Rzeźba i rozwój doliny Izery w Sudetach Zachodnich

Transkrypt

1 Kasprzak M. & Traczyk A. 2011: Rzeźba i rozwój doliny Izery w Sudetach Zachodnich. Opera Corcontica 48: 7 34 Rzeźba i rozwój doliny Izery w Sudetach Zachodnich Relief and evolution of Izera valley in Western Sudetes Marek Kasprzak & Andrzej Traczyk Zakład Geomorfologii, Instytut Geografii i Rozwoju Regionalnego, Uniwersytet Wrocławski, pl. Uniwersytecki 1, Wrocław, marek.kasprzak@uni.wroc.pl, andrzej.traczyk@uni.wroc.pl Abstrakt Wierzchowina Gór Izerskich (Jizerské hory) pocięta jest dolinami kilku rzek, spośród których wyróżnia się dolina Izery (Jizera), położona między Grzbietem Wysokim i Średnim (Střední hřeben jizerský). Obszar ten cechuje się specyficznymi warunkami klimatycznymi odpowiadającymi pod względem opadowym i termicznym szczytowym partiom Karkonoszy. Decydują one o reżimie hydrologicznym i procesach korytowych Izery. Znajdują się tutaj także cenne przyrodniczo pokrywy torfowe. W pracy scharakteryzowano pod względem geomorfologicznym najwyżej położony, meandrowy odcinek doliny Izery. Na podstawie obserwacji terenowych oraz analizy materiałów kartograficznych, zdjęć lotniczych oraz wysokiej rozdzielczości DEM (1 1 m) wytworzonego z danych LIDAR ustalono, że dno doliny Izery charakteryzuje się dużą dynamiką procesów fluwialnych, które związane są z epizodami największych wezbrań. W okresie historycznym wielokrotnie dochodziło tu do awulsyjnego przemieszczenia koryta. Procesy te mogły być powodowane zmianą użytkowania stoków zlewni na skutek wyrębu czy degradacji lasów świerkowych w latach XX. W okresach między ekstremalnymi wezbraniami dochodzi natomiast do powiększania krętości koryta i kształtowania układu meandrowego. Oszacowano, że tempo migracji koryta Izery w skutek erozji bocznej i termoabrazji przebiega w tempie 0,3 0,5 m na rok. Analiza form akumulacyjnych pozwoliła na wyróżnienie trzech głównych stref dostawy materiału rumowiskowego do koryta Izery, związanych z jej bocznymi dopływami. Cieki te erodują peryglacjalne pokrywy stokowe, oraz zwietrzałe podłoże skalne. Znaczna dostawa materiału rumowiskowego do koryta Izery przez jej boczne dopływy stanowi główny czynnik odpowiedzialny za transformację koryta i rozkład stref akumulacyjnych. Współczesne procesy fluwialne dotyczą dwóch najniższych, holoceńskich teras. W morfologii doliny wyróżniają się także dwie terasy wyższe oraz poziom plejstoceński, nie podlegające obecnie modelowaniu fluwialnemu. Słowa kluczowe: geomorfologia fluwialna, procesy korytowe, GIS, LIDAR, Izera, Jagnięcy Potok, Góry Izerskie, Sudety Abstract Summit plateau of the Izera Mts (Góry Izerskie Jizerské hory) is cut by valleys of a number of rivers. Izera valley is situated between the Grzbiet Wysoki and Grzbiet Średni (Střední hřeben jizerský) ridges and is distinguished by exceptional natural conditions. This area is influenced by precipitation and thermal parameters which are characteristic for the top parts of the Karkonosze Mts, and which determine the hydrological regime and channel processes. In the valley there are also peat bogs of high environmental values. This work characterizes a relief of an upper segment of the Izera valley. On the basis of terrain observations, analysis of cartographic materials, air photographs and high resolution DEM (0,6 0,6 m) produced from LIDAR data, it was determined that the valley floor of the 7 OC48GENTIANA.indb :28

2 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery Izera river is characterized by high dynamics of fluvial processes which are connected with extreme flooding episodes. The channel was modified by avulsion many times in the historical period. Some aspects of fluvial processes could be connected with changes in land use within the drainage area resulting from, e.g., felling or spruce forest degradation in the seventies and eighties of the 20th century. Moreover, in the periods between extreme events, sinuosity of meandering is intensified by bank erosion and thermoabrasion. Authors estimated that the rate of Izera river channel migration is m per year. An analysis of accumulation forms allowed for identification of three principal zones which play important roles in delivery of rubble material to the channel of the Izera river. These zones are associated with the main Izera tributaries. These streams erode periglacial slope covers and weathered outcrops. A considerable delivery of rubble material to the channel of the Izera river through its tributaries is a primary factor responsible for the transformation of the channel and the distribution of accumulation zones. Contemporary fluvial processes are active within two lowest, Holocene terraces. In the morphology of the valley there are also two higher Holocene terraces and one Pleistocene terrace, none of which is currently undergoing transformation. Keywords: fluvial geomorphology, channel processes, GIS, LIDAR, Izera river, Jagnięcy Stream, Izera Mts, Sudetes Wstęp Górny odcinek doliny Izery (cz. Jizera) tworzy środowisko wyjątkowe w skali zachodniej części Sudetów. W przeciwieństwie do innych rzek górskich Izera ma szeroką i płaskodenną dolinę, a jej koryto swobodnie meandruje. Mimo swojej unikatowości morfologia ta nie została jak dotąd szczegółowo opisana, i to zarówno w literaturze polskiej jak i czeskiej. Przyczyną takiego stanu były jeszcze w niedawnej przeszłości obostrzenia graniczne i niemożność prowadzenia badań terenowych na rzece granicznej. Nieliczne opracowania dotyczące Gór Izerskich (cz. Jizerské hory) tylko w niewielkim stopniu dotyczyły zagadnień geomorfologii fluwialnej i rzeźby dolinnej. Materiałami umożliwiającymi interpretację danych terenowych stały się zdjęcia lotnicze wykonane w połowie XX i na początku XXI w., publikowane od niedawna w czeskich internetowych serwisach mapowych oraz szczegółowy model wysokościowy terenu LIDAR, który został udostępniony autorom przez Nadleśnictwo Świeradów. Głównym celem pracy jest scharakteryzowanie morfologii dna doliny Izery oraz ujściowego odcinka jej dopływu Jagnięcego Potoku. Zamierzeniem autorów było ukazanie typowych elementów tej rzeźby układu stref akumulacji, rozwinięcia koryta, podanie charakterystyk morfometrycznych meandrów współczesnych i paleomeandrów oraz określenie liczby i wysokości poziomów terasowych w rejonie Hali Izerskiej. Na tej podstawie podjęto dyskusję nad specyfiką procesów fluwialnych w obrębie północnej części wierzchowiny Gór Izerskich i nad modelem rozwoju dna doliny. METODy BADAń Główna część opracowania dotyczy analizy morfometrycznej doliny, opartej na numerycznym modelu wysokościowym LIDAR o rozdzielczości poziomej 0,6 m i rozdzielczości pionowej 0,1 m. Model ten opracowany został na bazie lotniczego skaningu laserowego przeprowadzonego na zamówienie Nadleśnictwa Świeradów. Ponadto prześledzono ewolucję układu koryt rzecznych w ostatnich dziesięcioleciach, używając różnowiekowych zdjęć lotniczych (lata 1953, 2003 oraz 2007) i map topograficznych (Mapa Topograficzna 1:10 000, PUW 1965, ark. Borowina, Drwale, Jakuszyce, Tkacka Góra, Główny Geodeta Kraju 1986). Wykorzystano ogólnodostępne dane z serwisów: Mapy.cz (URL: data dostępu ) oraz kontaminace.cenia.cz (URL: data dostępu ). Rozdzielczość analizowanych ortofotomap z tych serwisów wynosiła 0,5 m (Nová mapová aplikace CENIA, Mapy.cz). Dane kartometryczne oraz podstawowe parametry 8 OC48GENTIANA.indb :28

3 Opera Corcontica 48/2011 topograficzne pozyskano w wyniku obróbki danych cyfrowych w programie GIS MicroDEM (Guth 2009). Przygotowanie numerycznego modelu wysokościowego zmiana formatu zapisu danych, reinterpolacja (1 1 m), wypełnienie luk, wygładzenie powierzchni i rejestracja obrazów bitmapowych odbywały się w programie Global Mapper. Wszystkie materiały rejestrowano lub przekształcano do układu UTM w systemie odniesienia WGS84. Prace kameralne zostały zweryfikowane w terenie. W tym celu wykonywano kartowanie terenowe z użyciem pozycjonowania GPS i analizowano odsłonięcia w obrębie rzecznych podcięć erozyjnych. Kartowano formy terenu, których nie można było jednoznacznie wyróżnić na podstawie danych cyfrowych: podcięcia erozyjne o wysokości mniejszej niż 1 m, obniżenia erozyjne, zasięg paleomeandrów, odspojone pakiety torfu i inne. Oprócz pomiaru pozycji wyznaczano również ich podstawowe parametry morfometryczne (wysokość, długość, szerokość itp.). Otrzymane wyniki skonfrontowano z dotychczasowym stanem wiedzy, w tym z datowaniami bezwzględnymi 14 C utworów pokrywowych. Datowania te dotyczyły torfowisk na obszarze Hali Izerskiej (Chmal & Traczyk 1998), w położonym w bezpośrednim sąsiedztwie obszaru badań rezerwacie Rybí loučky (Traczyk et al. 2008) i w okolicach nieodległych Jakuszyc, w górnej części zlewni rzeki Kamiennej (Dumanowski et al. 1962). PRZEGLąd LITERATury Ukształtowanie rzeźby doliny Izery opisywane było zazwyczaj przy okazji charakterystyki geomorfologicznej całego masywu Gór Izerskich. Informacje na ten temat znalazły się m.in. w wydanej przed niemal pół wieku monografii o geomorfologii ziem czeskich (Balatka 1965), pracy Migonia & Potockiego (1996) dotyczącej rozwoju morfotektonicznego zachodniej części Sudetów czy materiałach konferencji klimatyczno-botanicznej, która odbyła się w 1998 r. w Świeradowie Zdroju (Migoń 1998). Bardziej szczegółowe opisy rzeźby terenu towarzyszyły publikacjom poświęconym problematyce torfowisk i ich przekształceniom związanym z tzw. klęską ekologiczną w latach 80. XX w. (Potocka 2000, Potocki & Potocka 2000, Wojtuń et al. 2000, Jóža & Vonička 2004). Mikromorfologię torfowisk oraz działające tam procesy kriogeniczne szeroko omawia w swojej przeglądowej pracy Klementowski (2008). Odnosi się on m.in. krytycznie do poglądów innych autorów (Kociánova & Štursová 2002), którzy utożsamiają torfowiska karkonoskie z formami współcześnie rozwijającymi się w strefie subpolarnej Półwyspu Skandynawskiego, wskazując przy tym na odmienne warunki przemarzania gruntu i zalegania pokrywy śnieżnej w tych regionach. Uwaga ta dotyczy i torfowisk izerskich rozwijających się w podobnych warunkach środowiskowych. Dopiero niedawno temat geomorfologii dolin rzecznych w Górach Izerskich został opracowany w sposób bardziej kompleksowy. W nowej monografii tego obszaru Pilous (2009a, b) omawia zarówno rozwój lokalnego układu sieci rzecznej, jak i osobliwe formy korytowe, o których pisał wcześniej Balatka (1960). Chodzi tu m. in. o zespoły kotłów eworsyjnych, które występują w obrębie skalnych odcinków koryta Izery. Pilous (2009a), podobnie jak wcześniej Oberc (1975) oraz Migoń & Potocki (1996), wskazuje na silny związek współczesnej rzeźby Gór Izerskich z przebiegiem linii tektonicznych. Najnowsze badania geomorfologiczne prowadzone na obszarze Gór Izerskich koncentrują się wokół zagadnień glacjalnych i peryglacjalnych (Engel & Traczyk 2006). Jak niezależnie stwierdzili Pilous (2006) oraz Traczyk et al. (2008) w okresie czwartorzędowym istniały tutaj odpowiednie warunki do działania procesów niwalnych oraz ograniczonego zlodowacenia górskiego. Kotlinowate obniżenie zwane Pytlácką jamą miałoby być formą karoidalną, której powstaniu sprzyjały lokalny system anemo-orograficzy i procesy deflacyjne, powodujące transport mas śnieżnych w obrębie wierzchowiny i ich akumulację po zawietrznej strefie grzbietów górskich. Traczyk et al. (2008) na podstawie sondowania GPR oraz wierceń ręcznych stwierdzili, że dno omawianej formy psudokarowej Pytláckiej jamy wypełnione jest osadami mineralno-organicznymi o miąższości co najmniej 3 4 m. Spąg stropowej, torfowo-mułkowej partii tych sedymentów został wydatowany metodą 14 C 9 OC48GENTIANA.indb :28

4 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery na ok. 9,9 tys. lat. Otrzymana data wskazuje, że akumulacja materiału organogenicznego w dnie Rybiej jamy rozpoczęła się dopiero w początkowej fazie holocenu. Moment inicjacji procesów depozycyjnych jest zbieżny z początkiem akumulacji torfów tworzących torfowisko wysokie w rejonie Przełęczy Jakuszyckiej (Dumanowski et al. 1962) oraz depozycji osadów rzecznych zawierających makroszczątki roślinne w dolinie Jagnięcego Potoku (lewobrzeżny dopływ Izery) w rejonie Hali Izerskiej (Chmal & Traczyk 1998). Holoceński wiek pokryw torfowych potwierdzają także najnowsze badania palinologiczne (Popowski 2005, Skrzypek et al. 2009). Górny odcinek Izery i jej lewy dopływ Jagnięcy potok stały się obiektami badań skupionych na zagadnieniu dynamiki procesów fluwialnych. Po ekstremalnym wezbraniu w sierpniu 2006 r. Kasprzak & Niedzielski (2006) dokonali inwentaryzacji zmian korytowych Jagnięcego Potoku oraz analizowali zdjęcia lotnicze, i na tej podstawie próbowali ocenić, w jakim stopniu możliwe jest prognozowanie przestrzennego rozkładu form akumulacji pozakorytowej rumowiska rzecznego. Wnioski zawarte w wymienionej, przyczynkowej pracy skomentowano w opracowaniu Kasprzaka (2010a). W innym ujęciu czasowym i przestrzennym terasy Izery badali Havliček et al W przywołanej pracy rozpatrywano, na podstawie datowań radiowęglowych osadów rzecznych, zagadnienia holoceńskiego rozwoju środkowych i dolnych odcinków doliny Izery, położonych jednak już poza obszarem Sudetów. Informacje na temat rozwoju doliny Izery można rozszerzyć o obserwacje geomorfologiczne prowadzone na podobnych rzekach w środowisku górskim i/lub w środowisku klimatów chłodnych. Warunki naturalne wzdłuż Izery przypominają sytuację rzeki Swinhope Burn w północnej Anglii opisywaną przez Warburtona et al. (2002). Zbadano tam 180 letnią historię wezbrań rzecznych i ich wpływ na zmianę układu koryta. Warunki peryglacjalne, jakie współdecydowały o rozwoju doliny Izery można analizować również na podstawie współczesnego środowiska przyrodniczego i cech systemu fluwialnego w południowej Norwegii (McEwen & Matthews 1998). ChARAKTERystyka OBSZARu BADAń W pracy autorzy analizują górny odcinek doliny Izery, który przebiega wzdłuż polsko-czeskiej granicy państwowej. Dolina ta mieści się w obrębie śródgórskiego, wyniesionego zrównania, ograniczonego wzniesieniami Stogu Izerskiego, Podmokłej, Wysokiej Kopy i Cichej Równi od północnego-wschodu oraz Klinovego vrchu, Ploch, Černego vrchu, i Zámków od południowegozachodu (Ryc. 1). Przebiegający wzdłuż tych kulminacji wododział ogranicza zlewnię cząstkową Izery, która przybiera kształt leja zwężającego się w kierunku południowym. Szczególna uwaga poświęcona została obszarowi Hali Izerskiej, gdzie do Izery uchodzi Jagnięcy Potok, i gdzie wyróżnić można cały zespół form erozyjno-akumulacyjnych o genezie fluwialnej (Ryc. 2). Dolina Izery na Hali Izerskiej wykształcona jest w obrębie granitów karkonoskich w odmianie średnioziarnistej porfirowatej (Chaloupský 1989). Kontakt tych granitów z gnejsami izerskimi przebiega po północnej stronie obniżenia dolinnego w strefie wysokościowej od 920 do ponad 1000 m n.p.m. Na ukształtowanie obecnej rzeźby badanego terenu wpływ miały blokowe dźwiganie masywu związane z tektoniczną aktywnością Sudetów w czasie orogenezy alpejskiej (głównie w neogenie) oraz wietrzenie zachodzące w zmieniających się warunkach klimatycznych (Balatka 1965, Oberc 1975, Migoń & Potocki 1996, Migoń 1998, Pilous 2006). Wydźwignięcie dotyczyło rozległej powierzchni, która za wyjątkiem rowu tektonicznego Rozdroża Izerskiego nie została potrzaskana istotnymi uskokami. W konsekwencji wierzchowina Gór Izerskich, w przeciwieństwie do innych partii Sudetów, nie uległa rozcięciu głębokimi dolinami rzecznymi. Odmienne zdanie wyraża Pilous (2009a), który w górnym odcinku doliny Izery, położonym między Grzbietem Wysokim a Środkowym (Střední hřeben jizerský), widzi warunkowane tektonicznie, śródgórskie linijne obniżenie o kierunku sudeckim. Autor ten na podstawie analizy sieci rzecznej wnioskuje, że w starszym trzeciorzędzie pra-izera odprowadzała wody w kierunku przeciwnym niż obecnie, to jest na zachód do doliny dzisiejszej Smědy. W młodszym trzeciorzędzie, 10 OC48GENTIANA.indb :28

5 Opera Corcontica 48/2011 wskutek tektonicznego dźwigania masywu karkonosko-izerskiego, miało dojść do przerwania systemu rzecznego pra-smědy i skierowania pra-izery w kierunku południowo-wschodnim i dalej na południe. W czwartorzędzie zachodziły kolejne zmiany kaptażowe w najwyższych odcinkach Izery, w rezultacie których doszło do skrócenia jej biegu przeciągnięcia najwyżej płynącego odcinka znów do dorzecza Smědy (Pilous 2009b). Zachowaniu niewielkich deniwelacji w obrębie wierzchowiny Gór Izerskich sprzyjał czynnik strukturalny (Migoń 1998). Granit średnioziarnisty, dominujący na obszarze Gór Izerskich, wietrzeje w sposób sprzyjający powstaniu rzeźby falistej lub pagórkowatej. Jednak w porównaniu od skał metamorficznych, formujących tzw. osłonę batolitu karkonoskiego, granity zachowują się jak skały o odporności mniejszej. W odniesieniu do pobliskich Karkonoszy Dumanowski (1963) wskazuje, ze obniżenia morfologiczne (doliny Łaby, Białej Łaby i Łomniczki) powstały w strefie osłabienia granitu na kontakcie ze skałami osłony metamorficznej. Podobną sytuację można zauważyć i w przypadku Gór Izerskich (Ryc. 1). Dolina Izery w swoim górnym odcinku ma przebieg niemal zgodny z granicą między granitem karkonoskim a gnejsami izerskimi. Staropalaeozoiczne gnejsy izerskie (Żelaźniewicz & Nowak 2003, Żelaźniewicz 2005) budujące Wysoki Grzbiet Izerski najwyraźniej cechują się w tym przypadku większą odpornością na wietrzenie i denudację. Dzięki temu deniwelacje między wierzchołkami grzbietu Wysokiego a obniżeniem doliny Izery w rejonie Hali Izerskiej osiągają m. Wymienione wcześniej procesy wietrzeniowe i postępująca denudacja powierzchni działały wydatnie w klimacie ciepłym i wilgotnym paleogenu, kiedy dochodziło zapewne do peneplenizacji (zrównywania) powierzchni oraz w okresach glacjalnych i peryglacjalnych czwartorzędu. Zimne okresy czwartorzędu sprzyjały wietrzeniu mechanicznemu i rozwojowi form skalnych (Traczyk 2004, Engel & Traczyk 2006, Traczyk et al. 2008). Efektem działania procesów typowych dla środowiska peryglacjalnego są również różnofrakcyjne pokrywy wietrzeniowe i grawitacyjne (Jahn 1968). Na podłożu gnejsów i granitognejsów izerskich wykształciły się pokrywy gliniasto-gruzowe zawierające większe elementy skalne przekraczające średnicą 1 m. Na granitach, ze względu na ich spękanie i podatność na rozpad ziarnisty, powstały pokrywy piaszczysto-gruzowe z nielicznymi elementami skalnymi większych rozmiarów. Duże głazy i bloki granitowe w rejonie Hali Izerskiej spotykane są również w samym korycie Izery (Ryc. 3). W tym przypadku można jednak przypuszczać, że stanowią one pozostałość przemytych pokryw peryglacjalnych, ponieważ na tym odcinku koryta brak jest wychodni skalnych. Specyficzny klimat, w tym surowe warunki termiczne i duża dostawa wody z atmosfery, wraz z czynnikiem topograficznym (występowanie rozległych spłaszczeń śródgrzbietowych o niewielkich nachyleniach i nieprzepuszczalnym podłożu) sprawiły, że w górnej części doliny Izery wytworzyły się rozległe równiny akumulacji torfowej. Miąższość pokryw torfowych dochodzi do 1 3 m. Izerskie torfy były przedmiotem eksploatacji na potrzeby uzdrowiska Świeradów Zdrój (Bad Flinsberg) przez mieszkańców zniszczonej po 1945 r. wsi Skalno (Groß Iser Wielka Izera), która mieściła się na Hali Izerskiej (Skowroński 2007). Śladami eksploatacji są płytkie, płaskodenne wyrobiska i rowy melioracyjne służące do odwadniania torfowisk. Jak dowodzą obserwacje wrocławskich klimatologów prowadzone na Hali Izerskiej, jest to wyjątkowa część Sudetów pod względem cech pluwiotermicznych (Sobik 1998, Sobik & Błaś 2010). Góry Izerskie są pierwszą znaczącą barierą orograficzną na drodze wilgotnych mas powietrza znad Atlantyku. Suma opadów w skali roku przekracza tu 1500 mm. Najbardziej wilgotnym miesiącem jest lipiec, z sumą opadów do ok. 200 mm (Stóg Izerski), najuboższym w opady miesiącem jest luty (suma opadów ponad 100 mm). W Górach Izerskich notuje się również najbardziej wydajne opady nawalne w Polsce. Przykładowo tylko jednego dnia, 29 sierpnia 1897 r. na posterunku meteorologicznym Nová louka na północ od Bedřichova w Czechach zarejestrowano opad 345,1 mm (Sobíšek et al. 1993). Opady dobowe przekraczające sumę 100 mm zmierzono w Górach Izerskich także 10 listopada 1904 r., 8 sierpnia 1978 r., 13 sierpnia 2002 r. czy 7 sierpnia 2006 r. (Sobik & Błaś 2010). Badania na Hali Izerskiej (punkt pomiarowy na wysokości 820 m n.p.m.) wykazały, że temperatura powietrza może 11 OC48GENTIANA.indb :28

6 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery spadać tutaj poniżej 35 C (Sobik 2005). 24 stycznia 2004 r. zanotowano 37,1 C, czemu sprzyjał napływ arktycznej masy powietrza z północy. Jak przypuszczają Sobik & Błaś (2010), podczas zim w latach 1929 i 1956 spadki temperatury musiały tu być jeszcze większe, tj. poniżej 41 C. Napływ arktycznych mas powietrza może spowodować przymrozki także w lecie. Przykładowo w lipcu 1996 r. temperatura powietrza na torfowiskach Hali Izerskiej spadała podczas trzech kolejnych nocy poniżej 0 C, sięgając 21 lipca 5 C (Sobik & Błaś 2010). Górny odcinek doliny Izery, do miejsca poniżej ujścia potoku Kobyła, cechuje się szerokim dnem z układem zakoli meandrowych, nie przypominających innych rzek regionu karkonosko-izerskiego. Spadek podłużny koryta wynosi tu zaledwie 2,7. Poniżej ujścia Jizerki znajduje się odcinek przełomowy, gdzie dno doliny zwęża się do ok. 100 metrów, a koryto przyjmuje postać skalną z wieloma stopniami (Ryc. 4). Według Pilousa (2009b) jest to wciosowa dolina przełomowa powstała w neogenie na skutek zmian kierunku drenażu wierzchowiny Gór Izerskich. Nachylenie koryta wzrasta tu do 25. ZLEWNIA IZERy WARuNKI hydrograficzne i zjawiska EKSTREMALNE Na analizowanym obszarze Izera, podobnie jak jej mniejsze dopływy, jest ciekiem niemonitorowanym hydrologicznie. Niewiele wiadomo o charakterystyce i wielkościach jej przepływów. Konkretnych danych dostarczają dopiero wodowskazy zlokalizowane w jej niższych odcinkach: Vilémov (ok. 5 km od granicy polsko-czeskiej) i Jablonec nad Jizerou. Ogólne informacje hydrograficzne podają także Tesař (2009) oraz Bubeníčková & Kulasová (2009). Według danych czeskiej służby hydrometeorologicznej (Český Hydrometeorologický Ústav) profil w Jabloncu wyznacza zlewnię cząstkową Izery o powierzchni 181,5 km 2. Średni roczny stan wody wynosi tu 44 cm, a średni roczny przepływ 5,70 m 3 s 1. Ze współczesnych obserwacji i zachowanych od początków XVI w. przekazów historycznych wiadomo, że na Izerze dochodzi do gwałtownych wezbrań, zazwyczaj po nawalnych opadach w okresie letnim. Przepływy kulminacyjne przekraczają wtedy nawet stukrotnie średnie przepływy roczne. Informacje na ten temat zostały zebrane przez Kasprzaka (2010a). Największe historyczne wezbrania notowano 3 sierpnia 1888 r., na przełomie lipca i sierpnia 1897 r. (po rekordowo wysokich opadach), 5 września 1915 r. czy sierpnia 1920 r. W bliższych nam czasach ekstremalne kulminacje Izery pojawiły się w dniach 3 5 lipca 1958 r. oraz 9 sierpnia 1978 r. (Balatka & Sládek 1980). W ostatnich latach Izera i jej dopływy wzbierały najsilniej 13 sierpnia 2002 r. oraz 7 8 sierpnia 2006 r. Za każdym razem wezbrania te powodowały straty w gospodarce leśnej (Strzeliński et al. 2008). Kulminacyjne przepływy na izerskich ciekach spowodowane mogą być również gwałtownymi wiosennymi roztopami, jak np. 8 9 marca 2000 r. Zjawiska tego typu zdarzają się również w okresie zimowym (np. 8 grudnia 1974 r.). Zapas wody w pokrywie śnieżnej na obszarze zlewni Izery, sięgający lokalnie mm, był badany przez zespół Berecha et al. (2008). Zapas ten jest istotnym źródłem zasilania lokalnego układu rzecznego. WyNIKI BADAń MORfOLOGIA górnej CZęśCI DOLINy IZERy Celem określenia parametrów morfometrycznych doliny Izery w jej środkowym odcinku wykonano szereg pomiarów kartometrycznych na numerycznym modelu wysokościowym. Pomiary te wykonano w programie MicroDem (Guth 2009). Na podstawie obserwacji terenowych oraz mapy cieniowanego reliefu wygenerowanej z modelu wysokościowego opracowano mapę geomorfologiczną omawianego odcinka doliny (Ryc. 5). Analiza wskazuje, że dno doliny Izery ograniczone jest z obydwu stron wyraźnymi krawędziami/ podcięciami erozyjnymi, a jego przeciętna szerokość wynosi 135 m (Tab. 1). W górnej części doliny, powyżej ujścia Rybiego Potoku (cz. Rybí potok) (Ryc. 6), szerokość dna waha się od 85 do 140 m, a w częściach środkowej (do ujścia Jagnięcego Potoku) i dolnej zmienia się w zakresie od 100 do 187 m. 12 OC48GENTIANA.indb :28

7 Opera Corcontica 48/2011 Tab. 1. Szerokość dna doliny (w m) i wysokość krawędzi erozyjnych (w m) według pomiarów wykonanych w oparciu o DEM 1 1 m w programie MicroDem. Width of the valley floor (in m) and height of erosional edges (in m) according to measurements made with the support of 1 1 m resolution DEM in the MicroDem software. Parametr Minimalna Maksymalna Średnia Szerokość dna ,2 Wysokość krawędzi S 1,5 4 2,5 Wysokość krawędzi N 1 4 2,5 Na zewnątrz dna doliny wyznaczonego przez krawędzie erozyjne, zwłaszcza po północnej stronie Izery, widoczne są łagodnie nachylone (2 4º) w kierunku osi doliny powierzchnie podstokowe, oddzielone od stoków górskich wyraźnymi załomami wklęsłymi. W strefie ujścia Rybiego Potoku powierzchnie te osiągają szerokość m, a przy ujściu Jagnięcego Potoku nawet m. Są one w większości zajęte przez rozległe równiny torfowe o zróżnicowanym mikroreliefie, na który składają się grzędy, rynny, nieckowate obniżenia oraz jeziorka wydłużone, głębokie na kilkadziesiąt centymetrów, nazywane rimpi (fin.) lub flarken (niem.), płytsze i wysychające latem schlenken (niem.) oraz rzadziej spotykane, owalne, sięgające skalnego podłoża jeziorka kolk (niem.) o genezie sufozyjnej (Klementowski 2008). W wielu miejscach pokrywy torfowe podcinane są przez koryta Izery i Jagnięcego Potoku (Ryc. 7). W ten sposób przy brzegu powstają półkoliste wcięcia w krawędź na głębokość do 1 m. W miejscach tych podcięć współcześnie dochodzi do rozwoju ruchów masowych zerw i osunięć pakietów torfu do koryt cieków. Podcięcia krawędzie erozyjne ograniczają dno doliny prawie na całej długości, z wyjątkiem ujść większych dopływów (Rybiego i Jagnięcego Potoku). Krawędzie te mają w planie często półkotlisty kształt, który wiąże się z migracją koryt zakolowych i działaniem erozji bocznej. Ich wysokość zmienia się od 1 do 4 m (Tab. 1), przy czym przeciętne wysokości lewych i prawych (orograficznie) krawędzi są podobne i wynoszą ok. 2,4 m. Największe wysokości obserwowane są w strefach zwężenia dna doliny (do 4 m), tam natomiast gdzie jej szerokość osiąga wartości maksymalne, wysokość krawędzi spada do 1 1,5 m. Podcięcia zakolowe widoczne w obrębie krawędzi doliny mają różne rozmiary. Ich promienie zmieniają się w zakresie od 13 do 59 m (Tab. 2). Najmniejsze rozmiary mają podcięcia zakolowe w środkowym odcinku doliny (Tab. 2, Ryc. 6), w tej strefie są również one najmniej zróżnicowane (od 24,3 do 33,5 m). Podcięcia zakolowe w obrębie odcinków 1 i 3 mają promienie dochodzące do m, ale występują tutaj także zakola o promieniach mniejszych niż 20 m (13 17 m). Podobne Tab. 2. Promienie (m) podcięć zakolowych krawędzi doliny Izery (numeracja odcinków jak na Ryc. 6) według pomiarów wykonanych w oparciu o DEM 1 1 m w programie MicroDem. Radiuses (m) of edge cuttings of Izera valley (segment s numbers as in Fig. 6) according to measurements made in the support of 1 1 m resolution DEM in the MicroDem software. Parametr Odcinek 1 Odcinek 2 Odcinek 3 Odcinki 1 3 Minimum 13,4 24,3 17,8 13,4 Maksimum 45 33,5 58,5 58,5 Średnia 33,9 27,9 34,5 32,8 Mediana 39,5 26,8 24,8 27,5 Odchylenie standardowe 13,3 3, ,07 Liczba podcięć zakolowych OC48GENTIANA.indb :28

8 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery Tab. 3. Promienie zakoli (m) współczesnego koryta Izery (numeracja odcinków jak na Ryc. 6) według pomiarów wykonanych na ortofotomapie. Parametr Odcinek 1 Odcinek 2 Odcinki 1-2 Minimum 11,8 20,9 11,8 Maksimum 49,5 51,3 51,3 Średnia 27,3 36,1 30,7 Mediana 25,9 35,5 27,1 Odchylenie standardowe 10,2 10,6 11 Liczba zakoli wymiary (promienie) mają również zakola współczesnego koryta Izery (Tab. 3). Maksymalne wartości tego parametru dla odcinka 1 i 2 wynoszą odpowiednio 49 i 51 m, a przeciętne 27 i 36 m. Zatem dla odcinka 2 promienie współczesnych zakoli są o kilka- kilkanaście metrów większe niż podcięcia zakolowe w obrębie krawędzi. W obrębie odcinka dolnego Izery zakola jej koryta oddzielone są od siebie odcinkami prostoliniowymi. W kierunku północno-wschodnim od koryta, w obrębie wyższej części dna doliny wyróżniają się w terenie, na zdjęciach lotniczych oraz na modelu DEM co najmniej trzy duże paleomenandry o promieniach od 40 do ponad 50 m. Ich wymiary nie odbiegają zatem znacznie od rozmiarów wspominanych wcześniej zakoli współczesnego koryta Izery w obrębie odcinka 1 i 2. MIGRACja KORyt i TWORZENIE ODSypów BOCZNych Porównanie archiwalnych zdjęć lotniczych oraz współczesnej ortofotomapy (Ryc. 9) pozwoliło na uchwycenie zmian przebiegu koryt rzecznych w strefie połączenia Jagnięcego Potoku z Izerą w okresie ponad 50 lat ( ). Szczegółowość map fotointerpretacyjnych wykonanych dla tych dwóch okresów jest różna. Na zdjęciach lotniczych z 1953 r. trudno było zidentyfikować inne, oprócz koryt i odsypów, elementy rzeźby fluwialnej, co związane było niską jakością materiałów źródłowych (kontrast tonalny, rozmycie obrazu). Ponadto na fotografiach z 1953 r. formy rzeźby fluwialnej są częściowo maskowane w wyniku trwającego niemal do tamtego okresu rolniczego zagospodarowania doliny na zdjęciach widoczne są wyraźne zarysy działek rolnych, drogi polne i ślady orki (?). Na ortofotomapie z 2007 dobrze czytelne były natomiast zarysy dawnych koryt zakolowych podcinających ostaniec granitowego podłoża (Ryc. 8), na którym zlokalizowana była dawna wieś Skalno (Groß Iser) (Ryc. 10). W badanym okresie największe zmiany odnotowano dla Jagnięcego Potoku. W latach 50. ubiegłego wieku Jagnięcy Potok tuż przy ujściu do Izery tworzył wąską pętlę zakolową. W późniejszym okresie, być może wskutek któregoś z wezbrań z przełomu lat 70. i 80. XX w., pętla ta została odcięta, a ujściowy odcinek Jagnięcego Potoku uległ skróceniu i wyprostowaniu (Ryc. 9). Migracji i skracaniu podlegały również pozostałe zakola tego cieku na analizowanym odcinku. Przebieg koryta Izery w okresie ostatnich 50 lat nie uległ istotnym zmianom. Powyżej ujścia Jagnięcego Potoku zmian geometrii koryta niemal nie było, natomiast poniżej ujścia tego dopływu widoczna jest wyraźna migracja koryta Izery w kierunku południowo-zachodnim, przez co obecnie przebiega ono wzdłuż prawej (orograficznie) krawędzi doliny. Na wykonanych mapach widoczne są również zmiany zasięgów odsypów przykorytowych. Na zdjęciu z 1953 r. zajmują one większą powierzchnię niż na ortofotomapie z 2007 r., ich układ przestrzenny nie zmienił się jednak w sposób istotny. Analiza map fotointerpretacyjnych pozwala również na oszacowanie tempa bocznej migracji koryt Jagnięcego Potoku i Izery. Zmiany położenia 14 Radiuses (m) of contemporary meanders of Izera river channel (segment s numbers as in Fig. 6) according to measurements made on orthophotomap. OC48GENTIANA.indb :28

9 Opera Corcontica 48/2011 Tab. 4. Zmiany przebiegu koryta Izery i Jagnięcego Potoku w latach w m (Ryc. 9). Lp Changes of channel course (in m) of the Izera river and Jagnięcy Stream in years (Fig. 9). Ciek Przemieszczenie koryta w m Mechanizm Wielkość erozji bocznej w m/rok 1 Jagnięcy Potok 17 przesunięcie w wyniku erozji bocznej z N na S 0,32 2 Jagnięcy Potok 36 skrócenie koryta po cięciwie zakola - 3 Jagnięcy Potok 25 przesunięcie w wyniku erozji bocznej z E na W 0,46 4 Izera 61 awulsja koryta z NE na SW - 5 Izera 25 przesunięcie w wyniku erozji bocznej z SW na NE 0,46 koryt w okresie dochodziły maksymalnie do ponad 60 m (Tab. 4), ale przeciętnie nie przekraczały 25 m. Średni błąd względny oszacowania zmian położenia brzegów uwzględniający rozdzielczość wykorzystanych materiałów wynosił 1,8%. Zmierzone największe wartości związane były prawdopodobnie ze zjawiskami awulsji i skracania zakoli w trakcie epizodów wezbraniowych. Tylko w trzech przypadkach zmiana położenia koryt wiązała się z ich migracją na skutek działania erozji bocznej. Obliczone dla tych przypadków wartości erozji bocznej zawierały się w przedziale od 0,3 do 0,5 m na rok. Wielkości te są zbliżone do wyników pomiarów prowadzonych przez Teisseyra (1979a, b, 1990) dla górnego Bobru i jego dopływów. Autor ten stwierdził, że w warunkach sudeckich typowe przesunięcia koryt zachodzą głównie na skutek działania procesów termoerozji i sięgają jednorazowo do 1 m, odpowiadając za nawet 60 98% całkowitego ubytku brzegów. Erozja boczna Izery warunkowana jest odpornością brzegów na niszczenie. Stabilizacji koryt sprzyja zwarta pokrywa torfowa, a postęp niszczenia brzegów możliwy jest dopiero po odspojeniu jej fragmentów. Opisywane wcześniej półkoliste wcięcia w strefie brzegowej, wypreparowane w pokrywie darniowej, tworzone są zapewne przy współudziale erozji wirowej. Właściwości kohezyjne sprawiają, że podcięcia te zachowują swój kształt i są czytelne w morfologii wiele miesięcy po epizodach wzmożonej erozji. Dochodzi także do odseparowania całych pakietów torfowych, które nie ulegają dezintegracji i są przemieszczane przez wody wezbraniowe zarówno wzdłuż koryta, jak i po powierzchni równi zalewowej. W trakcie prac, po wezbraniu z lata 2010 r., obserwowano takie pakiety darniowe o średnicach dochodzących do 1 m, rozrzucone po powierzchni równi zalewowej poniżej ujścia Jagnięcego Potoku. (Ryc. 11). Najbardziej widocznym śladem przepływu wód powodziowych są jednak odsypy (łachy) boczne. Ich układ udokumentowany jest na dostępnych zdjęciach lotniczych, przedstawiających przykładowo stan po ekstremalnym wezbraniu w 2002 r. Po wezbraniu w 2006 r. były także kartowane przez współautora pracy (Kasprzak & Niedzielski 2006). Nad Izerą odsypy tworzą się powszechnie na przestrzeni odcinka sięgającego od niemal najwyżej położonej partii cieku (ok. 900 m n.p.m.) po ujście Kobyły. W powierzchni dominują odsypy boczne, w tym odsypy meandrowe układające się przy wypukłych brzegach zakoli. Najbardziej wyraźne, niezajęte przez roślinność formy tego typu znajdują się wzdłuż odcinków Izery powyżej Hali Izerskiej (Ryc. 12a), na Hali Izerskiej przy wylocie Jagnięcego Potoku (Ryc. 12b) oraz wzdłuż tego dopływu, a także wzdłuż Izery powyżej ujścia Kobyły (Ryc. 12c). Jak wykazały prace kartometryczne prowadzone przy użyciu ortofotomapy, powierzchnia pojedynczego odsypu zajmowała maksymalnie 3857 m 2 (połączenie Jagnięcego Potoku z Izerą). Dla badanych odcinków przeciętne powierzchnie odsypów wynosiły 190 m 2 (strefa a), 382 m 2 (strefa b) i 279 m 2 (strefa c). 15 OC48GENTIANA.indb :28

10 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery Odsypy zbudowane są z materiału żwirowo-piaszczystego (Ryc. 13). W ich mikromorfologii można wyróżnić oddzielne, nieraz wielopoziomowe platformy rozdzielone kanałami i zagłębieniami wirowymi. Widoczne są ślady imbrykacji oraz lokalnego sortowania osadu. Powierzchnie odsypów w okresach między kolejnymi wezbraniami rzecznymi podlegają sukcesji roślinnej i mogą zostać utrwalone, przynajmniej do czasu następnego wezbrania. Większe odsypy nie tworzą się w strefie przełomowej Izery. Na tym odcinku pojawia się niespotykane wyżej koryto skalne (Ryc. 4). Ten typ koryta również cechuje się urozmaiceniem mikromorfologii. Obok progów i stopni skalnych, występują tu kotły eworsyjne, różnego rodzaju zagłębienia, baseny i rynny wyżłobione w granicie, a także formy na gładzonych powierzchniach skalnych przypominające ripple-marki, zastrugi czy ogiwy. (Ryc. 14). SySTEM TERASOWy górnego ODCINKA IZERy i jego DATOWANIE W obrębie analizowanego odcinka doliny Izery (Ryc. 5) wyróżnić można kilka poziomów terasowych. W strefie między krawędziami erozyjnymi Izery na numerycznym modelu wysokościowym oraz na podstawie obserwacji terenowych wydzielono od 2 do 4 wyraźnych teras. Ich układ zaprezentowano na syntetycznych przekrojach morfologicznych (Ryc. 15), których lokalizację przedstawiono na Ryc. 6. W obrębie górnego odcinka (1 na Ryc. 6) wyznaczono poziomy wzniesione 0,5 (t1) i 1 m (t2) nad poziom koryta Izery. Poza zasięgiem pasa meandrowania po północnej stronie koryta rozpoznano również niewielkie spłaszczenia (t3) leżące ok. 2 m ponad poziomem koryta (Ryc. 6 i 15). Jedno z nich, leżące w kierunku NW od linii profilowej, ograniczone jest od stoku wyraźnym załomem wklęsłym, który mógł powstać w wyniku erozyjnego podcięcia zbocza doliny. W odcinku środkowym (2 na Ryc. 6) system terasowy składa się z dwóch poziomów. Niższy (t1) wznosi się ok 1 m, a wyższy (t2) około 1,5 1,8 m nad poziomem koryta (Ryc.15B). W obrębie wyższego poziomu widoczne są liczne koryta powodziowe o głębokości dochodzącej do 0,7 m. Kolejny odcinek (3) charakteryzuje się występowaniem aż 4 powierzchni terasowych (Ryc. 15C). Są to poziomy wznoszące się: 0,7 m (t1), 1,8 m (t2), 2,4 m (t3) i 3,6 m (t4) nad korytem Izery. Spośród nich największą szerokość osiągają na tym odcinku terasy poziomu t3 i t2. Podobnie jak w obrębie 1 i 2 badanego odcinka Izery terasa najniższa tworzy jedynie wąskie półki w bezpośrednim sąsiedztwie koryta rzecznego. Po północnej jego stronie rozpoznano terasę o wysokości 3,6 m a ponadto, już poza krawędziami podcięć erozyjnych dwa fragmenty terasy o wysokości 5 m (Ryc. 6). Wiek wyróżnionych poziomów terasowych jest trudny od określenia, w trakcie dotychczasowych badań nie prowadzono bowiem wierceń i sondowań, które dałyby podstawy do takiego wnioskowania. Na podstawie ogólnej wiedzy dotyczącej paleogeografii Sudetów (Walczak 1972, Szczepankiewicz 1989, Czudek 2005) można domniemać, że dwa pierwsze poziomy (t1 t2) powstały w młodszym holocenie. Cechują się one bowiem obecnością licznych form odsypowych oraz wezbraniowych koryt erozyjnych. W obrębie tych dwóch poziomów zachodzą współczesne zmiany układu korytowego Izery boczna migracja kanałów korytowych oraz zjawiska awulsji i skracania meandrów (Ryc. 9). Poziom 3 reprezentuje fazę ewolucji doliny, podczas której koryto Izery formowało paleomeandry o promieniach od 80 do ponad 100 m. Formy te są dobrze widoczne po północno-wschodniej stronie koryta w obrębie dolnego odcinka doliny (Ryc. 6). Meandry podcinają zbocze ostańca granitowego, na którym położona była dawna wieś Wielka Izera (Ryc. 9). Badania przeprowadzone w ujściowym odcinku Jagnięcego Potoku (Chmal & Traczyk 1998) wskazują, że formy te mogły powstać jeszcze w schyłkowym okresie ostatniego glacjału w fazie tzw. wielkich meandrów. Świadczy o tym datowanie radiowęglowe wkładek torfu zalegających w spągu kompleksu piaszczystego i piaszczystoorganicznego budującego terasę 2 m n.p.rz. w dolinie Jagnięcego Potoku. Głębiej występowały drobne i średnie żwiry rzeczne. Ustalono, że osady tej terasy są włożone w rozcięcie w obrębie żwirów budujących terasę wyższą (3 4 m). Wiek wspomnianych wyżej utwór organicznych określono na 11,14±0,3 kabp [Gd 8032] (Chmal & Traczyk 1998). 16 OC48GENTIANA.indb :28

11 Opera Corcontica 48/2011 Na podstawie powyższych informacji należałoby uznać wyżej położony poziom terasowy (T5m na Ryc. 6) za terasę bałtycką, a więc pozostałość plejstoceńskiego dna doliny Izery z okresu ostatniego glacjału. Temu najstarszemu poziomowi terasowemu odpowiadałyby, pod względem wiekowym, spłaszczenia wznoszące się 2 m nad współczesne koryto Izery, wyróżnione w obrębie odcinka 1 (T2m na Ryc. 6). DySKusja Niezwykłość geomorfologiczna doliny Izery polega na tym, że rzeka wytworzyła w obrębie wierzchowiny Gór Izerskich układ meandrowy z licznymi odsypami brzegowymi, typowy raczej dla cieków płynących w strefie pogórskiej czy też w dnach kotlin. Łożysko rzeki stanowią luźne utwory zwietrzelinowe i koluwialne będące produktami plejstoceńskich procesów wietrzeniowych i denudacyjnych. Biorąc pod uwagę wysokość skarp (podcięć erozyjnych) ograniczających dno doliny, można wnioskować, że łożysko Izery rozcina utwory plejstoceńskiego, peryglacjalnego zasypania dolinnego. Miąższość tego zasypania można szacować minimalnie na 6 8 m. Grubofracyjny materiał skalny (granitowe głazy i bloki) występujący w korycie Izery pochodzi z rozmycia pokryw peryglacjalnych. Specyfiką cieku jest to, że jego skarpy korytowe są częściowo wykształcone w torfach bądź też w namułach torfiastych. Dzięki temu dochodzi do rozwoju zjawisk erozyjnych powodujących przemieszczanie się zakoli meandrowych. Spośród procesów degradacyjnych najistotniejszą rolę odgrywa erozja boczna. Przypuszczamy, że jest to związane z ogólną sytuacją morfologiczną i niewielkimi spadkami koryta Izery oraz faktem, że dno doliny wyścielone jest miąższą serią utworów zwietrzelinowych i produktami peryglacjalnej denudacji stoków górskich. W wyniku działania erozji bocznej podcinane zostają dolne partie skarp brzegowych i powstają nisze oraz nawisy darniowo-torfowe, które w dalszym etapie podlegają ruchom grawitacyjnym. Najistotniejsze zmiany erozyjne wiążą się z epizodami ekstremalnych wezbrań, kiedy dochodzi o awulsji i przerzucania nurtu, czego skutki obserwowano choćby w sierpniu 2006 r. (Kasprzak 2010). W okresach między ekstremalnymi wezbraniami kształtuje się układ meandrowy, szczególnie podczas stanów wody brzegowej czyli wypełnienia pełnokorytowego (Lagasse et al. 2004, Golden & Springer 2006). Na podstawie badań innych autorów (Teisseyre 1979a, 1990, McEwen & Matthews 1998) można sądzić, że w rozwoju podcięć brzegowych istotną rolę odgrywają procesy abrazji termicznej oddziałującej na zamarznięte podłoże. Możliwe nawet, że termobarazja stanowi najważniejszy czynnik powodujący przesuwanie się brzegów koryta Izery i jej dopływów. Należy bowiem zauważyć, że rejon Hali Izerskiej posiada specyficzny mikroklimat. Ze względu na warunki topograficzne podczas wyżowych sytuacji pogodowych na Hali istnieją warunki do spadków temperatury poniżej 0 ºC nawet w okresie pełni lata (Sobik & Błaś 2010). Stosownie do tego można sądzić, że w skali rocznej jest to miejsce cechujące się dużą ilością cykli mrozowych (przejść przez 0 ºC) oraz długotrwałego przemarzania podłoża i rozwoju lodu gruntowego. Można wnioskować, że w najwyżej położonym odcinku Izery procesy erozji bocznej i transportu rumowiska dominują nad erozja wgłębną. Nawet największe znane wezbrania nie spowodowały tu odsłonięć sięgających do podłoża skalnego. Obserwacje autorów stoją w opozycji do wniosków Zielińskiego (2001) i Łacha (2000), którzy wskazują, że na innych rzekach sudeckich, głównie rzekach Kotliny Kłodzkiej (Nysa, Bystrzyca Dusznicka), w efekcie największych powodzi w 1997 i 1998 r. koryta cieków mogą ulegać pogłębianiu do poziomu litej skały. Na odcinku do przełomu Izery (Ryc. 16) w korycie nie zaobserwowano żadnych wychodni skalnych. Widoczne są one dopiero w okolicach Orla, gdzie koryto Izery ma cechy koryta skalnego gładzonych przez wodę powierzchni granitowych, płyt i stopni skalnych. Występujące tu formy eworsyjne różnej wielkości i kształtów kociołki wyczerpująco opisał już Balatka (1960), w pracy ten temat nie zostaje podjęty, jakkolwiek jest to zagadnienie nadal interesujące, tym bardziej, że autorzy obserwowali na opisywanym odcinku koryta polepy lodowe, które zapewne odgrywają pewną rolę w kształtowaniu form erozyjnych. 17 OC48GENTIANA.indb :28

12 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery Aktywne procesy fluwialne znajdują swój wyraz w migracji koryt Izery i jej dopływów oraz akumulacji żwirowo-piaszczystej. Porównanie materiałów fotograficznych z różnych okresów wskazuje na dużą dynamikę tych procesów podczas epizodów największych wezbrań (Kasprzak 2010), co wielokrotnie stwierdzano także w innych częściach Sudetów (Hrádek 1999, 2005, Zieliński 2003). Stwierdzono, że w przeszłości dochodziło do awulsyjnego przemieszczenia kryta Izery i Jagnięcego potoku. Choć przeciętne tempo bocznej migracji zakoli można oszacować na 0,3 0,5 m na rok, to najistotniejsze zmiany morfologiczne powodowane są właśnie ekstremalnymi zjawiskami opadowymi oraz zmianą użytkowania stoków w zlewni Izery na skutek degradacji lasów świerkowych w latach XX w. Wzdłuż Izery oraz jej największych dopływów w rejonie Hali Izerskiej formy akumulacyjne mają z reguły układ odsypów meandrowych o powierzchni przeciętnej m 2 i maksymalnej sięgające 3800 m 2. W obrębie równi zalewowej stwierdzono, że akumulowane są piaski i żwiry jako stosunkowo cienka (do cm) warstwa z detrytusem roślinnym. Ponadto na powierzchni równi zalewowej zalegały masywne, obłe z obtoczenia pakiety torfowe o średnicach dochodzących do 1 m. Rozkład i rozmiary akumulacji rumowiska uzależnione są między innymi od lokalnych zmian nachylenia podłużnego cieku (Kasprzak & Niedzielski 2006). Obserwowane przez autorów aktualne zmniejszenie powierzchni odsypów w stosunku do stanu ze zdjęć lotniczych z lat 2003 i 2007 powodowane jest ich zarastaniem. Analiza form akumulacyjnych pozwala na wyróżnienie na badanym obszarze kilku głównych stref dostawy materiału rumowiskowego do koryta Izery, związanych z jej bocznymi dopływami (Ryc. 16). Istnienie pierwszej strefy warunkują w najwyższych partiach dorzecza małe dopływy o stosunkowo dużych spadkach, erodujące stoki Stogu Izerskiego i Smreka. Kolejna strefa tworzy się poniżej Rybiego Potoku, który posiada swoje źródliska w obrębie formy karoidalnej, powstałej na północnowschodnim stoku Grzbietu Środkowego (Jeleni strań 1018 m n.p.m). Współcześnie ciek ten w swoim dolnym odcinku rozcina peryglacjalne pokrywy stokowe oraz formy akumulacyjne związane najprawdopodobniej z rozwojem niewielkiego plejstoceńskiego lodowca karowego (Traczyk et al. 2008). Za dostawę znacznej ilości materiału skalnego odpowiedzialny jest Jagnięcy Potok ze źródliskami położonymi w najwyższej partii Wysokiego Grzbietu Izerskiego, na wysokości ponad 1000 m n.p.m. W górnym biegu płynie on wąskim, częściowo skalistym jarem o głębokości dochodzącej do 20 m (Ryc. 17). Dno jaru wyścielone jest grubofrakcyjnym materiałem wietrzeniowym, w tym głazami i blokami. Pochodzące stąd rumowisko o mniejszej frakcji podlega akumulacji wzdłuż Jagnięcego Potoku, głównie na wypłaszczeniu Hali Izerskiej lub finalnie trafia do Izery. Procesy akumulacji rzecznej w dolinie Izery zachodzą głównie na powierzchni dwóch najniższych poziomów terasowych. W obrębie wyższej powierzchni terasowej obserwowane są rozcięcia wymuszone przepływami wezbraniowymi. Współczesne procesy fluwialne nie sięgają poziomu terasy najwyższej, ukształtowanej w okresie późnego glacjału. Zebrany materiał umożliwia wnioskowanie o tendencjach rozwoju współczesnej doliny Izery w holocenie, a przynajmniej jego najmłodszej części. Z analizy geometrii (promieni) zakoli można wnosić, że jej dno modelowane było przez rzekę, której koryto tworzyło zakola o przeciętnych promieniach rzędu 30 m. Podobieństwo wielkości paleomeandrów i meandrów współczesnych sugeruje, że kształtowane były one przez rzekę o przybliżonych podobnych parametrach hydraulicznych, w tym podobnych przepływach pełnokorytowych. Na podstawie porównania z opisywaną przez Warburtona et al. (2002) rzeką Swinhope Burn w północnej Anglii można byłoby spodziewać się, że koryto Izery powinno cechować się dużą trwałością swojego kształtu. Rzeka Swinhope Burn, podobnie jak Izera, ma szerokie łożysko rzeki pozbawione przeszkód dla wód powodziowych. Na podstawie materiałów dokumentujących 180 letnią historię wezbrań tego cieku dowiedziono, że przebieg jego koryta nie podlegał w tym okresie żadnym istotnym modyfikacjom. Czynnikami odpowiedzialnymi za taką sytuację jest przede wszystkim brak bocznej dostawy materiału skalnego zbocza doliny Swinhope Burn są całkowicie osłonięte pokrywą darniową. Dostawa materiału do koryta rzeki zachodziła jedynie w wyniku rozmywania niewielkich hałd powstałych w efekcie prowadzonych prac poszukiwawczych rud metali. 18 OC48GENTIANA.indb :28

13 Opera Corcontica 48/2011 W przypadku Izery fakt, że tworzy ona odsypy żwirowe i miejscami przerzuca swoje koryto należy wiązać z dostawą materiału rumowiskowego przez jej boczne dopływy (Ryc. 16). Źródłem tego rumowiska są zarówno górne odcinki jarowe, jak i podcięcia zwietrzałego podłoża skalnego oraz erozja pokryw koluwialnych i glacjalnych (?). Na dużą rolę dostawy rumowiska do koryt rzecznych w Sudetach z peryglacjalnych pokryw stokowych zwracał uwagę Owczarek (2008). Poniżej wyraźnych stref dostawy materiału skalnego z reguły dochodzi do najistotniejszych zmian geometrii koryt. Fakt ten autorzy zaobserwowali i w przypadku Izery. Obserwacje prowadzone na podstawie różnowiekowych materiałów fotograficznych i kartograficznych wskazują, że Izera oraz jej dopływy stosunkowo szybko reagują na zmiany środowiskowe zachodzące na obszarze zlewni. Wydarzenia takie jak wylesienie stoków czy katastrofalne zjawiska pogodowe stymulują transfer materiału rumowiskowego z bocznych dopływów do koryta Izery i wymuszają zmiany w systemie fluwialnym. Dynamikę tych zjawisk trudno jest jednak ocenić z uwagi na szybką sukcesję roślinną oraz brak materiałów źródłowych czy cyklicznie prowadzonych obserwacji hydrologicznych i geomorfologicznych. PODSumowanie i WNIOSKI Przeprowadzone obserwacje terenowe i pomiary z wykorzystaniem numerycznego modelu wysokościowego LIDAR oraz różnowiekowych zdjęć lotniczych pozwoliły na pierwszą jak do tej pory analizę morfometryczną górnego odcinka Izery, ze szczególnym uwzględnieniem obszaru Hali Izerskiej. Obszar ten ze względu na cechy koryt Izery i jej dopływów meandrowej rzeki żwirodennej stanowi w skali Sudetów Zachodnich unikat geomorfologiczny, dołączając do innych niezwykłych cech klimatycznych czy botanicznych (Sobik 1998, Potocka 2000, Wojtuń et al. 2000) tego miejsca. W południowej części Gór Izerskich spływają również cieki, których górne odcinki biegną po wierzchowinie gór, ale ich dna w dużej mierze uległy przekształceniu wskutek działalności człowieka (zapory wodne, przerzuty wody podziemnymi tunelami itp.). Dolina Izery dzięki granicznemu położeniu zachowała swój pierwotny charakter i stanowi dzisiaj doskonały przykład dopasowania systemu fluwialnego do zmieniających się warunków środowiska górskiego. Autorzy dokonali rozpoznania systemu fluwialnego górnego odcinka Izery pod względem wykształcenia poziomów terasowych oraz układu przestrzennego głównych stref erozji, dostawy rumowiska skalnego i jego depozycji. Ustalono, że w strefie doliny ograniczonej krawędziami erozyjnymi występuje do czterech poziomów terasowych: 0,7 m (t1), 1,8 m (t2), 2,4 m (t3) i 3,6 m (t4) nad korytem Izery. Poza krawędziami erozyjnymi zidentyfikowano także fragmenty wyższego poziomu terasowego 2 5 m nad korytem Izery, prawdopodobnie z okresu zlodowacenia bałtyckiego (północnopolskiego). Stwierdzono, że współczesnemu modelowaniu przez procesy korytowe podlegają jedynie dwa najniższe poziomy terasowe. Największe zmiany w rzeźbie fluwialnej dna doliny Izery wiążą się z ekstremalnymi wezbraniami. Epizody takie powodowały awulsję i skracanie koryta Jagnięcego Potoku oraz Izery poniżej ujścia tego dopływu. Zmiany położenia koryta w okresie dochodziły maksymalnie do ponad 60 m (przeciętnie nie przekraczały 25 m). Przebieg koryta samej Izery w ciągu ostatnich 50 lat nie podlegał jednak istotnym zmianom, z wyłączeniem stref ujściowych jej bocznych dopływów. Wypływa stąd wniosek, że czynnikami odpowiedzialnymi za współczesną transformację koryta Izery i rozkład stref akumulacyjnych są procesy erozyjne zachodzące w dolinach jej dopływów. Specyficzne ukształtowanie dna doliny głównej i oddziaływanie innych elementów środowiska (np. retencja torfowisk) bez działania wymienionego wcześniej czynnika wpływa na utrwalenie stanu równowagi dynamicznej koryta. Fakt ten potwierdza analiza morfometryczna, która wykazała, że poza strefami dostawy rumowiska przez boczne dopływy, wymiary współczesnych zakoli Izery nie odbiegają od rozmiarów jej paleomeandrów (promienie zakoli m). Jak stwierdzono powyżej w strefie bocznych dopływów dynamika systemu fluwialnego jest największa. Widać to na przykładzie powierzchni tworzonych odsypów. Największe formy tego typu 19 OC48GENTIANA.indb :28

14 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery znajdują się wzdłuż odcinków Izery powyżej Hali Izerskiej, przy wylocie Jagnięcego Potoku oraz wzdłuż tego dopływu, a także powyżej ujścia Kobyły. Powierzchnia pojedynczego odsypu zajmowała do ok. 3,9 tys. m 2. Odsypy ulegają szybkiemu utrwaleniu przez roślinność. Starsze z nich są nieczytelne w morfologii terenu. Erozja boczna Izery warunkowana jest odpornością brzegów na niszczenie. Ich stabilizacji sprzyja zwarta pokrywa torfowa. Postęp niszczenia brzegów możliwy jest dopiero po odspojeniu jej fragmentów. Nie wykluczamy, że za rozwój meandrów, czyli zwiększanie krętości koryta odpowiedzialne są procesy termoabrazji zachodzące w sprzyjających warunkach termicznych. Warunki topoklimatyczne tej części Gór Izerskich sprzyjają powstawaniu sytuacji radiacyjnych i zastoiskowych, a w efekcie częstego przemarzania gruntu, nawet w okresie letnim. Wykonane badania mogą być punktem wyjścia do dalszych studiów nad unikatowymi cechami geomorfologicznymi doliny Izery. Autorzy chcieliby rozszerzyć je głównie o badania geofizyczne gruntu (georadarowe, elektrooporowe) w celu rozpoznania budowy wgłębnej dna doliny Izery. Istotne znaczenie dla poznania procesów niszczenia brzegów miałyby także pomiary mikroklimatyczne podłoża. Podziękowania Autorzy dziękują Dyrekcji Nadleśnictwa Świeradów oraz Panu Radomirowi Bałazemu za udostępnienie danych LIDAR. Prace wykonano w ramach badań statutowych Uniwersytetu Wrocławskiego 1015/S/IGRR/10/2. LITERATuRA Balatka B. 1960: Erozní tvary v řečišti Jizery. Sborník Československé Společností Zeměpisné 65 (2): Balatka B. 1965: Jizerské hory. In: J. Demek (ed), Geomorfologie českých zemí, Praha: Balatka B. & Sládek J. 1980: Povodeň na Jizeře v srpnu Sborník Československé geografické společnosti 4, 85: Bercha S., Bubeníčková L., Jirák J. & Řičicová P. 2008: Water Storage in Snow Cover and Runoff in Experimental Basins in the Jizerské hory Mountains. Soil & Water Resources 3: Bubeníčková L. & Kulasová A. 2009: Vodnost a jakost malých toků v pramenné oblasti. In: R. Karpaš (ed), Jizerské hory. O mapách, kamení a vodě: Chaloupský J. (ed) 1989: Přehledná geologická mapa Krkonoš a Jizerských hor 1: Vydavatelsví Ústředního Ústavu Geologického. Chmal H. & Traczyk A. 1998: Postglacjalny rozwój rzeźby Karkonoszy i Gór Izerskich w świetle analizy osadów rzecznych, jeziornych i stokowych. In: J. Sarosiek, J. Štursa, (eds), Geoekologiczne Problemy Karkonoszy. Materiały z sesji naukowej w Przesiece, X. 1997, Wyd. Acarus, Poznań, tom I: Czudek T. 2005: Vývoj reliéfu krajiny České republiky v kvartéru. Moravské Zemské Muzeum, Brno: 238 pp. Dumanowski B. 1963: Stosunek rzeźby do struktury w granicie Karkonoszy. Acta Universitatis Wratislaviensis 9, Studia Geograficzne 1: Dumanowski B., Jahn A. & Szczepankiewicz S. 1962: The Holocene of Lower Silesia in the light of results of the first radiocarbon dating. Bulletin de l Académie Polonaise des Sciences, Série des sci. géol. et géogr. 10 (1): Engel Z. & Traczyk A. 2006: Maximální dosah kontinentálního zalednení na úpatí Ořešníku a Poledníku v severním svahu Jizerský hor. Geografie Sborník České Geografické Společnosti 111 (2): Golden L. A., Springer G.S. 2006: Channel geometry, median grain size, and stream power in small mountain streams. Geomorphology 78: Guth P. L. 2009: Microdem help, U.S. Naval Academy, (URL: website/microdem.htm, ). Havliček P., Marek J. & Břízová E. 2005: Výzkum Údolní nivy Jizery v okolí Benátek nad Jizerou. Zprávy o geologických výzkumech v roce 2005: Hrádek M. 1999: Geomorphological aspects of the flood of July 1997 in the Morava and Oder Bains in Morava, Czech Republic. Studia Geomorph. Carphato-Balcanica 33: OC48GENTIANA.indb :28

15 Opera Corcontica 48/2011 Hrádek M. 2005: Changes in the channels and floodplains of sudetic rivers in the Morava river basin after flood in July Geografický Časopis 57 (2): Jahn A. 1968: Peryglacjalne pokrywy stokowe Karkonoszy i Gór Izerskich. Opera Corcontica 5: Jóža M., Vonička P. (eds) 2004: Jizerskohorská rašeliniště. Jizersko-ještědský horský spolek: 159 pp. Kasprzak M. 2010a: Geomorfologiczne i ekologiczne skutki wezbrań. In: P. Migoń (ed), Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki. Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego 14, Uniwersytet Wrocławski, Wrocław: Kasprzak M. 2010b: Wezbrania i powodzie na rzekach Dolnego Śląska. In: P. Migoń (ed), Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki. Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego 14, Uniwersytet Wrocławski, Wrocław: Kasprzak M. & Niedzielski T. 2007: GIS-based analysis of channel and overbank deposition areas formed by flash floods: a case study from the Jagnięcy Potok (Sudetes, SW Poland). Geophysical Research Abstracts 9, 08071, SRef ID: /gra/EGU2007 A (CD-ROM). Klementowski J. 2008: Rola procesów kriogenicznych w morfogenezie torfowisk sudeckich i arktycznych. In: S. Żurek (ed), Torfowiska gór, wyżyn i niżu. Wyd. Uniwersytetu Humanistyczno-Przyrodniczego, Kielce: Kociánova M. & Štursová H. 2002: Problematika dosud nepopsaných reliéfových forem vzniklých za spolupůsobení mrazu a vegetace. Opera Corcontica 39: Lagasse P. F., Zevenbergen L. W., Spitz W. J., Thorne C.R. 2004: Methodology for Predicting Channel Migration. National Cooperative Highway Research Program, Web-Only Document 67 (Project 24 16): 162 pp. Łach J. 2000: Geomorfologiczne skutki gwałtownej ulewy i powodzi w dolinie Bystrzycy Dusznickiej w lipcu 1998 r. Środowisko przyrodnicze i gospodarka Dolnego Śląska u progu trzeciego tysiąclecia. Referaty, Komunikaty i Postery, 49 zjazd PTG, Szklarska Poręba, IX 2000: Mapy.cz. Fotomapa. Základní informace (URL: ). McEwen L. J. & Matthews J. A. 1998: Channel form, bed material and sediment sources of the Sprongdola, southern Norway: evidence for a distinct periglacio-fluvial system. Geografiska Annaler 80 A (1): Migoń P., 1998: Rzeźba Gór Izerskich jako podłoże topoklimatycznego i ekologicznego zróżnicowania obszaru. In: Problemy klimatyczno-botaniczne Gór Izerskich, września 1998, Świeradów Zdrój (informator konferencyjny): p. 17. Migoń P. Potocki J. 1996: Rozwój morfotektoniczny centralnej części Gór Izerskich. Acta Universitatis Wratislaviensis 1808, Prace Instytutu Geograficznego A8: Nová mapová aplikace CENIA, PDF file (URL: MZPMSG0E9EQP/$FILE/tema_ortofotomapa.pdf, ). Oberc J. 1975: Neotektoniczny rów Rozdroża Izerskiego. Współczesne i neotektoniczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce 1, Wyd. Geologiczne, Warszawa: Owczarek P. 2008: Hillslope deposits in gravel-bed rivers and their effects on the evolution of alluvial channel forms: A case study from the Sudetes and Carpathian Mountains. Geomorphology 98: Pilous V. 2006: Pleistocénní glacigenní a nivační modelace Jizerských hor. Opera Corcontica 43: Pilous V. 2009a: Říční tvary a procesy v Jizerských horach. In: R. Karpaš (ed), Jizerské hory. O mapách, kamení a vodě: Pilous V. 2009b: Evorzní tvary a řek Jizerských hor. In: R. Karpaš (ed), Jizerské hory. O mapách, kamení a vodě: Popowski B. 2005: Wyniki badań palinologicznych osadów torfowych z Izerskiego Bagna w Górach Izerskich. Acta Botanica Silesiaca 2: Potocka J. 2000: Stan zachowania oraz geomorfologiczne i hydrologiczne uwarunkowania rozmieszczenia torfowisk w Górach Izerskich. Przyroda Sudetów Zachodnich 3: Potocki J. & Potocka J. 2000: Dolina Izery objęta ochroną. Przyroda Sudetów Zachodnich 3: Skowroński J. 2007: Zdjęcie nad wsią Skalno. Karkonosze 1 (243): Skrzypek G., Baranowska-Kącka A., Keller-Sikora A. & Jędrysek M.-O. 2009: Analogous trends in pollen percentages and carbon stable isotope composition of Holocene peat Possible interpretation for palaeoclimate studies. Review of Palaeobotany and Palynology 156: OC48GENTIANA.indb :28

16 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery Sobik M. 1998: Specyficzne cechy klimatu Gór Izerskich. In: Problemy klimatyczno-botaniczne Gór Izerskich, września 1998, Świeradów Zdrój (informator konferencyjny): p. 29. Sobik M. & Błaś M. 2010: Wyjątkowe zdarzenia meteorologiczne. In: P. Migoń (ed), Wyjątkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Śląsku i ich skutki. Rozprawy Naukowe Instytutu Geografii i Rozwoju Regionalnego 14, Uniwersytet Wrocławski, Wrocław: Sobíšek B. et al. 1993: Meteorologický slovník výkladový a terminologický. Ministerstvo životního prostředí České republiky, Praha. Strzeliński P., Bałazy R. & Zawiła-Niedźwiedzki T. 2008: Szkody powodziowe na terenie LKP Sudety Zachodnie. Studia i Materiały Centrum Edukacji Przyrodniczo-Leśnej 10, 2 (18): Szczepankiewicz S. 1989: Ziemie południowo-zachodniej Polski morfogeneza i dzieje czwartorzędowe, Acta Universitatis Wratislaviensis Studia Geograficzne 47: 136 pp. Teisseyre A. K. 1979a: Przebieg zjawisk erozji i sedymentacji na przykładzie małych rzek górskich. In: A. Jahn (ed), Powódź w 1977 roku i jej skutki na Dolnym Śląsku. Sesja Naukowa 3 marca 1978 r., PAN Oddz. Wrocław, Komisja Nauk o Ziemi, Wrocław: Teisseyre A. K. 1979b: Przebieg zjawisk fluwialnych w zimie na przykładzie małych rzek sudeckich. Geologia Sudetica 20 (1): Teisseyre A. K. 1990: Dynamika sudeckich rzek żwirodennych w zimnej połowie roku. Acta Universitatis Wratislaviensis 1056, Prace Instytutu Geograficznego A4: Tesař M. 2009: Vodopis česká část. In: R. Karpaš (ed), Jizerské hory. O mapách, kamení a vodě: Traczyk A. 2004: Late Pleistocene Evolution of Periglacial and Glacial Relief in the Karkonosze Mountains. New Hypotheses and Research Perspectives. Acta Universitatis Carolinae Geographica 39 (1): Traczyk A., Engel Z., Janaskova B. & Kasprzak M. 2008: Glacjalna morfologia wierzchowiny Gór Izerskich w świetle badań w rezerwacie Rybí loučky (Republika Czeska). Landform Analysis 9: Walczak W. 1972: Sudety i Przedgórze Sudeckie. In: M. Klimaszewski (ed), Geomorfologia Polski. T. 1, Polska południowa. Góry i Wyżyny. PWN, Warszawa: Warburton J., Danks M. & Wishart D. 2002: Stability of an upland gravel-bed stream, Swinhope Burn, Northern England. Catena 49: Wojtuń B., Matuła J., Tomaszewska K. & Żołnierz L. 2000: Ochrona torfowisk w Górach Izerskich. Opera Corcontica 37: Zieliński T. 2001: Erozyjne efekty katastrofalnych wezbrań w dorzeczu górnej Nysy Kłodzkiej podczas powodzi 1997 i 1998 r. Przegląd Geologiczny 49 (11): Zieliński T. 2003: Catastrophic flood effects in alpine/foothill fluvial system (a case study from the Sudetes Mts, SW Poland). Geomorphology 54: Żelaźniewicz A. 2005: Przeszłość geologiczna. In: J. Fabiszewski (ed), Przyroda Dolnego Śląska. PAN Oddz. we Wrocławiu, Wrocław: Żelaźniewicz A. & Nowak I. 2003: The Northern Part of the Izera-Karkonosze Block: Fragment of the Saxo-Thuringian Passive Margin. Geolines 16: OC48GENTIANA.indb :28

17 Opera Corcontica 48/2011 Ryc. 1. Lokalizacja terenu badań. Objaśnienia: 1 granica zlewni Izery, 2 granica między granitem karkonoskim (grk) a metamorfikiem (granitognejsami) izerskim (gni), 3 granica państwa; a, b, c odcinki koryta Izery i Jagnięcego Potoku przedstawione na Ryc. 12. Fig. 1 Study area. Explanations: 1 Izera river drainage area, 2 border between Karkonosze Izera granite massif (grk) and Izera gneisses (gni), 3 state border; a, b, c sections of river channel of Izera river and Jagnięcy Stream showed in Fig OC48GENTIANA.indb :28

18 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery Ryc. 2. Widok na część doliny Izery w rejonie Hali Izerskiej. Widoczny jest ujściowy odcinek Jagnięcego Potoku. Na drugim planie płaty kosodrzewiny porastające torfowiska. Fig. 2 View on a part of Izera valley in the area of Hala Izerska. A mouth of Jagnięcy Stream is evident. In the background there are patches of dwarf mountain pine covering peat bogs. Ryc. 3. Koryto Izery poniżej Hali Izerskiej z dużymi głazami i blokami granitowymi. Fig. 3. Channel of Izera river with granite boulders and blocks below Hala Izerska. 24 OC48GENTIANA.indb :28

19 Opera Corcontica 48/2011 Ryc. 4. Koryto skalne Izery w odcinku przełomowym, w pobliżu kładki łączącej Orle z Jizerką. Fig. 4 Bedrock channel of Izera river in a gorge section in the vicinity of a footbridge linking Orle and Jizerka village. Ryc. 5. Obraz morfologiczny doliny Izery na cieniowanym modelu wysokościowym o rozdzielczości 1 1 m wygenerowanym na podstawie danych LIDAR. Fig. 5 Image of Izera valley morphology on the high-altitude model shaded in resolutions 1 1 m generated on the basis of LIDAR data. 25 OC48GENTIANA.indb :28

20 Kasprzak M. & Traczyk A.: Rzeźba i rozwój doliny Izery Ryc. 6. Geomorfologia środkowego odcinka doliny Izery na podstawie analizy reliefu cieniowanego wygenerowanego z DEM (Ryc. 5). Objaśnienia: 1 krawędzie erozyjne doliny Izery i Jagnięcego Potoku, 2 załomy wklęsłe/wypukłe, 3 wybrane paleomeandry Izery, 4 terasy położone poza współczesnym dnem doliny (cyfry oznaczają wysokość nad poziom rzeki), 5 dna bocznych dopływów i suchych dolin denudacyjnych, 6 spłaszczenia wierzchowinowe (nachylenie poniżej 4 ), 7 stoki o nachyleniu poniżej 4, 8 stoki o nachyleniu powyżej 4, 9 odcinki doliny Izery, 10 linie profili morfologicznych przedstawionych na Ryc. 15; wartości liczbowe w średni spadek podłużny koryta dla odcinków 1, 2, 3, wyznaczone według DEM. Fig. 6 Geomorphology of the central segment of Izera valley on the basis of an analysis of a shaded relief generated from DEM (Fig. 5). Explanations: 1 erosional edges of the Izera valley and the Jagnięcy Stream, 2 concave/convex knick-lines, 3 selected paleomeanders of Izera river, 4 terraces located outside of contemporary floor of the valley (digits indicate the height above the level of the river), 5 floors of side tributaries and dry denudation valleys, 6 mountain summit flattening (inclination below 4 ), 7 slopes with inclination below 4, 8 slopes with inclination above 4, 9 segments of the Izera valley, 10 lines of cross-sections presented in Fig. 15; values in mean river channel gradient in sections 1, 2, 3, evaluated according to DEM. 26 OC48GENTIANA.indb :28