Litologiczno-strukturalne uwarunkowania rzeŸby Sudetów
Piotr Migoñ
1, Agnieszka Placek
1Lithological and structural control on the relief of the Sudetes. Prz. Geol., 64: 36–43.
A b s t r a c t. The geomorphological landscape of the Sudetes consists of elements of diverse ori-gin. While the gross features of relief are best attributed to up- and downfaulting in the late Cenozoic, landform diversity at a smaller scale results mainly from selective long-term denuda-tion controlled by rock properties. The occurrence of rock- and structure-controlled landforms has long been noted in the Sudetes, but their identification remained at a rather descriptive level. Recent work involving an analysis of digital elevation models, combined with field-based determination of rock strength using Schmidt hammer helped to refine some previous concepts and to identify further relationships between rocks and relief at a medium scale. Many residual convex landforms (hills, ridges) are associated with rocks of markedly higher strength than in the surroundings. Differences in eleva-tions which may be attributed to rock factor, attain 400–500 m, which is a figure comparable with minor fault-bounded horsts. Exten-sive tracts of low relief are partly rock-controlled too, as they are best developed where adjacent rock complexes show similar strength, whether high or low. By contrast, the presence of escarpments cutting across rock masses of comparable strength on both sides appears to point to faulting as the topography-controlling factor.
Keywords: rock control, structural geomorphology, rock strength, the Sudetes
W geomorfologii strukturalnej, rozumianej jako bada-nia relacji miêdzy budow¹ geologiczn¹ a formami rzeŸby i procesami rzeŸbotwórczymi, Sudety wraz z Przedgórzem Sudeckim zajmuj¹ miejsce szczególne. Nigdzie indziej w Polsce nie wystêpuje tak du¿a ró¿norodnoœæ pod³o¿a skalnego, zarówno ze wzglêdu na genezê i jej kontekst paleotektoniczny, jak i z uwagi na wiek (¯elaŸniewicz, 2005). Równoczeœnie Sudety cechuj¹ siê wybitnie uroz-maicon¹ rzeŸb¹ z du¿ymi kontrastami wysokoœciowymi, siêgaj¹cymi ³¹cznie blisko 1500 m. RzeŸba ta jest kszta³to-wana od kilkudziesiêciu milionów lat, w zmieniaj¹cych siê warunkach œrodowiska zewnêtrznego (Jahn, 1980; Migoñ, 2011). Uzasadnione staje siê wiêc przypuszczenie, ¿e przy-najmniej pewne rysy rzeŸby Sudetów nawi¹zuj¹ wprost do strukturalno-litologicznego zró¿nicowania pod³o¿a i ¿e wystêpuj¹ tu elementy morfologiczne, które mo¿na uznaæ za formy rzeŸby strukturalnej. Pod tym pojêciem rozumia-ne s¹ te formy denudacyjrozumia-ne, które powsta³y wskutek selek-tywnego niszczenia przez procesy zewnêtrzne pod³o¿a o nie-jednakowej odpornoœci. Formy takie mog¹ byæ zarówno wypuk³e (stoliwa, kuesty, wzgórza twardzielcowe, ska³ki), jak i wklês³e (kotliny, doliny). Z przegl¹du literatury wyni-ka, ¿e na ich obecnoœæ wskazywano niemal od pocz¹tku prowadzenia badañ geomorfologicznych w Sudetach, acz-kolwiek nie zawsze stwierdzenia takie by³y poparte odpo-wiednimi dowodami.
Niniejszy artyku³ zawiera przegl¹d wyników dotych-czasowych badañ nad rzeŸb¹ strukturaln¹ Sudetów, wraz z komentarzem odnoœnie do stosowanych podejœæ i metod badawczych. Przedstawiono w nim tak¿e najwa¿niejsze wyniki badañ geomorfologiczno-strukturalnych prowadzo-nych w ostatnich latach z wykorzystaniem niestosowaprowadzo-nych wczeœniej metod polowej oceny wytrzyma³oœci ska³ i ana-liz przestrzennych w œrodowisku GIS, obszernie przedsta-wionych w innej publikacji (Placek, 2011).
PRZEWODNIE CECHY
BUDOWY GEOLOGICZNEJ SUDETÓW O ZNACZENIU GEOMORFOLOGICZNYM
W rozwa¿aniach nad genez¹ i uwarunkowaniami rzeŸby Sudetów trzy cechy ich budowy geologicznej maj¹ kluczo-we znaczenie: mozaikowoœæ litologiczna i strukturalna, zró¿nicowanie biegów i upadów warstw w ska³ach osado-wych i foliacji w ska³ach metamorficznych oraz kenozoicz-na tektonika uskokowa, której efektem by³o powstanie zarówno zrêbu Sudetów jako ca³oœci, jak i licznych zrêbów, rowów i zapadlisk ni¿szego rzêdu w ich obrêbie (Dyjor, 1975; Zuchiewicz i in., 2007).
W Sudetach wystêpuj¹ ska³y wszystkich trzech zasad-niczych grup genetycznych ska³ (¯elaŸniewicz, 2005; ¯elaŸ-niewicz & Aleksandrowski, 2008; ryc. 1). Ska³y magmowe s¹ reprezentowane zarówno przez ska³y g³êbinowe, naj-czêœciej granity wieku karboñskiego powsta³e w schy³ko-wych fazach orogenezy waryscyjskiej (Mazur i in., 2007), jak i ska³y wylewne z kilku etapów rozwoju wulkanizmu.
Najwiêkszym powierzchniowo masywem granitoido-wym w Sudetach jest pluton ³u¿ycki wieku póŸnoprotero-zoicznego, tylko w niewielkim stopniu znajduj¹cy siê na terytorium Polski. Kolejne to plutony karkonoski (obejmu-j¹cy tak¿e znaczn¹ czêœæ Gór Izerskich) i k³odzko-z³oto-stocki, a na Przedgórzu Sudeckim pluton Strzegom-Sobótka, pluton ulovej oraz grupa mniejszych intruzji w okolicach Strzelina (nazewnictwo jednostek geologicznych g³ównie wg ¯elaŸniewicza & Aleksandrowskiego, 2008, czêœciowo za Mazurem i in., 2010), wszystkie wieku karboñskiego. Z pozosta³ych ska³ g³êbinowych na szczególn¹ uwagê za-s³uguj¹ masywy gabrowe Œlê¿y, Braszowic i Nowej Rudy, wraz z towarzysz¹cymi im serpentynitami, bêd¹ce czêœci¹ ofiolitu sudeckiego o wieku ok. 400–420 mln lat. Ska³y wulkaniczne powsta³y w wyniku wulkanizmu ró¿nego typu, Przegl¹d Geologiczny, vol. 62, nr 1, 2014
1
Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wroc³awski, pl. Uniwersytecki 1, 50-137 Wroc³aw; piotr.migon@ uni.wroc.pl, agawitek@poczta.onet.pl.
a pierwotne struktury wulkaniczne zosta³y w ró¿nym stop-niu zniszczone przez erozjê, st¹d du¿e zró¿nicowanie form wystêpowania. Jednymi z najbardziej charakterystycznych form s¹ kopu³y zbudowane z ryolitów karboñskich i perm-skich, permskie pokrywy trachybazaltowe, wypreparowa-ne kominy wulkaniczwypreparowa-ne w tzw. dolnoœl¹skiej kenozoiczwypreparowa-nej formacji bazaltowej oraz pozosta³oœci bazaltowych pokryw lawowych.
Ska³y metamorficzne, o protolitach wieku póŸnoprote-rozoicznego i paleozoicznego, a ostatecznie ukszta³towane w orogenezie waryscyjskiej, tworz¹ na rozpatrywanym ob-szarze kilka du¿ych masywów. Wœród tych ska³ dominuj¹ ortognejsy i ³upki ³yszczykowe. W polskiej czêœci Sudetów ze ska³ metamorficznych zbudowana jest metamorficzna czêœæ masywu karkonosko-izerskiego, ods³aniaj¹ca siê na Pogórzu Izerskim, w Górach Izerskich i we wschodnich Karkonoszach, masyw orlicko-œnie¿nicki oraz mniejszy, k³odzki masyw metamorficzny, na Przedgórzu Sudeckim: pasmo metamorficzne Kamieñca Z¹bkowickiego, masyw gnejsowo-granitowy Strzelina i strefa œcinania Niemczy (tu obok gnejsów istotny udzia³ maj¹ kwarcyty i przeobra¿one szarog³azy), a na granicy Sudetów i przedgórza – masyw gnejsowy Gór Sowich. Odmienne litologicznie jest kaczaw-skie pasmo ³upkowo-zieleñcowe w zachodnich Sudetach, z dominuj¹cym udzia³em zieleñców i fyllitów, tak¿e
konty-nuuj¹ce siê na Przedgórzu Sudeckim. W jednostkach meta-morficznych podrzêdnie wystêpuj¹ kwarcyty, amfibolity, granitognejsy, a tak¿e wapienie krystaliczne (marmury), bêd¹ce pod³o¿em procesów krasowych.
Ska³y osadowe w polskich Sudetach s¹ obecne przede wszystkim w dwóch wielkich strukturach tektonicznych: w niecce œródsudeckiej wraz z jej po³udniowym przed³u¿e-niem – rowem górnej Nysy K³odzkiej – oraz w niecce pó³nocnosudeckiej. Obie niecki powsta³y w ró¿nych etapach orogenezy waryscyjskiej i by³y wype³nianie syn- i postoro-genicznymi osadami, od karbonu po póŸn¹ kredê (z prze-rwami). Sedymentacja mia³a w ró¿nych okresach charakter l¹dowy b¹dŸ morski, czego konsekwencj¹ w zapisie geo-logicznym jest wystêpowanie ska³ osadowych – zlepieñ-ców, piaskowzlepieñ-ców, mu³owzlepieñ-ców, wapieni i dolomitów – zde-ponowanych w ró¿nych œrodowiskach sedymentacyjnych. Mniejsz¹ powierzchniê zajmuj¹ dwa starsze baseny zde-formowane w orogenezie waryscyjskiej: niecka Œwiebo-dzic, w której du¿y udzia³ maj¹ zlepieñce i szarog³azy, oraz struktura bardzka o skomplikowanej budowie wewnêtrz-nej, równie¿ zdominowana przez szarog³azy, ale równie¿ o istotnym udziale i³owców i wapieni. Po czeskiej stro-nie Sudetów znajduj¹ siê baseny podkarkonoski i podorlic-ki, wype³nione osadami najwy¿szego karbonu i permu, a w Sudetach Wschodnich rozleg³e morawsko-œl¹skie kenozoik Cenozoic
wapienie limestones
gnejsy gneisses ³upki ³yszczykowe i fyllity
schists and phyllites
³upki kwarcytowe quarzitic schists
serpentynity serpentinites
gabra gabbros
diabazy diabases
amfibolity amphibolites
marmury marbles
zieleñce i ³upki zieleñcowe
greenstones and greenschists
granitoidy granitoids
piaskowce, zlepieñce sandstones, conglomerates
karbon górny Upper Carboniferous granitoidy granitoids
bazalty basalts
dolny paleozoik–proterozoik Lower Palaeozoic–Proterozoic
dewon–dolny karbon Devonian–Lower Carboniferous margle, piaskowce wapniste
marls, calcareous sandstones
perm Permian
piaskowce kwarcowe quartzose sandstones górna kreda Upper Cretaceous
trias Triassic
piaskowce arkozowe, dolomity i wapienie
feldspathic sandstones, dolomites and limestones
piaskowce kwarcowe quartzose sandstones
¿wiry, piaski, mu³y, i³y
gravels, sands, muds, clays
trachybazalty trachybasalts
riolity rhyolites
hornfelsy hornfelses
zlepieñce, piaskowce,mu³owce
conglomerates, sandstones, mudstones
uskoki faults POLSKA POLAND 20 40 80km 0 60 granice pañstw state borders keratofiry metatrachytes
zlepieñce, piaskowce, mu³owce, ³upki
conglomerates, sandstones, mudstones, shales
Ryc. 1. RzeŸba terenu ukazana przez cieniowany model reliefu na tle budowy geologicznej Sudetów. Opracowanie w³asne na podstawie Èepka (1990), Pouby (1990), Rotha (1990), Svobody (1990a, b), Mojskiego (1995), Krentza i in. (2000) i Cymermana (2004). Aby uzyskaæ wiêksz¹ klarownoœæ obrazu, na mapie pominiêto osady czwartorzêdowe. Okreœlenie „pasmo” w odniesieniu do jednostek geo-logicznych nale¿y rozumieæ jako „pasmo fa³dowo-nasuwcze”
Fig. 1. Geology of the Sudetes in relation to surface morphology shown through shaded relief model. Map constructed by the authors, based on Èepek (1990), Pouba (1990), Roth (1990), Svoboda (1990a, b), Mojski (1995), Krentz et al. (2000) and Cymerman (2004). To enhance clarity, Quaternary deposits are omitted on the map. The term "belt" should to be understood as a "fold-and-thrust belt"
pasmo fa³dowo-nasuwcze, utworzone w g³ównej mierze ze ska³ osadowych facji kulmowej, zw³aszcza szarog³azów i mu³owców, w czêœci zmetamorfizowanych.
W obszarach zbudowanych ze ska³ osadowych mo¿na wydzieliæ mniejsze jednostki, ró¿ni¹ce siê sposobem u³o¿e-nia warstw skalnych. Skrzyd³a niecki pó³nocnosudeckiej i œródsudeckiej to struktury monoklinalne. Oœ pierwszej z nich ma ogólny bieg WNW-ESE, drugiej – NW-SE. Upady warstw s¹ po³udniowe lub po³udniowo-zachodnie na skrzydle pó³nocnym (w niecce pó³nocnosudeckiej jest ono znacznie zredukowane) oraz pó³nocne b¹dŸ pó³nocno--wschodnie na skrzydle po³udniowym, zmieniaj¹ siê w zakre-sie 10–30° i z regu³y stopniowo zmniejszaj¹ wraz z wie-kiem serii osadowych i odleg³oœci¹ od osi niecki. Mniejsze powierzchnie zajmuj¹ struktury o charakterze p³ytowym, z horyzontalnie zalegaj¹cymi warstwami skalnymi. Wy-stêpuj¹ one w Górach Sto³owych, w rowie Górnej Nysy K³odzkiej i lokalnie w Górach Bystrzyckich, na pograniczu niecki œródsudeckiej i pó³nocnoczeskiego basenu permo-mezozoicznego.
Tektonika blokowa jest w licznych opracowaniach prze-gl¹dowych wskazywana jako g³ówny czynnik odpowie-dzialny za zró¿nicowanie wspó³czesnej rzeŸby Sudetów pod wzglêdem wysokoœciowym (m.in. Dyjor, 1975; Sroka, 1997; Badura i in., 2004; Zuchiewicz i in., 2007; a tak¿e Demek, 1975; Demek i in., 2007 dla czeskiej czêœci Sude-tów). Sieæ uskoków zrzutowych mia³aby byæ przyczyn¹ niejednakowego podniesienia lub obni¿enia poszczegól-nych bloków, a zewnêtrznym przejawem obecnoœci tych uskoków by³yby progi morfologiczne o charakterze fron-tów górskich (ang. mountain fronts). Typowymi struktura-mi zrêbowystruktura-mi s¹: zr¹b Karkonoszy – Gór Izerskich, zr¹b Gór Sowich, zr¹b Gór Orlickich i Gór Bystrzyckich z we-wnêtrznym zapadliskiem doliny górnej Dzikiej Orlicy oraz zr¹b Masywu Œnie¿nika, a struktur¹ o najwiêkszej rozci¹-g³oœci jest sudecki uskok brze¿ny, wyznaczaj¹cy pó³nocno--wschodni¹ morfologiczn¹ granicê Sudetów. Progi tekto-niczne s¹ w ró¿nym stopniu przekszta³cone przez erozjê i denudacjê, a na ich wyrazistoœæ wp³ywa czynnik litolo-giczny (Krzyszkowski i in., 1995; Ranoszek, 1999). Dlatego te¿ identyfikacja progów tektonicznych o ma³ej wysokoœci czy rozci¹g³oœci bywa problematyczna, a w przesz³oœci podejmowano próby wskazania kryteriów geomorfologicz-nych identyfikacji takich form (Migoñ, 1995). Na podsta-wie modeli cieniowanego reliefu czy map zagêszczonych poziomic wyznaczano topolineamenty, ale ich interpretacja pozostawa³a zwykle w mniejszym lub wiêkszym stopniu dyskusyjna (Migoñ, 1996; Badura & Przybylski, 1999).
FORMY RZEBY STRUKTURALNEJ
W przesz³oœci badania nad rzeŸb¹ strukturaln¹ Sude-tów prowadzono przewa¿nie w ma³ej b¹dŸ œredniej skali, koncentruj¹c siê na pojedynczych formach, ewentualnie mezoregionach. G³ównym podejœciem badawczym by³a klasyczna analiza geomorfologiczna, oparta na interpretacji mapy topograficznej (rzadziej zdjêæ lotniczych) w po³¹cze-niu z analiz¹ mapy geologicznej oraz na obserwacjach tere-nowych, rzadko jednak popartych systematycznymi pomia-rami takich elementów jak cechy morfometryczne (np. spadki terenu) czy geometryczne cechy uk³adu spêkañ. Dopiero pod koniec lat 90. XX w. zaczêto wykorzystywaæ cyfrowe modele wysokoœci, pocz¹tkowo g³ównie do identyfikacji
tektonicznych form rzeŸby (Badura & Przybylski, 2005). W œwietle literatury do typowych form rzeŸby struktural-nej w obszarze sudeckim nale¿¹:
1. RzeŸba p³ytowa z p³askowy¿ami na poziomo zalegaj¹-cych warstwach skalnych i z progami denudacyjnymi (ryc. 2 – patrz str. 59). Silne uwarunkowania strukturalne rzeŸby Gór Sto³owych dostrze¿ono ju¿ we wczesnym etapie badañ geologicznych prowadzonych w Sudetach (np. Petrascheck, 1907, patrz Pulinowa, 1989) i potwierdzono je w kolejnych publikacjach (m.in. Dumanowski, 1961; Pulinowa, 1989). Kluczowe znaczenie maj¹ warstwy piaskowców kredy, bêd¹ce elementami progotwórczymi. Tworz¹ one wysokie œciany skalne (do 40 m) w górnych odcinkach progów denudacyjnych. Bardziej z³o¿one s¹ relacje z budow¹ geo-logiczn¹ w przypadku powierzchni o niewielkich nachy-leniach – tzw. horyzontów morfologicznych (Pulinowa, 1989). Czêœæ z nich nawi¹zuje do poziomego zalegania warstw piaskowca (np. szczytowa powierzchnia Szczeliñ-ca Wielkiego i Skalniaka), czêœæ wystêpuje w ska³ach drobnoziarnistych (mu³owcach, marglach). Zró¿nicowanie litologiczne w profilu pionowym (masywne piaskowce na przemian z miêkkimi mu³owcami) ma zasadniczy wp³yw na rozwój stoku i decyduje o jego d³ugotrwa³ym cofaniu wskutek ruchów masowych ró¿nego typu (Dumanowski, 1961). Udowodniono te¿ zwi¹zek wystêpowania ma³ych form rzeŸby – ska³ek, jarów, rozpadlin – z przebiegiem struktur nieci¹g³ych w piaskowcach (Walczak, 1963; Puli-nowa, 1989; Wojewoda i in., 2011).
2. Ostañcowe formy rzeŸby w masywach granitowych (ryc. 3 – patrz str. 59). Zale¿noœæ formy od uk³adu spêkañ podkreœlono przede wszystkim dla ska³ek (Berg, 1927; Jahn, 1962), a w póŸniejszym czasie tak¿e dla wiêkszych form – rezydualnych wzgórz kopu³owych wystêpuj¹cych powszechnie w Kotlinie Jeleniogórskiej (Migoñ, 1993). Podobnie, z rzadko spêkanymi partiami granitu s¹ zwi¹zane góry wyspowe okolic ulovej w czeskiej czêœci Przedgórza Sudeckiego (Ivan, 1983; Štìpanèíková & Rowberry, 2008). Niektóre wzgórza ostañcowe maj¹ uwarunkowania litolo-giczne i s¹ zbudowane z drobnoziarnistych lub aplitowych odmian granitu wystêpuj¹cych w obrêbie granitów porfiro-watych, np. Góry Sokole w Kotlinie Jeleniogórskiej (Migoñ, 1997). Na innego rodzaju relacje rzeŸby do budowy geolo-gicznej zwróci³ uwagê Dumanowski (1963) w odniesieniu do plutonu karkonoskiego. Podkreœli³ on wystêpowanie granitu w pozycji morfologicznie obni¿onej niemal wzd³u¿ ca³ego obwodu intruzji, co mia³o wskazywaæ na jego zmniej-szon¹ odpornoœæ w strefie brze¿nej, zarówno wzglêdem ska³ os³ony, jak i w stosunku do wewnêtrznych czêœci masywu granitowego.
3. Kuesty w obrêbie struktur monoklinalnych. Mimo znacznego rozprzestrzenienia tych struktur w Sudetach kuestom poœwiêcano niewiele uwagi i dopiero w latach 90. XX w. sta³y siê one przedmiotem pierwszych dok³ad-niejszych opisów (Maciejak & Migoñ, 1990; Tu³aczyk, 1992). Ich wystêpowanie opisano z obszaru niecki pó³noc-nosudeckiej, zw³aszcza z okolic Lwówka Œl¹skiego, oraz z pó³nocno-zachodniej czêœci niecki œródsudeckiej. Now-szym opracowaniem dotycz¹cym rzeŸby kuestowej pierw-szego z wymienionych obszarów jest publikacja Adam (2004). Wykorzystano w niej wyniki pomiarów wytrzy-ma³oœci ska³ i udowodniono wyraŸn¹ zale¿noœæ wysokoœci i wyrazistoœci progu morfologicznego od wytrzyma³oœci pod³o¿a.
4. Wzgórza i grzbiety twardzielcowe. Na ich obecnoœæ wskazywano przede wszystkim w odniesieniu do ska³ wul-kanicznych, zw³aszcza ryolitów karboñskich i permskich w niecce œródsudeckiej (Szczepankiewicz, 1954) oraz keno-zoicznych kominów bazaltowych Pogórza Kaczawskiego, powszechnie interpretowanych jako neki (Walczak, 1968). Jako wystarczaj¹ce kryterium identyfikacji form twar-dzielcowych traktowano czêsto sam¹ tylko obecnoœæ pozy-tywnej formy rzeŸby, nie podejmuj¹c bardziej wnikliwej analizy relacji rzeŸby do budowy geologicznej. Dobrym przyk³adem jest Œlê¿a na Przedgórzu Sudeckim, czêsto przedstawiana jako twardzielec zbudowany z gabra, pod-czas gdy w rzeczywistoœci granice litologiczne s¹ dyskor-dantne do granic morfologicznych, a w gabrze zosta³y te¿ wypreparowane s¹siaduj¹ce ze Œl꿹 obni¿enia (Migoñ, 1997). Nale¿y przy tym zauwa¿yæ, ¿e na przegl¹dowym szkicu geomorfologicznym Sudetów z przedgórzem zamiesz-czonym w pracy Walczaka (1968) zaznaczono elementy twardzielcowe tylko w odniesieniu do wybranych neków bazaltowych. W pozosta³ych przypadkach ostañcowe wznie-sienia opisano jako „góry wyspowe” b¹dŸ pozosta³oœci „horyzontu rzeŸby II o za³o¿eniach mioceñskich”, co nie implikuje przyczynowo-skutkowych zale¿noœci miêdzy budow¹ geologiczn¹ a rzeŸb¹ terenu.
5. Formy rzeŸby krasowej na wapieniach krystalicz-nych, w tym kopu³y krasowe, ska³ki wapienne oraz syste-my jaskiniowe z korytarzami wyraŸnie nawi¹zuj¹cymi do biegu i upadu warstw (Pulina, 1977). Nale¿y przy tym jednak nadmieniæ, ¿e kras sudecki by³ przede wszystkim interpretowany w kontekœcie zmieniaj¹cych siê warunków klimatycznych, a wp³ywu struktury doszukiwano siê g³ów-nie w ma³ych formach.
WYTRZYMA£OŒÆ SKA£ SUDECKICH W ŒWIETLE WYNIKÓW BADAÑ TERENOWYCH
Metody badawcze
Jednym z g³ównych czynników maj¹cych wp³yw na odpornoœæ ska³y na erozjê jest jej mechaniczna wytrzy-ma³oœæ, której wyznacznik stanowi twardoœæ (Palmström, 1995). Jest to jednoczeœnie jedyny parametr mo¿liwy do oszacowania w rozleg³ym i ró¿norodnym litologicznie tere-nie, gdzie wychodnie skalne wystêpuj¹ w sposób rozpro-szony. Podczas badañ zmierzono twardoœæ 30 najczêœciej wystêpuj¹cych w Sudetach typów ska³, ³¹cznie na 667 sta-nowiskach testowych. Jako przyrz¹du pomiarowego u¿yto m³otka Schmidta typu N. Niemianowane wartoœci odczy-tów, mieszcz¹ce siê dla wychodni skalnych w przedziale 20–70 (w skali 0–100), s¹ dobrze skorelowane m.in. z wy-trzyma³oœci¹ na œciskanie oraz modu³em Younga (Katz i in., 2000; Kahraman, 2001; Aydin & Basu, 2005). Zgod-nie z procedur¹ zalecan¹ w literaturze (Day & Goudie, 1977; Selby, 1980) do testów wybierano g³adkie, pionowe powierzchnie ska³ o mo¿liwie ma³ym stopniu zwietrzenia. Na ka¿dym stanowisku wykonano 40 odczytów, przy czym 5 najni¿szych wskazañ odrzucano przed dalsz¹ analiz¹ sta-tystyczn¹. Najwiêkszej liczby pomiarów dokonano w ska-³ach magmowych (285 stanowisk), w skaska-³ach osadowych za³o¿ono 241 stanowisk, zaœ w ska³ach metamorficznych – 141. Wiêkszoœæ testów przeprowadzono po polskiej stronie Sudetów. Wiêcej informacji na temat metodyki pomiarów
zamieszczono w pracach Placek (2006, 2011) oraz Nie-dzielskiego i in. (2009).
Na podstawie obliczonych wartoœci œrednich ka¿dy badany typ ska³y przyporz¹dkowano do jednej z piêciu klas twardoœci (wytrzyma³oœci), zgodnie z przedzia³ami, które zaproponowa³ Selby (1980). W rzadkich przypadkach, ze wzglêdu na zró¿nicowanie regionalne, niektóre typy ska³ zakwalifikowano do ró¿nych klas.
Opieraj¹c siê na wynikach pomiarów terenowych, wy-kreœlono mapê twardoœci ska³ (ryc. 4), która przedstawia równie¿ przybli¿on¹ potencjaln¹ odpornoœæ pod³o¿a na czynniki niszcz¹ce. Nale¿y pamiêtaæ, ¿e pomiary zosta³y wykonane w sposób minimalizuj¹cy wp³yw nieci¹g³oœci wewnêtrznych ska³y na odczyty. Gêstoœæ, orientacja i cha-rakter spêkañ, które ukierunkowuj¹ migracjê wód wewn¹trz ska³y, a zarazem postêp wietrzenia, s¹ bardzo wa¿nymi parametrami oddzia³uj¹cymi na lokalne zró¿nicowanie wytrzyma³oœci masywu skalnego, ujawniaj¹ce siê w skali przestrzennej pojedynczego stoku, czego jednak mapa wy-konana w tej skali i tak dobran¹ metodyk¹ nie jest w stanie odzwierciedliæ. Dalsze analizy przestrzenne przeprowadzo-no z wykorzystaniem oprogramowania ArcGIS, a szcze-gó³owe wyniki zawieraj¹ prace Migonia i in. (2009) oraz Placek (2011).
Przestrzenne zró¿nicowanie wytrzyma³oœci ska³
Zró¿nicowanie wytrzyma³oœci mechanicznej ska³ sudec-kich jest znaczne. Œrednia twardoœæ zmierzona na stano-wiskach pomiarowych ró¿ni siê ponad trzykrotnie dla poszczególnych typów ska³: zanotowano od 21,5 punktu (piaskowce skaleniowe) do 70 punktów w skali m³otka Schmidta (bazalty). Szczegó³owe wyniki pomiarów przed-stawiono w pracy Placek (2011). Najwiêksz¹ œredni¹ twar-doœæ maj¹ ska³y magmowe (bazalty, trachybazalty, ryolity, granity) oraz silnie i œrednio zmetamorfizowane (gnejsy, keratofiry, marmury). Ska³y osadowe (tj. piaskowce, zle-pieñce) i s³abiej zmetamorfizowane (np. ³upki zieleñcowe) s¹ przewa¿nie umiarkowanie b¹dŸ s³abo wytrzyma³e, jak-kolwiek w ka¿dej z tych grup zdarzaj¹ siê równie¿ ska³y o wy¿szej twardoœci (np. wapienie, silnie zlityfikowane mu³owce, niektóre piaskowce kwarcowe, masywne zieleñ-ce, ³upki krzemionkowe, serpentynity). Najmniej wytrzyma-³ymi ska³ami s¹ piaskowce skaleniowe, arkozowe i szaro-g³azowe, fyllity i ³upki ilaste. Wyniki przeprowadzonych badañ s¹ zasadniczo zbie¿ne z wartoœciami przybli¿onej wytrzyma³oœci ska³ publikowanymi w literaturze (np. Atte-well & Farmer, 1976).
W rozmieszczeniu przestrzennym ska³ nale¿¹cych do poszczególnych klas twardoœci mo¿na dostrzec pewn¹ prawi-d³owoœæ. Ska³y dwóch najwy¿szych klas twardoœci (gnej-sy, granity, amfibolity, ryolity) buduj¹ wiêkszoœæ najwy¿-szych masywów górskich w Sudetach i maj¹ dominuj¹cy udzia³ na obszarach po³o¿onych powy¿ej 700 m n.p.m. Ska³y o niskiej twardoœci (piaskowce skaleniowe, arkozo-we i szarog³azoarkozo-we, ³upki ilaste i margle oraz silnie z³upko-wane ska³y metamorficzne) tworz¹ dwa ³ukowato wygiête pasy przebiegaj¹ce w peryferycznych partiach Sudetów po ich pó³nocno-zachodniej i po³udniowo-zachodniej stronie, odpowiadaj¹ce rozmieszczeniu znacznej czêœci obni¿eñ morfologicznych i pogórzy. Ska³y umiarkowanie twarde (ska³y osadowe wieku karboñskiego oraz fragmenty górno-kredowych p³yt piaskowcowych Gór £u¿yckich i Gór
Sto³owych) zajmuj¹ po³o¿enie poœrednie i buduj¹ g³ównie obszary po³o¿one miêdzy 500 m n.p.m. a 700 m n.p.m.
Zale¿noœæ pomiêdzy twardoœci¹ ska³ a wysokoœci¹ bez-wzglêdn¹ w Sudetach nie jest jednak œcis³a, poniewa¿ ska³y o du¿ej twardoœci maj¹ tak¿e znacz¹cy udzia³ na obszarach po³o¿onych poni¿ej 500 m n.p.m. (np. granitoidy ³u¿yckie i strzegomskie, gnejsy izerskie, peryferyczne partie granito-wego plutonu karkonoskiego oraz wschodnia czêœæ masy-wu gnejsowego Gór Sowich). Ponadto wysok¹ twardoœci¹ charakteryzuj¹ siê rozproszone wychodnie ska³ wulkanicz-nych oraz niektóre ska³y osadowe (piaskowce kwarcowe), wystêpuj¹ce m.in. w nisko po³o¿onym synklinorium pó³-nocnosudeckim. Z kolei ska³y o najni¿szej twardoœci s¹ spo-tykane nie tylko w niskich po³o¿eniach, lecz tak¿e na du¿ych wysokoœciach bezwzglêdnych (kompleksy ³upkowe i meta-wulkaniczne w masywach metamorficznych, np. w po³ud-niowej czêœci Karkonoszy i w Sudetach Wschodnich). Wiele obszarów zbudowanych z umiarkowanie twardych ska³ karbonu równie¿ nie wznosi siê wy¿ej ni¿ 500 m n.p.m.
RELACJE
LITOLOGIA–WYTRZYMA£OŒÆ–RZEBA Zró¿nicowanie twardoœci ska³
a g³ówne cechy rzeŸby Sudetów
Przedstawione w poprzednim rozdziale rozmieszczenie klas twardoœci ska³ i brak jednoznacznych zwi¹zków miêdzy wysokoœci¹ bezwzglêdn¹ i wytrzyma³oœci¹ ska³
potwier-dzaj¹ pierwszoplanow¹ rolê tektoniki blokowej w kszta³to-waniu stosunków wysokoœciowych w Sudetach. Poszczegól-ne jednostki geologiczPoszczegól-ne podczas gePoszczegól-neralPoszczegól-nego wypiêtrzania zosta³y w zró¿nicowanym stopniu przemieszczone w pio-nie, czego efektem jest wystêpowanie ska³ nale¿¹cych do tej samej klasy twardoœci w kontrastowych po³o¿eniach morfologicznych i wysokoœciowych. Najwiêksze deniwela-cje w Sudetach wystêpuj¹ na obszarze wzglêdnie jednorod-nych masywów zbudowajednorod-nych ze ska³ o wysokiej twardoœci (blok sowiogórski, pluton karkonoski, metamorfik izerski). Wyniki badañ wytrzyma³oœci potwierdzi³y tak¿e wp³yw czynnika litologicznego na wyrazistoœæ rzeŸby progowej o za³o¿eniach tektonicznych.
Makroformy tektoniczne (zrêby, rowy, zapadliska) wspó³wystêpuj¹ jednak z makroformami o ewidentnych uwarunkowaniach litologicznych, których obecnoœæ decy-duje o znacznym urozmaiceniu krajobrazu Sudetów i które w zwi¹zku z du¿¹ twardoœci¹ buduj¹cych je ska³ mo¿na okreœliæ jako twardzielcowe. S¹ one szczególnie wyraziste, gdy znaczne kontrasty wytrzyma³oœciowe zachodz¹ miêdzy ska³ami s¹siaduj¹cymi ze sob¹, a wychodnie ska³ o du¿ej twardoœci s¹ przy tym odpowiednio rozleg³e. Do takich makroform nale¿¹ grzbiety i wzniesienia ze ska³ wulka-nicznych wystêpuj¹cych w otoczeniu ska³ osadowych, w tym pasmo Gór Kamiennych, kopu³y Che³mca, Trój-garbu i inne wzniesienia Gór Wa³brzyskich zbudowane z bardzo twardych ryolitów i trachyandezytów. Wysokoœci wzglêdne form twardzielcowych dochodz¹ tu do 400 m, a œrednie nachylenia stoków nierzadko przekraczaj¹ 30°. Przegl¹d Geologiczny, vol. 62, nr 1, 2014
POLSKA
POLAND
20 40 80km
0 60
ska³y bardzo twarde
very hard rock
ska³y twarde
hard rock
ska³y umiarkowanie twarde
moderate hard rock
ska³y miêkkie
soft rock
ska³y bardzo miêkkie
very soft rock
uskoki
faults
granice pañstw
state borders
Ryc. 4. Zró¿nicowanie twardoœci ska³ w Sudetach wed³ug pomiarów m³otkiem Schmidta
Pod wzglêdem wysokoœci s¹ to wielkoœci porównywalne z niektórymi strukturami zrêbowymi (np. Góry Bardzkie, Góry Kaczawskie).
Brak znacz¹cych kontrastów w twardoœci ska³ skutkuje natomiast stosunkowo zrównanym reliefem, niezale¿nie od tego, czy twardoœæ ta jest wysoka (jak w po³udniowej czêœci Pogórza Izerskiego zbudowanej ze ska³ metamor-ficznych) czy œrednia b¹dŸ niska (np. Nízký Jeseník zbudo-wany g³ównie ze ska³ okruchowych: szarog³azów, mu³ow-ców, zlepieñmu³ow-ców, po czêœci zmetamorfizowanych). Prze-trwanie zrównanego reliefu w obrêbie megazrêbu Sudetów by³o jednak mo¿liwe w szczególnych sytuacjach morfotek-tonicznych. Korzystniejsze warunki istnia³y w nieznacznie wydŸwigniêtych brze¿nych partiach masywu, w kotlinach œródgórskich oraz w du¿ych strukturach zrêbowych, które zosta³y nierównomiernie podniesione i pochylone. Dlatego na wiêkszych wysokoœciach rozleg³e sp³aszczenia wystê-puj¹ tylko w górach Izerskich, Bystrzyckich, Sto³owych i Nízkim Jeseníku. Pochylenie górnej powierzchni tych zrêbów jest bardzo ma³e, a w dwóch pierwszych masywach przeciwne do kierunku zrzutu uskoków, co nie sprzyja inten-sywnemu rozcinaniu erozyjnemu (np. Migoñ & Potocki, 1996). Ponadto w Górach Sto³owych i w pó³nocnej czêœci Gór Bystrzyckich wierzchowiny buduj¹ dobrze przepusz-czalne piaskowce, umo¿liwiaj¹ce podpowierzchniowy od-p³yw wód, co równie¿ opóŸnia rozcinanie wierzchowin.
Mezoformy rzeŸby
Wyniki badañ nad litologiczno-strukturalnymi uwarun-kowaniami mezoform rzeŸby wskazuj¹ na istotny wp³yw twardoœci (wytrzyma³oœci) ska³ na kszta³towanie siê obrazu morfologicznego Sudetów.
W przypadku progów strukturalnych (kuest, krawêdzi p³askowy¿ów zbudowanych ze ska³ osadowych) wykazano, ¿e ich wysokoœæ odzwierciedla wytrzyma³oœæ warstw progo-twórczych. Zale¿noœæ tak¹ stwierdzono zarówno dla kuest niecki pó³nocnosudeckiej (Adam, 2004; Placek, 2011), jak i dla krawêdzi denudacyjnych p³yty piaskowcowej Gór Sto³owych w niecce œródsudeckiej (Migoñ & Zwiernik, 2006). Dla progów piaskowcowych w okolicach Krze-szowa oraz po po³udniowej stronie stoliwa Gór Sto³owych potwierdzono zale¿noœæ pomiêdzy wysokoœci¹ œcian skal-nych a gêstoœci¹ rozcinaj¹cych je spêkañ (Migoñ & Placek, 2007; Remisz, 2007). Ekspresja krajobrazowa kuest jest ponadto zale¿na od wielkoœci kontrastu twardoœci miêdzy warstwami progotwórczymi i ska³ami, które je podœcielaj¹, a mi¹¿szoœæ warstwy progotwórczej ogranicza wysokoœæ krawêdzi w strukturach monoklinalnych. W przypadku rzeŸ-by p³ytowej Gór Sto³owych mi¹¿szoœæ progotwórczej war-stwy twardych, a równoczeœnie przepuszczalnych piaskow-ców kwarcowych decyduje nie tyle o wysokoœci poszcze-gólnych progów, ile o wyrazie morfologicznym ich górnych odcinków o charakterze œciany skalnej. WydŸwigniêcie tego obszaru by³o bowiem na tyle du¿e, ¿e progi morfolo-giczne obramowuj¹ce poszczególne stoliwa s¹ zbudowane w dolnej czêœci tak¿e ze ska³ drobnoziarnistych podœciela-j¹cych piaskowce. Nie bez znaczenia dla rozwoju struktur monoklinalnych i p³ytowych pozostaje zatem amplituda wydŸwigniêcia tektonicznego. RzeŸba krawêdziowa naj-pe³niej rozwija siê na obszarach silniej wydŸwigniêtych. W s³abo podniesionej niecce pó³nocnosudeckiej klasyczna rzeŸba kuestowa rozwinê³a siê g³ównie w s¹siedztwie dolin
du¿ych rzek tranzytowych, takich jak Kaczawa i Bóbr, których energia sprzyja bardziej efektywnemu uwypukle-niu elementów strukturalnych pod³o¿a.
W przypadku wzgórz i grzbietów za³o¿onych na ska³ach wulkanicznych wyniki badañ wytrzyma³oœci ska³ potwier-dzi³y ich twardzielcow¹ genezê. Dla neków bazaltowych udowodniono na przyk³adzie zró¿nicowanego litologicznie obszaru Pogórza Kaczawskiego silny dodatni zwi¹zek miêdzy wielkoœci¹ kontrastu wytrzyma³oœci ska³ przebija-nych przez intruzje a wysokoœci¹ wzglêdn¹ wzgórz bazalto-wych (Placek, 2007a, 2011). Wystêpowanie intruzji bazal-toidów na styku ska³ o odmiennej litologii i zró¿nicowanej twardoœci skutkuje z regu³y morfologiczn¹ asymetri¹ za³o¿o-nych na bazaltach wzgórz, które s¹ znacznie wy¿sze i bar-dziej strome po stronie ska³ o niskiej twardoœci (np. neki na progu piaskowcowym na po³udniowy wschód od Z³otoryi). Wa¿nym czynnikiem modyfikuj¹cym si³ê tego zwi¹zku jest wielkoœæ wychodni bazaltów. Dla neków o powierzchni <5 ha wspó³czynnik korelacji miêdzy wysokoœci¹ wzniesie-nia a wytrzyma³oœci¹ ska³ otoczewzniesie-nia wynosi –0,64. W przy-padku wychodni o wielkoœci 5–10 ha wspó³czynnik wzrasta do –0,75, a dla tych z przedzia³u 10–15 ha dochodzi do –0,78. Dla neków o najwiêkszej powierzchni (>20 ha) relacja ta nieco s³abnie i wynosi –0,73.
Mniej jednoznaczny jest wp³yw zró¿nicowania twardoœci ska³ na morfologiê obszarów, które buduj¹ ska³y krysta-liczne. Przyk³adowo, wyniki badañ terenowych nie potwier-dzi³y twardzielcowego charakteru grzbietów okalaj¹cych intruzje granitoidowe plutonu karkonoskiego i K³odzka– Z³otego Stoku. Podobnie trudna do rozstrzygniêcia jest kwestia litologiczno-strukturalnych uwarunkowañ wzgórz wyspowych. Zbie¿noœæ podwy¿szonej twardoœci ska³ z wy-stêpowaniem wzgórz jest ewidentna tylko w przypadku drobnoziarnistych granitów aplitowych. Nie stwierdzono podwy¿szonej wzglêdem otoczenia twardoœci gabra budu-j¹cego najwy¿sze wzniesienie wyspowe na Przedgórzu Sudeckim, czyli Œlê¿ê, a jedynie pozytywn¹ korelacjê miêdzy wystêpowaniem wypuk³ych mezoform stoku a pod-wy¿szon¹ twardoœci¹ ska³ (Placek, 2007b). Elementem struk-tury, który prawdopodobnie odgrywa pierwszoplanow¹ rolê w powstawaniu rezydualnych wzgórz wyspowych, jest zró¿nicowanie gêstoœci oraz uk³ad spêkañ pod³o¿a skalne-go, jak to wykazano dla wzgórz rezydualnych na granitach (Migoñ, 1993, 1997), jednak geneza najwy¿szych wzgórz wyspowych regionu – Œlê¿y i Raduni – pozostaje niejasna.
Wapienie krystaliczne tworz¹ce kopu³owate wzgórza pod wzglêdem geologicznym stanowi¹ zwykle soczewy zlokalizowane w ska³ach ³upkowych. Wyniki badañ wy-trzyma³oœci wykaza³y wyraŸnie wy¿sz¹ twardoœæ wapieni w stosunku do otaczaj¹cych je ³upków, co znajduje odzwier-ciedlenie w morfologii najwiêkszych soczew spotykanych w Górach Kaczawskich czy paœmie Krowiarek w Masywie Œnie¿nika. W tej sytuacji doszukiwanie siê analogii miêdzy wzgórzami wapiennymi Sudetów a tropikalnymi mogo-tami i t³umaczenie ich obecnoœci specyfik¹ morfogenezy tropikalnej w paleogenie i neogenie (Pulina, 1977) nie wydaje siê uzasadnione.
PODSUMOWANIE I WYZWANIA NA PRZYSZ£OŒÆ
Dane literaturowe w po³¹czeniu z wynikami badañ nad regionalnymi zale¿noœciami miêdzy rzeŸb¹, budow¹ geologiczn¹ a twardoœci¹ (wytrzyma³oœci¹) pozwalaj¹ na
sformu³owanie pewnych uogólnieñ dotycz¹cych g³ównych cech morfologii Sudetów i roli czynnika strukturalnego w ich kszta³towaniu, a tak¿e wniosków metodycznych:
1. RzeŸba Sudetów wraz z przedgórzem ma strukturê hierarchiczn¹. Wystêpowanie obok siebie wysokich masy-wów i obni¿eñ œródgórskich jest wynikiem zró¿nicowanej tektoniki blokowej w kenozoiku, aczkolwiek niektóre du¿e formy pasm górskich i obni¿eñ, zw³aszcza w niecce œród-sudeckiej, nawi¹zuj¹ do u³o¿enia warstw b¹dŸ s¹ zwi¹zane z czynnikiem odpornoœciowym. Formy rzeŸby ni¿szego rzêdu (mezoformy) s¹ uwarunkowane przede wszystkim litologicznie, wœród drobnych form znajdujemy liczne przy-k³ady dopasowania ich kszta³tu do cech lokalnych syste-mów spêkañ.
2. D³ugotrwa³a denudacja silnie zró¿nicowanego lito-logicznie i strukturalnie górotworu sudeckiego doprowa-dzi³a do powstania znacznych ró¿nic wysokoœciowych, rzêdu 400–500 m, porównywalnych z wielkoœciami zrzutu na wielu uskokach aktywnych w m³odszym kenozoiku.
3. Przeciwstawianie sobie podejœæ badawczych geo-morfologii tektonicznej, strukturalnej i klimatycznej jest niew³aœciwe. RzeŸbotwórcze procesy zewnêtrzne, których wystêpowanie i natê¿enie ma zwi¹zek z warunkami klima-tycznymi, uwypuklaj¹ kontrasty wytrzyma³oœciowe i wyni-kaj¹ce z cech systemów spêkañ i prowadz¹ do powstania rezydualnych form wypuk³ych i wklês³ych.
4. Analiza regionalnych zale¿noœci miêdzy wytrzyma-³oœci¹ kompleksów skalnych a rzeŸb¹ terenu powinna byæ sk³adnikiem ka¿dej analizy morfotektonicznej, poniewa¿ pozwala z jednej strony na wykrycie obszarów, gdzie du¿e ró¿nice wysokoœci nie wynikaj¹ ze zró¿nicowanej wytrzy-ma³oœci, z drugiej na wykazanie obecnoœci form niew¹tpli-wie uwarunkowanych strukturalnie.
Mo¿na tak¿e wskazaæ wyzwania badawcze i problemy do rozwi¹zania w przysz³oœci. Po pierwsze, wytrzyma³oœæ mierzona punktowo w litej skale (ang. intact strength) jest tylko jednym z parametrów okreœlaj¹cych odpornoœæ ska³ na dzia³anie procesów zewnêtrznych. Warto by³oby prze-prowadziæ bardziej kompleksow¹ ocenê wytrzyma³oœci, uwzglêdniaj¹c¹ tak¿e cechy systemu spêkañ (ang. rock
mass strength), problemem bêdzie jednak brak
odpowied-nich, wystarczaj¹co du¿ych ods³oniêæ. Dotychczasowe do-œwiadczenia wskazuj¹, ¿e gêstoœæ spêkañ i ich orientacja – bêd¹ce kluczowymi elementami w kompleksowej ocenie – zmieniaj¹ siê w znacznie wiêkszym zakresie ni¿ wytrzy-ma³oœæ mierzona punktowo. Po drugie, nie podejmowano dot¹d oceny odpornoœci ska³ sudeckich na wietrzenie chemiczne, co jest o tyle istotne, ¿e w d³ugich przedzia³ach czasu w kenozoiku w³aœnie ten rodzaj wietrzenia odgrywa³ wa¿n¹ rolê morfotwórcz¹ (Jahn, 1980; Migoñ, 1999). Byæ mo¿e uwzglêdnienie tego elementu pomo¿e wyt³umaczyæ niektóre niejasne sytuacje morfologiczne wskazane w tym opracowaniu, jak np. brak uzasadnienia wytrzyma³oœcio-wego dla obni¿onej pozycji ska³ granitowych wzd³u¿ gra-nic plutonów. Po trzecie wreszcie, przeprowadzona analiza zwi¹zków przestrzennych miêdzy rzeŸb¹, budow¹ geolo-giczn¹ a wytrzyma³oœci¹ ma charakter jakoœciowy i warto j¹ wzbogaciæ przez zastosowanie metod geostatystycznych.
Autorzy sk³adaj¹ serdeczne podziêkowania prof. Paw³owi Aleksandrowskiemu i prof. Jerzemu ¯abie za wnikliwe i kon-struktywne uwagi do pierwszej wersji artyku³u.
LITERATURA
ADAM A. 2004 – RzeŸba strukturalna Pogórza Kaczawskiego i pó³nocno-wschodniej czêœci Pogórza Izerskiego. Przyr. Sud., 7: 175–190.
ATTEWELL P.B. & FARMER I.W. 1976 – Principles of engineering geology. Chapman and Hall, London, s. 1045.
AYDIN A. & BASU A. 2005 – The Schmidt hammer in rock material characterization. Eng. Geol., 81: 1–14.
BADURA J. & PRZYBYLSKI B. 1999 – Examples of young tectonic activity from the Sudetic Foreland, SW Poland – application of con-densed contour map. Techn. Poszuk. Geol., 38: 38–45.
BADURA J. & PRZYBYLSKI B. 2005 – Application of digital elevation models to geological and geomorphological studies – some examples. Prz. Geol., 53: 977–983.
BADURA J., PRZYBYLSKI B. & ZUCHIEWICZ W. 2004 – Cainozoic evolution of Lower Silesia, SW Poland: a new interpretation in the light of sub-Cainozoic and sub-Quaternary topography. Acta Geodyn. Geomater., 1 (3): 7–29.
BERG G. 1927 – Zur Morphologie des Riesengebirges. Z. Geomorph., 2: 1–20.
ÈEPEK L. 1990 – Geologická mapa ÈSSR 1 : 200 000, M-33-XVI, Hradec Králove. Ústø. ústav geol., Kolin.
CYMERMAN Z. 2004 – Mapa tektoniczna Sudetów i bloku przed-sudeckiego 1 : 200 000. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
DAY M.J. & GOUDIE A.S. 1977 – Field assessment of rock hardness using the Schmidt test hammer. Brit. Geomorph. Res. Group, Tech. Bull., 18: 19–29.
DEMEK J. 1975 – Planation surfaces and their significance for the morphostructural analysis of the Czech Socialist Republic (CSR). Stud. Geogr. ÈSAV, 54: 133–164.
DEMEK J., KIRCHNER K., MACKOVÈIN P. & SLAVÍK P. 2007 – The map of morphostructures of the Czech Republic. Geomorph. Slov. Bohem., 7 (1): 5–14.
DUMANOWSKI B. 1961 – Zagadnienie rozwoju stoku na przyk³adzie Gór Sto³owych. Czas. Geogr., 32: 311–324.
DUMANOWSKI B. 1963 – Stosunek rzeŸby do struktury w granicie Karkonoszy. Acta Univ. Wratisl., 9, Stud. Geogr., 1: 27–35.
DYJOR S. 1975 – M³odotrzeciorzêdowe ruchy tektoniczne w Sudetach i na bloku przedsudeckim. [W:] Wspó³czesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce. Materia³y I-go Krajowego Sympzjum, Warszawa, listopad 1975, t. 1. Wyd. Geol., Warszawa: 121–132. IVAN A. 1983 – Geomorfologické pomÆry ulovské pahorkatiny. Zprávy Geogr. ústavu SAV, 20 (4): 49–69.
JAHN A. 1962 – Geneza ska³ek granitowych. Czas. Geogr., 33: 19–44. JAHN A. 1980 – G³ówne cechy i wiek rzeŸby Sudetów. Czas. Geogr., 51: 129–154.
KAHRAMAN S. 2001 – Evaluation of simple methods for assessing the uniaxial compressive strength of rock. Int. J. Rock Mech. Min. Sci., 38: 981–994.
KATZ O., RECHES Z. & ROEGIERS J.-C. 2000 – Evaluation of mechanical rock properties using a Schmidt hammer. Int. J. Rock Mech. Min. Sci., 37: 723–728.
KRENTZ O., WALTER H., BRAUSE H., HOTH K., BERGER H.-J., KEMNITZ H., LOBST R., KOZDRÓJ W., CYMERMAN Z., OPLETAL M., MRÁZOVÁ Š., VALEÈKA J., PROUZA V., KACHLIK V. & CAJZ V. 2000 – Mapa geologiczna Lausitz–Jizera– Karkonosze (bez osadów kenozoicznych) 1 : 100 000. Pañstw. Inst. Geol., Sächs. Landesamt für Umwelt und Geol., Èeský geol. ústav, Warszawa.
KRZYSZKOWSKI D., MIGOÑ P. & SROKA W. 1995 – Neotectonic Quaternary history of the Sudetic Marginal Fault, SW Poland. Folia Quat., 66: 73–98.
MACIEJAK K. & MIGOÑ P. 1990 – RzeŸba krawêdziowa Pogórza Izerskiego i Kaczawskiego. Chr. Przyr. Ojcz., 46 (4–5): 73–81. MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P. & SZCZEPAÑSKI J. 2010 – Zarys budowy i ewolucji tektonicznej waryscyjskiej struktury Sudetów. Prz. Geol., 58: 133–145.
MAZUR S., ALEKSANDROWSKI P., TURNIAK K. & AWDANKIE-WICZ M. 2007 – Geology, tectonic evolution and Late Palaeozoic magmatism of Sudetes – an overview. [W:] Koz³owski A. & Wisz-niewska J. (red.) Granitoids in Poland. Arch. Miner. Monogr., 1: 59–87. MIGOÑ P. 1993 – Kopu³owe wzgórza granitowe w Kotlinie Jelenio-górskiej. Czas. Geogr., 64: 3–23.
MIGOÑ P. 1995 – Geomorfologiczne kryteria identyfikacji zdegrado-wanych krawêdzi tektonicznych w Sudetach. Prz. Geol., 43: 21–26.
MIGOÑ P. 1996 – Struktura morfotektoniczna centralnej czêœci Sudetów Zachodnich w œwietle mapy zagêszczonych poziomic. Czas. Geogr., 67: 233–244.
MIGOÑ P. 1997 – The geologic control, origin and significance of inselbergs in the Sudetes, NE Bohemian Massif, Central Europe. Z. Geomorph. N.F., 41: 45–66.
MIGOÑ P. 1999 – Znaczenie g³êbokiego wietrzenia w morfogenezie Sudetów. Prz. Geogr., 71: 59–75.
MIGOÑ P. 2011 – Geomorphic diversity of the Sudetes – effects of structure and global change superimposed. Geogr. Pol. 84, Sp. Issue 2: 93–105.
MIGOÑ P. & PLACEK A. 2007 – Rock control and geomorphology of a small rocky sandstone scarp, Middle Sudetes Mountains, SW Poland. Z. Geomorph. N.F., 51: 41–55.
MIGOÑ P., PLACEK A. & ¯YSZKOWSKA W. 2009 – Steep slopes in the Sudetes and their morphotectonic interpretation. Geol. Quart., 53: 219–232.
MIGOÑ P. & POTOCKI J. 1996 – Rozwój morfotektoniczny centralnej czêœci Gór Izerskich. Acta Univ. Wratisl., 1808, Pr. Geogr., A8: 69–80. MIGOÑ P. & ZWIERNIK M. 2006 – Strukturalne uwarunkowania rzeŸby pó³nocno-wschodniego progu Gór Sto³owych. Prz. Geogr., 78: 319–337.
MOJSKI J.E. (red.) 1995 – Mapa geologiczna Polski 1 : 200 000. B – mapa geologiczna odkryta, bez utworów czwartorzêdowych, ark. K³odzko, Wa³brzych, Jelenia Góra. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. NIEDZIELSKI T., MIGOÑ P. & PLACEK A. 2009 – A minimum sample size required from Schmidt hammer measurements. Earth Surf. Proc. Landf., 34: 1713–1725.
PALMSTRÖM A. 1995 – RMI – a rock mass characterization system for rock engineering purposes. Oslo University, Norway [rozprawa doktorska].
PLACEK A. 2006 – M³otek Schmidta w badaniach geomorfologicz-nych – ewaluacja i przyk³ady zastosowania. Czas. Geogr., 77: 182–205. PLACEK A. 2007a – Basaltic hills as structural landforms – morpho-metry versus rock strength (a study from the Kaczawskie upland, SW Poland). Acta Facult. Rerum Natur. Univ. Ostrav., 237, Geogr.-Geol., 10: 111–127.
PLACEK A. 2007b – Rola zró¿nicowania wytrzyma³oœci ska³ w genezie rzeŸby Masywu Œlê¿y (Przedgórze Sudeckie). Prz. Geol., 55: 861–869.
PLACEK A. 2011 – RzeŸba strukturalna Sudetów w œwietle wyników pomiarów wytrzyma³oœci ska³ i analiz numerycznego modelu wysokoœci. Rozpr. Nauk. Inst. Geogr. Rozw. Reg. Uniw. Wroc., 16: 1–190. POUBA Z. 1990 – Geologická mapa ÈSSR 1 : 200 000, M-33-XVIII, Jeseník. Ústø. ústav geol., Kolin.
PULINA M. 1977 – Zjawiska krasowe w Sudetach polskich. Dok. Geogr., 2–3: 1–116.
PULINOWA M.Z. 1989 – RzeŸba Gór Sto³owych. Pr. Nauk. Uniw. Œl., 1008: 1–218.
RANOSZEK W. 1999 – Zastosowanie ró¿nych metod morfometrycz-nych w analizie morfologii progu tektonicznego na przyk³adzie zachodniej krawêdzi Masywu Œnie¿nika. Prz. Geol., 47: 1027–1031. REMISZ J. 2007 – Strukturalne uwarunkowania rzeŸby po³udniowego progu Gór Sto³owych. Przyr. Sud., 10: 253–268.
ROTH Z. 1990 – Geologická mapa ÈSSR 1 : 200 000, M-33-XXIV, Olomouc. Ústø. ústav geol., Kolin.
SELBY M.J. 1980 – A rock-mass strength classification for geomorphic purposes: with tests from Antarctica and New Zealand. Z. Geomorph. N.F., 24: 31–51.
SROKA W. 1997 – Ewolucja morfometryczna Sudetów w rejonie Kotliny K³odzkiej w œwietle analizy morfometryczno-statystycznej. Acta Univ. Wratisl., 1939, Pr. Geol.-Miner., 58: 1–97.
ŠTÌPANÈÍKOVÁ P. & ROWBERRY M. 2008 – Rock landforms that reflect differential relief development in the north-eastern sector of the Rychlebské Hory and the adjacent area of ulovská Pahorkatina (SE Sudeten Mts, Czech Republic). Acta Geodyn. Geomater., 5: 297–321.
SVOBODA J. 1990a – Geologická mapa ÈSSR 1 : 200 000, M-33-X, Liberec. Ústø. ústav geol., Kolin.
SVOBODA J. 1990b – Geologická mapa ÈSSR 1 : 200 000, M-33-XVII, Náchod. Ústø. ústav geol., Kolin.
SZCZEPANKIEWICZ S. 1954 – Morfologia Sudetów Wa³brzyskich. Pr. Wroc. Tow. Nauk., Ser. B, 65: 1–152.
TU£ACZYK S. 1992 – Cuesta landscape in the middle part of the Sudetes Mts. Geogr. Pol., 60: 137–151.
WALCZAK W. 1963 – Geneza form skalnych na pó³nocno-wschod-niej krawêdzi Gór Sto³owych, Acta Univ. Wratisl., 9, Stud. Geogr., 1: 191–200.
WALCZAK W. 1968 – Sudety. PWN, Warszawa, s. 384. WOJEWODA J., BIA£EK D., BUCHA M., G£USZYÑSKI A., GOTOWA£A R., KRAWCZEWSKI J. & SCHUTTY B. 2011 – Geologia Parku Narodowego Gór Sto³owych – wybrane zagadnienia. [W:] Chodak T. i in. (red.) Geoekologiczne warunki œrodowiska przy-rodniczego Parku Narodowego Gór Sto³owych. WIND, Wroc³aw: 53–96.
ZUCHIEWICZ W., BADURA J. & JAROSIÑSKI M. 2007 – Neotecto-nics of Poland: an overview of active faulting. Stud. Quat., 24: 5–20. ¯ELANIEWICZ A. 2005 – Przesz³oœæ geologiczna. [W:] Fabiszew-ski J. (red.) Przyroda Dolnego Œl¹ska. PAN, Oddz. Wroc., Wroc³aw: 61–134.
¯ELANIEWICZ A. & ALEKSANDROWSKI P. 2008 – Regionaliza-cja tektoniczna Polski – Polska po³udniowo-zachodnia. Prz. Geol., 56: 904–911.
Praca wp³ynê³a do redakcji 4.02.2013 r. Akceptowano do druku 24.07.2013 r.
Litologiczno-strukturalne uwarunkowania rzeŸby Sudetów (patrz str. 36)
Lithological and structural control on the relief of the Sudetes (see p. 36)
Ryc. 3. Granitowe wzgórza Kotliny Jeleniogórskiej. Obie fot. P. Migoñ Fig. 3. Granitoid hills of the Jelenia Góra Basin. Photo by P. Migoñ
Ryc. 2. Szczeliniec Wielki w Górach Sto³owych – przyk³ad piaskowcowego ostañca wystaj¹cego ponad strukturalne zrównanie w utworach drobnoziarnistych
Fig. 2. Szczeliniec Wielki in the Góry Sto³owe (Table) Mountains – example of a sandstone outlier rising above the structural levelling in fine-grained deposits
