Wykład I (15.02.2011)

Geomorfologia ogólna:

1. Geomorfologia jako dyscyplina nauk o Ziemi

2. Główne rysy ukształtowania powierzchni Ziemi

3. Rzeźbotwórcza działalność sił wewnętrznych – tektonika

4. Procesy endogeniczne – wulkanizm

5. Wietrzenie

6. Grawitacyjne ruchy masowe

7. Geomorfologiczne efekty działalności wody na stoku

8. Formy i procesy fluwialne

9. Formy dolinne i rozwój rzeźby fluwialno-denudacyjnej

10. Formy rzeźby denudacyjne uwarunkowanej budową geologiczną

11. Zjawiska i formy krasowe

12. Procesy i formy glacjalne

13. Środowisko peryglacjalne

14. Procesy i formy eoliczne

15. Geomorfologia wybrzeży

16. Formy antropogeniczne – morfotwórcza działalność człowieka

8 III 2010

Stok – najbardziej powszechny element rzeźby, każda pow nachylona rozpościerająca się między kumulacją podłoża a …

Stok – [J. Dylik] część form rzeźby modelowaną przez procesy denudacyjne tj. przez ruchy masowe i spłukiwanie czynne zarówno obecnie jak i w mniej lub bardziej odległej przeszłości geologicznej.

Stok – każda powierzchnia nachylona, na której zachodzą procesu denudacyjne. Miejsce działania procesów denudacyjnych.

Wietrzenie – degradacja skał, rozpad mechaniczny bądź chemiczny pod wpływem czynników egzogenicznych.

Gromadząca się zwietrzelina (pow skały luźne) przemieszczają się grawitacyjne. Ciągłe przemieszczanie się ich nazywamy ruchami masowymi. Ruch następuje nie tylko pod wpływem ciężkości, ale również w następstwie spłukiwania przez wody opadowe, roztopowe i wody gruntowe. Następstwem jest degradacja wszelkich wyniosłości i pochyłości, łagodzenie wyższych terenów. Jest to denudacja. Nachylenie decyduje o istnieniu i natężeniu denudacji.

Podstawa denudacyjna (baza denudacyjna)

Ruchy masowe – powierzchniowe ruchy mas (przemieszczanie się w dół stoku) zwietrzeliny, osadów stokowy, przypowierzchniowej partii podłoża pod wpływem ciężkości.
Ruchy masowe:

1. Odpadanie – odbywa się na całej długości lotu w powietrzu. W zależności od wielkości materiału: obrywanie (wielkie masy skalne), obsuwanie

2. Osuwanie – ześlizgiwanie się zwartych mas zwietrzelinowych po stoku (jest kontakt ze stokiem). Spowodowane jest wzrostem wilgotności skał, podcięciem zbocza, przyrostem obciążenia lub drganiami wywołanymi trzęsieniami ziemi. Formy: osuwanie zachowujące strukturę (zerwy, osuwiska rotacyjne), osuwanie nie zachowujące struktury (zwałowe – kolurie)

3. Waj Spełzywanie – powolne ciągłe przemieszczanie powierzchniowych warstw na stoku pod wpływem siły grawitacji polegająca na plastycznym płynięciu. Rodzaje: Cieczeniu sprzyja nasycenie wodą, a przeszkadza skorupa i pokrywa roślinna, dlatego cieczenie odbywa się pod pokrywą roślinną. Drugi to soliflukcja – spełzywanie omarzniętej, nasyconej wodą powierzchniowej warstwy gruntu po przemarzniętym podłożu. Zachodzi na stokach o nachyleniu poniżej 2 stopni. Jest procesem, który zachodzi przy najmniejszym nachyleniu. Klimat mroźny.

Spłukiwanie – przemieszczanie mas skalnych przez wody deszczowe i roztopowe. Spełzywanie poprzez gęstą sieć stróżek (deszcz) – spłukiwanie rozproszone efektem są deluwia. Stróżki płynące zagłębieniami, żłobinami – efektem są żłobki deszczowe (formy efemeryczne)

Erozja rzek, lodowców

• fluwialna

• glacjalna

Kształty stoków:

• proste: jednostajnie nachylony (=), wypukły (+), wklęsły (-)

• złożone: wypukło-wklęsły (+=-), wklęsło-wypukły, schodkowy

Punkt zwrotny stoku – przejście między formą wypukłą a wklęsłą lub odwrotnie.

Stok i zbocze to nie jest to samo. Stok jest pojęciem szerszym. Każde zbocze jest stokiem, ale nie każdy stok może być zboczem. Dna dolin rzecznych, plaże – elementy, które nie są stokami, czyli nie powstały w wyniku działań denudacyjnych.

Zbocze – stok modyfikowany pod wpływem działań niedenudacyjnych.

Bilans denudacyjny – z jednej strony akumulacja, a z drugiej grawitacyjny ruch mas i transport wodny.

A=R+S

A<R+S

A>R+S

R – ruchy masowe - bilans równoważny (stoki gruzowo-skalne)

S – spłukiwanie – bilans dodatni (stoki podcinane przez rzekę)

A – akumulacja – bilans ujemny (pokrywa zwiększa się co hamuje wietrzenie)

Stok Kinga

1 - górna wypukłość

2 - obnażony

3- usypiskowy

4 – zanikający (sedyment)

Poglądy rozwoju stoku

• Davisa – procesy egzo i Endo są w stosunku do siebie przeciwne; w warunkach spokoju tektonicznego energia rzeźba maleje z biegiem czasu; końcowym stadium rozwoju jest rozległa, prawie płaska powierzchnia zwaną powierzchnią zrównania; obniżanie powierzchni może zachodzić do poziomu bazy denudacyjnej, erozyjnej.

• Rzeźba rozwija się w następujących cyklach rozpoczynających się od wydźwignięcia powstania płaskowyżu. Peneplena – prawie równia

• Schemat rozwoju Valder Pencka – równoczesność tektonicznego dźwigania i denudacyjnego obniżania. Ściana skalna podlega na całej pow równomiernemu wietrzeniu i równomiernemu cofaniu się wskutek odpadania zwietrzeliny. U podnóży tworzy się stożek usypiskowy.

15 III 2011

Teoria cyklu geograficznego – tzw. fluwialnego

William Morris Davis – twórca kierunku genetycznego i teorii cykli erozyjnych – określających prawa rozwoju rzeźby w klimatach suchym, wilgotnym

i zimnym, czyli przy udziale procesów eolicznych, fluwialnych i glacjalnych.

Wyróżnia stadia rozwoju rzeźby:

• młodociane (young) – powierzchnia terenu jest głęboko porozcinana przez konsekwentną sieć rzeczną nawiązującą w przebiegu do nachylonej powierzchni. Doliny rzeczne mają kształt wciosów, a ich strome zbocza niszczone są przez obrywy i osuwiska.

• dojrzałe (mature) – charakteryzuje się dużym rozczłonkowaniem. Rozwijają się doliny subsekwentne na skałach o niskiej odporności. W szerokich dnach przeważa erozja boczna, dominują rzeki typu meandrującego.

• starcze (old) – w krajobrazie dominują doliny o płaskim dnie i łagodnych stokach (do 5st). Ondulacja stanowią jedynie formy ostańcowe.

Typy dolin reprezentujących tzw. stadium młodociane rzeźby terenu wg Davisa:

A – gardziel – doliny o dnie równym szerokości koryta rzeki i pionowych urwistych zboczach wycięte przez bystre i obfite w wodę potoki w skałach o dużej odporności

B – jar – dolina o wąskim dnie i stromych >60° skalistych zboczach, są predysponowane podłożem geologicznym głównie o budowie płytowej i wznoszącymi ruchami skorupy ziemskiej.

C- kanion – jary powstające w klimacie suchym ze starasowanymi przez procesy denudacyjne stromymi zboczami, związanymi z niszczeniem skał o budowie płytowej i różnej odporności

D- ostra dolina wciosowa – wcios – doliny o stromych 45 stopniowych zboczach będącym efektem erozji wgłębnej rzeki

E – prosta dolina wciosowa – o nachyleniu zboczy 30-45 stopni na których procesy denudacyjne są w równowadze z procesami stokowymi

F – rozwarta dolina wciosowa – o nachyleniu zboczy 8-30 stopni z dominacją procesów stokowych nad procesami erozji wgłębnej

Typy dolin rzecznych reprezentujących tzw. stadium dojrzałe rzeźby terenu wg. Davisa:

• Doliny płaskodenne o dnie erozyjnym, powstają w wyniku przekształcenia doliny wciosowej w wyniku erozji bocznej rzeki:

Ga – skrzynkowa – o wyraźnie zaznaczonym dolnym przełomie pomiędzy zboczem i dnem doliny

Gb – wannowa – o łagodnie przechodzącym dnie w zbocze

• Doliny płaskodenne o dnie agradacyjnym powstają w wyniku zasypania aluwiami (rzeki meandrującej lub anastomozującej) uprzedniej formy dolinnej.

Ha – wciosowo płaskodenne – powstała w wyniku zasypania aluwiami wciosu

Hb – wanno płaskodenna – powstała w wyniku zasypania aluwiami doliny skrzynkowej

• Doliny nieckowate – J – powstają w wyniku zdecydowanej przewagi procesów zachodzących na stoku w stosunku do erozji i akumulacji rzecznej.

• Doliny wklęsłodenne – K – powstające w klimacie wilgotnym i okresowo wilgotnym. Forma pośrednia pomiędzy wciosem a niecką, dna lekko nachylone do 3° i o dużym spadku, zbocza strome do 25° i lekko wypukłe.

• Doliny nieckowate z obrzeżeniem – L – powstają w wyniku poszarzania dolin wklęsłodennych przez procesy erozji i denudacji. Na ich zboczach tworzą się powierzchnie terarasowe.

System rzeczny (fluwialny) obejmuje wszystkie elementy, obiekty i procesy występujące w dorzeczu. W znaczeniu hydrologicznym to obszar dorzecza.
Dorzecza różnicują się:

• wielkością,

• złożonością,

• położeniem geograficznym

Te trzy cechy decydują o ich wewnętrznej strukturze oraz o stylu ich funkcjonowania i ewolucji.

Współzależności zachodzące między niemi tworzą nieustanny obieg energii i materii. Głównymi czynnikami regulującymi funkcjonowanie systemu rzecznego są charakterystyki: przepływu wody, geometrii koryta rzecznego, dostawy materii do cieków.

Dla systemu rzecznego amerykański fluwialista Stanley A. Schuman zaproponował uniwersalny model, który może być przystosowany do każdego dorzecza tak dla stałej sieci rzecznej, jak i dla okresowej sieci rzecznej.

Podstawowym założeniem tego modelu jest podział systemu rzecznego, a więc dorzecza, na trzy zróżnicowane funkcjonalnie strefy (podsystemy):

1. strefę produkcji obejmującą powierzchnie stokowe od linii wododziałowej do koryta rzecznego, które zasilają rzeki w energię i materię

2. strefę transferu ograniczoną brzegami koryta rzecznego, w którym następuje przemieszczanie materii i energii

3. strefę depozycji rozpościerającą się na przedpolu ujścia rzeki w postaci stożka napływowego lub delty, w obrębie których dokonuje się odkładanie, akumulowanie energii i materii rzecznej.

Pierwsza strefa – strefa produkcji

• Dostarcza do sieci koryt rzecznych materie w postaci wód podziemnych i powierzchniowych, a z nimi związki rozpuszczalne oraz stałe cząstki mineralne i organiczne.

• Kojarzona jest ona z szeroko pojmowanymi obszarami źródłowymi cieków.

• Jest to strefa ciągłej ewolucji.

Dominują w niej przemiennie występujące okresy:

• odpływu wody i okresy posuszne

• procesy degradacyjne (wietrzenie, denudacja, erozja) w obrębie środowiska (Systemu) stokowego, a zatem następuje produkcja i przygotowanie materii do późniejszego, dalszego transportu

Druga strefa – strefa transport

• Pełni rolę tranzytową, w której koryta rzeczne są głównymi drogami transportu energii i materii w obrębie dorzecza.

Przy stabilnym, dobrze wykształconym korycie rzecznym dostawa wody i materiału transportowanego jest równa ich odprowadzaniu ze zlewni.

Ta równowaga jest dobrze widoczna dla transportowanych związków rozpuszczonych w wodzie.

Strefa trzecia – strefa depozycji (ujście rzek)

• Dominującą rolę pełnia procesy akumulacji wynoszonej materii z obszaru dorzecza, aa więce z systemu stokowego i korytowego

• Płynący z woda materiał rzeczny jest odkładany w postaci stożków aluwialnych, równin aluwialnych lub delt

Strefa ta występuje pod względem przestrzennym albo w zbiornikach wodnych (jeziorach, morzach, oceanach) albo w korytach rzecznych wyższego rzędu taksonomicznego (głównej rzece)

Każda z wymienionych stref może być zdefiniowana jako system lub podsystem i rozpatrywana jako system otwarty. Układ zlewni rzecznych oraz następstwo stref systemu rzecznego determinuje system rzeczny jako system kaskadowy.

Rzeczny system kaskadowy to łańcuch systemów, z których każdy ma własny wymiar przestrzenny i które są dynamicznie powiązane ze soą i uzależnione od przepływającej energii i materii.

Typy systemów fluwialnych wg Howarda (1967):

• dendryczny

• równoległy

• kratowy

• prostokątny

Typy systemów fluwialnych wg Easterbrooka (1969):

• kratowy

• prostokątny

• kątowy

• promienisty

• pierścieniowym

• równoległy

Typy systemów fluwialnych  wg Smalla:

• równoległy

• dendryczny

• widlasty 

• kratowy

• prostokątny

• promienisto-pierścieniowy

Typy systemów fluwialnych  wg Klimaszewskiego:

• pierzasty

• koncentryczny

Typy genetyczne dolin meandrowych:

• o meandrach odziedziczonych

• o meandrach ześlizgowych

• o meandrach  wymuszonych strukturą podłoża

• Przełom przelewowy (przecięcie jęzorów osuwiskowych, wałów morenowych, rozcięcia rygli zamykających jeziora itp.)

• Przełom regresyjny, albo erozji wstecznej – może prowadzić do kaptażu

• Przełom epigenetyczny – rzeka odpreparowuje z pod pokrywy skał osadowych rzeźbę starczą wykształconą z odpornych skał. Przecinając ją tworzy przełomy (np. przełom Dunaju przez Masyw czeski)

• przełom antecedentny – na obszarze wynoszonym rzeka nadąża z erozją wgłębną, tworząc przełom często o meandrowym lub krętym przebiegu (przełom Popradu przez Beskid wysoki, Dunajca w Karpatach)

• przełom strukturalny – rzeka przecina skały o dużej odporności na erozję - częste w dolinach poprzecznych Beskidów

Rodzaje teras rzecznych: 

• Najniższa jest terasą osadową

• Skalno-osadowe

• Najwyższa jest skalna.

Terasy w dolinie rzecznej mogą być parzyste i występować na obu zboczach lub nieparzyste, obecne tylko na jednym ze zboczy.

Terasy rzeczne to fragmenty dawnych, rozciętych den dolin rzecznych.

Terasa składa się z 3 elementów:

• równiny terasowej stanowiącej fragment płaskiego dna doliny rzecznej

• stoku terasy stanowiącego zbocze odmłodzonej części doliny rzecznej

• załomy oddzielającego równinę od stoku ówczesnej, starej doliny

Powiązanie ewolucji mis jeziornych z rozwojem dolin rzecznych.

Jeziora i rzeki na obszarach młodo glacjalnych tworzą ewolucyjne powiązane ze sobą systemy hydrograficzne.

Jeziora rozwijające się w późnym glacjale i wczesnym holocenie na linii przepływu rzecznego wpływały na przebieg procesów fluwialnych:

• zmniejszanie nieregularności przepływu

• lokalne bazy erozyjne

• funkcje łapaczek sedymentacyjnych – przechwytując rumowisko sprzyjały tendencji erozyjnej na odcinkach przełomowych

• sypanie delt w odcinkach odziedziczonych – powstawanie szerokich pasm meandrowych

22.03.2011

LODOWCE I LĄDOLODY

Szczeliny lodowcowe

Lód lodowcowy nie jest dokonały plastycznie. W wyniku deformacji wewnętrznej, obok odkształceń plastycznych powstają również odkształcenie typu kruchego, do których nalezą: szczeliny lodowcowe i płaszczyzny poślizgu.

Szczeliny lodowcowe – są one przykładem spękań powstających wtedy, kiedy lód poddany jest naprężeniom tensyjnym 9rozciagajacym). Takie spękania tensyjne mają tendencje do występowania powierzchniowego, ponieważ wraz z głębokością wzrasta podatność lodu na odkształcenia plastyczne. W lodowcach ciepłych sięgają one do 30 m, podczas gdy w lodowcach zimnych mogą być głębsze.

Przykłady szczelin:

• Brzeżne (skośne)

• Poprzeczne

• Podłużne

• Radialne

• Stare szczeliny rotacyjne

• Linie ruchu lodu i materiału skalnego wklęsłe w profilu podłużnym

• Prędkość ruchu zróżnicowana – od kilku metrów do kilometrów na rok

• Lodowce szarżujące

NIESTABILNE ZACHOWANIE LODOWCÓW

Lodowce szarżujące to lodowce wykazujące periodyczne fluktuacje prędkości ruchu lodu w czasie do kliku lat do kilku stuleci. Wykazują one charakterystyczne zmiany w morfologii i zachowaniu podczas syklu szarży.

Wody subglacjalne mają cechy wód płynących pod ciśnieniem hydrostatycznym (np. mogą płynąć pod górę).

Bilans lodowca:

• Różnica między całkowita akumulacja i całkowita ablacją w ciągu jednego roku

• Bilans zrównoważony – stagnowanie lodowca (lądolodu) – akumulacja moreny czołowej

Erozja lodowcowa obejmuje procesy wygładzania, rysowania, ścierania i żłobienia podłoża przez transportowane przez lodowiec okruchy skalne. Obejmuje także procesy kruszenia i odrywania skał podłoża, a także ich ścierania i fałdowanie.

Grobne formy erozji glacjalnej powstają w wyniku szlifowania (rysowania, nacinania, odłupywania) podłoża skalnego przez detrytus skalny transportowany w stopie lodowca. Obejmują one: rysy, bruzdy i zadziory lodowcowe oraz inne formy.

28.03.2011

W profilu podłużnym żłobu lodowcowego zaznacza się kolejno:

• Cyrk lodowcowy (kar) – półkoliste zagłębienie otoczone stokami górskimi i od strony wypływu lodu ryglem lodowcowym

• Żłób lodowcowy

• Zagłębienie końcowe – otoczone łukiem moreny czołowej. Większość mis końcowych wypełniają dziś jeziora (Genewskie i Bodeńskie w Szwajcarii, Garda we Włoszech, Toporowy Staw w Tatrach).

TRANSPORT GLACJALNY

Źródła materiału glacjalnego transportowanego przez lodowiec:

• Źródło supraglacjalne materiału z podłoża lodowca – materiał opadający na powierzchnie lodowca ze zboczy dolin i stoków gór wystających ponad jego powierzchnię, dostarczany drogą eoliczna, przez lawiny, czy nawet działalność człowieka

• Źródło subglacjalne – materiał pochodzi z erozji lodowcowej (procesy ścierania i odrywania materiału z podłoża) i inkoproracji (włączania w lód)

Materiał dalekiego transportu i materiał krótkiego transportu

Kierunki transportu materiału glacjalnego ze Skandynawii i niecki Bałtyku ku Europie Środkowej

• Dania – norweski (N), szwedzki (NE), bałtycki (E)

• Niż Polski – szwedzki (NW), bałtycki (N), fiński (NE)

AKUMULACJA LODOWCOWA

Depozycja lodowcowa obejmuje procesy akumulacji osadów przy bezpośrednim udziale lodu i wód roztopowych. Osady lodowcowe można podzielić na cztery główne grupy genetyczne:

• Osady lodowcowe: gliny morenowe, inaczej lodowcowe

• Osady glacjofluwialne – osady wód roztopowych: żwiry, piaski

• Osady glacjojeziorne – osady jezior lodowcowych: mułki, iły

• Osady glacjalnomorskie

Gliny morenowe to osady bezpośredniej akumulacji lodowcowej, których składniki w większym lub mniejszym stopniu zostały dostarczone przez lub z lodu lodowcowego. Wyróżnia się dwa główne typy genetyczne glin morenowych: subglacjalne(bazalne) i supraglacjalne.

Osady glacjofluwialne powstają w wyniku akumulacji materiału przez strumienie wód roztopowych.

Osady glacjojeziorne powstają w następstwie sedymentacji drobnych cząstek w jeziorach lodowcowych zwykle zastoiskowych.

Lodowcowa rzeźba akumulacyjna

Pochodzenie osadów transportowanych w obrębie lodowca i różny stopnień jego zagęszczenia:

• Morena wewnętrzna – zasilana głównie przez materiał skalny dostający się na pole firnowe z terenów położonych powyżej granicy wiecznego śniegu.

• Morena powierzchniowa – zasilana głównie przez materiał dostający się na powierzchnię lodowca z terenu położonego poniżej granicy wiecznego śniegu.

• Morena denna – zasilana głównie przez materiał skalny pochodzący z egzaracji podłoża i w części z moreny wewnętrznej. Obejmuje największą część transportowanego przez lodowce i lądolody materiału: 30-90%

Tworzy się poprzez akumulację z lodu aktywnego (z odłożenia i/lub z lodu martwego (w procesie wytapiania)

Moreny czołowe umożliwiają rekonstrukcję ukształtowania i dynamiki lobów lodowcowych w brzeżnej części lądolodu. Są one zapisem przestrzennych i czasowych zmian zasięgu i kierunku płynięcia lodu podczas deglacjacji.

Moreny czołowe najczęściej są wyznacznikiem deglacjacji frontalnej.

Formy lodowcowe:

• Morena boczna – tworzona wzdłuż bocznych krawędzi lodowca

• Morena środkowa – tworzona w miejscu połączenia dwóch jęzorów lodowcowych

• Morena czołowa akumulacyjna – tworzona przy czole stagnującego lodowca (lądolodu) z osadów wytapiających się z czoła lodowca (lądolodu). Rozmiary i sposób wykształcenia moreny czołowej zależy od długości czasu stagnowania, ilości i jakości osadu i obfitości wód roztopowych.

• Morena czołowa spiętrzona (wyciśnięta) – tworzy się w czasie posuwającego się czoła lodowca i spiętrzenia osadów podłoża i glacjalnych (np. Wzgórza Trzebnickie)

• Zaburzenia glacitektoniczne powstają na skutek obciążenia lodem i jego ruchu, w postaci fałdów, uskoków itp.

• Wały lodowo-morenowe

• Drumliny wydłużone formy akumulacyjne lub erozyjne, w czasie ruchu lodowca (lądolodu) zgodnie z kierunkiem ruchu. Największe znane z południowo-wschodniej Kanady (do 50m wysokości).

Fluwioglacjalne (wodnolodowcowe) formy akumulacyjne:

• Ozy

  • wąskie i przeważnie kręte wały lub ciągli wzgórz zbudowane z piasków i żwirów o długości do 100km, szerokości 400-700m i wysokości 40-50m.

  • formy tworzone w tunelach subglacjalnych i inglacjalnych (podlodowcowych i wewnątrzlodowcowych) przez akumulacje dynamicznych rzek wodnolodowcowych. Zbudowane z warstwowych piasków i żwirów.

• Kemy

  • Pagórki, wzgórza tworzone przez akumulację rzek z wód roztopowych w otwartych szczelinach lub przetainach (jeziora w obrębie powierzchni lodu) w martwym lodzie. Zbudowane najczęściej z warstwowanego piasku z domieszką żwiru.

• Terasy kemowe

• Sandry, stożki sandrowe

  • Piaszczyste lub żwirowe równiny powstałe w wyniku działalności wód lodowcowych. Sandry powstają na przedpolu lądolodu, z materiału niesionego przez rzeki wypływające spod lodowca (tzw. Osady glacifluwialne). Tworzą wielkie, nieznacznie nachylone stożki, których wierzchołkiem jest brama lodowcowa. Wraz z oddalaniem się od krawędzi lądolodu zmniejsza się grubość sandrów, a ich materiał staje się drobniejszy.

RYNNY SUBGLACJALNE JAKO DROGI DRENAŻU WÓD ROZTOPOWYCH LĄDOLODÓW PLEJSTOCEŃSKICH

Drenaż subglacjalny może teoretycznie przebiegać w systemach:

• Rozproszonym, tj. drenaż przez podłoże w charakterze wody gruntowej lub drenaż pod stopą lodowca/lądolodu w systemie połączonych odspojeń, płytkich koryt lub w postaci cienkiej warstwy wody

• kanałowym, tj. kanały typu R wcięte w stopę lodowca lub typu N wcięte w podłoże.

Dane z Niżu Środkowoeuropejskiego wskazują na dominację kanałów typu N, których zapisem geomorfologicznym są rynny subglacjalne. W świetle współczesnych poglądów ich istnienie świadczy o tym, że drenaż rozproszony nie był w stanie odprowadzać całej wody roztopowej ze środowiska subglacjalnego na przedpole lądolodów. Modele drenażu subglacjalnego tego procesu wykazują, że tylko 25% objętości wód roztopowych było drenowane systemem rozproszonym (głównie jako woda gruntowa), podczas gdy pozostała część odprowadzana była systemem kanałowym, a więc poprzez rynny subglacjalne. Ich powstanie było koniecznością efektywnego drenażu wody roztopowej ze środowiska subglacjalnego dla zapewnienia stabilnością lądu.

Rynny subglacjalne, nazywane również dolinami tunelowymi są jednymi z najbardziej charakterystycznych form krajobrazu młodoglacjalnego. Ich powszechność na tym obszarze sprawiła, że południową granicę ich występowanie przyjmuje się jako jeden ze wskaźników najdalszego, południowego zasięgu ostatniego zlodowacenia – vistulianu.

Mimo, iż są formy tak powszechne, mechanizm i uwarunkowania zewnętrzne ich genezy są wciąż przedmiotem dyskusji. Wynika to przede wszystkim ze znacznych trudności metodologicznych w badaniu tych form i wciąż niedostatecznej ilości danych geologicznych dotyczących ich budowy.

Pierwsze hipotezy dotyczące genezy rynien subglacjalnych pochodzą z XIX w. i wyprzedzają powstanie „lodowcowej” teorii budowy Niżu Europejskiego.

Mimo krytyki tektoniczne genezy rynien subglacjalnych, przebieg niektórych rynien subglacjalnych (zarówno we współczesnej rzeźnie jak i form kopalnych) nawiązuje do dyslokacji podłoże.

Wraz z teorią zlodowaceń kontynentalnych pojawiła się koncepcja udziału wód roztopowych lodowca w formowaniu rynien.

Wraz z pojawianiem się koncepcji N.V. Ussinga i W. Wertha ugruntował się podgląd, że większość rynien powstania na skutek erozyjnej działalności wód subglacjalnych będących pod ciśnieniem hydrostatycznym

Głównym zwolennikiem glacjalnej genezy rynien był P. Woldstedt.

Istnieją również koncepcje poligenetycznego charakteru niektórych rynien.

Koncepcje, w których przyjmuje się poligenetyczny charakter niektórych rynien subglacjalnych zakładają, iż formy te powstały zarówno w wyniku subglacjalnej erozji wód roztopowych jak i erozji lodowcowej. Wykazano, że wiele form wiązanych z erozją lodowcową stanowią całkowicie lub częściowo przeobrażone glacjalne rynny wód subglacjalnych. Rynny takie rozpoznano na obszarze pojezierzy północnych Niemiec, a także pojezierzy polskich. Wskazuje się również na przykłady rynien subglacjalnych powstałych głównie wskutek erozji lodowcowej, przy częściowym udziale erozji subglacjalnych wód roztopowych w końcowej fazie ich kształtowania.

Rynny powstałe wskutek subglacjalnej erozji wód roztopowych są stosunkowo wąskie, o średniej szerokości od kilkuset do 1000m, długie i najczęściej kręte, ciągnące się nierzadko na przestrzeni kilkunastu, a nawet kilkudziesięciu kilometrów, o niewyrównanym profilu podłużnym dna, z licznymi przegłębianiami, najczęściej zajętymi przez jeziora oraz progami. W profilu poprzecznym oddzielone są wyraźnym załomem od obszarów otaczającej je wysoczyzny. Rynny te wykazują najczęściej układ radialny lub dendrytyczny oraz ścisły związek przestrzenny głównie z morenami czołowymi i sandrami, polegający na przecinaniu przez nie moren czołowych i tworzeniu bram lodowcowych, u wylotu których formują się stożki sandrowe. Często występuje również zjawisko konwergencji rynien w strefie marginalnej lądolodu.

Rynny glacjalne są wyraźnie wydłużone, o stosunkowo prostolinijnym przebiegu i długości kilkakrotnie przewyższającej ich szerokość, co pozwala odróżnić je d innych form egzaracji lodowcowej m.in. depresji końcowych. Jednak ich długość nie przekracza kilkunastu kilometrów. Formy te są znacznie szersze od rynien powstałych w wyniku subglacjalnej erozji wód roztopowych i osiągają szerokość od jednego do kilku kilometrów. Oddzielone są wyraźnym załomem od otaczającej je wysoczyzny. Zgeneralizowany profil poprzeczny rynien glacjalnych ma kształt nieckowaty, którego dno w przypadku form złożonych rozcięte jest przez wąskie, głębokie rynny wycięte przez subglacjalne płynące wody roztopowe. Rynny te nie tworzą dendrytycznego układu i nie występuje w nich zjawisko konwergencji.

Za podstawowe kryterium odróżniające rynny glacjalne od rynien subglacjalnej erozji wód roztopowych W. Niewiarowski uważa budowę geologiczną ich zboczy i dna. Stoki i dna tych rynien zbudowane są najczęściej z gliny bazalnej typu lodgement, a w ich obrębie występują różne typy form morenowych. Często w zboczach rynien glacjalnych uformowanych przez wąskie jęzory lodowcowe występują zaburzenia glacjotektoniczne, a w ich obrzeżeniu moreny czołowe. Z kolei w obrebie rynien kształtowanych przez strumienie lodowe często występują zespoły drumlinów. W rynnach subglacjalnych o złożonej genezie dominują cechy rynien powstałych wskutek erozji lodowcowej. W ich obrębie występują rynny powstałe w wyniku subglacjalnej erozji wód roztopowych lub niekiedy rynna wykazuje w swoim przebiegu zarówno odcinki o cechach typowej rynny glacjalnej jak i rynny subglacjalnej erozji wód lodowcowych.

Jak dotąd nie rozstrzygnięto problemu, który z procesów (erozja glacjalna czy glacjofluwialna) jest ważniejszą i częstszą przyczyną powstawania rynien, a w przypadku większości rynien o złożonej glacjalno-glacjofluwialnej genezie, jaka jest między nimi współzależność? Czy procesy te działały jednocześnie, czy erozja wód subglacjalnych inicjowała proces erozji glacjalnej, czy też wody subglacjalne wykorzystywały wcześniej powstałą rynnę glacjalną?

Jednocześnie sam mechanizm formowania rynien subglacjalnych (procesy zachodzące na kontakcie lodu i podłoża, charakter wód lodowcowych i warunki ich spływu w obrębie lodowca, dynamiki lodu) i jego uwarunkowania zewnętrzne (ukształtowanie i litologia podłoża) nie są wystarczająco poznane. Próby modelowanego powiązania tych zjawisk w procesie formowania rynien subglacjalnych dokonali G.S. Boulton i R.C.A. Hindmarsh.

Zagadnieniem ściśle związanym z genezą rynien sobglacjalnych, lecz jak dotąd nie zawsze rozpoznanym, jest predyspozycja starszego podłoża, zasadniczo sprzed ostatniego nasunięcia lądolodu, która odegrała istotną role w powstaniu niektórych rynien widocznych w dzisiejszej rzeźbie młodoglacjalnej. Z problematyką tą związane jest również zagadnienie istnienia kopalnych, plejstoceńskich form rynnowych, w tym również odnawianych (reprodukowanych) w kolejnych zlodowaceniach.

Ponadto istotny problem stanowi rozpoznanie charakteru erozji lodowcowej i jej cech diagnostycznych, gdzie oprócz erozji wąskich lobów lodowcowych, w tym również wskutek szarż lodowców, uwzględnia się zjawisko prądów lodowych w obrębie zwartej pokrywy lodowej. W odniesieniu do charakteru wód subglacjalnych i warunków ich spływu w obrębie lądolodu istnieją również poglądy o gwałtownych, katastrofalnych odpływów wód subglacjalnych, które ukształtowały niektóre rynny subglacjalne. Było to zjawisko krótkotrwałe z przepływami rzędu kilku tys. m³/s, po czym kanały typu N uległy zaciskaniu, gdy ciśnienie przepływającej w nich wody spadało poniżej ciśnienia kriostatycznego otaczającego lodu.

Geneza rynien:

Typy wg W. Niewiarowskiego:

• Glacjofluwialne rynny subglacjalne

• Glacjalne rynny subglacjalne

• Glacjalno-glacjofluwialne rynny subglacjalne

Problem reprodukcji – rynna Gopła

Ewolucja rynien w późnym glacjale:

• Etap założenia

• Etap konserwacji

• Etap wytapiania martwego lodu – rozwój jezior

• Wypełnienie mis jeziornych osadami jeziornymi i rzecznymi

• Zanikanie jezior – rozwój torfowisk

Różnica czasowa pomiędzy fazą założenia obniżeń a pojawieniem się w nich jezior.

Jej główną przyczyną była konsekwencja obniżeń przez bryły martwego lodu.

Dowody obecności brył martwego lodu w obniżeniach:

• Zachowanie się obniżeń (rynien) w sandrach, w dnach pradolin i dużych dolin rzecznych

• Obecność w dnach obniżeń osadów morenowych, głownie glin spływowych, zawartych pierwotnie w bryłach martwego lodu.

• Struktury deformacyjne w osadach jeziornych i pokrywie mineralnej powstałe w wyniku wytopienia się podłoża lodowego.

• Torfy bazalne sedymentacyjne genezy znajdujące się na dużych głębokościach pod osadami jeziornymi bezpośrednio na podłożu mineralnym
  Jezioro Mikołajskie – torf alleroedzki na głębokości40m

Piötzensee – Mecklenburgia – torf alleroedzki na głębokości 39,5m

Jezioro Gościąż – torf alleroedzki na głębokości 38,4m

Hofsee – Mecklenburgia – torf preborealny na głębokości 29,1m

• Nachylenie warstwy torfów bazalnych 5-10°, które nie odpowiadają pierwotnym, sedymentacyjnym warunkom ich akumulacji.

Początek funkcjonowania jezior na obszarach młodoglacjalnych – syn-, czy asynchroniczny?

Z punktu widzenia czasu zaistnienia sedymentacji jeziornej oraz jej późnoglacjalnego przebiegu, wydzielono trzy zasadnicze grupy morfologenetyczne mis jeziornych.

• Niecki jeziorne, w których początek sedymentacji jeziornej związany jest z okresem przedallerödzim

• Misy, gdzie jeziora zaczęły tworzyć się w kompleksie bölling – alleröd

• Misy jeziorne, w których absolutny początek sedymentacji nastąpił dopiero w okresie preborealnym

Długi okres konserwacji, szybki proces wytapiania w warunkach termokrasu. Niezaburzony przebieg laminowanych gytii ponad osadami akumulowanymi na bryłach martwego lodu (torfami bazalnymi, bądź osadami mineralnymi).

Typowa morfologia systemów rzeczno-jeziornych:

• Szerokie baseny paleojezior z pasami meandrowymi rozwiniętymi na piaszczystych deltach usypywanych na osadach jeziornych

• Wąskie odcinki erozyjne (przełomowe) z nadzalewowymi terasami erozyjnymi, często w obrębie meandrów ześlizgowych i bardzo wąską równiną zalewową z meandrowaniem ograniczonym (czynnikiem krępującym jest niedostateczna szerokość równiny zalewowej)

Powiązanie ewolucji mis jeziornych z rozwojem dolin rzecznych

Jeziora i rzeki na obszarach młodoglacjalnych tworzą ewolucyjnie powiązane ze sobą systemy hydrograficzne.

Jeziora rozwijające się w późnym glacjalne i wczesnym holocenie na linii przepływu rzecznego wpływały na przebieg procesów fluwialnych:

• Zmniejszenie nieregularności przepływu

• Lokalne bazy erozyjne

• Funkcje łapaczek sedymentacyjnych – przechwytując rumowisko sprzyjały tendencji erozyjnej w odcinkach przełomowych

• Sypanie delt w odcinkach odziedziczonych – powstawanie szerokich pasów meandrowych.

Tendencje erozyjno-akumulacyjne w odcinkach przełomowych

Późny glacjał – erozja wgłębna w odcinkach przełomowych erozyjne meandry ześlizgowe – tylko młodszy dryas z większą rolą erozji bocznej

Początek preboreału – erozja wgłębna – zejście do poziomu równiny zalewowej (opuszczenie suchej doliny Wdy k. Szlagi), stabilizacja procesów erozyjno-akumulacyjnych – poszerzanie dolin w wyniku erozji bocznej

Zastosowanie modelu – koryto roztokowe, wielkie meandry (roztokowe w młodszym dryasie), małe meandry – rzeka roztokowa (anastomozująca) – jest na obszarach młodoglacjalnych ograniczone.

W rozwoju dolin decydują uwarunkowania lokalne, w tym wytapianie się brył martwego lodu i rozwój jezior.

Epoki lodowcowe w dziejach Ziemi.

Przyczyny zlodowaceń

Hipotezy pozaziemskie – astronomiczne

• Zmiany w ilości i rozmieszczeniu energii promieniowania słonecznego docierającej do ziemi

• Zmiany związane z cyklem galaktycznym

• Obecność pyłów materii międzygwiezdnej pomiędzy Ziemia a słońcem

• Przysłonięcie strefy równikowej Ziemi przez pierścień podobny do tego jaki jest na Saturnie

• Zmiany parametrów orbitalnych Ziemi (cykle Milankoviča) determinują bardziej rytm zmian klimatycznych podczas epok lodowcowych niż wyjaśniają ich przyczyny

• Wpływ meteorytów lub innych „ciał” kosmicznych

Hipotezy ziemskie

• Zmiany w rozmieszczeniu obszarów lądowych – położenie lądów w wysokich szerokościach geograficznych, wzrost albedo

• Otwieranie i zamykanie przesmyków/cieśnin – zmiany w cyrkulacji prądów morskich: zmiana cyrkulacji równikowej na okołobiegunowa i izolacja obszarów okołobiegunowych

• Fazy orogeniczne – podniesienie rozległych łańcuchów górskich: zmiana trajektorii górnych prądów atmosferycznych

• Erupcje wulkaniczne – zmiany klimatu związane ze wzrostem ilości pyłów i gazów

• Zmiany zawartości CO₂ w atmosferze – wzrost obszarów lądowych powoduje znaczny wzrost wietrzenia chemicznego, co powoduje obniżenie zawartości atmosferycznego CO₂:
  CaCO₃ + CO₂ + H₂O → Ca²⁺ + 2HCO₃^-
  CaSiCO₃ + 2CO₂ + 2H₂O → Si(OH)₄ + Ca(HCO₃)₂

Zmiany klimatu a skład izotopowy tleny w osadach oceanicznych

Zmiany składu izotopowego tlenu w wodzie morskiej, zapisane w wapiennych szkieletach i muszlach mikroorganizmów, są funkcję globalnej objętości lodu. Stosunek izotopów ¹⁸O do ¹⁶O (obecnie ok. 1:500, 2‰ atomów tlenu do ¹⁸O) mienia się wraz z rozwojem i zanikaniem lądolodów. Poziomy osadów oceanicznych wzbogacone w ¹⁸O względem ¹⁶O odpowiadają piętrom glacjalnym, a poziomy zubożone w ¹⁸O względem ¹⁶O – piętrom ciepłym z mniejszą objętością lodu na Ziemi.

Cykle glacjalno-interglacjalne

W pełnym cyklu mieszczą się 4 zasadnicze składowe, określane mianem stadiów lub okresów:

• Kryokratyczne – glacjał z całym minimum klimatycznym (solifukcja, zjawiska morozowe, działalność eoliczne.

• Protokratyczne – poprawa klimatu – roślinność zielna, krzewinkowa, drzewiasta – najpierw o dużej tolerancji termicznej, lekkonasienna, wiatrosiewna, światłożądna o małej sile konkurencyjnej)

• Mezokratyczne – las klimaksowy – równowaga pomiędzy podłożem a roślinnością

• Telokratyczne – regresja roślinności spowodowana ochłodzeniem klimatu, wzrostem wilgotności – ługowanie gleb – gleby bielicowe – lasy borealne

Pełna sukcesja interglacjalna – nawrót flory (rewertacja) i w pełni wykształcone optimum klimatyczne.

Dolny plejstocen (preglacjał) został podzielony biostratygraficznie na dwa zimne i dwa ciepłe piętra. Jednak wiedza na temat tego okresu, trwającego prawie milion lat, jest w Polsce nadal znikoma.

Ważniejsze stanowiska osadów preglacjalnych zostały opisane z Niziny Mazowieckiej, Kotliny Sandomierskiej i Wyżyny Lubelskiej.

10.05.2011--------------------------------Procesy i formy eoliczne--------------------------------------------

Procesy eoliczne zachodzą w granicznej warstwie atmosfery

• Jest to najniższa warstwa troposfery zalegającego nad powierzchnią Ziemi;

• Ma miąższość około 1-2 km;

• Występują w niej ruchy turbulencyjne i konwekcyjne ruchy powietrza

• Skutkiem tarcia zmniejsza się prędkość wiatru nad powierzchnią Ziemi;

• Turbulencje mogą zachodzić nawet przy bardzo małej prędkości i w bardzo małej skali, dzięki niewielkiej lepkości kinetycznej suchego powietrza.

Intensywne procesy eoliczne mają miejsce:

• Na obszarach o wyraźnym niedoborze wilgoci np. na obszarze pustyń i półsuchych;

• Wzdłuż wybrzeży. Mniejsze tarcie powierzchni morza, niż lądu powoduje, iż nad oceanami przy powierzchni wiatr osiąga bardzo duże prędkości;

• Na obszarach, gdzie człowiek zniszczył roślinność;

• Nad obszarami kontynentów położonymi najbliżej biegunów. Jest to wynikiem dużej różnicy temp. Między powierzchnią lądu i wieloletniej zmarzliny a oceanami. Szczególną rolę procesy eoliczne odgrywają na przedpolu lądolodów, gdzie ma miejsce akumulacja osadów fluwioglacjalnych. Ponadto charakteryzują je niewielkie opady oraz bardzo małe parowanie.

• Pustynie zajmują 1/3 powierzchni lądów;

• Większość to pustynie kamieniste i skaliste. Jedynie 1/3 Pół. Arabskiego i 1/9 Sahary to pustynia piaszczysta. Ogółem stanowią one mniej niż 20% pustyń.

• Około 900 mln ludności świata żyje na obszarach suchych. Pomiędzy 1960 a 1974 rokiem wzrósł on o 63,5%. W Afryce np. 49,5% ludności żyje na obszarach suchych.

Transport w środowisku eolicznym

Hydrauliczna prędkość progowa ruchu osadu

• Prędkośc potrzebna do uruchomienia osadu;

• Zmienia się wraz z pierwiastkiem kwadratowym średnicy ziarn;

• Na płaskiej powierzchni zależy ona od uziarnienia, upakowania ziarn i ich obtoczenia.

• Najłatwiej włączane są w ruchu ziarna z przedziału frakcji 70-125 mm.

Wg Wye, Tsoar (1987) transport eoliczny nastepuje poprzez:

• Wleczenie i toczenie 0,5-2,0 mm;

• Saltację 125 – 250 µm (2Φ - 3 Φ);

• Saltację zmodyfikowanej 74 – 125 µm (3Φ – 3,75Φ);

• Suspensji < 74 µm (> 3,75Φ)

Suspensja:

• Następuje, gdy prędkość wznoszenia, związana z turbulencją powietrza jest większa, niż prędkość ziarn.

• Ziarna uczestniczące w transporcie na dalekie dystanse, maksymalna ich wielkość to 0,015 – 0,02 mm w czasie typowej buszy piaskowej.

Saltacja

• Pierwszy raz termin ten został wprowadzony przez McGee w 1908 roku.

• Ziarna, których transport następuje w saltacji wymagają 29 razy większej prędkości przepływu powietrza, niż tej samej wielkości ziarna transportowane w wodzie.

• Saltujące ziarna modyfikują prędkość wiatru tuż przy powierzchni ziemi. Jest to samoregulujący się mechanizm.

• Maksymalna wysokość saltacji to 3 m a średnica 0,2 m;

• Ocenia się, że ponad 80% osadu przemieszcza się do 2 cm nad gruntem;

• Maksymalna miąższość warstwy, w której jest transportowany osad w wyniku saltacji jest 10 razy większa od średniej wysokości saltacji.

• Ziarna saltujące w momencie uderzenia o powierzchnie mają od 10 do 20 razy większą energię kinetyczną, niż na początku ruchu

• W wyniku uderzenia może być wybite około 10 innych ziarn.

Wleczenie powierzchniowe

• Bardzo słabo poznany proces;

• W czasie typowej burzy piaskowej ziarna o średnicy 0,5-2,0 mm są transportowane poprzez pełznięcie;

• Ziarna większe, niż 2,0 mm pozostają w bezruchu. Ich transport następuje przy wyjątkowo silnym wietrze.

• 200-400 razy więcej ziarn jest transportowanych w saltacji, niż poprzez wleczenie

• ¼ ziarn jest transportowana poprzez wleczenie

Akumulacja eoliczna

Zmarszczki eoliczne (riplemarki) – asymetryczne grzbiety występujące w regularnych odstępach i usytuowane poprzecznie do kierunku wiatru. Ich rozmiary są wprost proporcjonalne od rozmiaru ziaren i prędkości wiatru. Przy silnym wietrze i grubym piasku mogą osiągać do 50 cm wysokości i rozstęp między grzbietami do 5 m.

Wydmy paraboliczne:

• W planie są U- bądź V-kształtne, z ramionami skierowanymi pod wiatr;

• Stały wiatr wiejący z jednego kierunku;

• Duża mobilność, zwłaszcza centralnej części wydmy, ponieważ ramiona stabilizuje roślinność. Średnia prędkość powyżej 10 m/rok;

• Duża dostawa materiału;

• Związane z misami deflacyjnymi i obecnością roślinności, która powoduje depozycję;

• Mogą tworzyć indywidualne formy bądź zachodzące na siebie;

• Związane z okresem ostatniego zlodowacenia oraz występują współcześnie w strefie plaży;

• Ich wysokość dochodzi do 30 m (np. Puszcza Kampinowska).

Nebki – zaspy piaszczyste – nagromadzenia piasku w cieniu kęp roślinności trawiastej i krzaczastej. Wysokość do 1 m.

Wydmy swobodne poprzeczne

Barchany o kształcie rogala z rogami wydłużonymi ku przodowi, zgodnie z kierunkiem wiatru.

Wydmy barchanoidalne

Tworzą się tam gdzie na podłożu skalnym występuje miąższa warstwa piasku.

Wydmy nieregularne powstają przy zmiennie wiejących wiatrach. Na obszarach o dużej ilości piasku przy umiarkowanych wiatrach barcharny łączą się ramionami, tworząc wydmy poprzeczne, zaś przy silnych wiatrach łączą się tworząc wydmy podłużne, biegnące zgodnie z kierunkiem wiatru.

Erozja eoliczna

• Deflacja, czyli proces porywania przez wiatr cząstek utworów luźnych. Ograniczeniem dla deflacji jest kohezja (spójność międzycząsteczkowa) oraz poziom wód gruntowych. Tworzą się misy wywiania.

• Abrazja, czyli proces niszczenia powierzchni skalnych cząsteczkami niesionymi przez wiatr.

Jardangi – formy abrazyjne – ostańce – tworzą się na ogół w starszych osadach jeziornych lub scementowanych osadach wydmowych.

Powstawanie pyłów lessowych

• Najczęściej związane z pograniczem obszarów pustynnych.

• W czasie burz pyły mogą być wynoszone na znaczne wysokości i transportowane na duże odległości.

Burze lokalne wynoszą pyły na wysokość kilkuset metrów i transportują je na dziesiątki lub setki kilometrów.

Tworzenie wydm w Polsce następowało w trzech fazach wydmotwórczych w czasie schyłku ostatniego zlodowacenia:

• Najstarszego dryasu (12 300 – 12 000 lat BP)

• Starszego dryasu (12 000 – 11 800 lat BP)

• Młodszego dryasu (10 700 – 10 250 lat BP).

• W czasie holocenu nie ma już jednoczasowej fazy wydmotwórczej na terenie całej Polski.

Cechy osadu wydmowego w Polsce

• Udział kwarcu 90-95%

• Ziarna kwarcowe są zaokrąglone i matowe

• Cechy osadów eolicznych uzależnione od długości czasu trwania procesu eolicznego.

Stosunek wydm do innych elementów morfologicznych Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej

• Wydmy a terasy

  • Rozmieszczone na prawie wszystkich terasach pradoliny z wyjątkiem poziomu zalewanego współcześnie

  • Krawędzie teras nie stanowiły problemu w przekształcaniu się form wydmowych

  • Materiał eoliczny był bez przeszkód znoszony z wyższych poziomów na niższe, jak również występowały przypadki transportu materiału z niższych poziomów na wyższe.

• Wydmy a doliny w pradolinie

  • Bieg rzek (Noteć, Zielona, Tążyna) na pewnych odcinkach w pradolinie został wyznaczony przez większe kompleksy wydmowe

• Wydmy a suche boczne dolinki

  • Wydma ta jest elementem młodszym od suchej dolinki, ale i starszym od zalegających dolinkę torfów

• Wydmy a zagłębienia powstałe po wytopieniu brył martwego lodu

  • Zagłębienia te nie posiadają na swoim dnie akumulowanych utworów eolicznych, więc są elementami młodszymi