinę, To jest glina zwietrzelinowa silnie ilasta. Na dobrą sprawę tekstura i struktura taka jak w glinie glacjalnej. Ale geneza jest inna, bo to jest efekt wietrzenia łupków przeławiconych ławicami piaskowymi i redepozycji po stoku w kohezyjnym spływie błotnym, gęstym spływie grawitacyjnym.

W Sudetach gdzie dominują granitoidy, będzie mniej składników ilastych, a więcej piaszczystych. Glina będzie silnie piaszczysta. Od gliny glacjalnej jedną i drugą odróżniamy składem petrograficznym klastów. Tu będą miały skład petrograficzny tylko skał miejscowych, a w przypadku gliny glacjalnej to będą skały magmowe przetransportowane przez lądolód, wyegzarowane prze lądolód w Skandynawii, Szwecji i na dnie Bałtyku i przetransportowane tutaj.

Pod osadami spływowymi mamy osady aluwialne. W przypadku rzeki górskiej wysokoenergetycznej to będą żwiry a nie piaski jak na nizinie. Są one względnie dobrze wysortowane o zwartym szkielecie ziarnowym> matriksu jest mało. Pory między dużymi klastami nie mają masy wypełniającej. Co charakterystyczne w pojedynczej ławicy obserwuje się normalne uziarnienie frakcjonalne. Każda ławica to zapis jednej znaczącej powodzi, na dole maksimum fali powodziowej, rzeka płynie najszybciej i deponuje grubsze klasty. Potem coraz wolniej i osad drobniejszy.

Teraz jesteśmy w dolinie rzeki. Mamy osady aluwialne na górze, a pod nimi te wiśniowe łupki absolutnie niezwiązane z rzeką, są zlityfikowane, to zwięzłe skały podłoża. Jeżeli takie ukazują się w podłożu stoku erodowanego, to mówimy że jest to terasa ze skalnym cokolem. To się dzieje kiedy pierwotne skały odsłaniają się w terasie.

Teraz mamy sytuację całkiem inną. Starszą terasę i do samego dołu mamy luźne osady. Aluwia są do samej góry, czyli mamy terasę aluwialną – stok terasy aluwialnej zbudowany jest tylko i wyłącznie z osadów rzecznych – aluwiów.

Terasy to niekonieczni rzeka. Jesteśmy na Spitsbergenie. To jest zatoka oceaniczna, tutaj mamy ewidentną formę która, by pasowała do doliny rzecznej. Genezę tej terasy musimy zatem upatrywać w morzu. To jest plejstoceńska terasa morska na Spitsbergenie.

Takie terasy, które sąsiadują z zatokami morskimi najczęściej są terasami morskimi. Abu to udowodnić należy znaleźć formę pozytywną – pierwotny wał plażowy utworzony w strefie przyboju fal.

współczesny wał plażowy na Bałtyku. Fale załamują się w początkowej strefie plażowej, tracą swoją moc i osady piaszczyste akumulowane są w tej wąskiej strefie. Tu tworzą wał plażowy.

Jesteśmy nad morzem tym razem Śródziemnym. Mamy ewidentnie płaską powierzchnię sąsiadującą z litorałem, ale zbudowana z trzeciorzędowych wapieni. Tamta terasa była zbudowana z osadów plaży czyli piaski i była efektem procesów akumulacyjnych. Natomiast tutaj jeżeli mamy tylko wapienie, które powstały miliony lat temu a żadnych osadów współczesnych nie ma to ta terasa jest zatem efektem procesu erozji morskiej. Wiemy że niszczenie falami morskimi to abrazja. Czyli w takim razie taką terasę nazywamy terasą abrazyjną.

To o terasach tyle, ale przypomnę jeszcze jedną rzecz. Terasy rzeczne są najczęściej erozyjno akumulacyjne, choć mogą być również terasami wyłącznie erozyjnymi. To będzie taka terasa która geomorfologicznie jest terasą taką jak wszystkie inne, ale w podłożu nie ma osadów aluwialnych. To było gdy mieliśmy równowagę, że erozja jakiś czas nie zachodziła, ale również akumulacja. nie. I potem znowu poszła erozja.

Terasy ze skalnym cokołem powstają przy dużej erozji i niewielkiej akumulacji (9). No i terasy włożone erozja i akumulacja.

Potem mamy morskie – akumulacja i erozja terasy akumulacyjne z osadów plażowych czyli piasków, jeśli erozyjne to abrazyjne. No i wreszcie mamy jeszcze terasę kemową, która niezwiązana jest z jakąkolwiek rzeką, bo jest to geomorfologia polodowcowa, a nie fluwialna. Z rzeką ma wspólnego tylko tyle, że zbudowana jest z osadów glacifluwialnych o genezie polodowcowej.

---

1. Digital elevation model↩