Rzeki Rzeki są obecnie na Ziemi bezsprzecznie najważniejszym czynnikiem morfotwórczym. Formy utworzone przez niszczącą i budującą działalność rzek występują na wszystkich kontynentach i we wszystkich strefach klimatycznych.

Geologiczna działalność rzek: transport, erozja, akumulacja. Geologiczna działalność rzek polega na: transporcie, czyli przenoszeniu dostającego się do rzeki materiału; erozji, czyli niszczeniu (żłobieniu) podłoża, tzn. dna i brzegów koryta; akumulacji, czyli osadzaniu (deponowaniu) niesionego materiału. Efektywność i charakter geologicznej pracy rzeki zależą od wielu czynników, spośród których najważniejszymi są: masa wody, która zmienia się zarówno w przestrzeni (rośnie dzięki dopływom i opadom, a maleje wskutek wsiąkania i parowania), jak i w czasie (rośnie w okresach deszczowych, a maleje w okresach posuchy); prędkość płynięcia rzeki, zależna przede wszystkim od spadku koryta, tarcia zewnętrznego (o dno i brzegi koryta), tarcia wewnętrznego (między cząstkami wody) i masy wody. Masa wody i prędkość rzeki określają jej energię, pozwalającą na wykonywanie pracy. Przeważającą część (aż ponad 90%) swojej energii rzeka zużywa na pokonywanie tarcia zewnętrznego i wewnętrznego. Pozostała część energii jest zużywana na transport materiału i na erozję. W miarę wyczerpywania energii rzeka osadza (deponuje) niesiony materiał.

Parametry transportu rzecznego: obciążenie rzeki, nośność rzeki, wydolność rzeki. Siła transportowa rzeki zależy od masy wody i od prędkości, czyli – od energii rzeki. Parametrami charakteryzującymi transport rzeczny są: obciążenie rzeki, czyli całkowita masa materiału przemieszczanego przez cały przekrój rzeki w jednostce czasu; parametr ten nosi też nazwę natężenia transportu; nośność rzeki, czyli jej obciążenie przy najwyższych stanach wody; zależy ona bardziej od objętości wody niż od prędkości, rośnie jednak proporcjonalnie do kwadratu lub nawet sześcianu prędkości; parametr ten nosi też nazwę zdolności transportowej; wydolność rzeki, czyli wielkość lub ciężar najgrubszego materiału niesionego przez rzekę; jest ona proporcjonalna do szóstej potęgi prędkości, dlatego w czasie powodzi rzeka może przenosić ogromne głazy. Mała rzeka, o dużej prędkości ale małym przepływie, ma co prawda dużą wydolność, może więc poruszać i przenosić duże głazy i okruchy, ale ma małą nośność i transportuje niewielkie ilości materiału. Duża rzeka, o znacznym przepływie, ma dużą nośność i przenosi ogromne ilości drobnego materiału, natomiast nie jest w stanie transportować większych okruchów.

Po powodzi Grand Coulee, Columbia, Kanada Na zdjęciu widoczny jest duży blok skalny, pozostawiony po powodzi na równi zalewowej. Grand Coulee, Columbia, Kanada

Transport rzeczny: materiał rozpuszczony, materiał organiczny, materiał zawieszony, materiał wleczony. W zależności od posiadanej energii rzeki transportują różnorodny materiał, dostarczany z całego dorzecza. Materiał ten pochodzi zarówno z niszczenia stoków (skąd jest dostarczany do rzeki przez wody deszczowe i ruchy masowe), jak i z niszczenia samego koryta. Zależnie od swej siły rzeka transportuje: materiał rozpuszczony, dostarczany głównie przez wody podziemne oraz ścieki komunalne i przemysłowe; materiał ten jest transportowany w całym przekroju i na całej długości rzeki; materiał organiczny, niesiony głównie przy powierzchni wody; są to drzewa, gałęzie, liście itp.; materiał zawieszony (transport w suspensji), pochodzący głównie ze spłukiwania stoków oraz ścierania odłamków skał wleczonych po dnie rzeki; materiał ten jest utrzymywany w zawieszeniu dzięki turbulencji, która przeciwdziała grawitacyjnemu opadaniu cząstek; substancje zawieszone są drobne: mają wymiary drobnego piasku, mułu i iłu oraz cząstek koloidalnych; materiał wleczony (transport przez trakcję i saltację), dostarczany do rzeki głównie przez ruchy masowe, a częściowo – pochodzący z kruszenia dna i brzegów koryta w trakcie erozji i wietrzenia; są to okruchy skalne od frakcji piaskowej po duże bloki skalne.

Skutki transportu rzecznego: kruszenie materiału, abrazja, sortowanie materiału. Materiał niesiony przez rzekę ulega podczas transportu mechanicznej obróbce (kruszeniu i abrazji), a także – sortowaniu: kruszenie następuje wskutek zderzania się okruchów i uderzania nimi o dno; stwierdzono doświadczalnie, że polega ono na rozbijaniu okruchów na dwie lub trzy części, na pękaniu małych okruchów uderzanych dużymi, oraz na odłupywaniu drobnych fragmentów z krawędzi i naroży większych okruchów; abrazja polega na ścieraniu naroży i krawędzi okruchów, a także – na szlifowaniu dna i brzegów koryta; sortowanie materiału polega na rozdzielaniu okruchów według wielkości i ciężaru.

Abrazja Z biegiem rzeki niesione przez nią okruchy skalne stają się coraz bardziej zaokrąglone i obtoczone. Zaokrąglenie fragmentów zjawia się u piaskowców i wapieni już po 1 – 5 km, zaś u kwarcytów i skał krystalicznych po 10 – 20 km transportu.

Otoczaki Zaokrąglone przez abrazję okruchy skalne noszą nazwę otoczaków.

Sortowanie materiału Missisipi, USA Z biegiem rzeki wielkość okruchów i ziarn maleje. Wpływa na to częściowo abrazja, ale głównym czynnikiem jest zmniejszanie się prędkości rzeki, co prowadzi do spadku jej wydolności. Rysunek przedstawia dane z Missisipi, poniżej Cairo w stanie Illinois. Missisipi, USA

Prędkość transportowa i prędkość erozyjna (diagram Hjulströma) Działalność wody rzecznej, polegająca na pogłębianiu i poszerzaniu koryta, nosi nazwę erozji rzecznej. Rzeka eroduje przede wszystkim za pomocą niesionego materiału (narzędzi erozji), przy czym materiału tego musi być mniej niż rzeka mogłaby unieść, tzn. obciążenie rzeki musi być w danym miejscu mniejsze od jej nośności. W przypadku koryt o dnie pokrytym materiałem okruchowym, erozja jest możliwa dopiero po przekroczeniu prędkości erozyjnej, czyli prędkości niezbędnej do wprawienia w ruch okruchu spoczywającego na dnie. Prędkość ta jest zawsze większa od prędkości transportowej, potrzebnej do podtrzymania ruchu; wynika to z konieczności przezwyciężenia dodatkowych oporów, wywołanych kohezją, tarciem itp. Przebieg i rozmiary erozji rzecznej zależą od: prędkości płynięcia wody, zależnej z kolei od masy wody i spadku koryta; im większy spadek i masa wody, tym silniejsza erozja; rodzaju ruchu wody; erozja jest znacznie większa przy ruchu turbulentnym niż przy ruchu laminranym; ilości i jakości materiału wleczonego oraz częstotliwości jego przemieszczania; im więcej okruchów twardych i ostrokrawędzistych, tym większe rozmiary erozji; odporności podłoża; koryta skalne są – ogólnie rzecz biorąc – odporniejsze na erozję niż koryta aluwialne; dużą rolę odgrywa też uszczelinienie podłoża skalnego; formy, spadku i przebiegu koryta: koryta wąskie o dużym spadku są szybciej pogłębiane niż koryta szerokie o małym spadku; podobnie brzegi koryt o przebiegu krętym są podcinane silniej niż brzegi koryt o przebiegu prostoliniowym.

Erozja rzeczna: erozja denna, erozja boczna, erozja wsteczna. Erozja rzeczna rozwija się w trzech podstawowych odmianach, a mianowicie jako: erozja denna, czyli pogłębianie koryta (wcinanie się rzeki w podłoże); erozja boczna, czyli podcinanie podstawy brzegu, co prowadzi do jego osuwania się i obrywania; erozja wsteczna, czyli wsteczne pogłębianie koryta, powodujące cofanie się źródeł i progów wodospadów.

Mechanizmy erozji dennej: kawitacja, abrazja, eworsja. Erozyjne pogłębianie koryta rzecznego jest procesem złożonym. Biorą w nim udział: kawitacja, czyli erozyjne działanie samej wody (a nie narzędzi erozji); polega ono na tym, że w wodzie płynącej z prędkością powyżej 7.5 m/sec powstają – wskutek niejednakowej prędkości cząstek – próżnie; implozje takich baniek próżniowych wyzwalają ogromne ciśnienia (do 30 tysięcy atmosfer), będące bezpośrednim czynnikiem erozji; abrazja, czyli niszczące działanie uderzających o dno i wleczonych po nim okruchów skalnych; uderzanie w czasie saltacji materiałem grubym o nierówności dna koryta powoduje nadkruszanie, odłupywanie i wydzieranie okruchów z podłoża (przeważnie nadwietrzałego), szorowanie materiałem wleczonym doprowadza do zdzierania i odprowadzania okruchów, zaś udział materiału drobnego umożliwia wygładzanie i szlifowanie nierówności w obrębie koryta skalnego; eworsja, czyli drążenie dna koryta wskutek wirowego ruchu wody obciążonej grubym materiałem rumowiskowym; proces ten zaczyna się w momencie, gdy duży okruch skalny znajdzie się na dnie rzeki w takim położeniu, że mimo naporu wody nie może przesunąć się dalej, ale – poruszając się nieznacznie – abraduje stale to samo miejsce, tworząc pod sobą coraz większe zagłębienie; sam okruch także ulega ścieraniu, ale w tym czasie do zagłębienia wpadają inne okruchy, kontynuując pogłębianie dna.

Kotły rzeczne W wyniku działania eworsji powstają – głębokie nieraz na wiele metrów – kotły rzeczne (eworsyjne).

Baza erozji i profil równowagi Erozja denna prowadzi do pogłębiania dna doliny rzecznej. Pogłębianie to nie jest jednak nieograniczone, ponieważ rzeka nie może płynąć poniżej poziomu zbiornika wodnego (morza, jeziora), do którego uchodzi. Ten najniższy punkt profilu rzeki nosi nazwę regionalnej bazy (podstawy) erozji. Oprócz bazy regionalnej (absolutnej) mogą też istnieć lokalne bazy erozji; są to odcinki (punkty) koryta, nie pogłębiane w ciągu długich okresów wskutek dużej odporności podłoża lub istnienia pośredniego zbiornika wody stojącej (np. jeziora, przez które przepływa rzeka). Rzeka nie może na całej długości osiągnąć poziomu bazy erozji: aby mogła płynąć, musi mieć – choćby minimalny – spadek, przy czym powinien on być większy w górnym biegu rzeki (bo masa wody jest tam mniejsza). Krzywa, poniżej której rzeka w danych warunkach nie może się już wcinać, nosi nazwę profilu równowagi, wyraża bowiem równowagę między energią rzeki, a jej obciążeniem: rzeka, która osiągnęła swój profil równowagi, ani nie eroduje, ani nie akumuluje, a tylko transportuje. Profil równowagi jest w idealnym przypadku krzywą o spadku malejącym stopniowo w miarę zbliżania się do podstawy erozji. W rzeczywistości, wskutek wahań stanu wody i ilości niesionego materiału (wywołanych zwłaszcza dopływami bocznymi), w różnych odcinkach biegu rzeki istnieją różne warunki i profil równowagi może składać się z odcinków o różnym spadku.

Profile rzek Rzeki najczęściej nie osiągają profilu równowagi, ale płyną profilem niewyrównanym, albo też tylko niektóre odcinki ich biegu są wyrównane. Jak długo rzeka płynie profilem niewyrównanym, działalność jej jest erozyjna na jednych odcinkach, zaś akumulacyjna na innych.

Erozja boczna Intensywność erozji bocznej, polegającej na rozmywaniu i podcinaniu brzegów koryta, jest uzależniona od budowy brzegów, przebiegu koryta, siły rzeki i ilości niesionego materiału. W korytach skalnych erozja boczna ma charakter żłobienia mechanicznego: masa wody uderza o brzeg, podcina go wleczonym materiałem, wciska się w szczeliny i fugi, rozmywa je i poszerza, wnika wirami we wszystkie zagłębienia brzegu i wydziera z nich okruchy skalne. Brzegi, zależnie od odporności skał, są nierównomiernie niszczone i cofane, a koryto – poszerzane. W korytach aluwialnych erozja boczna ma charakter rozmywania hydraulicznego. Rozmywanie i podcinanie brzegów powoduje osypywanie, obsuwanie lub ściekanie osadów brzegowych (zależnie od ich nasiąkliwości i spoistości). Brzegi są rozmywane i cofane w czasie wezbrań, natomiast przy niskim stanie wody ulegają obsuwaniu. Rzeka płynąca prostolinijnie podcina (słabo), podczas wezbrań, oba brzegi koryta; jest to symetryczna erozja boczna. Nurt rzeki znajduje się wówczas pośrodku, natomiast przy dnie i brzegach prędkość płynięcia jest najmniejsza, a zatem erozja – najsłabsza. Rzeka o przebiegu krętym podcina głównie wklęsłe (zewnętrzne) odcinki brzegu; jest to asymetryczna erozja boczna. W takich rzekach nurt znajduje się zawsze po stronie wypukłej i powoduje silne podcinanie brzegów wklęsłych, a także – pogłębianie koryta; wskutek tego profil poprzeczny koryta jest w tym przypadku wyraźnie asymetryczny. Oba brzegi są podcinane tylko podczas bardzo dużych wezbrań i w czasie powodzi.

Skutki erozji wstecznej: cofanie się progów wodospadów, wsteczne pogłębianie koryta, cofanie się źródeł, kaptaż rzeczny. Erozja wsteczna polega na tym, że rzeka rozcina teren w kierunku działu wodnego wskutek erozji źródłowej oraz podcinania progów i załomów skalnych w korycie. Ten rodzaj erozji przybiera różne formy: dzięki wirom i wielkiej erodującej sile spadającej wody i dużych bloków skalnych, szczególnie silna działalność erozyjna zachodzi u podstawy wodospadów; wskutek tego podstawa wodospadu jest ustawicznie podmywana, co powoduje w końcu zawalenie się ściany wznoszącej się ponad nią – wodospad przesuwa się w górę rzeki; podobne zjawisko zachodzi też przy małych nierównościach dna, poniżej których erozja (wskutek większego spadku) działa podobnie, jak poniżej wodospadu; szczeliny i pęknięcia istniejące w skałach ułatwiają ten proces, gdyż ławice skalne podmyte wzdłuż nich łatwiej się osuwają; w ten sposób erozja powoduje wsteczne pogłębianie koryta; woda wypływająca ze źródła wynosi z jego sąsiedztwa drobny materiał skalny; poszerzanie otworu źródła, wraz z towarzyszącymi procesami obrywania się i osuwania zbocza, prowadzi do cofania się źródła; jeżeli w obszarze źródłowym rzeki znajduje się kilka strumieni, to ich działanie wsteczne (w kierunku grzbietu górskiego) powoduje rozcinanie i obniżanie działu wód, w którym tworzy się wypreparowany przez potoki lej źródłowy; gdy dział wodny jest rozcinany z obu stron przez rzeki o położonych na różnych wysokościach bazach erozyjnych, może dojść do przechwycenia odcinka rzeki przez rzekę sąsiednią; zjawisko to nosi nazwę kaptażu rzecznego.

Wodospad Spadająca z wodospadu woda ulega u podnóża progu silnym zawirowaniom. Ruch wirowy obciążonej rumowiskiem wody prowadzi do powstania kotła eworsyjnego, nieraz o dużej głębokości. Pogłębianie i poszerzanie tego kotła powoduje z kolei podcinanie, a następnie obrywanie się przewieszonych ścian progu wodospadowego: próg cofa się w górę rzeki.

Próg wodospadu Wodospad Szklarki, Karkonosze Koncentracja energii w miejscu spadania wody powoduje, że próg wodospadu jest zwykle rozcinany bardzo wąskim jarem o wysokości równej wysokości progu. Widoczny na zdjęciu wodospad Szklarki w Szklarskiej Porębie ma wysokość 13 metrów. Wodospad Szklarki, Karkonosze

Jar u podnóża wodospadu Rozwój progu wodospadu zależy od budowy geologicznej podłoża: w przypadku widocznego na zdjęciu wodospadu Iguaçú płyta bazaltowa rozcinana jest w kierunku równoległym do biegu rzeki. Wodospad ten ma szerokość 2.5 km i wysokość 73 m. Wodospad Iguaçú, Brazylia/Argentyna

Kaptaż rzeczny Gdy rozcinanie działu wód odbywa się przy udziale dwóch rzek, których potoki źródłowe znajdują się po przeciwnych stronach działu, może się zdarzyć, że jedna z rzek (wskutek większego spadku, większej ilości wody lub mniejszej odporności skał podłoża) eroduje wstecznie szybciej i w końcu wedrze się w dorzecze drugiej rzeki. Wtedy dopływy rzeki słabiej erodującej zostaną „zdobyte” przez rzekę silniej erodującą; zjawisko to nosi nazwę kaptażu rzecznego. Najczęściej rzeki o większym spadku zdobywają („przeciągają”) dopływy rzek o spadku mniejszym. Osuszone przez kaptaż odcinki dolin noszą nazwę dolin martwych. Rzeka, która w wyniku kaptażu straciła część swego dorzecza, płynie później w dolinie o szerokości nieproporcjonalnie dużej w stosunku do ilości płynącej wody.

Osady rzeczne: aluwia (osady rzeczne s.s.), osady stożków napływowych, osady deltowe. Depozycja materiałów przenoszonych przez rzekę w zawiesinie oraz materiałów wleczonych po dnie zachodzi wtedy, gdy prędkość rzeki jest zbyt mała, aby dalej unosić materiał transportowany. Powstają wtedy osady rzeczne, wśród których można wyróżnić: aluwia (napływy), czyli osady rzeczne sensu stricto; są to utwory składane przez rzekę na dnie koryta lub na jego brzegach (w okresach powodzi); osady stożków napływowych; są to utwory składane w miejscach nagłego zmniejszenia się spadku rzeki (ujście do większej rzeki, wylot doliny górskiej itp.); osady deltowe; są to utwory składane przez rzekę przy ujściu do zbiornika wody stojącej (morza lub jeziora).

Osady aluwialne: osady korytowe: osady pozakorytowe. bruk korytowy, łachy meandrowe, łachy śródkorytowe, osady pozakorytowe. W najbardziej ogólnym podziale wśród utworów aluwialnych wyróżnia się: osady korytowe, gromadzone w obrębie strefy koryta; depozycja ich może zachodzić zarówno podczas niskich, jak i podczas wysokich stanów wody w rzece; rozrastanie się tych form akumulacyjnych następuje głównie lateralnie i dlatego są one także nazywane osadami przyrostu bocznego; osady pozakorytowe, składane poza strefą koryta; ich depozycja jest ograniczona do obszarów zalewanych w okresach większych powodzi, podczas których rzeki występują z brzegów i zalewają przyległe tereny (równie zalewowe); osady te przyrastają przede wszystkim w kierunku pionowym i z tego powodu nazywane są także osadami przyrostu pionowego.

Osady aluwialne Osady korytowe deponowane są: na dnie koryta (bruk korytowy); składają się one z materiału lokalnie najgrubszego (żwiry i większe okruchy skalne); w powstawaniu tych osadów współdziała wymiatanie przez prąd drobniejszych ziarn ze złożonego wcześniej w danym miejscu osadu; w łachach rzecznych, czyli – nagromadzeniach osadu, rozwiniętych na wypukłych brzegach zakoli rzeki (łachy meandrowe) lub między korytami rzeki roztokowej (łachy śródkorytowe); są one złożone głównie z piasków (łachy meandrowe) lub żwirów (łachy śródkorytowe), ale często zawierają domieszki i wkładki materiału drobniejszego i grubszego (są źle wysortowane). Osady pozakorytowe deponowane są głównie na obszarze równi zalewowej, zatapianej przez rzekę podczas powodzi. Ogólną cechą tych osadów jest mniejsza średnica ziarn w porównaniu z sąsiednimi osadami korytowymi, przy czym wielkość ziarn maleje zazwyczaj w miarę oddalania się od osi koryta. Osady te składają się najczęściej z mułów i iłów, ze sporadycznymi wkładkami drobnoziarnistych piasków.

Stożek napływowy U wylotów dolin bocznych do dolin głównych oraz u wylotów dolin górskich na płaskie przedpola usypywane są przez wody rzeczne stożki napływowe. Tworzą się one szczególnie wtedy, gdy rzeka niesie okresowo dużo materiału (np. w górach w okresie topnienia śniegów czy w obszarach suchych w czasie nawałnicowych deszczów).

Stożek napływowy Death Valley, California, USA Stożki napływowe są nagromadzeniami materiału klastycznego, mającymi kształt wycinków płaskich stożków i rozpościerającymi się wachlarzowato od wylotu doliny zasilającej. Rozmiary stożków oraz miąższość ich osadów są silnie zróżnicowane. Promień stożka wynosi najczęściej od kilku do kilkuset metrów, ale znane są też olbrzymie formy o wielokilometrowej długości. Death Valley, California, USA

Nasyp piedmontowy Mohave Desert, California, USA Gdy sąsiednie stożki napływowe łączą się ze sobą, mogą u podstawy pasma górskiego utworzyć nasyp piedmontowy. Mohave Desert, California, USA

Delta Przy ujściach rzek do zbiorników wody stojącej depozycja osiąga największe rozmiary. Jest to spowodowane zanikiem siły transportowej rzeki (wskutek ustania ruchu wody); w morzach i oceanach działa dodatkowo zasolenie, które wywołuje zbijanie się drobnych cząstek iłu w gruzełki (flokulacja) i ich osiadanie. Dzięki temu u ujścia rzeki tworzy się stożkowate nagromadzenie materiału, zwane deltą. W każdej delcie można wyróżnić: równię deltową, czyli obszar położony najbliżej ujścia rzeki, poprzecinany rozwidlającymi się palczasto korytami rozprowadzającymi; w przypadku silnego falowania w zbiorniku, w którym tworzy się delta, równia deltowa jest zwykle otoczona wałem bariery piaszczystej; czoło delty, czyli stosunkowo wąską strefę, do której należy górna część podwodnego skłonu, z reguły wykazująca największy spadek; prodeltę, czyli rozległą strefę poniżej czoła.

Równia deltowa Delta Dunaju Na obszarze równi deltowej występują zwykle rozległe bagna (często słone) i płytkie jeziora. Delta Dunaju

Równia deltowa Delta Wołgi Do równi deltowej zalicza się też zatoki i płycizny, ciągnące nieraz się wzdłuż brzegów subaeralnej części delty. Delta Wołgi

Typy delt Proces rozwoju delty jest uzależniony od wielu czynników, a zwłaszcza od: dostawy materiału klastycznego przez rzekę; duża ilość dostarczanego materiału sprzyja rozwojowi delty; warunków hydrodynamicznych panujących w zbiorniku; rozwój delty jest możliwy tylko wtedy, gdy efekty destrukcyjnej działalności falowania, prądów i pływów są podrzędne w stosunku do przyrostu osadów – dlatego na wybrzeżach morskich delty powstają zwykle tylko przy ujściach dużych rzek; geometrii zbiornika; słabe nachylenie (czyli niewielka głębokość) przyległej do ujścia rzeki części zbiornika sprzyja rozwojowi delty; pionowych ruchów podłoża i zmian poziomu wody w zbiorniku; delta rozwija się najlepiej na podłożu stabilnym albo – ulegającym powolnej subsydencji; jeżeli natomiast subsydencja będzie szybka lub podniesie się nagle poziom wody w zbiorniku, to równia deltowa zostanie zalana, co przerwie rozwój delty; rozwoju roślinności na obszarze delty; wpływ roślinności wyraża się ułatwianiem depozycji materiału klastycznego i umacnianiem form akumulacyjnych; istotne znaczenie ma też akumulacja materiału fitogenicznego w bagnach pokrywających tereny równi. Różne nasilenie wpływu tych czynników powoduje, że delty są bardzo różne pod względem wielkości, kształtu, budowy wewnętrznej i charakteru osadów.

Delta Nilu Powierzchnie delt wielkich rzek są imponujące: delta Amazonki osiąga powierzchnię 100 tys. km2, a delta Gangesu i Brahmaputry – 86 tys. km2. Na zdjęciu widoczna jest delta Nilu, mająca powierzchnię 22.2 tys. km2 i miąższość blisko 100 metrów.

Delta Missisipi Gdy rzeka niesie bardzo dużo materiału ilastego, w delcie gromadzą się osady słabo przepuszczalne, wskutek czego przepływ podziemny jest utrudniony. Większa część wody płynie więc powierzchnią, tworząc kanały i osadzając po bokach w czasie zalewów materiał w postaci wałów nadsypowych. Taki szczególny typ delty tworzy Missisipi; powierzchnia tej delty wynosi 36 tys. km2, a jej miąższość jest oceniana na 1000 metrów.

Rozwój delty Missisipi Szczegółowe badania radioizotopowe pozwoliły na dokładne odtworzenie kolejnych etapów rozwoju delty Missisipi.

Doliny rzeczne Współdziałanie procesów erozji, transportu i akumulacji kształtuje bieg rzeki, a w dalszej konsekwencji – także charakter doliny rzecznej.

Przebieg koryt rzecznych Pod względem przebiegu koryta można wyróżnić rzeki (lub raczej – odcinki rzek) prostolinijne, meandrujące i roztokowe (anastomozujące). Rzeki prostolinijne są pozbawione wyraźniejszych zakrętów. Płyną one tylko jednym korytem, wzdłuż którego ciągną się wąskie łachy przybrzeżne, rozmieszczone na przemian to przy jednym, to przy drugim brzegu. Rzeki kręte nazywane są rzekami meandrującymi. W warunkach normalnego stanu wody rzeka taka płynie jednym korytem, które tworzy charakterystyczne zakola (meandry). W obrębie meandru nurt rzeki towarzyszy brzegom wklęsłym, przenosząc się z jednej strony rzeki na drugą. Wskutek tego podcinanie i pogłębianie jest najsilniejsze za wierzchołkiem krzywizny brzegu wklęsłego, a najsłabsze – za wierzchołkiem krzywizny brzegu wypukłego, gdzie następuje akumulacja łach meandrowych. Rzekę roztokową charakteryzuje obecność rozdzielających się i ponownie łączących koryt. Między nimi istnieją liczne mielizny i wyspy (łachy śródkorytowe), a wzdłuż brzegów rozwinięte są łachy przybrzeżne.

Rzeka (prawie) prostolinijna Prostolinijny przebieg koryta zdarza się stosunkowo rzadko: taki przebieg mają tylko niektóre odcinki rzek nizinnych oraz rzeki o biegu wymuszonym strukturą podłoża (przebiegiem ławic, uskoków, szczelin itp.).

Rzeka meandrująca Dunajec, Sromowce Średnie Zdecydowana większość rzek ma przebieg mniej lub bardziej kręty. Krętość biegu rzeki może być spowodowana różnymi czynnikami, a zwłaszcza: utrwalaniem i stopniowym powiększaniem przypadkowych (losowych) odchyleń od prostoliniowości; proces ten następuje wskutek rozwoju erozji bocznej; spychaniem nurtu w rzece głównej przez wody dopływów, przy czym duże znaczenie ma kąt, pod którym uchodzi dopływ: przy kierunku prostopadłym do cieku głównego napór hydrodynamiczny jest duży, a przy kierunku ukośnym – mniejszy; usypywaniem przez dopływy stożków napływowych w korycie rzeki głównej; tworzeniem się obrywów i osuwisk skalnych o jęzorach wnikających w koryto rzeki; zróżnicowaniem budowy podłoża skalnego: naprzemianległość wychodni o większej i mniejszej odporności zmusza nurt do przebiegu krętego. Zdjęcie przedstawia meander Dunajca w Sromowcach Średnich. Dunajec, Sromowce Średnie

Rzeka meandrująca San Juan River, Utah, USA Kształt i wielkość meandrów rzecznych zależą w znacznej mierze od geologicznej budowy podłoża. Na zdjęciach widoczne są efektownie wykształcone zakola rzeki San Juan (Utah, USA). San Juan River, Utah, USA

Rzeka roztokowa Itkilik River, Brooks Range, Alaska Rzeki roztokowe płyną często szerokimi, płaskodennymi dolinami, w których przebieg koryt zmienia się po każdym wezbraniu. Itkilik River, Brooks Range, Alaska

Brahmaputra Zjawisko płynięcia rzeki wieloma korytami, które na przemian rozgałęziają się i łączą, może występować w różnej skali. Zdjęcie przedstawia Brahmaputrę widzianą z orbity wokółziemskiej.

Boczna migracja koryta Rozkład prądów na łukach koryta powoduje erodowanie i cofanie się brzegów wklęsłych, a przyrastanie brzegów wypukłych. Dzięki temu koryto rzeki stopniowo przesuwa się, zarówno wszerz, jak i wzdłuż (z biegiem rzeki). Zjawisko to nosi nazwę bocznej migracji koryta; najwyraźniej zachodzi ono na zakolach rzek meandrujących, ale jest również widoczne w rzekach roztokowych. Najważniejszymi rezultatami bocznej migracji koryt rzek meandrujących są: powstawanie starorzeczy, formowanie równi zalewowej, cykliczność osadów rzecznych.

Powstawanie starorzeczy Obustronne podcinanie ostróg meandrowych doprowadza do zwężenia ich nasady i powstania wąskiej szyi meandru. Może ona zostać przerwana albo wskutek dalszego obustronnego podcinania, albo wskutek przelewu w czasie powodzi. W ten sposób powstaje starorzecze, oddzielone od nowego koryta groblą zbudowaną z osadów aluwialnych.

Starorzecza Calder River, NWT, Kanada Początkowo starorzecza są wypełnione wodą, a potem – coraz bardziej zasypywane i zamulane, aż wreszcie zaznaczają się tylko jako płytkie, podmokłe obniżenia o zarysie podkowy. Dalsze zamulanie w czasie powodzi prowadzi do ich całkowitego wypełnienia. Zdjęcie przedstawia liczne starorzecza w dolinie rzeki Calder (North-Western Territory, Kanada). Calder River, NWT, Kanada

Równia zalewowa Jefferson River, Montana, USA Erozja brzegów wklęsłych przy normalnych stanach wody i brzegów przeciwstawnych do kierunku płynięcia rzeki w czasie powodzi prowadzi nie tylko do podcinania brzegów i zboczy, ale także – do przesuwania całego krętego koryta w dół rzeki. W rezultacie dno doliny ulega poszerzeniu i tworzy się równia zalewowa (równina nadrzeczna). Jest ona wynikiem działania erozji bocznej, ale również – po stronie przeciwnej – akumulacji. Stąd równina, choć wycięta w skale, jest pokryta cienką warstwą osadów rzecznych. Równie zalewowe mogą powstawać także wskutek podcinania obu brzegów przez rzeki roztokowe w warunkach klimatu zimnego. Rzeki płynące w czasie roztopów wieloma zmiennymi korytami, podcinają stosunkowo równomiernie oba brzegi przechodzące w zbocza. Jefferson River, Montana, USA

Cykliczność osadów rzecznych W profilach utworów aluwialnych często występują charakterystyczne sekwencje, z których każda zaczyna się stosunkowo rozległą i wyraźnie zaznaczoną powierzchnią erozyjną. Ponad nią występują osady frakcji najgrubszych w danym profilu, przechodząc ku górze w osady bardziej drobnoziarniste, ścięte z kolei następną powierzchnią erozyjną. W profilu złożonym z takich sekwencji zaznacza się zatem asymetryczna cykliczność, a każda sekwencja reprezentuje frakcjonowany cyklotem prosty. Z porównań z osadami współczesnymi wynika, że w poszczególnych cyklotemach dolny człon może być ogólnie uznany za osady korytowe, a górny – za pozakorytowe. Wyraźne i często rozległe powierzchnie erozyjne, które stanowią podstawę każdego cyklotemu, znaczą dna koryt rzecznych i powstały dzięki ich bocznej migracji. Miąższość poszczególnych cyklotemów tego typu waha się od kilku do kilkunastu metrów, sporadycznie jednak może być większa.

Przekroje dolin rzecznych Kształt dna i zboczy dolin rzecznych bywa bardzo różny. W związku z tym można wyróżnić: gardziele, czyli młode doliny o dnie równym szerokości koryta rzecznego i zboczach urwistych, często pionowych; jary, czyli doliny o wąskim dnie i bardzo stromych (powyżej 60°) zboczach; kaniony – odmiany jarów z zaznaczonymi na zboczach terasami denudacyjnymi, związanymi z wychodniami skał o różnej odporności; doliny wciosowe (wciosy) o wąskim dnie, niewyrównanym spadku i stosunkowo stromych (10 – 60°) zboczach, rozwartych w kształcie litery V; doliny płaskodenne o szerokim, płaskim dnie i zboczach o różnym nachyleniu; doliny wklęsłodenne o dnie nieckowatym, nachylonym ku rynnie cieku pod kątem do 3°; zbocza takich dolin są zwykle dosyć strome i często lekko wypukłe; doliny nieckowate, w których niemal płaskie dno przechodzi łagodnie w połogie zbocza.

Gardziel Rzeka Aare, Alpy Berneńskie, Szwajcaria Gardziele są wycinane przez bystre i obfitujące w wodę potoki w skałach o bardzo dużej odporności (kwarcyty, skały krystaliczne) oraz w skałach zwięzłych a przepuszczalnych (wapienie, piaskowce). Na zdjęciu przełom rzeki Aare w Alpach Berneńskich (Szwajcaria). Rzeka Aare, Alpy Berneńskie, Szwajcaria

Jar Na zdjęciu jar wycięty w lessach koło Kazimierza Dolnego. Kazimierz Dolny

Kanion Półwysep Krasnowodzki, Turkmenistan Kaniony rozwijają się najlepiej w obszarach suchych o budowie płytowej. Zdjęcie przedstawia jeden z kanionów na Półwyspie Krasnowodzkim, nad dawną zatoką Kara Bogaz Goł (Turkmenistan). Półwysep Krasnowodzki, Turkmenistan

Wielki Kanion Kolorado Najbardziej znanym kanionem na Ziemi jest Wielki Kanion w środkowym biegu rzeki Kolorado (Arizona, USA). Ma on długość 350 kilometrów, głębokość do 1800 metrów i głębokość na dnie – od 120 do 1000 metrów. Arizona, USA

Dolina wciosowa Rzeka Urubamba, Peru Doliny wciosowe mogą powstać z przeobrażenia gardzieli i jarów wskutek złagodzenia pierwotnie pionowych ścian przez procesy denudacyjne. Forma wciosu może się też rozwinąć wraz z pogłębianiem koryta, jako rezultat równoczesnego pogłębiania dna (przez erozję) i łagodzenia zboczy (przez procesy denudacyjne). Na zdjęciu wcios rzeki Urubamba w Peru (widok z Machu Picchu). Rzeka Urubamba, Peru

Dolina płaskodenna Rzeka Rio Grande, Teksas, USA Doliny płaskodenne mogą mieć zbocza o bardzo różnym nachyleniu, w szczególności – bardzo strome. Rzeka Rio Grande, Teksas, USA

Rozwój erozji rzecznej: stadium młodociane, stadium dojrzałe, stadium starcze. Cechy morfologiczne dolin rzecznych nie kształtują się przypadkowo: konsekwencją geologicznej działalności rzeki jest rozwój jej doliny, który w warunkach klimatu umiarkowanego przebiega przez kolejne stadia erozyjne. Działalność niszcząca rzek zaczyna się w chwili wypiętrzenia jakiegoś obszaru przez siły wewnętrzne i uformowania powierzchni pierwotnej (inicjalnej). Na tej, przeważnie nierównej, powierzchni rozwija się sieć rzeczna, a w obniżeniach bezodpływowych powstają jeziora. W stadium młodocianym powierzchnia ta jest głęboko rozcinana przez konsekwentną sieć rzeczną. Doliny o wąskim dnie i stromych zboczach mają profile niewyrównane, a strome zbocza są szybko niszczone przez obrywy i osuwiska. W stadium dojrzałym gęsta sieć dolin ujawnia coraz większe dostosowanie do budowy geologicznej (zwłaszcza – do odporności skał). Rozwijają się doliny subsekwentne w obrębie wychodni skał o małej odporności. Dna dolin o spadku wyrównanym są szerokie, a zbocza coraz łagodniejsze. Żywa erozja wsteczna powoduje przesuwanie działów wodnych i doprowadza do kaptaży. W stadium starczym (zgrzybiałym) płaskie dna dolin, wyścielone aluwiami, są bardzo szerokie, a między nimi ciągną się niskie nabrzmienia o bardzo łagodnych (do 5°) stokach, na których zachodzi co najwyżej spłukiwanie.

Stadia erozyjne rzeki Następstwo etapów erozji odnosi się zwykle nie do całej rzeki, ale do poszczególnych jej odcinków. Zazwyczaj rzeka w dolnym biegu osiąga profil wyrównany i dochodzi do stadium dojrzałego, podczas gdy w biegu górnym jest jeszcze w stadium młodocianym.

Odmłodzenie erozji rzecznej: obniżenie bazy erozyjnej, zmiany klimatyczne, zmiany obciążenia rzeki. Proces dojrzewania rzeki nie jest nieodwracalny: możliwe jest nie tylko przejście od stadium młodocianego do starczego, ale i odwrotnie – od starczego lub dojrzałego z powrotem do młodocianego. Jest to tzw. odmłodzenie erozji. Przyczyny odmładzania erozji rzecznej mogą być bardzo różne. Za najczęstsze można uznać: względne obniżenie bazy erozyjnej, które może nastąpić wskutek wypiętrzenia lądu, albo obniżenia się poziomu morza; zmiany klimatyczne, wpływające na ilość wody w rzece; zwiększenie przepływu powoduje nasilenie erozji; zmiany obciążenia rzeki materiałem okruchowym; zmniejszenie obciążenia rzeki może stać się przyczyną odmłodzenia erozji, jeżeli nie zmieni się ilość wody.

Powstawanie teras rzecznych Najważniejszym rezultatem odmładzania erozji jest powstawanie teras rzecznych, czyli fragmentów dawnych, rozciętych przez erozję den dolinnych. Terasy skaliste (wycięte w podłożu skalnym) tworzą się w dwóch fazach. Najpierw, w fazie erozji bocznej, rzeka meandrująca lub roztokowa poszerza i wyrównuje dno doliny. Po odmłodzeniu następuje faza erozji dennej, prowadząca do rozcięcia dna rynną dolinną o różnej głębokości i szerokości. Terasy osadowe zbudowane są z osadów rzecznych. Tworzą się one podobnie, jak terasy skaliste, ale rozcinaniu w fazie erozji dennej ulega nie skaliste podłoże, ale – wcześniej zdeponowane utwory aluwialne. Wielokrotne powtarzanie się cyklu depozycji i erozji prowadzi do powstawania całych systemów teras (terasy włożone).

Terasy rzeczne Cave Stream, Nowa Zelandia Terasy zaznaczają się w obrębie zboczy i den dolinnych jako spłaszczenia i równiny, ograniczone z jednej strony stokiem wznoszącym się ku górze, a z drugiej – krawędzią stoku opadającego w dół. Cave Stream, Nowa Zelandia

Doliny rzeczne a ułożenie warstw Przebieg dolin rzecznych nawiązuje często do geologicznej budowy podłoża, przy czym podstawowym czynnikiem strukturalnym jest tu nachylenie warstw. Z tego punktu widzenia wyróżnia się doliny: konsekwentne, gdy rzeka płynie zgodnie z kierunkiem upadu warstw, obsekwentne, gdy rzeka płynie w kierunku przeciwnym upadowi warstw, subsekwentne, gdy rzeka płynie w kierunku prostopadłym lub prawie prostopadłym do upadu warstw.

Inwersja rzeźby terenu Z obszarami o budowie fałdowej wiąże się zjawisko inwersji rzeźby terenu; jego powstanie wymaga istnienia stosunkowo twardych warstw, podścielonych przez warstwy bardziej miękkie. Początkowo wody opadowe spływają konsekwentnie po skrzydłach antyklin i – gromadząc się na dnie synklin – tworzą strugi, które z czasem wyrzeźbią doliny. Po pewnym czasie dopływy, płynące konsekwentnie po skrzydłach antyklin, mogą usunąć ich twardszą pokrywę i dotrzeć do bardziej miękkich utworów, w których rychło rozwiną się subsekwentne dopływy wzdłuż osi antyklin. Z czasem erozja, działająca intensywniej w strefach antyklinalnych (wskutek obecności miękkich skał i większych spadków) może wyprzedzić erozję w strefach synklinalnych. Może więc dojść do tego, że w strefie antykliny zostaną wycięte głębsze doliny, a strefy synklinalne utworzą pasma wzgórz. Powstanie inwersji w opisany sposób wymaga istnienia twardych warstw, podścielonych przez warstwy bardziej miękkie. Jeżeli pod nimi znajduje się znowu warstwa twarda, to na antyklinach erozja rzek, natrafiwszy na nią, zacznie się przesuwać na boki ku strefom synklinalnym, ześlizgując się po twardych jądrach antyklin, i po pewnym czasie system rzek przesunie się znowu w strefy synklinalne. Zjawisko to nosi nazwę resekwencji.

Dolina przełomowa Delaware Water Gap, Pennsylvania, USA Oprócz dolin, nawiązujących swoim przebiegiem do geologicznej budowy podłoża, istnieją też doliny o przebiegu wyraźnie z nią niezgodnym; przykładem takich dolin są doliny przełomowe. Przełomem nazywa się odcinek doliny, w którym rzeka przedziera się przez spiętrzone na jej drodze wzniesienia. Powyżej i poniżej przełomu rzeka płynie zazwyczaj leniwie i kręto, wijąc się w obrębie szerokiej doliny, rozległej kotliny lub prawie płaskiej niziny. Natomiast w przełomie jej spadek jest większy, a wychodnie skał tworzą w korycie rzecznym bystrza i szypoty. Dno doliny przełomowej jest wąskie, zbocza zaś strome, a nawet urwiste. Wyróżnia się rozmaite typy genetyczne przełomów rzecznych, wśród których najważniejszymi są przełomy antecedentne i przełomy epigenetyczne. Delaware Water Gap, Pennsylvania, USA

Przełom antecedentny Przełom antecedentny powstaje przy współudziale ruchów górotwórczych. Gdy na drodze rzeki – w poprzek jej biegu – wypiętrza się wzniesienie, i gdy wypiętrzanie jest na tyle powolne, że rzeka nadąża z pogłębianiem koryta i doliny, powstaje odcinek przełomowy.

Przełom epigenetyczny Przełom epigenetyczny powstaje wtedy, gdy sieć rzeczna rozwinie się na powierzchni zbudowanej z osadów mało odpornych, pod którymi są ukryte i zagrzebane góry, wzgórza lub inne pozytywne formy morfologiczne. Rzeka, wcinając się w osady mało odporne, może natrafić na zagrzebane wzniesienie, zbudowane ze skał twardszych, i wtedy rozcina je. Równocześnie wszystkie dopływy tej rzeki rozcinają i – wraz z procesami denudacyjnymi – wyprzątają z obszaru całego dorzecza owe mało odporne osady, aż zostanie odsłonięte i odpreparowane wzniesienie, przez które z trudem przełamuje się rzeka, podczas gdy obok występują szerokie obniżenia, sprawiające wrażenie naturalnych dróg jej biegu.

Przełom Dunajca W Polsce najbardziej znanym przełomem rzecznym jest antecedentny przełom Dunajca przez Pieniny (na odcinku Sromowce – Szczawnica).