UNIWERSYTET JAGIELLOŃSKI 
WYDZIAŁ BIOLOGII I NAUK O ZIEMI 

INSTYTUT GEOGRAFII I GOSPODARKI PRZESTRZENNEJ 

ZAKŁAD GEOMORFOLOGII 

WYKSZTAŁCENIE I FUNKCJONOWANIE LEJÓW 
ŹRÓDŁOWYCH W GÓRACH ŚREDNICH 
(NA PRZYKŁADZIE WYBRANYCH OBSZARÓW 
W KARPATACH FLISZOWYCH) 

Dominika Wrońska-Wałach 
Promotor: Prof. dr hab. Kazimierz Krzemień 
Kraków 2010 

Składam serdeczne podziękowania Panu Prof. dr hab. Kazimierzowi Krzemieniowi za możliwość podjęcia interesującego tematu pracy doktorskiej oraz za cenne wskazówki i dyskusje merytoryczne udzielone w trakcie jej realizacji. Dziękuję również Elżbiecie Gorczycy, Annie Michno i Agacie Buchwał za cenne uwagi, wyrozumiałość i pomoc w badaniach terenowych. Składam również podziękowania wszystkim pracownikom 
i doktorantom Zakładu Geomorfologii IGiGP UJ, a także mojemu mężowi Piotrusiowi za życzliwą pomoc i cierpliwość. 

SPIS TREŚCI 

Str. 
1. Wstęp	1 
1.1 Wprowadzenie............................................................................................ 1 

1.2 Stan dotychczasowych badań.................................................................... 2 

1.3 Cel badań................................................................................................... 22 

1.4 Obszar badań............................................................................................. 23 

1.5 Metody badań............................................................................................ 24 


2. 	Naturalne i antropogeniczne uwarunkowania rozwoju lejów źródłowych 34 
2.1 Budowa geologiczna................................................................................... 34 

2.2 Główne elementy rzeźby…………………………......................................... 39 

2.3 Warunki klimatyczne................................................................................... 42 

2.4 Stosunki wodne…………………………………………………………………. 44 
2.5 Pokrywy czwartorzędowe i gleby……………………………………….…….. 45 
2.6 Szata roślinna i działalność człowieka w obszarach badań……………….. 46 


3. Typologia lejów źródłowych 	49 
3.1 Wybór kryteriów typologicznych.................................................................. 50 

3.2 Typy lejów źródłowych……......................................................................... 73 


4. Charakterystyka lejów źródłowych w Gorcach 	80 
5. Współczesne funkcjonowanie lejów źródłowych 	141 
5.1 Rola zdarzeń ekstremalnych w przekształcaniu lejów źródłowych............ 143 

5.2 Procesy sekularne w lejach źródłowych…………...................................... 167 

5.3 Rola rumoszu drzewnego w lejach źródłowych w Gorcach……............ 173 

5.4 Wpływ działalności człowieka na rzeźbę i funkcjonowanie lejów źródłowych........................................................................................ 178 

6. 	Modele współczesnego funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej 185 
7. 	Wnioski 202 
Literatura............................................................................................................. 208 
Spis tabel............................................................................................................. 226 
Spis rycin............................................................................................................. 227 
Spis fotografii....................................................................................................... 237 

1. Wstęp 
1.1 Wprowadzenie 
Leje źródłowe występują powszechnie w obszarach o różnej budowie geologicznej, rzeźbie i warunkach klimatycznych. W Karpatach fliszowych według analiz przeprowadzonych przez M. Baumgart-Kotarbę (1974) leje źródłowe zajmują od 20 do ponad 51% obszarów górskich. 
Występują zarówno w obszarach o rzeźbie wysokogórskiej, w górach średnich jak i w obszarach nizinnych czy równinnych. Ich wykształcenie jest efektem działania zróżnicowanych procesów morfogenetycznych. 
Pomimo istotnej roli lejów źródłowych w systemach zlewni dotychczasowe podejście do nich nie jest sprecyzowane. Istnieje wiele niejasności już w samym rozumieniu definicji leja źródłowego. Wyraźnie zbiegają się dwa poglądy, w których lej źródłowy traktowany jest, jako wyodrębniona topograficznie forma geomorfologiczna lub też traktowany jest, jako subsystem morfodynamiczny (headwater area, headwater catchment) (ryc. 1.1). Niejasne są również kryteria wydzielania lejów źródłowych, oraz ich granic. Czy lej źródłowy, jako samodzielna jednostka istnieje? Co jest wyznacznikiem lejów źródłowych? Jakie są ich cechy charakterystyczne? 

W. Froehlich (1992) podkreślał, że zlewnia stanowi integralną całość, a dla zrozumienia w pełni funkcjonowania systemu fluwialnego nie można rozpatrywać osobno systemu stokowego i korytowego. W takim podejściu, leje źródłowe stanowią bardzo istotny element zlewni. W ich obrębie dochodzi do przenikania w sensie przestrzennym i czasowym procesów stokowych i fluwialnych. Położone są w najwyższej partii zlewni gdzie mamy zazwyczaj do czynienia z najwyższymi sumami opadów oraz z opadami o największym natężeniu. Dlatego też, pomimo, że leje źródłowe położone są w najwyższej, trudno dostępnej i zazwyczaj niezagospodarowanej części zlewni ich wykształcenie i funkcjonowanie może wpływać, na sposób kształtowania odpływu podczas zdarzeń ekstremalnych oraz może decydować o sile przyłożonej w subsystemie fluwialnym w zagospodarowanej części zlewni. Wynika z tego, że podjęta w pracy problematyka dotycząca rzeźby i współczesnego funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich istotna jest nie tylko ze względów poznawczych, ale również praktycznych. 
1.2 Stan dotychczasowych badań 
Wyraźnie odrębnie traktowane są leje źródłowe w polskiej i zagranicznej literaturze geograficznej. W polskiej literaturze dominuje podejście ewolucyjne i dynamiczne. Leje źródłowe traktowane są, jako formy o starszych założeniach, modelowane współcześnie przez zróżnicowane procesy morfogenetyczne. 
W literaturze zagranicznej dominuje podejście systemowe, leje źródłowe nazywane są zlewniami zerowego i pierwszego rzędu, które cechują się wyraźną odmiennością od systemu całej zlewni. Przy czym odmienność ta ma polegać na istnieniu innego rodzaju powiązań pomiędzy procesami stokowymi a procesami fluwialnymi. 
Informacje na ich temat ograniczają się przede wszystkim do najnowszych badań obejmujących analizy statystyczne koryt odwadniających je potoków oraz analizy złożonych procesów hydrologicznych prowadzących do ukształtowania stałego odpływu (Woodsmith, Buffington 1996; Halwas, Church 2002; Gomi i in. 2003). 
Pierwszym polskim geografem, który zauważył istnienie obszarów źródłowych był Wincenty Pol. Definiował je, jako „wierzchowiny zborne”, zauważał istnienie w ich obrębie erozji wstecznej, ale nie zajmował się nią w szerszym zakresie (Niemcówna 1923). Pełniejsza definicja leja źródłowego pojawiła się w polskiej literaturze geograficznej dopiero w 1925 roku. J. Smoleński (1925) utożsamiał lej źródłowy, a w zasadzie lejek dolinny czy lejek źródłowy, z „lejkowatym zamknięciem doliny”. Tak sformułowana definicja wskazywała na jego lokalizację, kształt oraz przedstawiała go wyraźnie w szerszym ujęciu. Nie mówiła jednak nic na temat procesów działających w obrębie obszarów źródłowych. 
Pewnych informacji na ten temat dostarczyły pionierskie prace dotyczące osuwisk. Przyczyniło się do tego powstanie w 1907 roku osuwiska strukturalnego w Duszatynie. Powstało ono jak pisał W. Schramm (1925) „…u źródlisk potoku Olszowatego i innych strug razem tu z głębi lasów jodłowych i bukowych wychodzących…”. W opracowaniu dotyczącym osuwiska powstałego w Dusztynie W. Schramm mówił o „żłobie wypadowym lub też leju zsuwiskowym”. W późniejszym czasie termin lej źródłowy zaczął funkcjonować w dwóch zupełnie odrębnych definicjach. Wielu autorów nawiązywało do pierwszej definicji wypracowanej przez J. Smoleńskiego (Starkel 1960; Henkiel 1961; Gerlach 1966; Niemirowska, Niemirowski 1968; Ziętara 1969; Niemirowski 1974, Krzemień 1984; Bajgier 1994). Druga definicja pojawiła się na początku lat 70-tych i zawężała znaczenie lejów źródłowych do: „mniej lub bardziej obszernej zaklęsłości wytworzonej przez wody wypływające ze źródeł bądź też samo rozszerzenie wylotowego kanału wyprowadzającego wody podziemne do niszy źródłowej; również zbiornik strumienny” (Pietkiewicz, Żmuda 1973). Z kolei definicja W. Jaroszewskiego i in. (1984) łączyła niejako dwa podejścia. Z jednej strony lej źródłowy definiowali, jako: „nieckowate zamknięcie dolinne wokół niszy źródłowej ze źródłem, nachylone koncentrycznie ku otworowi źródła” z drugiej strony Lej źródłowy inaczej „Cyrk dolinny” rozumieli w znacznie szerszym zakresie i definiowali, jako półkoliste, amfiteatralne obniżenie obejmujące obszar źródłowy rzeki”. W definicji W. Jaroszewskiego i in. (1984) pojawia się również odnośnik do procesów kształtujących leje źródłowe i są nimi: erozja źródłowa i towarzyszące jej czynniki denudacyjne. Najpełniejszą wersję definicji lejów źródłowych podała M. Baumgart-Kotarba (1974). Autorka podkreślała, że leje źródłowe są formami, których sposób modelowania jest pośrednim ogniwem między denudacją powierzchniową,a erozją linijną. „Elementy rzeźby lejów źródłowych: załom ograniczający lej i tylna ściana są związane z modelowaniem powierzchniowym, z kolei dno leja i dolne części jego zboczy wiążą się z działalnością linijną wody płynącej”. Podobnie do procesów przekształcających leje źródłowe podchodzi S. Szewczyk (1975). Nieco węższe podejście do lejów źródłowych zaprezentował M. Klimaszewski (1961, 1978), dla niego leje źródłowe to rozległe formy powstałe z połączenia debrzy. Ich rozwój ma prowadzić do intensywnego rozczłonkowywania grzbietów górskich. 
Dopiero w ostatnich latach pojawiły się pełniejsze definicje leja źródłowego. M. Kamykowska (2006) lejem źródłowym nazywa wykształconą w obrębie stoku górskiego wokół niszy źródłowej, wklęsłą formę terenu. Według tej definicji leje źródłowe mają powstawać na skutek erozji wstecznej i procesów denudacyjnych. Z kolei P. Migoń (2006) podaje, że leje źródłowe to zagłębienia terenu położone w górnej lub środkowej części stoku, które przechodzą niżej w wyraźną formę dolinną, przynajmniej okresowo odwadnianą. 
Problematyka dotycząca wykształcenia i funkcjonowania lejów źródłowych potoków średniogórskich jest jednak do tej pory w niewielkim stopniu rozpoznana. W pracach geomorfologicznych dotyczących podsystemów stokowych i korytowych oraz całych systemów zlewni średniogórskich leje źródłowe były zazwyczaj pomijane lub traktowane, jako odcinki denudacyjne bez szczegółowego wnikania w ich strukturę. 
Niewiele jest opracowań dotyczących wyłącznie subsystemów lejów źródłowych. Większość informacji dotyczących lejów źródłowych podawana jest przy okazji opracowań poruszających zróżnicowaną tematykę. Pojedyncze informacje na ich temat można odnaleźć zarówno w opracowaniach poruszających szerokie zagadnienia takie jak: rozwój rzeźby w holocenie, rozwój grzbietów górskich, ewolucja rzeźby w neogenie czy rzeźba obszarów i zlewni średniogórskich jak i w opracowaniach poruszających bardzo wąskie zagadnienia takie jak: denudacja chemiczna małych nisz źródłowych w obszarach młodoglacjalnych, rola rumoszu drzewnego w potokach górskich i korytach I-szego rzędu czy rola działalności człowieka w przekształcaniu małych zlewni średniogórskich (Kostrzewski i in. 1994; Wyżga i in. 2002-2003; Klimek, Malik 2005). 
Większość opracowań dotyczy pojedynczych procesów lub zespołu procesów, których działanie jest typowe dla poszczególnych lejów źródłowych. L. Starkel (1957) wykonując klasyfikację osuwisk pod względem ich kształtu wymienia, jako jeden z typów osuwiska w lejach źródłowych. Kolejne opracowanie L. Starkla (1960) dostarcza cennych informacji na temat znaczącej roli w lejach źródłowych procesów takich jak spłukiwanie, sufozja i spełzywanie. Wielu autorów wspomina o neogeńskich i plejstoceńskich założeniach zamknięć dolinnych czy lejów źródłowych (Starkel 1960, 1965; Gerlach 1966, 1976; Pękala 1971; Henkiel 1977-1978; Pękala 1997). 
Leje źródłowe traktowane są, jako strefy, gdzie występują stoki młode, które są bardzo intensywnie degradowane. Procesy przeobrażające leje źródłowe mają być na tyle intensywne, że uniemożliwiły rozwój, powszechnie występujących w Karpatach fliszowych, stopni dowiązujących do odporności warstw skalnych (Baumgart-Kotarba 1968; Baumgart-Kotarba i in. 1969). 
Pełniejszą analizę lejów źródłowych pod kątem rozwoju grzbietów górskich w Karpatach fliszowych przedstawia M. Baumgart-Kotarba (1974, 1977). Autorka prowadzi rozważania dotyczące głównych elementów lejów źródłowych, za które uznaje tylnąścianę i dno. Rozpatruje ona również parametry dotyczące lejów źródłowych związane z ich kształtem i rozległością. Zwraca uwagę na stosunek lejów źródłowych do budowy geologicznej. Wyróżnia leje źródłowe zgodnoławicowe (konsekwentne), czołowe (obsekwentne) i subsekwentne dowiązujące do biegu warstw skalnych. Podkreśla, że rozległości lejów źródłowych mają sprzyjać stoki zgodnoławicowe oraz stoki założone na czołach warstw o ściśle określonym nachyleniu do 25°. Autorka wykonuje równie ż analizę profilu podłużnego lejów źródłowych w nawiązaniu do metody opracowanej dla stoków przez A. Jahna (1968). Wyróżnia sześć „typów modelowania stoków przez leje źródłowe i małe dolinki”. Typy modelowania uzależnia od: stadium rozwoju lejów, tendencji do spłaszczania stoków grzbietów, zestramiania uwarunkowanego strukturą oraz policyklicznego modelowania stoków. Autorka wymienia procesy powierzchniowe, jako jedne z procesów, które pełnią istotną rolę w lejach źródłowych jednak nie wnika szczegółowo w zależności pomiędzy budową lejów źródłowych, a typem procesów powierzchniowych. Jednocześnie autorka uważa, że procesy grawitacyjne nie prowadzą do zatarcia rysów rzeźby o starszych założeniach, a powstanie lejów źródłowych przypisuje głównie tzw. „erozji źródliskowej” i koncentracji spływu powierzchniowego i linijnego. 
Pewnych informacji dotyczących struktury wewnętrznej lejów źródłowych dostarcza opracowanie S. Szewczyka (1975). Podaje on klasyfikację wybranych lejów źródłowych ze względu na kształt, stosunek do budowy geologicznej, głębokość, wiek i profil podłużny. Podkreśla poligeniczne, postglacjalne założenia lejów źródłowych, które mają być związane z ich schodowym profilem podłużnym. 
W analizach dotyczących przebiegu europejskiego działu wodnego czy transformacji sieci geomorfologicznej „erozji wstecznej” w lejach źródłowych przypisuje się znaczącą rolę w procesie migracji działu wodnego. Przebieg „erozji wstecznej” ma zależeć w głównej mierze od wysokości położenia bazy erozyjnej rzek położonych po obu stronach grzbietów górskich. W lejach źródłowych, które charakteryzują się dużym spadkiem działanie procesów „erozji wstecznej” jest bardziej intensywne, a strefa działu wodnego ulega cofaniu (Dynowska, Wrzosek 1968; Baumgart-Kotarba 1974, 1977; Lacika 2000; Kukulak 2007). 
Wielu autorów wskazuje na duże znaczenie w lejach źródłowych procesów osuwiskowych (Ziętara 1969, Szewczyk 1975; Kotarba 1986; Bajgier 1994, Margielewski 1999; Ziętara 1999; Gorczyca 2004; Kłapyta 2008). L. Starkel (1960) pisze o znaczącej roli w lejach źródłowych rozcięć dociętych do podłoża skalnego, których rozwój może prowadzić do destabilizacji stoków. W ostatnich latach pojawiły się prace, w których procesom osuwiskowym przypisywana jest ważna rola w przekształcaniu zamknięć dolinnych. M. Crozier (2009) postuluje przyznanie procesom osuwiskowym większej roli w przekształcaniu rzeźby. Autor zwraca uwagę na znaczący wpływ procesów osuwiskowych na przekształcanie odcinków źródłowych. W. Margielewski (2008) wskazuje na działanie erozji wstecznej w strefie źródliskowej, która ma prowadzić do rozwoju nowych form osuwiskowych. 
W opracowaniach dotyczących systemów fluwialnych pojawiają się pewne informacje dotyczące lejów źródłowych. Leje źródłowe są w nich przeważnie traktowane, jako systemy denudacyjne bez szczegółowego wnikania w ich strukturę (Niemirowski 1974; Krzemień 1976, 1984, 1991; Froehlich 1975, 1992; Komędera 1993). K. Krzemień (1974, 1976, 1984) podaje jednak pewne charakterystyki parametrów odcinków denudacyjnych. W opracowaniu z 1976 roku podkreśla, że doliny głównych dopływów analizowanego systemu fluwialnego potoku Konina, zaczynają się dużymi lejami źródłowymi o stromych zboczach. Autor zauważa również charakterystyczne cechy den dolin w lejach źródłowych, wskazując na ich wykształcenie w postaci pasów rumoszu skalnego. Podaje również pewne informacje dotyczące długości transportu okruchów skalnych w leju źródłowym podczas ekstremalnego zdarzenia opadowego. W opracowaniu z 1986 roku K. Krzemień przedstawia dwa odrębne typy odcinków denudacyjnych. Typ pierwszy zaczyna się szerokimi 50-100 m lejami źródłowymi o stromych 40-50º zboczach. Z kolei typ drugi, który reprezentują obszary źródłowe Raby i Kamienicy zaczyna się krótkimi nieckowatymi dolinkami. 
W ostatnich latach pojawiło się szereg opracowań, w których w szerszym zakresie poruszana jest problematyka lejów źródłowych. B. Izmaiłow i in. (2003) podkreślają znaczący wpływ procesów prowadzących do rozwoju lejów źródłowych na kształtowanie profilu podłużnego i przebiegu grzbietów w Beskidzie Niskim. Podejmowane są próby charakterystyki lejów źródłowych w różnych obszarach górskich (Wrońska 2006; Jakiełek 2008; Płaczkowska 2009). 
M. Mazurek (2005, 2006) analizuje stosunkowo młode leje źródłowe położone w obszarze o rzeźbie młodoglacjalnej. Leje źródłowe tam występujące położone są w przedziale wysokości od 57,5 do 155,0 m n.p.m. i występują w postaci niewielkich powierzchniowo, zróżnicowanych morfologicznie zlewni zerowego rzędu. M. Mazurek (2008) przedstawia bardzo istotną rolę lejów źródłowych w obszarach o typie rzeźby młodoglacjalnej. Podkreśla ich buforową rolę pomiędzy subsystemem stokowym i korytowym w obrębie zlewni (Mazurek 2005). Analizuje również zróżnicowane procesy hydrologiczne i geomorfologiczne, jakim podlegają, leje źródłowe lub też w tym znaczeniu nisze źródliskowe w obszarach młodoglacjalnych (Mazurek 2008). Zwraca uwagę na to, że obszary źródliskowe stanowią strefy współczesnej degradacji powierzchni morfologicznej i że w ich obrębie ma miejsce bezpośrednie odprowadzanie materiału ze stoków do koryta rzecznego. 
Odrębnym zagadnieniem, które współcześnie jest analizowane jest wpływ działalności człowieka na przekształcanie lejów źródłowych. Najważniejszą rolę w przeobrażaniu odcinków źródłowych w różnych obszarach górskich przypisuje się działalności człowieka polegającej na wycinaniu lasu i wytyczaniu towarzyszących tej czynności dróg i rynien do zwózki drewna (Klimek, Malik 2005; Latocha 2005; Wałdykowski 2005; Wrońska 2005, 2006; Chrost 2006). 
D. Wrońska (2005) podejmuje próbę analizy roli rumoszu drzewnego w zlewniach zerowego rzędu i ciekach pierwszego rzędu oraz przedstawia pewne aspekty dotyczące wykształcenia i funkcjonowania lejów źródłowych w Gorcach. Zwraca uwagę na wykształcenie rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych w zlewniach zerowego rzędu. W kolejnym opracowaniu D. Wrońska-Wałach (2009) podejmuje próbę oceny zdarzeń ekstremalnych i procesów sekularnych w lejach źródłowych w świetle analizy dendrogeomorfologicznej. 
Leje źródłowe są obszarami, w których są zlokalizowane różnego typu wypływy wód podziemnych: źródła, wycieki, wysięki czy młaki. Stądsą one również przedmiotem zainteresowań badań hydrologicznych i hydrogeologicznych. W hydrologii istnieje jednak mało sprecyzowane podejście do lejów źródłowych czy też obszarów źródliskowych. Obszar źródliskowy definiowany jest, jako: „obszar stopniowego tworzenia się cieku głównego, w którym woda podziemna wydostaje się na powierzchnię terenu i ujawnia się w postaci podmokłości, wycieków rzadziej źródeł”. W takiej definicji brak jest informacji dotyczącej powierzchni obszaru źródłowego i może być ona interpretowana w dość dowolny sposób w zależności od wiedzy i doświadczenia odbiorcy (Małecka 2002). W przewodniku do hydrograficznych badań terenowych (Tomaszewski 1996) obszernie scharakteryzowane sąźródła, wycieki powierzchniowe i linijne, wysięki, linie źródeł brak jest natomiast definicji dotyczącej leja źródłowego, zamknięcia dolinnego czy obszaru źródliskowego. W literaturze hydrologicznej leje źródłowe definiowane są również, jako tzw. „obszary zbiorcze” lub też „kotły”. Mają to być obszary gdzie brak jest wykształconego koryta i następuje dzięki istnieniu źródeł i sprzyjających form terenu, formowanie potoków górskich. Istnieje również wąskie podejście, które definiuje nie tyle leje źródłowe, co „źródliska”. Źródliskiem określane są skupiska kilku lub kilkunastu źródeł położonych stosunkowo blisko siebie (Pazdro 1964; Dynowska, Tlałka 1978; Pazdro, Kozerski 1990; Humnicki 2006). 
Jeszcze do niedawna w hydrologii dominowało wąskie podejście, które uwzględniało występowanie obszarów źródliskowych (Pazdro i Kozerski 1990, Małecka 2002, Humnicki 2006). T.P. Burt (1992) proponował definiowanie lejów źródłowych, jako tych obszarów gdzie istnieje ścisła zależność odpływu od spływu powierzchniowego ze stoków. Jednakże coraz częściej podkreśla się, że źródliska i obszary źródliskowe są jednymi ze składowych lejów źródłowych (Rzonca i in. 2008). W ostatnich latach wzrosło zainteresowanie hydrologów małymi zlewniami (small basins), wśród których wyróżnia się obszary źródłowe (headwater areas, headwater catchements, headwater basins). Badania w tego typu zlewniach są istotne ze względu na ilość i jakość zasobów wodnych oraz bioróżnorodność obszarów źródłowych (Jacks 2005; Křeček, Horicka 2005; Petković 2005; Stuurman i in. 2005; Weingartner i in. 2005; Wood A. i in. 2005). Ponad to zwraca się uwagę na leje źródłowe jako obszary gdzie następuje formowanie fali wezbraniowej. Zagadnienie obszarów źródłowych w kontekście zasobów wód o dobrej, jakości oraz zagrożenia obszarów zamieszkałych wodami powodziowymi jest na tyle istotne, że było w 2005 roku tematem międzynarodowej konferencji Headwater Control w Bergen. Wśród tematów badawczych poruszanych przez hydrologów są takie zagadnienia, jak: przewidywanie reakcji zlewni na zdarzenia opadowe (Sanda i in. 2008), tworzenie i testowanie modeli hydrologicznych (Overland, Bleck 2005; Viville, Drogue, 2008), wzajemne oddziaływanie wód podziemnych i powierzchniowych (Hermann, Schumann i in. 2008), analizy hydrochemiczne wód podziemnych i powierzchniowych odwadniających leje źródłowe i analizy denudacji chemicznej systemów zlewni lejów źródłowych (Kostrzewski i in. 1994; Mazurek 2000; Mazurek 2005), prognozowanie ekstremalnych przepływów w nieoprzyrządowanych zlewniach (Outeiro i in. 2009), wpływ zmian pokrycia terenu na kształtowanie się odpływu ze zlewni (Kubin 2005; Olang i in. 2008). Pomimo tak obszernej tematyki w dalszym ciągu pojęcie leja źródłowego czy obszaru źródłowego nie jest sprecyzowane. W zależności od kontekstu za headwaters uznawane są niewielkie zagłębienia, zlewnie zerowego rzędu, ale również obszary zlewni zajmujących kilkadziesiąt kilometrów kwadratowych. Brak sprecyzowanych granic leja źródłowego utrudnia zrozumienie odrębności lejów źródłowych od systemów całych zlewni i wskazuje na zupełnie inne podejście do tematyki lejów źródłowych. W takim znaczeniu leje źródłowe to obszary alimentacyjne, obszary dostawy wód do odcinków położonych poniżej. Są to jednocześnie w tym podejściu wszystkie obszary górskie. 
W zagranicznej literaturze naukowej szeroko rozumiana problematyka dotycząca lejów źródłowych (headwater areas, channel heads) poruszana była wielokrotnie i przez różnych autorów. Podejmowano próby parametryzacji i systemowego ujęcia lejów źródłowych rozumianych, jako zlewnie zerowego oraz pierwszego rzędu o dużej energii potencjalnej, bliskości źródeł i produkcji materiału mineralnego. 
Po raz pierwszy w literaturze geomorfologicznej termin lejów źródłowych – headwater pojawia się już w 1899 roku. W.M. Davis w „The geographical cycle” formuje założenia teoretyczne dotyczące lejów źródłowych. Zakłada istnienie teoretycznego punktu wzdłuż biegu rzeki, powyżej którego wzrasta spadek dna doliny, a poniżej maleje. Proponuje tą część doliny, która jest powyżej tego teoretycznego punktu nazywać headwater, czyli lejem źródłowym. Jednocześnie podkreśla on, że jest to jedyny obszar gdzie istnieje ścisły związek pomiędzy stokiem i korytem. 
Wielu autorów zajmując się analizą sieci dolinnej, jej uwarunkowań, ograniczeń, ewolucji sięgało do lejów źródłowych, jako tych części zlewni, w których mamy do czynienia z najbardziej inicjalną formą rozwoju sieci dolinnej (Strahler 1957). Już w 1940 roku pojawiła się hipoteza dotycząca warunków progowych dla rozczłonkowania rzeźby. W hipotezie postawiony został postulat, że ograniczenie dla rozczłonkowywania rzeźby ma stanowić minimalny obszar potrzebny dla skanalizowania procesów i zapoczątkowania rozwoju koryta. Prosta zależność mówiąca o tym, że im bliżej wododziału zaczyna się koryto tym bardziej rozczłonkowany jest obszar, została w krótkim czasie poddana weryfikacji. 
D.R. Montgomery i W.E. Dietrich w 1988 roku artykułem o prowokującym tytule „Where do channels begin? (Gdzie zaczynają się koryta?) przypomnieli o potrzebie prowadzenia badań nad lejami źródłowymi. Powoływali się oni na nieliczną wówczas jeszcze literaturę uwzględniającą zlewnie zerowego i pierwszego rzędu. Istotnym zagadnieniem, które zostało przez nich przedstawione było znalezienie zależności pomiędzy parametrami morfometrycznymi w lejach źródłowych. Rozpoczęło to trwającą do dzisiaj dyskusję na temat czynników decydujących o lokalizacji początku koryta oraz decydujących o wykształceniu systemów lejów źródłowych. Autorzy wzięli w swoim opracowaniu pod uwagę dwa równania dla procesów, które potencjalnie mogą zapoczątkować powstanie koryta. Pierwsze z nich to równanie dla płytkiego spływu podpowierzchniowego, drugie natomiast to równanie Columba określające warunki, w których dochodzi do powstania osuwisk. Udowodnili oni ujemną zależność pomiędzy powierzchniąźródłową a lokalnym spadkiem doliny. Przy czym wykazana zależność odnosiła się do obszarów położonych w wilgotnym klimacie, gdzie zapoczątkowanie rozwoju koryta odbywa się poprzez ruchy masowe. 
Podejmowane były próby opracowania modeli ewolucji rzeźby w obszarach wysokogórskich (Schlunegger, Schneider 2005). Obejmowały one zagadnienia małych zlewni z uwzględnieniem lejów źródłowych. F. Schlunegger i H. Schneider (2002) analizowali i porównywali warunki, w których dochodzi do rozszerzania strefy wpływu procesów fluwialnych lub procesów stokowych na rozwój rzeźby w odcinkach źródłowych. Wykazali, że w pierwszym etapie rozwoju rzeźby największe znaczenie mają procesy fluwialne i od ich rozprzestrzenienia zależy dalszy rozwój zlewni. Na tym etapie odporność skał, z których zbudowana jest zlewnia ma odgrywać drugorzędną rolę. Dopiero w dalszym etapie rozwoju odporność skał na rozcinanie oraz procesy masowe wywiera wpływ na ostateczny kształt sieci rzecznej i geometrii odcinka źródłowego. Przy czym w warunkach nieprzewyższającej tektonicznego podnoszenia erozji fluwialnej, profile stoku mają przyjmować kształt wypukły ze stromymi odcinkami w lejach źródłowych, a w warunkach odwrotnych dochodzi do powstawania wklęsłych bądź prostych profili podłużnych koryt. 
K. Krzemień (1988, 1991) zwracał uwagę na lokalny transport materiału mineralnego w odcinkach źródłowych w Tatrach Zachodnich. Autor podkreślał jednocześnie, że uruchamiany w cyrkach glacjalnych materiał klastyczny jest zatrzymywany w zagłębieniach bezodpływowych, na terasach oraz na stożkach napływowych. Podobne poglądy wyrażali F. Schlunegger i H. Schneider (2002). Podkreślali, że rozprzestrzenianie powierzchni stokowej redukuje potencjalne możliwości erozyjne zlewni. Jednocześnie wykazali, że wzrost mobilności stoków prowadzi do wyraźnego wzrostu ilości materiału mineralnego transportowanego w obrębie samego leja źródłowego. Jednak, wyraźny wzrost aktywności procesów stokowych prowadzi jednocześnie do spadku wartości objętości materiału odprowadzanego na zewnątrz systemu. Do podobnych wniosków doszli L. Mao i in. (2008). Wykonali oni analizy transportu materiału mineralnego w dwóch obszarach źródliskowych w Alpach Włoskich. Wyniki analiz były zbieżne z informacjami uzyskanymi przez F. Schlunegger’a i in. (2002). Materiał mineralny transportowany podczas wezbrania przez rzeki alpejskie w bardzo małym stopniu pochodził z obszarów źródliskowych. Jednocześnie w tym samym obszarze autorzy wykazali, że w obrębie samych odcinków źródłowych często dochodzi do depozycji materiału z niewielkich rozmiarów spływów gruzowych. 
Jednym z dyskutowanych współcześnie zagadnień jest rola lejów źródłowych w systemie zlewni górskiej. T. Gomi i in. (2002) w zbiorczym opracowaniu przedstawili problem zależności istniejących pod względem morfometrycznym, hydrologicznym i dynamicznym pomiędzy systemem leja źródłowego a systemem całej zlewni. System leja źródłowego został podzielony z uwagi na odrębność procesów biologicznych i hydrologicznych na cztery części: stoki, zlewnie zerowego rzędu, okresowe bądź epizodyczne koryta zaczynające się w obrębie zlewni zerowego rzędu oraz koryta pierwszego bądź drugiego rzędu (Hack, Goodlet 1960). Każdy z tych elementów leja źródłowego charakteryzuje się odmiennym wykształceniem i funkcjonowaniem. 
Stoki charakteryzują się brakiem wyodrębnionej strefy odpływu powierzchniowego. Zlewnie zerowego rzędu stanowią niewielkie zagłębienia, z ukierunkowanym odpływem oraz bez zarysowanej strefy odpływu powierzchniowego (Montgomery, Dietrich 1989). Koryta epizodyczne bądź okresowe zaczynają się w obrębie zlewni 0-rzędu, przy czym ich początek może być nagły bądź stopniowy w zależności od funkcjonowania danego leja źródłowego (Montgomery, Dietrich 1989). Istotny jest w tym względzie rodzaj pokryw, ich zdolności infiltracyjne i retencyjne oraz sposób formowania spływu powierzchniowego (Gomi i in. 2002). Koryta epizodyczne lub okresowe w odróżnieniu od koryt 1-go rzędu są zazwyczaj nieciągłe w profilu podłużnym (Montgomery, Dietrich 1989). Z kolei koryta pierwszego lub drugiego rzędu mogą wchodzić w skład systemu leja źródłowego w zależności od energii generowanej przez wypływy w obrębie strefy źródliskowej (Gomi i in. 2002). 
Zagadnienia dotyczące poszczególnych elementów leja źródłowego zostały w różnym stopniu rozpoznane. Największa liczba opracowań powstała na temat „koryt” w leju źródłowym (headwater streams). Stanowią one jeden z najaktywniejszych morfotwórczo elementów leja źródłowego. Od ich wykształcenia zależy sposób odprowadzania materiału mineralnego i organicznego z leja źródłowego do systemu korytowego. 
P.J. Whiting i J.B Bradley (1993) opracowali klasyfikację dla koryt w lejach źródłowych. Klasyfikacja została oparta o podstawowe parametry takie jak: spadek i szerokość doliny, szerokość koryta, głębokość koryta, średnia frakcja materiału budującego koryto oraz o współczynnik stabilności stoków. Na podstawie klasyfikacji wyodrębnione zostały doliny o podobnym typie morfologicznym, które mają reagować w podobny sposób na konkretne procesy geomorfologiczne. Przy czym parametry do klasyfikacji zostały tak dobrane, żeby przedstawiały po pierwsze warunki, w których dochodzi do destabilizacji stoków, a po drugie warunki w obrębie „koryt”, które warunkują przemieszczanie materiału w dół systemu leja źródłowego. 
„Koryta” występujące w obrębie lejów źródłowych wyraźnie różnią się od tych położonych już w obrębie właściwego sytemu korytowego zlewni górskiej (ryc. 1.2). 
Jedną z podstawowych cech „koryt” w lejach źródłowych jest wyraźna dominacja procesów stokowych nad fluwialnymi (Montgomery, Buffington 1997; Nickolotsky, Pavlowsky 2007). Oznacza to, że kształt profilu podłużnego jest w większej części uzależniony od intensywności procesów stokowych dostarczających materiał mineralny i organiczny. Z tego też względu odcinki „koryt” położone w lejach źródłowych nazywane są w literaturze zagranicznej korytami koluwialnymi (colluvial channels) (Montgomery, Buffington 1997; Bisson i in. 2006). W „korytach koluwialnych” procesy fluwialne działają jedynie epizodycznie. W związku z tak określonym funkcjonowaniem mamy do czynienia z przewagą gromadzenia materiału nad jego wyprzątaniem. Z czego wynika, że koryta koluwialne przez większą część czasu znajdują się w stanie dodatniego bilansu denudacyjnego. Do całkowitego uprzątnięcia materiału zgromadzonego w leju źródłowym, może dojść jedynie epizodycznie. Materiał zgromadzony w korycie koluwialnym uprzątany jest jedynie przez spływy gruzowe lub gruzowo-błotne (Ziętara 1968; Keller, Swanson 1979; Nakamura, Swanson 1993; Mao i in. 2008). 

W.E. Dietrich i T. Dunne (1978) wskazywali, że do uprzątnięcia materiału z leja źródłowego może dochodzić jedynie, co kilkaset lat. Podobnie H.M. Kesley (1980) podkreślał, że zdarzenia o wymiarze ekstremalnym, które są w stanie przekształcić całkowicie koryta w lejach źródłowych występują, co 300-500 lat. Dotychczasowe badania wskazują, że transport fluwialny w lejach źródłowych ograniczony jest ze względu na zbyt niską w porównaniu do frakcji zgromadzonego materiału siłę nośną wody (Krzemień 1991). I.E. Benda i T.W. Cundy (1990) w nawiązaniu do wcześniejszych opracowań zaproponował pewien model ewolucji koryt koluwialnych. 
Na ich rozwój mają się składać występujące na przemian w różnej skali przestrzennej i czasowej procesy gromadzenia materiału i jego uprzątania. 
Wielu autorów podkreślało, że bliskie związki pomiędzy korytami w lejach źródłowych a stokami sprawiają, że koryta wykazują większe niż w systemie fluwialnym zróżnicowanie w profilu podłużnym. Mogą w nich występować odcinki złożone ze: stopni (steps-steps), stopni z kociołkami erozyjnymi (Nickolotsky, Pavlowsky 2007), z wychodniami skalnymi (bedrock) oraz bystrza (rapids). Poszczególne odcinki mogą być zbudowane z rumoszu skalnego, drzewnego lub mogą być założone na wychodniach skalnych lub korzeniach (Keller, Swanson 1979; Nakamura, Swanson 1993; Thompson 1995; Chartrand, Whiting 2000; Benda i in. 2005, Gorczyca, Krzemień 2008). 
Rozkład w przestrzeni poszczególnych odcinków uzależniony jest od: intensywności procesów masowych, erozji wykrotowej, ilości dostępnego materiału organicznego, dostawy osadów mineralnych oraz od ingerencji człowieka w system leja źródłowego (Nakamura, Swanson 1993; Chin 1999, Montgomery 2004). T. Gomi i in. (2003) szczególnie zwracali uwagę na dwa procesy wpływające na różnicowanie profilu podłużnego w korytach koluwialnych. Pierwszym z nich jest prowadzenie wycinki drzew, a drugim działalność procesów masowych. Wpływ tych procesów widoczny jest zarówno w skali pojedynczych stopni jak i w formowaniu całych odcinków. Procesy masowe oraz zrywka drewna prowadzą do wyprzątania grubego rumoszu drzewnego z lejów źródłowych. Analizy tych odcinków koryt górskich wykonywane były nie tylko ze względu na znaczne ich zróżnicowanie morfologiczne, ale również ze względu na praktyczne zastosowanie analiz dotyczących wpływu wykształcenia odcinków źródłowych na bioróżnorodność koryt potoków górskich. 
Tak ukształtowany profil podłużny „koryt źródłowych” jest efektem niewielkiej w tym odcinku w stosunku do frakcji, która buduję koryta energii przepływającej wody. Profil schodowy z progami założonymi na rumoszu skalnym, drzewnym oraz na wychodniach skalnych wymusza akumulację transportowanego materiału mineralnego powyżej przeszkód. Spływy torencjalne i gruzowe oraz inne ruchy masowe mają dostarczać do rozcięć znaczne ilości rumoszu drzewnego i skalnego, na którym później powstają progi. Całość tych procesów ma prowadzić do zmiany profilu podłużnego den rozcięć w lejach źródłowych (Lancaster, Grant 2006) . 
A. Nickolotsky, R. T. Pavlowsky (2007) podkreślali z kolei znaczenie litologii i aktywności procesów osuwiskowych na stokach przylegających do koryt w formowaniu profilu podłużnego den rozcięć w lejach źródłowych. Szukali oni zależności istniejących pomiędzy parametrami koryt w lejach źródłowych a wykształceniem samych odcinków źródłowych. Wykazali między innymi silną korelację pomiędzy odległością między stopniami a szerokością koryt oraz pomiędzy odległością między progami a powierzchnią zlewni. Wykazali również korelację pomiędzy wysokością progów a nachyleniem odcinków koryt oraz między wielkością klastów a wysokością progów. Analizie poddawane były zarówno stopnie zbudowane z rumoszu drzewnego jak i materiału mineralnego. W obu przypadkach wyraźne zależności zostały wykazane pomiędzy odległością między stopniami a spadkiem koryta, szerokością koryta a powierzchnią zlewni, powierzchnią zlewni a spadkiem koryta oraz pomiędzy wysokością stopni a szerokością koryta (Heede 1985; Krzemień 1991; Wohl, Grodek 1994; Wohl i in. 1997). 
Według A. Chin (1999, 2003) rozmieszczenie stopni w obrębie stromych koryt w lejach źródłowych również nie jest przypadkowe. Wysokość stopni uzależniona jest od frakcji materiału skalnego budującego stopnie, a odległość między stopniami jest funkcją wartości maksymalnego odpływu (Chin 1999; Chin 2003). Z kolei D.R. Montgomery i J.M. Buffington (1997) rozkład stopni w leju źródłowym próbowali uzależniać od: litologii, reżimu hydrologicznego, nachylenia oraz od dostawy pokryw stokowych do koryt koluwialnych. 
Wielu autorów zwracało uwagę na znaczną rolę rumoszu drzewnego w formowaniu przeszkód, na których deponowany jest drobny materiał mineralny (Zimmermann, Church 2001; Diez i in. 2001; Montgomery i in. 2003). Gruby rumosz drzewny dostarczany jest do koryt w lejach źródłowych bezpośrednio z ich sąsiedztwa (McDade i in. 1990). Na rumoszu drzewnym powstają naturalne pułapki dla drobnego materiału mineralnego i drobnego rumoszu drzewnego. Udział progów zbudowanych z rumoszu drzewnego w całkowitym profilu podłużnym „koryt” w lejach źródłowych może wynosić od 12 nawet do 58% profilu podłużnego. Za istotną przyczynę takiego faktu uznawana jest znaczna stabilność zapór powstających dzięki depozycji znacznych rozmiarów materiału organicznego. Z uwagi na niską energie przepływu rumosz drzewny w lejach źródłowych stanowi element stosunkowo trwały, którego obecność określona jest jedynie czasem potrzebnym na rozkład drewna budującego progi (Keller, Swanson 1979; Mosley 1981). D.M. Thopmson (1995) podkreślał, że progi założone na grubym rumoszu drzewnym są nawet bardziej skuteczne w wychwytywaniu osadów mineralnych niż progi założone na wychodniach skalnych lub rumoszu skalnym. Obecność w „korytach” grubego rumoszu drzewnego (Large Woody Derbis – LWD) odgrywa znaczącą rolę w kształtowaniu nie tylko profilu podłużnego koryt położonych w lejach źródłowych, ale wpływa także na funkcjonowanie koryt. LWD zwiększa szorstkość dna koryt i przez to redukuje prędkość i rozprasza energię kinetyczną przepływającej wody. Decyduje więc o lokalizacji stref erozji i depozycji oraz tworzy lokalne bazy erozyjne. Przyczynia się również do opancerzania koryta (Marston 1982; Adenlof , Wohl 1994; Curran, Wohl 2003). 
Dlatego też rola rumoszu drzewnego w funkcjonowaniu cieków górskich jest bardzo istotna, a usunięcie progów zbudowanych z rumoszu drzewnego powoduje uruchomienie na dużą skalę transportu materiału mineralnego (Heede 1985; Smith i in. 1993; Ralph i in. 1994; Woodsmith, Buffington 1996; Halwas, Church 2002; Gomi i in. 2003; Davies i in. 2005). Najważniejszym parametrem rumoszu drzewnego jest przy tym stosunek jego długości do szerokości koryta. Decyduje on o możliwości transportowania rumoszu drzewnego i o jego zdolności do zatrzymywania materiału mineralnego (Swanson i in. 1998). 
Jednym z najistotniejszych elementów składowych leja źródłowego jest zlewnia zerowego rzędu (Hack, Goodlett 1960). W. E. Dietrich, T. Dunne (1978) wykazali, że w obrębie zlewni zerowego rzędu występują formy nisz źródliskowych, które zapoczątkowują koryta pierwszego rzędu. Nisze źródliskowe (hollows)są to zagłębienia wypełnione zwietrzeliną, której miąższość może wynosić do 3 m. W obrębie nisz źródliskowych mogą mieć swój początek płytkie osuwiska zwietrzelinowe, które poniżej mogą się przeradzać w spływy błotne lub gruzowe. Autorzy wyliczyli, że podczas jednego zdarzenia ekstremalnego dochodzi do usunięcia z nisz źródliskowych a przez to również z leja źródłowego osadów o takiej objętości, co wciągu 20-40 lat usuwane jest w wyniku działania powolnego spełzywania dostarczającego pokrywy do den koryt pierwszego rzędu. W.E. Dietrich i 
T. Dunne (1978) opracowali schemat rozwoju i funkcjonowania zagłębień początkowych (nisz źródliskowych). Rozwój nisz źródliskowych może następować poprzez naprzemienne wypełnianie zagłębień przez materiał koluwialny i jego usuwanie podczas zdarzeń ekstremalnych. Podczas zdarzeń ekstremalnych może dochodzić do cofania nisz źródliskowych poprzez erozję wsteczną. Według wspomnianych wyżej autorów konsekwencją naprzemiennego działania zdarzeń ekstremalnych i procesów sekularnych jest współcześnie podobna pozycja zamknięcia niszy źródliskowej. O jej rozwoju ma decydować dominacja jednej z grupy procesów: degradacyjnych bądź agradacyjnych. R. Hessel i in. (2003) zajmowali się analizą lokalizacji wypływów wód podziemnych. Podkreślają, że lokalizacja wypływów jest w większym stopniu uzależniona od procesów stokowych w górnej części leja źródłowego niż od intensywności erozji wstecznej. Szczegółową analizą procesów geomorfologicznych zachodzących w niszach źródliskowych zajmowali się L. Benda i T. Dunne (1997a, b). Opracowali oni również schemat rozwoju nisz źródliskowych oparty o analizy zwietrzeliny wypełniającej nisze źródliskowe. 
D.R. Montgomery i W.E. Dietrich (1988) próbowali wiązać genezę form nisz źródliskowych (hollows) z konkretnymi procesami. I tak: procesy osuwiskowe i sufozyjne mają prowadzić do powstania form o dużym spadku, natomiast procesy spływu powierzchniowego mają prowadzić do powstawania form o mniejszym spadku za to rozleglejszych powierzchniowo. Kolejne analizy zależności doprowadziły jednak do odmiennych wniosków. Ci sami autorzy na podstawie analiz przy pomocy technik GIS i danych zebranych przy pomocy GPS-u wykazali brak zależności pomiędzy wcześniej przyjętymi parametrami. Przy czym o ile zrozumiały jest brak zależności pomiędzy powierzchnią i spadkiem w obrębie lejów źródłowych wykształconych w bazaltach o tyle ciekawy jest brak tej zależności pomiędzy lejami źródłowymi wykształconymi w obrębie piaskowców. 
Jednym z istotniejszych zagadnień dotyczących lejów źródłowych jest ich funkcjonowanie w różnej skali przestrzennej i czasowej. W systemowym ujęciu lejów źródłowych istotne jest uwzględnienie sposobu obiegu energii i materii. Istotne jest przy tym zarówno zrozumienie samego jej obiegu w obrębie lejów źródłowych jak i dróg ich odprowadzania do systemu korytowego. Nośnikiem energii w obszarach źródliskowych jest woda. Woda ta dociera do lejów źródłowych w postaci przede wszystkim opadów atmosferycznych. Przy czym w porównaniu do całych systemów zlewni górskich, leje źródłowe charakteryzują się wyraźną odmiennością. Zajmują one miejsce najwyżej położone w obrębie zlewni i z tego względu otrzymują większe sumy opadów atmosferycznych. Przy czym punktowe opady atmosferyczne występują w ich obrębie znacznie częściej niż w obszarach niżej położonych (Gomi i in. 2002). 
Od wykształcenia lejów źródłowych oraz istnienia specyficznych połączeń pomiędzy zlewniami zerowego rzędu, a ciekami pierwszego bądź drugiego rzędu zależy sposób kształtowania fali wezbraniowej (Tsuboyama i in. 2000). Rozpoznanie warunków, podczas których istnieje bezpośrednie połączenie pomiędzy zlewniami zerowego rzędu a systemem cieków jest jednym z istotniejszych zagadnień hydrologiczno-geomorfologicznych (Sidle i in. 2000). 
Informacji na temat funkcjonowania lejów źródłowych dostarczają prace eksperymentalne. Ważne jest dla tych eksperymentów charakterystyczne wykształcenie lejów źródłowych. Cechują się one znacznymi nachyleniami stoków oraz występowaniem miąższych peryglacjalnych i koluwialnych pokryw. W przypadku przekroczenia wartości progowych nachylenia, kohezji i ciśnienia porowego, powstają w nich, odpowiednie warunki dla formowania płytkich osuwisk zwietrzelinowych. 
Wielu autorów analizowało pojedyncze procesy działające w obrębie lejów źródłowych (Lehre 1987; Benda, Dunne 1997b, Montgomery i in. 1997; Torres i in. 1998; Brooks i in. 2002). Zajmowano się osuwaniem, spełzywaniem, spływami gruzowymi i gruzowo-błotnymi. Podejmowane były próby rozpoznania dróg infiltracji, krążenia śródpokrywowego oraz wypływu na powierzchnię wód opadowych. Jednym z zagadnień dyskutowanych współcześnie jest dynamika krążenia wód w strefie nienasyconej (aeracji). Wpływa ona na kształtowanie ciśnienia porowego, odpływu ze stoków oraz warunków, podczas których dochodzi do powstawania płytkich osuwisk zwietrzelinowych. Dotychczasowe badania prowadzone w różnych obszarach górskich na świecie wskazują na to, że dynamika procesów w strefie nienasyconej wywiera bardzo wyraźny wpływ na kształtowanie rozpatrywanych procesów hydrologiczno-geomorfologicznych. Przepływ wody przez strefę nienasyconą jest bardzo skomplikowany i przebiega przez system makro i mezoporów, kanałów pokorzeniowych, zagłębień w obrębie skały macierzystej oraz przez (wykazujące różną wodoprzepuszczalność) pokrywy. Z kolei, D.R. Montgomery i in. (1997) wskazywali na znaczącą rolę spływu wód na granicy skały litej i zwietrzeliny w formowaniu ciśnienia porowego niezbędnego do uruchomienia płytkich osuwisk zwietrzelinowych. 
Jednym z ważniejszych paradygmatów dotyczących mechanizmu funkcjonowania połączeń pomiędzy zlewnią zerowego-rzędu a ciekiem pierwszego rzędu jest zróżnicowana przestrzennie i czasowo odpowiedź systemu leja źródłowego na wzrost wilgotności pokryw w czasie opadów o różnym natężeniu. Zależność pomiędzy odpływem ze zlewni zerowego rzędu a odpływem w ciekach pierwszego rzędu nie jest liniowa. Połączenie pomiędzy tymi dwoma elementami leja źródłowego następuje dopiero po przekroczeniu w zlewni zerowego rzędu wartości progowej wilgotności pokryw (Torres i in. 1998; Sidle i in. 2000). 
Istotne dla parametryzacji i zrozumienia funkcjonowania lejów źródłowych jest wyznaczenie jego granic. Górna granica systemu leja źródłowego jest łatwiejsza do określenia; uznaje się za nią zazwyczaj linię wododziału zlewni 1-szego lub 2-go rzędu (Hack, Goodlet 1960; Gomi i in. 2002). Nieco większy problem stanowi wyodrębnienie dolnej granicy leja źródłowego. Ma ona stanowić jednocześnie górną granicę systemu korytowego. Zatem wyodrębnienie dolnej granicy leja źródłowego powinno wskazywać strefę wyraźnego przejścia od dominacji procesów stokowych nad procesami korytowymi do wyraźnej dominacji procesów korytowych nad stokowymi. Dolną granicę może zatem wyznaczać strefa zmiany (zmniejszenia) spadku, która wymusza depozycję materiału transportowanego przez procesy stokowe (osuwanie, spływy gruzowe) (Gorczyca, Krzemień 2008). Z kolei strefa zmiany spadku jest zazwyczaj zlokalizowana w miejscu gdzie mamy do czynienia z większym lub częstszym przyłożeniem siły podczas zdarzeń o różnym natężeniu (Benda, Cundy 1990). Taka sytuacja generowana jest często pojawieniem się dopływu bocznego lub jest związana z obecnością lokalnej bazy erozyjnej. 
Wielu autorów uznawało za kluczowe zrozumienie funkcjonowania strefy przejściowej pomiędzy procesami masowymi a fluwialnymi. Ze względu na to, że analizy wykonywane były głównie dla obszarów wysokogórskich, powszechnie uznaje się, że spływy gruzowe (nie Newtonowskie) odgrywają najistotniejszą rolę w procesie transportu i dostawy materiału mineralnego z systemu leja źródłowego do systemu korytowego (Dietrich, Dunne 1978; Keller, Swanson 1979; Benda, Dunne 1987; Benda 1990; Nakamura, Swanson 1993; Benda, Dunne 1997b; Swanson et al. 1998; Benda i in. 2005; Lancaster, Grant 2006). S.T. Lancaster i G.E. Grant (2006) zaznaczali, że „…”przejście pomiędzy procesami spływów gruzowych a procesami fluwialnymi jest najistotniejszym połączeniem pomiędzy procesami działającymi w lejach źródłowych a procesami w systemie korytowym”. Zrozumienie tej zależności istotne jest ze względu na zrozumienie bilansu denudacyjnego zlewni. L. Benda i in. (2005) zwracali uwagę na uzależnioną od lokalnych warunków lokalizację granicy przejściowej pomiędzy procesami w systemie stokowym i fluwialnym. 
Lokalizacja strefy przejściowej pomiędzy lejem źródłowym, a korytem jest uzależniona od parametrów morfometrycznych systemu leja źródłowego, a te z kolei powiązane sąściśle z parametrami fizycznymi. Dlatego też podejmowane są próby analizy parametrów fizycznych, które mogą definiować położenie strefy przejściowej pomiędzy lejem źródłowym a korytem fluwialnym. Jednym z takich parametrów fizycznych jest jednostkowa moc strumienia (ω) 
AS 
ω = 

W 
gdzie A, S i W oznaczają odpowiednio: powierzchnię zlewni, spadek koryta oraz szerokość koryta. Dyskutowany jest również związek pomiędzy jednostkową siłą strumienia (ω), powierzchnią odwadniania (A), szerokością koryta (W), spadkiem koryta (S), a średniąśrednicą ziarn (D50) (Golden, Springer 2006). C.J. Brummer i 
D.R. Montgomery (2003) wykazali, że wraz ze wzrostem jednostkowej siły strumienia w dół leja źródłowego następuje wzrost średniej średnicy transportowanych okruchów z tym, że zaburzenie tej zależności może wystąpić w przypadku znacznej dostawy materiału mineralnego dzięki spływom gruzowym oraz w przypadku ingerencji człowieka. 
Dotychczasowe badania prowadzone na świecie doprowadziły ponad to do wyodrębnienia pewnych prawidłowości dotyczących pojedynczych procesów lub grup procesów działających w leju źródłowym. F. Schlunegger i H. Schneider (2005) wskazują na istnienie w lejach źródłowych form charakterystycznych zarówno dla procesów ekstremalnych, epizodycznych jak i sekularnych. Osuwanie oraz spływy gruzowe uznawane są za dominujące procesy geomorfologiczne w obrębie lejów źródłowych. Tego typu procesy masowe mają być odpowiedzialne za transport osadów mineralnych oraz rumoszu drzewnego z górnej części leja źródłowego w kierunku dolnych odcinków tego systemu (Benda, Cundy, 1990; Swanson i in. 1998). W dłuższym okresie czasu występujące z niewielką częstością, ale mające dużą intensywność procesy masowe mogą stopniowo prowadzić do denudacji obszarów górskich. Przy czym w górach średnich w warunkach klimatu umiarkowanego ich efektywność morfologiczna może być znacznie większa niż zdarzeń częstszych, ale o małej intensywności (Eaton i in. 2003). 
Dotychczas w literaturze geomorfologicznej i hydrologicznej brak jest opracowań dotyczących ściśle modelowania warunków hydro-geomorfologicznych w lejach źródłowych. Istnieją jednak opracowania, w których zajmowano się poszczególnymi procesami geomorfologicznymi działającymi w lejach źródłowych. R. 
Hessel i in. (2003) zajmowali się określeniem wpływu nachylenia na szorstkość Manning’a (n), a tym samym warunkami, przy których dochodzi do formowania określonej prędkości przepływu w korytach o dużym spadku i na stromych stokach. 
Dodatkowym zagadnieniem, jakie jest współcześnie rozpatrywane, jest wpływ działalności człowieka na wykształcenie i funkcjonowanie lejów źródłowych. Istotne jest w tym względzie prowadzenie przez człowieka gospodarki leśnej i modyfikacja kondycji i wieku drzewostanu. Wiek drzewostanu, który przekłada się na jego gęstość, wysokość oraz odległość drzew od cieków jest istotnym parametrem, który może wpływać w znaczący sposób na modyfikację dostawy grubego rumoszu drzewnego do cieków (McDade i in. 1990). Drzewostan młodszy dostarcza mniej grubego rumoszu drzewnego do cieków, a zatem w mniejszym stopniu wpływa na kształtowanie profilu podłużnego koryt cieków. Jak zostało to już wielokrotnie udowodnione prowadzenie gospodarki leśnej, polegającej na wycince drzew oraz wytyczaniu dróg do zwózki drewna prowadzi do zmniejszenia dostawy rumoszu drzewnego do cieków a tym samym prowadzi w dłuższym okresie czasu do zwiększenia dostawy wody i materiału mineralnego do systemu fluwialnego poniżej lejów źródłowych. Może również prowadzić do zwiększenia ryzyka wystąpienia spływów gruzowych, zwiększenia częstość hydrologiczno-geomorfologicznych zdarzeń ekstremalnych oraz wyraźnie zwiększenia ich amplitudy (Swanson i in. 1998). 
Z przeglądu dotychczasowego stanu badań nad lejami źródłowymi w literaturze polskiej i zagranicznej wynika, że leje źródłowe rozpatrywane są współcześnie głównie pod kątem ich odmienność od systemu korytowego. Systemy te są odmienne w sensie hydrologicznym, geomorfologicznym jak również biologicznym. Odmienność polega przede wszystkim na ścisłym związku pomiędzy procesami stokowymi i korytowymi oraz na większej zmienności procesów w wymiarze przestrzennym i czasowym. 
Wyraźnie brakuje opracowań dotyczących wewnętrznej struktury lejów źródłowych. Dotychczasowe modele funkcjonowania zlewni lejów źródłowych uwzględniają jeden najprostszy układ, nie uwzględniają zazwyczaj złożoności problemu dotyczącego lejów źródłowych. 
Analizy obejmujące funkcjonowanie strefy przejściowej w leju źródłowym prowadzone były przede wszystkim w obszarach wysokogórskich, zlodowaconych w plejstocenie. Cechują się one większą w porównaniu do obszarów średniogórskich dynamiką rzeźby oraz większą heterogenicznością morfogenetyczną. Ze względu na inną historię rozwoju obszarów średniogórskich, inną energię rzeźby oraz warunki przyrodnicze funkcjonowanie lejów źródłowych w obszarach średniogórskich jest odmienne od rozpoznanego w obszarach wysokogórskich. 
Współcześnie wiele uwagi poświęca się możliwości wykorzystania cyfrowego modelu DEM i oprogramowania GIS w badaniach lejów źródłowych. Ponad to w celu rozpoznania funkcjonowania procesów działających w lejach źródłowych wykonywane są zróżnicowane eksperymenty terenowe uwzględniające bardzo szczegółowy monitoring zlewni zerowego rzędu oraz koryt i cieków pierwszego rzędu. W dalszym ciągu niewiele wiadomo na temat warunków hydrometeorologicznych, podczas których uruchamiane są zróżnicowane procesy morfogenetyczne w poszczególnych częściach leja źródłowego. Brak jest w dalszym ciągu opracowań łączących podejście systemowe do lejów źródłowych z ich typologią oraz analizą struktury wewnętrznej. 
1.3 Cel badań 
Nadrzędnym celem moich badań jest poznanie rzeźby i kierunku współczesnej ewolucji lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej na przykładzie wybranych obszarów w Karpatach fliszowych. 
Celem szczegółowym jest: 
a) charakterystyka morfograficzno-morfometryczna lejów źródłowych, 
b) ocena wpływu czynników naturalnych i antropogenicznych na 
wykształcenie lejów źródłowych, 
c) określenie procesów dominujących, przekształcających leje źródłowe oraz 
znaczenia procesów sekularnych i katastrofalnych w przekształcaniu 
poszczególnych części leja źródłowego, 
d) wypracowanie modeli funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich. Tak sformułowany cel opracowania wymaga zdefiniowania terminu leja źródłowego: Rozumiany będzie on, jako forma wklęsła o starszych założeniach stanowiąca skomplikowany subsystem morfodynamiczny zlewni średniogórskich, położony na granicy dwóch subsystemów, stokowego i korytowego. Rozwój tego subsystemu zachodzi pulsacyjnie poprzez współdziałanie procesów powierzchniowych i linijnych. 
Cechuje się zróżnicowaną dynamiką działających procesów. Najbardziej aktywnymi strefami są w nim, różnego typu rozcięcia erozyjne, drogi do zwózki drewna, nisze źródliskowe, niecki z pasami rumoszu skalnego, niecki złaziskowe oraz powierzchnie osuwiskowo-złaziskowe. Rozwój poszczególnych mezo i mikroform związany jest z działaniem zróżnicowanych procesów naturalnych i antropogenicznych: erozji wgłębnej, wstecznej, spłukiwania, sufozji, osuwania, osiadania, spełzywania, erozji wykrotowej oraz procesami związanymi ze zwózką drewna. Działanie zespołu tych procesów wyznacza tendencje rozwojowe poszczególnych lejów źródłowych. 
1. 4 Obszar badań 
Obszar badań zlokalizowany jest w zewnętrznych Karpach fliszowych w trzech odmiennych pod względem położenia, budowy geologicznej oraz wykształcenia pasmach górskich. Zaczynając od zachodu są to Gorce, Beskid Sądecki oraz Bieszczady (ryc. 1.3). Analizowane obszary różnią się pod względem litologii i tektoniki. Zbudowane są z ogniw litologiczno-stratygraficznych jednostki magurskiej i śląskiej. Różnią się również stylem tektonicznym. Gorce i Beskid Sądecki stanowią pod względem tektonicznym strefę przejściową, natomiast w Bieszczadach mamy do czynienia ze stromo ustawionymi, wąskimi strukturami tektonicznymi (Książkiewicz 1972). Pod względem geomorfologicznym z wysokościami wynoszącymi ponad 1100 m n.p.m. oraz nachyleniami stoków powyżej 20-30º są to typowe obszary średniogórskie (Klimaszewki 1972). W badanych obszarach stoki grzbietów rozcięte są głębokimi dolinami wciosowymi, które zaczynają się lejami źródłowymi o głębokości wynoszącej od 120 nawet do 450 m. Są to obszary gdzie nachylenia stoków wynoszą od 30 do 50º a den dolin od 15 do 45º. Leje źródłowe wycięte są w różnych pokrywach stokowych. Materiale koluwialnym, pokrywach soliflukcyjnych oraz w zwietrzelinie in situ. 
Szczegółowe badania prowadzone były w lejach źródłowych potoków w Gorcach. Dla celów porównawczych przeanalizowane były leje źródłowe w Bieszczadach i Beskidzie Sądeckim (ryc. 1.3). W Gorcach wybrane zostały leje źródłowe położone w bezpośrednim sąsiedztwie rozrogu Turbacza oraz pojedyncze leje źródłowe rozcinające stoki grzbietów bocznych. 

1.5 Metody badań 
Podjęta problematyka geomorfologiczna wymagała zastosowania różnych metod badawczych. Badania obejmowały: 
• 	
kartowanie geomorfologiczne, 

• 	
analizę lejów źródłowych z wykorzystaniem cyfrowego modelu DEM i programu ArcGis, 

• 	
analizę statystyczną parametrów lejów źródłowych, 

• 	
analizę składu mechanicznego materiału mineralnego, 

• 	
analizę dendrogeomorfologiczną. 


W celu rozpoznania rzeźby lejów źródłowych prowadzone były badania terenowe. Obejmowały one szczegółowe kartowanie geomorfologiczne wybranych lejów źródłowych w Gorcach oraz dla celów porównawczych wybrane zostały również leje źródłowe w Bieszczadach i Beskidzie Sądeckim. Kartowanie geomorfologiczne wykonywane było na mapach topograficznych w skali 1: 10000, dodatkowo dla niektórych lejów źródłowych i poszczególnych ich elementów wykonywane były bardziej szczegółowe plany w skali 1: 5000, 1: 2500 i 1:100. Podczas kartowania wykorzystywany był raptularz do kartowania lejów źródłowych. Raptularz ten jest zmodyfikowaną wersją raptularzu do kartowania koryt opracowanego w Zakładzie Geomorfologii Instytutu Geografii i Gospodarki Przestrzennej UJ (Kamykowska i in. 1999). 
W raptularzu zawarte są takie informacje jak: budowa geologiczna, układ w stosunku do upadu i biegu warstw skalnych, cechy morfometryczne leja źródłowego, 
liczba i typ mezo-i mikroform w poszczególnych częściach leja źródłowego, cechy morfometryczne i stopień zachowania poszczególnych mezo-i mikroform w leju źródłowym oraz przeważająca frakcja materiału mineralnego i drzewnego występująca w obrębie rozcięć erozyjnych w leju źródłowym. Na mapach znaczone były rodzaje form geomorfologicznych, notowane były ich parametry morfometryczne: długość, szerokość, wysokość, głębokość, powierzchnia, ponadto wykonywane były profile podłużne i poprzeczne przez leje źródłowe i poszczególne ich elementy. Dolinki w leju źródłowym dzielone były ze względu na ich genezę i wiek na: wciosy, wądoły, niecki zmywowe, niecki złaziskowe oraz niecki z pasami rumoszu skalnego. W badaniach wykorzystywane były pomiary GPS oraz dla dokładnej lokalizacji pionowej form wykorzystany został Kestler 4000 z wbudowanym altymetrem. Na podstawie szczegółowego kartowania geomorfologicznego sporządzone zostały mapy geomorfologiczne. 
W celu wykonania dalszych analiz wykonane zostały z map topograficznych w skali 1: 10000 (układ 1965 i 1992) numeryczne modele terenu (DEM) o rozdzielczości 5 m. Z uzyskanego DEM-u wykonane zostały dla lejów źródłowych potoków gorczańskich mapy ekspozycji i nachylenia. Przyjęte zostały klasy nachyleń: 0-2°, 2-7°, 7-10°, 10-15°, 15-20°, 20-25°, 25-30°, >30°. Mapy geomorfologiczne zostały wykonane na przygotowanych mapach nachyleń. 
Dla pełnego scharakteryzowania lejów źródłowych przeprowadzono ich typologię. W pierwszej kolejności dokonano wyboru kryteriów typologicznych. Wybór kryteriów typologicznych został oparty na analizach materiałów zebranych podczas kartowania geomorfologicznego oraz na analizach statystycznych. W celu wykonania typologii lejów źródłowych wyliczono parametry morfometryczne dla 69-ciu lejów źródłowych położonych w polskich Karpatach fliszowych. Do analizy wykorzystane zostało: 16-cie lejów źródłowych w Gorcach, 17-ście w Bieszczadach oraz 20-ścia w Beskidzie Sądeckim. Ponad to, w analizach wykorzystane były dodatkowo parametry z lejów źródłowych w Paśmie Lubania wyliczone przez E. Płaczkowską (2009). 
Parametry, które zostały odczytane z mapy i wyliczone dla poszczególnych lejów źródłowych to: powierzchnia (A), wysokość maksymalna i minimalna (Hmax Hmin), głębokość (ΔH), średnia wysokość (Hśr), długość maksymalna (Lm), średnia szerokość (W), wskaźnik formy (µ), spadek (s), wskaźnik rzeźby Strahlera (wskS), wskaźnik średniego nachylenia (wsk), obwód (P), wskaźnik kolistości (Ck), wskaźnik wydłużenia (Cw), długość rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych (vl) oraz gęstość rozczłonkowania (D). Parametry zostały poddane korelacji przy pomocy równania regresji liniowej. 
Za podstawowe kryterium typologiczne przyjęto układ lejów źródłowych w stosunku do upadu i biegu warstw skalnych oraz „makro-rzeźbę”. W celu przedstawienia wpływu budowy geologicznej i „makro-rzeźby” na wykształcenie lejów źródłowych zestawione zostały parametry lejów. Leje źródłowe podzielone zostały na klasy: obsekwentne, konsekwentne, subsekwentne, złożone, w których znalazły się formy wykształcone w ten sam sposób w stosunku do budowy geologicznej oraz klasy; erozyjne i osuwiskowe, w których znalazły się leje źródłowe o tym samym typie dominujących procesów morfogenetycznych. Tak zestawione parametry poddane zostały analizie wariancji z wykorzystaniem dostępnej opcji: jednoczynnikowa ANOVA w programie STATISTICA 8 (ryc. 1.4). W analizie uwzględnione zostały różnice wewnątrz poszczególnych klas wyróżnionych za względu na stosunek do budowy geologicznej lub dominujące procesy morfogenetyczne (tzw. Różnice przypadkowe error) i różnice pomiędzy określonymi klasami (tzw. efekt) pokazujące faktyczne zróżnicowanie analizowanych lejów źródłowych. W przyjętej procedurze za zmienne zależne przyjęte zostały parametry wyliczone dla lejów źródłowych (ryc. 1.4 -czerwona ramka), a za zmienne grupujące odpowiednio klasy lejów źródłowych wyróżnione ze względu na stosunek do budowy geologicznej oraz ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne (ryc. 1.4 – niebieska ramka). 
W dalszej kolejności w celu zbadania różnic pomiędzy średnimi z poszczególnych klas zestawione parametry lejów źródłowych poddane zostały testowi post-hoc H. Scheffego (1953 vide Stanisz 2007a). Test ten należy z jednej strony do najbardziej konserwatywnych metod porównańśrednich, z drugiej strony jest to metoda, która pozwala na znalezienie tylko najbardziej istotnych różnic pomiędzy analizowanymi klasami lejów źródłowych wyróżnionymi ze względu na stosunek do budowy geologicznej i przeważające procesy morfogenetyczne. Test Sheffego opiera się na porównaniu różnic między parami średnich z próby z najmniejszą istotną różnicą tzw. NIR (Stanisz 2007a). Ponad to, wykonane zostały korelacje wewnątrz poszczególnych klas (wewnątrzgrupowe) lejów źródłowych. 

W dalszej kolejności zestawione zostały klasy lejów źródłowych wyróżnione ze względu na stosunek do budowy geologicznej i dominujące procesy morfogenetyczne. W celu sprawdzenia poprawności stworzonego podziału wykona została typologia z wykorzystaniem metod analizy skupień: aglomeracyjnej oraz grupowania metodą k-średnich. Wykorzystana została metoda aglomeracyjna pełnego wiązania, gdyż jest to metoda, którą stosuje się dla obiektów, które mają skłonność do występowania w „grupach” (Stanisz 2007b). W analizie wykorzystane zostały parametry morfometryczne, które wykazywały największe zróżnicowanie w obrębie poszczególnych klas lejów źródłowych, czyli: głębokość, spadek, wskaźnik rzeźby Strahlera, wskaźnik średniego nachylenia oraz wskaźnik wydłużenia. Metoda grupowania k-średnich została wybrana ze względu na możliwość zalożenia a-priorii liczby skupień, czyli w tym przypadku liczby typów lejów źródłowych. W analizie powstaje taka liczba skupień jak wstępnie zakładamy, tak aby obiekty umieszczone w tych skupieniach były do siebie jak najbardziej podobne (Stanisz 2007b). 
W celu poznania współczesnej ewolucji lejów źródłowych zastosowałam analizę składu mechanicznego materiału mineralnego oraz metodę dendrogeomorfologiczną. Dla potrzeb analizy składu mechanicznego materiału mineralnego w obrębie rozcięć w lejach źródłowych, próby osadów pobierane były ze stref powyżej progów zbudowanych z rumoszu drzewnego, poniżej kociołków eworsyjnych oraz z bocznych łach, w odstępach co 10 – 30 m. Analizowany materiał został wysuszony w 105ºC i przesiany przez sita o średnicy: 20, 10, 2, 1, 0.5, 0.25 oraz 0.125 mm (Urbaniak-Biernacka 1973). Uzyskane wyniki zostały przetworzone w programie Siewca 2.0 
W dalszej kolejności analiza współczesnego funkcjonowania lejów źródłowych wymagała zastosowania metody dendrogeomorfologicznej. Jest to metoda bazująca na ekologii roślin oraz dendrochronologii (Alestalo 1971). Współcześnie analizy zmian w strukturze słojów przyrostów rocznych w pniach i korzeniach drzew w kontekście zróżnicowanych procesów morfotwórczych, uznawane są za jedno z przydatnych narzędzi w geomorfologii (Gärtner i in. 2001; Gärtner 2003; Gärtner 2006; Gärtner 2007; Matyja 2007; Stoffel, Bollschweiller 2008). Analiza zmian anatomicznych w drewnie korzeni odsłoniętych na działanie czynników zewnętrznych pozwala na odtworzenie intensywności procesów morfogenetycznych działających w przeszłości (Malik 2006, 2008b). Metoda dendrogeomorfologiczna wykorzystywana jest w analizach różnorodnych procesów morfotwórczych. Metoda ta znalazła swoje zastosowanie w analizach spływów gruzowych, osuwania, obrywów skalnych, lawin śnieżnych, lawin skalnych czy procesów erozyjnych. Większość jednak badań opiera się na analizach słojów przyrostów rocznych w pniach drzew (Alestalo 1971; Carrara, Carroll 1979; Strunk 1997; Stoffel 2006; Bollschweiler i in. 2007; Pelfini, Santilli 2008; Stoffel, Bollschweiler 2008; Zielonka i in. 2008; Stoffel 2010). 
Dopiero od kilku lat zmiany w anatomii komórek drewna korzeni spowodowane powolną bądź jednorazową ekspozycją na działanie zmiennych warunków termicznych i wilgotnościowych uznawane są za jedno z przydatnych narzędzi w geomorfologii (Schweingruber 1996; Gärtner i in. 2001; Gärtner 2003; Gärtner 2006). 
Pomiary stopniowych zmian w anatomii komórek drewna używane są do oceny erozji powierzchniowej gleb (Bodoque i in 2005; Perez-Rodriques i in. 2007; Rubiales i in. 2008; Buchwał 2008). Ponad to, zmiany wielkości komórek drewna w korzeniach różnych gatunków drzew są stosowane do rekonstrukcji częstości występowania i rozmiarów zdarzeń ekstremalnych działających w różnych warunkach środowiskowych (Malik 2008a; Malik, Matyja 2008; Hitz i in. 2008). 
W przypadku analiz opartych na poborze korzeni brane pod uwagę mogą być zmiany anatomiczne w korzeniach powstałe zarówno po ich szybkiej ekspozycji jak i te które powstają w wyniku powolnego ich odsłaniania (Gärtner i in. 2001). W analizie zmian anatomicznych w drewnie korzeni wykorzystana jest naturalna zdolność korzeni drzew do przystosowywania się do zmiennych warunków środowiskowych (Fayle 1968). Anatomia słojów przyrostów rocznych w korzeniu przed odsłonięciem i po jego ekspozycji różni się w zasadniczy sposób. Różnice te są szczególnie zauważalne w drewnie wczesnym (ryc. 1.5). Cechami diagnostycznymi drewna korzenia po ekspozycji na działanie czynników zewnętrznych jest w drewnie wczesnym redukcja wielkości komórek o około 50-60% oraz wzrost ich liczby, a w drewnie późnym wzrost grubości ścian komórek oraz wzrost gęstości drewna (Gärtner i in. 2001; Gärtner 2007). Dodatkowych informacji na temat zdarzeń w lejach źródłowych dostarczają zaobserwowane w obrębie korzeni tzw. blizny po uderzeniu (erosional scars). Ich obecność świadczy nie tylko o zaistnieniu warunków środowiskowych, w których może dojść do odsłonięcia korzenia, ale również o sile i gwałtowności przebiegu danego procesu. F. Schweingruber (1996) wskazuje, żesą one rezultatem zniszczenia tkanki miękiszowej (kambium) przez rumosz skalny transportowany przez wodę. Ich obecność może, więc wskazywać na typ procesu morfotwórczego, który doprowadził do powstania danej formy. 
Każda z analiz wymaga indywidualnego podejścia. Bardzo istotne jest precyzyjne wykonanie pomiarów lokalizacji korzeni w danej sytuacji terenowej (Wrońska-Wałach 2009). Pojedyncze zdarzenie, które ma miejsce w obrębie leja źródłowego może prowadzić nie tylko do odsłonięcia całych korzeni, ale efektem zdarzenia może być zdarcie znacznej miąższości nadkładu glebowego. Zmiany miąższości nadkładu glebowego są już odnotowywane w postaci zmian w strukturze korzeni. W związku z przybliżeniem korzenia do powierzchni terenu następuje wzrost zawartości drewna późnego w przyroście rocznym (ryc. 1.5). Scharakteryzowaną właściwość drewna korzeni wykorzystałam w analizach dynamiki procesów w poszczególnych częściach lejów źródłowych. 
Analizy dendrogeomorfologiczne wykonane były w trzech etapach. Pierwszy obejmował badania terenowe. W obrębie mezo-i mikroform w leju źródłowym lokalizowane były i pobierane próby korzeni świerka (Picea abies L. Karst) (fot. 1.1). Próby pobierane były z korzeni drzew eksponowanych w obrębie: den i zboczy rozcięć erozyjnych, z nisz źródliskowych, z centralnych i bocznych stref w obrębie niecek z pasami rumoszu skalnego, z krawędzi nisz osuwisk, z krawędzi rynien ze spływów torencjalnych, z progów założonych na korzeniach, ze zboczy rozcięć drogowych oraz z rozcięć powyżej i poniżej dróg i rynien do zwózki drewna. Pobierane próby były dwojakiego rodzaju. Z korzeni o średnicy poniżej 5 cm pobierane były dyski z przekrojów poprzecznych, natomiast z korzeni o średnicy powyżej 5 cm oraz z korzeni podporowych pobierane były odwierty świdrem Presslera z zachowaną niezaburzoną strukturą. Miejsce poboru próby korzenia było dokładnie mierzone, przy czym istotne były takie parametry jak: wysokość, na jakiej zawieszony jest korzeń, jego cofnięcie w stosunku do współczesnego zbocza czy ściany formy, odległość korzenia i pobieranej próby od zboczy formy, odległości pomiędzy pobieranymi próbkami korzeni, odległość korzenia od pnia drzewa. 
1 
2 
Ryc. 1.5. Profil poprzeczny przez korzeńświerka z zaznaczonymi podstawowymi typami drewna obserwowanymi makroskopowo (1) i mikroskopowo (2) 
Drugim etapem były analizy laboratoryjne, które wykonałam częściowo w ramach Winter School on Wood Anatomy of Tree-Rings (Warsztatów anatomii drewna) w Davos w Szwajcarii prowadzonego przez Fritza Schweingruber i Holgera Gärtnera. Etap laboratoryjny obejmował suszenie prób korzeni, oraz mocowanie pobranych rdzeni ze świdra Presslera w drewnianych listewkach. W następnej kolejności po wysuszeniu próby w całości obserwowane były pod binokularem w celu zidentyfikowania stref wyraźnych zmian anatomicznych (ryc. 1.6). 
Ponieważ dla korzeni typowe jest występowanie słojów wyklinowujących i fałszywych z dysków wzdłuż najdłuższej osi wycinałam prostokątne wycinki. Prostokątne przekroje poprzeczne z najbardziej kompletnym obrazem słojów przyrostów rocznych zmiękczałam następnie w wodzi destylowanej. Z przygotowanych wycinków drewna przy pomocy Microtomu “GSL 1” wycinałam 15-20 µm preparaty mikroskopowe, które poddałam obróbce zgodnie z procedurą rozwiniętą przez F. Schweingrubera (1990). Próbki zabarwiłam 1% roztworem Szafranu i Astra Blue, poddałam dehydracji i usunięciu nadmiaru barwników za pomocą alkoholu etylowego i Ksylonu oraz utrwaliłam na szkiełku mikroskopowym z użyciem żywicy syntetycznej (Balsamu Kanadyjskiego). 

Fot. 1.1. Pobór z rynny spływu torencjalnego prób korzeni świerka (Picea abies L. Karst) 
Z przygotowanych preparatów biologicznych, przy pomocy aparatu fotograficznego Nikon wykonałam z 200 x powiększeniem zdjęcia mikroskopowe. Na uzyskanych zdjęciach przy pomocy specjalistycznego oprogramowania WinCell Regular (Regent) wykonałam pomiary dwojakiego rodzaju: 
-średniej powierzchni światła komórek drewna wczesnego (EW) WinCell (ryc. 1.7), 
-procentowej zawartości drewna późnego (LW) w poszczególnych przyrostach rocznych. Pomiary procentowej zawartości LW wykonałam według wbudowanego modułu „path analysis”, który rozpoznaje EW od LW na podstawie wzoru opracowanego przez M. Denne (1988): 
2* (a+c)> b gdzie a i c – grubości ścian komórek drewna, b – długość światła komórek drewna (patrz ryc. 1.4). 

Z uzyskanych danych przygotowałam wykresy liniowe zmian komórek drewna wczesnego oraz wykresy słupkowe zmian procentowej zawartości drewna późnego (ryc. 1.7). 
Zastosowanie oprogramowania WinCell Regular (Regent) pozwoliło na precyzyjne obliczenie zmian wielkości, szerokości i powierzchni komórek drewna wczesnego oraz określenie % zawartości drewna późnego, a tym samym wyznaczenie roku ekspozycji korzenia oraz stopnia zmian anatomicznych w poszczególnych analizowanych latach. Dzięki temu możliwe było odróżnienie korzeni eksponowanych w wyniku jednego zdarzenia od tych odsłanianych stopniowo. 
Dalszym etapem prowadzącym do poznania warunków hydrometeorologicznych, podczas których dochodzi do odsłonięcia korzeni drzew, a tym samym do uruchamiania zróżnicowanych procesów morfogenetycznych była analiza danych opadowych udostępnionych przez Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej w Krakowie oraz odczytanych z Roczników Opadowych (1956-1981). Porównanie wyliczonych lat ekspozycji korzeni z danymi opadowymi 
hydrologicznymi ze stacji pomiarowych w Rabce i na Turbaczu, pozwoliło na uzyskanie pełnych informacji dotyczących nie tylko przebiegu zdarzeń ekstremalnych w lejach źródłowych, ale również tempa działania procesów sekularnych przekształcających leje źródłowe. 




2. Naturalne i antropogeniczne uwarunkowania rozwoju lejów źródłowych 
Rzeźba lejów źródłowych i ich funkcjonowanie jest uzależnione od różnych czynników naturalnych i antropogenicznych. F. Schlunegger i H. Schneider (2002) wykazali, że w pierwszym etapie rozwoju rzeźby największe znaczenie mają procesy fluwialne i od ich rozprzestrzenienia zależy dalszy rozwój zlewni lejów źródłowych. Na tym etapie odporność skał, z których zbudowana jest zlewnia ma odgrywać drugorzędną rolę. Dopiero w dalszym etapie rozwoju, odporność skał na rozcinanie oraz procesy masowe wywierają wpływ na ostateczny kształt sieci rzecznej i rzeźbę odcinka źródłowego. Zatem w dalszym etapie wykształcenie lejów źródłowych może zależeć w głównej mierze od budowy geologicznej. Przy czym w ich rozwoju znaczną role może odgrywać z jednej strony litologia, która decyduje o istnieniu stref bardziej podatnych na procesy denudacyjne jak i tektonika rozumiana w znaczeniu położenia lejów źródłowych w stosunku do głównych struktur geologicznych. 
2.1 Budowa geologiczna 
Badane obszary położone są w obrębie fliszowych zewnętrznych Karpat Zachodnich i Wschodnich. Wybrane obszary różnią się zarówno pod względem tektonicznym jak i litologicznym. Dwa z obszarów badań Gorce i Beskid Sądecki położone są w obrębie ogniw litostratygraficznych płaszczowiny magurskiej, Bieszczady z kolei są zbudowane ze skał płaszczowiny śląskiej. Poszczególne obszary górskie są odmiennie wykształcone pod względem stylu tektonicznego i litologii. Zbudowane są one z ogniw litologiczno-stratygraficznych jednostki magurskiej i śląskiej (ryc. 2.1). Jednostki te dzielą się na trzy główne części: zachodnią, środkową i wschodnią. Na zachodzie, płaszczowiny są sfałdowane w liczne synkliny i antykliny o osiach NE-SW równoległych do czoła nasunięcia. Antykliny są wąskie utworzone głównie ze skał łupkowych górnej kredy i paleogenu. Synkliny są szerokie, zbudowane z gruboławicowych piaskowców magurskich (Stupnicka 1997). W odcinku środkowym między Skawą i Dunajcem, budowa płaszczowiny magurskiej jest bryłowa, a płaszczowina śląska charakteryzuje się odmiennym składem litofacjalnym. W południowej części środkowego odcinka jednostki magurskiej występuje szeroka strefa synklinorialna z łagodną synkliną Lubania i Harklowej oraz wykształconą pomiędzy nimi antykliną Maniowego. Wschodni obszar jednostki magurskiej jest podobny do zachodniego z tym, że charakterystyczne są dla niego inne (NW-SE) dominujące kierunki biegu warstw skalnych (Książkiewicz 1972). Wschodni obszar jednostki śląskiej jest odmiennie wykształcony zarówno pod względem lito-facjalnym jak i z uwagi na styl tektoniczny. 
Na wschód od Dunajca następuje bardzo istotna zmiana w tektonice Karpat polskich. W odróżnieniu od regionu zachodniego obszar ten cechuje budowa fałdowo-łuskowa. Charakterystyczne jest występowanie stromych, wąskich fałdów o osi NW-SE zgodnej z ogólnym kierunkiem tej części Karpat (Książkiewicz 1972). 

Gorce położone są w środkowej części płaszczowiny magurskiej. Obszar ten jest zbudowany z utworów podjednostki krynickiej i bystrzyckiej płaszczowiny magurskiej. Linia nasunięcia podjednostki krynickiej na bystrzycką przebiega w Gorcach od wsi Kamienica przez podszczytowe partie północnych stoków Gorca, Kudłonia, Turbacza, Obidowca, Starych Wierchów, Obidowej i Jamnego. W morfologii zaznacza się to wyraźnym progiem morfologicznym (Cieszkowski 2006). Poszczególne podjednostki różnią się pod względem litologiczno-facjalnym. Do najważniejszych formacji budujących grzbietowe partie Gorców należą: formacja magurska (warstwy z Turbacza – Watycha i in. 1978), formacja z Zarzecza oraz formacja szczawnicka (warstwy inoceramowe) z piaskowcami ze Szczawiny i warstwami z Kaniny (Birkenmajer, Oszczypko 1989, Oszczypko 1991, Cieszkowski 2006) (ryc. 2.2). Formacja magurska zbudowana jest w przeważającej części z gruboławicowych piaskowców. Piaskowce i zlepieńce jej dolnej części budują wzniesienia grzbietowe Jaworzynki, Bukowiny nad Obidową, masyw Turbacza, Mostownicę i grzbiet Kudłonia. We fliszu formacji z Zarzecza dominują warstwy cienko i średnioławicowe piaskowcowo-łupkowe. Warstwy inoceramowe w Gorcach reprezentowane są przez utwory formacji Szczawnickiej z kompleksami gruboławicowych piaskowców i zlepieńców (podjednostka krynicka) oraz cienko i średnioławicowy flisz złożony z piaskowców i łupków rozdzielonych gruboławicowymi piaskowcami muskowitowymi (podjednostka bystrzycka). 

Beskid Sądecki leży we wschodniej części płaszczowiny magurskiej. Obszar ten zbudowany jest głównie z utworów podjednostki krynickiej oraz w mniejszej części podjednostki bystrzyckiej (sądeckiej), płaszczowiny magurskiej. Podjednostka bystrzycka kontaktuje z podjednostką krynicką wzdłuż dyslokacji podłużnej. Dyslokacja ta jest związana z nasunięciem podjednostki krynickiej na bystrzycką oraz w dalszej kolejności z wstecznym obaleniem podjednostki bystrzyckiej na krynicką (Chrząstowski i in. 1993). Partie grzbietowe i strefy obejmujące zlewnie lejów źródłowych są zbudowane z warstw magurskich: piaskowców magurskich z wkładkami łupków pstrych oraz piaskowców z Piwnicznej (ryc. 2.3). Piaskowce magurskie budują główny masyw pasma Radziejowej-Prehyby. W obrębie tego ogniwa litologiczno-strukturalnego dominują gruboławicowe (0,5-5m) piaskowce średnioziarniste i zlepieńcowate. Piaskowce z Piwnicznej budują partie grzbietowe w paśmie Jaworzyny Krynickiej-Góry Bukowej. W ogniwie tym dominują gruboławicowe, średnioziarniste piaskowce typu magurskiego. Warstwy piaskowców magurskich charakteryzują się znaczną odpornością na procesy wietrzeniowe (Golonka, Rączkowski 1984). 

Bieszczady zbudowane są z ogniw litologiczno-stratygraficznych jednostek śląskiej i dukielskiej. Ze skał jednostki dukielskiej zbudowane jest Pasmo Graniczne, pasma Małej i Wielkiej Rawki, Działu oraz Chryszczatej. Z kolei ze skał jednostki śląskiej zbudowane są Pasma Tarnicy, Szerokiego Wierchu, Połoniny Wetlińskiej i Caryńskiej, Halicza, Bukowego Berda oraz Magury Stuposiańskiej. Jednostka dukielska nasunięta jest na jednostkęśląską. Partie grzbietowe głównych pasm Bieszczadów Wysokich zbudowane są głównie ze skał oddziału otrydzkiego, podotrydzkiego oraz warstw przejściowych (ryc. 2.4). Skały oddziału otrydzkiego warstw krośnieńskich charakteryzują się występowaniem gruboławicowych piaskowców z ławicami piaskowców leżącymi przeważnie bezpośrednio jedna na drugiej, znacznie rzadziej przedzielone są cienkimi warstwami łupków. Skały oddziału podotrydzkiego w przeważającej części reprezentowane są przez cienko średnioławicowe piaskowce i mułowce z warstwami łupków (Koszarski, Żytko 1961; Bąk i in. 2007). Warstwy przejściowe to w przeważającej części szare łupki i cienkoławicowe czarne łupki typu menilitowego. Zdecydowana jest przewaga stromo ustawionych antyklin, których jądra zbudowane są z grubych serii odpornych piaskowców (Ślączka 1980). 

Leje źródłowe w analizowanych obszarach wykształcone są przeważnie w obrębie jednego spójnego ogniwa litologiczno-strukturalnego. W Bieszczadach większość lejów źródłowych wykształcona jest w całości w obrębie piaskowców oddziału otrydzkiego. W Beskidzie Sądeckim w Paśmie Jaworzyny Krynickiej leje źródłowe wycięte są przeważnie w piaskowcach z Piwnicznej, a w obrębie Pasma Radziejowej w piaskowcach magurskich sensu stricte. Największe zróżnicowanie w wykształceniu lejów źródłowych pod względem litologicznym występuje w Gorcach. Istnieją takie leje źródłowe, które obejmują swoim zasięgiem dwa różne ogniwa litologiczno-facjalne. Większość położona jest w obrębie piaskowców magurskich i warstw inoceramowych. 
Analizowane leje źródłowe charakteryzują się zróżnicowanym stosunkiem do upadu i biegu warstw skalnych. Najbardziej zróżnicowane pod tym względem są leje źródłowe w Gorcach. W Beskidzie Sądeckim znaczna cześć lejów źródłowych rozwinięta jest zgodnie z biegiem warstw skalnych. Z kolei leje źródłowe w Bieszczadach rozwinięte są przeważnie niezgodnie lub zgodnie rozbieżnie w stosunku do upadu warstw skalnych (ryc. 2.4). 

2.2 Główne elementy rzeźby 
Wszystkie badane obszary z wysokościami szczytów wynoszącymi ponad 1100 m n.p.m., nachyleniami stoków powyżej 20-30º i deniwelacjami do 300-500 m, reprezentują góry o rzeźbie średniogórskiej (Klimaszewski 1972). Grzbiety średniogórskie wznoszą się 400-800 m ponad dna dolin (Klimaszewski 1972; Izmaiłow i in. 1995). Poszczególne obszary różnią się ze względu na układ grzbietów, sieci rzecznej oraz dominujących kształtów stoków (ryc. 2.5). 
Gorce to rozległy rozróg górski, zwieńczony asymetryczną kopułą Turbacza (1311 m n.p.m.). Od S graniczy z Kotliną Nowotarską i Pieninami, od północy poprzez obniżenie Mszany Dolnej i szeroką dolinę Raby graniczy z Beskidem Wyspowym, od wschodu poprzez przełomowy odcinek doliny Dunajca graniczy z Beskidem Sądeckim, a od zachodu schodzi progiem w stronę pogórza Orawsko-Jordanowskiego. Gorce charakteryzuje inwersyjna, dojrzała rzeźba grzbietów górskich z systemem trzech zaburzonych poziomów spłaszczeń, których przebieg L. Starkel (1969) określał jako niezależny od struktur geologicznych. 

Ryc. 2.5. Główne elementy rzeźby; 1 – progi na czołach zasunięć, 2 – progi na uskokach 
tektonicznych, 3 – progi denudacyjne, 4 – grzbiety w poziomie śródgórskim, 5 – grzbiety w poziomie 
pogórskim, 6 – przełęcze, 7 – dna dolin rzecznych i kotlin z osadami glacifluwialnymi, 8 – dna dolin 
rzecznych i kotlin z osadami fluwialnymi, 9 – koryta rzeczne, 10 – przełomy rzeczne, 11 – zbiorniki 
wodne, 12 – granica państwa. Źródło: Izmaiłow i in. (1995), 
obszary badań zaznaczono czerwonymi ramkami 

Dojrzała rzeźba grzbietów kontrastuje wewnątrz gór z erozyjno-denudacyjną rzeźbą głębokich dolin wciosowych, z aktywnymi lejami źródłowymi, wykazującymi niekiedy cechy przełomów antecedentno-strukturalnych (Rotter 1984, Balon i in. 1995). Takie ukształtowanie jest rezultatem współczesnego podnoszenia odmładzania górotworu (Zuchiewicz 1978, 1981, Forma, Zuchiewicz 2002). Ostańcowy krajobraz kopulastych wzniesień grzbietów gorczańskich o wysokości 1100-1300 m n.p.m. otacza stopień w poziomie 700-900 m, złożony z grzbietów o wyrównanych wierzchowinach (Klimaszewski 1972). W badanym obszarze stoki grzbietów rozcięte są głębokimi dolinami wciosowymi, które zaczynają się lejami źródłowymi o głębokości wynoszącej od 120 do 300 m. Są to obszary gdzie nachylenia stoków wynoszą od 15 do 55o a den dolin od 15 do 45o. Leje źródłowe wyścielone są różnymi pokrywami stokowymi. Materiałem koluwialnym, pokrywami soliflukcyjnymi lub nieprzemieszczoną zwietrzeliną skalną. 
Beskid Sądecki to równoleżnikowy wał górski zbudowany z odpornych gruboławicowych piaskowców magurskich rozdzielony przełomem Popradu na dwa pasma: zachodnie Radziejowej i wschodnie Jaworzyny Krynickiej (Izmaiłow i in 1995). Beskid Sądecki jest regionem, w którym kierunek strukturalny fliszu nie znajduje obicia w rzeźbie, co jest elementem wyróżniającym go w stosunku do innych jednostek geomorfologicznych Karpat (Starkel 1969). Szerokie grzbiety o niewyrównanym przebiegu rozcinają konsekwentne doliny o stromych zboczach i wąskich dnach. Główne grzbiety Beskidu Sądeckiego wznoszą się 200-300 m ponad poziomem bocznych grzbietów, leżących w wysokości 700-800 m. Część centralna grzbietów wznosi się progami denudacyjnymi do wysokości około 300 m ponad wyrównaną powierzchnię w poziomie śródgórskim (Starkel 1972). Współczesny kształt grzbietów Jaworzyny Krynickiej i Radziejowej związany jest z rozwojem głębokich dolin wciosowych zakończonych rozległymi lejami źródłowymi. Leje źródłowe rozcięte są kilkoma zbiegającymi się koncentrycznie wciosami. Od zachodu ku wschodowi maleje głębokość lejów, wykształcone są one palczasto, co ma wiązać się ze wzrastającą odległością od bazy erozyjnej (Baumgart-Kotarba 1974). W związku z aktywnością geotektoniczną tej części Karpat, w Beskidzie Sądeckim przeważają stoki i zbocza o kształcie wypukłym, prostym i wypukło-wklęsłym. Na stromych stokach powszechne są ruchy masowe. Stoki N wycięte na czołach warstw, przekształcone są w znacznym stopniu przez głębokie, obsekwentne osuwiska skalne o wyraźnych skalnych niszach (Chrząstowski i in. 1993). 
Bieszczady Wysokie to obszar górski, którego rozwój wiąże sięściśle z tektoniką i litologią. Charakterystyczny jest dla tego obszaru rusztowy układ grzbietów górskich oraz kratowy układ sieci rzecznej z równoleżnikowo przebiegającymi odcinkami dowiązującymi do wychodni warstw przejściowych i południkowo przebiegającymi odcinkami przełomowymi przez piaskowce otrydzkie (Pękala 1971; Henkiel 1982). Dla rejonu Bieszczadów Wysokich charakterystyczne jest występowanie deniwelacji rzędu 400-600 m, które wiąże się z głębokim rozcięciem przez cieki w warunkach intensywnego wypiętrzania Bieszczadów trwającego od późnego trzeciorzędu (Pękala 1966; Kondracki 1988; Zuchiewicz 1995). W rzeźbie grzbietów Pasm bieszczadzkich bardzo wyraźnie widoczne są uwarunkowania strukturalne. Wiąże się to z dużymi różnicami podatności na wietrzenie i erozję między ławicami piaskowców otrydzkich i przedzielających je cienkorytmicznym fliszem warstw przejściowych. Warstwy piaskowców otrydzkich są wypreparowane w postaci grzęd podkreślających położenie warstw. Dla miejsc gdzie występują duże upady warstw charakterystyczne są wąskie, niewyrównane grzbiety z licznymi wychodniami skalnymi i skałakami (Połonina Wetlińska, Połonina Caryńska, Krzemień, Smerek czy Bukowe Berdo). Z kolei w miejscach gdzie upady warstw skalnych są mniejsze, grzbiety są szerokie i płaskie (np. Szeroki Wierch, Rozsypaniec). Profile stoków w Bieszczadach Wysokich są w duży stopniu uwarunkowane strukturalnie. Dodatkowym elementem, który modyfikuje wykształcenie profili podłużnych stoków są ruchy masowe. Na stokach Pasm bieszczadzkich licznie występują osuwiska, rumowiska skalne i formy soliflukcyjnozłaziskowe, których występowanie modyfikuje kształt stoków (Pękala 1969; 1997). 
We wszystkich omawianych obszarach występują w różnych wysokościach w rzeźbie trzy grupy wiekowe form (Klimaszewski 1937, 1948, 1972). Są to formy mioceńsko-plioceńskie przemodelowane w plejstocenie, formy założone wymodelowane głównie w plejstocenie oraz formy holoceńskie. Uwzględniając ten pogląd do form neogeńskich należałoby zaliczyć poza grzbietami i stokami z fragmentami spłaszczeń również część znacznie przekształconych, dużych lejów źródłowych. Do form plejstoceńskich miałyby należeć spłaszczenia poziomu przydolinnego, denudacyjne formy skalne, krawędzie strukturalno-denudacyjne, gołoborza, doliny nieckowate wyścielone pokrywami soliflukcyjnymi, stare nisze osuwiskowe oraz terasy i stożki napływowe z poszczególnych zlodowaceń. Do form plejstoceńskich mogą również należeć niektóre załomy lejów źródłowych. Formy najmłodsze to przede wszystkim koryta potoków, krawędzie erozyjne w dolinach rzecznych, młode rozcięcia erozyjne w obrębie form starszych oraz czynne osuwiska (Starkel 1960; Zuchiewicz 1978, Margielewski i in. 2008). 
2.3. Warunki klimatyczne 
Ze względu na rozwój i współczesne funkcjonowanie lejów źródłowych jednymi z najbardziej istotnych elementów meteorologicznych są opady atmosferyczne. Przy czym istotne są zarówno sumy opadów, jak i ich natężenie i rozkład przestrzenny. Opady atmosferyczne w Gorcach, Beskidzie Sądeckim i Bieszczadach cechuje duże zróżnicowanie przestrzenne i sezonowe. Charakterystyczny jest wzrost opadów wraz z wysokością. Średni gradient opadowy dla Karpat wynosi 60 mm/100 m, ale jest w znacznym stopniu uzależniony od ekspozycji stoków i piętra wysokościowego. 
Ogólnie dla Karpat przyjęte jest, że na stokach eksponowanych na NW w piętrze 500-1000 m, średni gradient wynosi 110 mm/100 m, a powyżej jest mniejszy i wynosi 70 mm/100 m. Na stokach o ekspozycji SW średni gradient opadowy wynosi 155 mm/100 m w piętrze 1000-1300, a powyżej 1300 wynosi już tylko 40 mm/100 m wysokości (Obrębska-Starklowa i in. 1995). 
L. Starkel (1986, 1996) wyróżnia trzy typy opadów atmosferycznych, które mają decydujący wpływ na rodzaj i natężenie dominujących procesów morfogenetycznych: -krótkotrwałe opady nawalne (o natężeniu 1-3 mm/min), z którymi związane jest intensywne spłukiwanie i uruchamianie spływów błotnych, -opady rozlewne (150-400 mm w ciągu 2-5 dni), prowadzą do powstania osuwisk ziemnych, powodzi i przekształceń koryt rzecznych, -pory deszczowe o opadach miesięcznych 100-500 mm, z którymi związana jest głęboka infiltracja wody w podłoże i uruchamianie osuwisk skalnych. 
W badanych obszarach średniogórskich najwyższe sumy miesięczne opadów występują w miesiącach od czerwca do sierpnia. Zaznaczają się lokalne różnice w sumie opadów docierających do poszczególnych grup górskich. Nieco więcej opadów dociera do obszarów wysuniętych bardziej na zachód, czyli do Gorców (ryc. 2.6). 

Z punktu widzenia zdarzeń ekstremalnych przekształcających leje źródłowe istotne są krótkotrwałe konwekcyjne opady o dużym natężeniu (Sidle i in. 2001). Najwyższe dobowe opady występują w Karpatach w czerwcu i lipcu. Wiążą się one z adwekcją deszczonośnych mas powietrza z północy. W 70% są one związane z zatokami niskiego ciśnienia, a w 23-25% ze strefami frontów atmosferycznych chłodnych lub zokludowanych (Obrębka-Starklowa 1995). Przykładowo w Gorcach w okresie od 1955 do 1981 na stacji opadowej na Turbaczu trzykrotnie wystąpiły opady dobowe przekraczające 100 mm. 

2.4 Stosunki wodne 
Zasoby wody zależą od wielkości zasilania danego obszaru w opady oraz od wodonośności skał. Flisz Karpacki, na który składają się różnego rodzaju piaskowce, zlepieńce, łupki i margle, należy pod względem warunków hydrogeologicznych do obszarów w niewielkim stopniu zróżnicowanych. Lepsze warunki do gromadzenia wody są w kompleksach piaskowcowych (Bober, Oszczypko 1964, Niedzielski 1980) (ryc. 2.7). 
W badanych obszarach zaznacza się bardzo wyraźna zależność zawodnienia od rzeźby terenu, składu litologicznego skał, sposobu ich ułożenia i pocięcia uskokami oraz stopnia pokrycia roślinnością (Golonka, Rączkowski 1984, Rzonca i in. 2008). W obszarach, których podłoże zbudowane jest ze skał przepuszczalnych, takich jak średnio i gruboławicowe piaskowce i zlepieńce, źródła występują najliczniej i mają największe wydajności. W strefach zbudowanych z cienkoławicowych, drobnoziarnistych piaskowców, przewarstwionych łupami i mułowcami występuje znacznie mniej źródeł i charakteryzują się one niewielką wydajnością (Sułek 1974; Watycha i in. 1978; Galonka , Rączkowski 1984, Chrząstowski i in. 1993). 
W badanych obszarach występują również wody gruntowe w utworach czwartorzędowych. Głębokość zalegania tych wód oraz istnienie stref wypływów jest ściśle uzależnione od rzeźby terenu i miąższości pokryw czwartorzędowych. Najbardziej skomplikowany przebieg mają zwierciadła wód podziemnych rozwinięte w obrębie pakietów i jęzorów osuwiskowych. Zwierciadło wody jest w nich rozmaicie rozłożone w czasie, wydajność jest mała ściśle uzależniona od opadów deszczu i przebiegu roztopów śniegu (Watycha i in. 1978; Golonka Rączkowski 1984; Chrząstowski i in 1993). 
W zamknięciach dolinnych dominują dwa poziomy wód podziemnych. Pierwszy poziom związany jest z występującymi powszechnie w lejach źródłowych pokrywami czwartorzędowymi różnego pochodzenia. W glinach, rumoszu zwietrzelinowym i koluwiach występują wody porowe, z których wypływają okresowe źródła głównie zboczowe i rumoszowe. Drugi poziom wód wiąże się z występowaniem skał trzeciorzędowych. Wodonośne są w tym poziomie w Gorcach przede wszystkim piaskowce magurskie i warstwy z Zarzecza, w Beskidzie Sądeckim piaskowce magurskie, piaskowce z Piwnicznej oraz w mniejszym stopniu warstwy z Zarzecza, a w Bieszczadach są to głównie warstwy skalne w oddziale otrydzkim. W wymienionych warstwach skalnych występują zbiorniki szczelinowych i szczelinowoporowych wód podziemnych. Dominują typy wypływów w postaci źródeł zboczowych, szczelinowych, szczelinowo-warstwowych i rumoszowych (Sułek 1974; Golonka, Rączkowski 1984; Chrząstowski i in. 1993). 


2.5 Pokrywy czwartorzędowe i gleby 
Jednym z istotnych czynników, od którego może zależeć przebieg procesów morfogenetycznych w lejach źródłowych jest miąższość i rodzaj pokryw stokowych. Miąższość zwietrzeliny zależy przede wszystkim od stopnia nachylenia stoków oraz od rodzaju podłoża i stopnia jego zaburzenia. W związku z tym stosunkowo miąższe zwietrzeliny mogą występować na warstwach ubogich w skały o odpornym na wietrzenie spoiwie krzemionkowym (Sikora, Żytko 1968). W Gorcach i Beskidzie Sądeckim do takich warstw będą się zaliczać warstwy inoceramowe oraz różnego typu łupki (pstre, łąckie, beloweskie, malcowskie). W Bieszczadach miąższe zwietrzeliny mogą być związane z występowaniem warstw drobnorytmicznego fliszu warstw przejściowych czy oddziału podotrydzkiego. Zwietrzeliny o małej miąższości mogą być charakterystyczne dla odpornych na wietrzenie piaskowców i zlepieńców warstw magurskich, piaskowców z Piwnicznej czy piaskowców oddziału otrydzkiego. 
Od budowy geologicznej i pokryw uzależnione są w znacznym stopniu typy występujących gleb. W pokrywie glebowej w Gorcach, Beskidzie Sądeckim i Bieszczadach dominują gleby brunatne (Cambisols) wytworzone na gliniastych zwietrzelinach skał fliszowych (Adamczyk 1966; Skiba 1995; Skiba i in. 2004). Wśród gleb brunatnych zdecydowanie dominują gleby brunatne kwaśne (Dystric Cambisolos). Gleby brunatne wyługowane i właściwe (Eutric Cambisols) występują płatowo i zajmują w Karpatach fliszowych znacznie mniejszą powierzchnię. Dominacja tego typu gleb wiązana jest przeważnie z cechami litologicznymi skał fliszowych oraz z właściwościami i miąższością pokryw stokowych (Udziak 1963; Kacprzak 2003). S. Skiba (1995) podkreśla, że gliniasto-ilasty typ zwietrzelin powstających na skałach fliszu karpackiego może być jedną z głównych przeszkód ograniczających bielicowanie w Karpatach fliszowych. W analizowanych obszarach średniogórskich występują również na wychodniach i rumowiskach skalnych gleby inicjalne (Lithosols i Regosols) oraz rankery (Rankers). Rankery tworzą między innymi większe powierzchnię w obrębie bieszczadzkich połonin (Skiba 1995). W lejach źródłowych z uwagi na licznie występujące młaki, wycieki i wysięki wód gruntowych charakterystyczne jest występowanie gleb glejowych (Gleysols) (Skiba 1995; Szmuc 1998). 

2.6 Szata roślinna i działalność człowieka w obszarach badań 
W badanych obszarach, podobnie jak w całych Karpatach wraz ze wzrostem wysokości n.p.m. zmienia się zespół czynników siedliskowych, z którym związane jest występowanie pięter roślinnych. Gorce i Beskid Sądecki cechują się bardzo podobnym wykształceniem pięter roślinnych. Od wysokości około 550-600 m do około 1150 m n.p.m. występuje piętro regla dolnego. Dominującym zbiorowiskiem roślinnym w tej wysokości jest buczyna karpacka (Dentrio glandulosae-Fagetum)z dominacją buka (Fagus silvatica), jodły (Abies alba) i jawora (Acer pseudoplatanus). W reglu dolnym rozpowszechnione są również bory świerkowe, świerkowo-jodłowe i jodłowe (Galio-Abietetum). Na ubogich glebach brunatnych wyługowanych lub płowych zbielicowanych występują acydofilne bory jodłowe lub jodłowo-świerkowe (Vaccinio-Piceetea). Skład gatunkowy w obrębie tych zbiorowisk roślinnych uwarunkowany jest gospodarką człowieka, a w runie występują gatunki charakterystyczne dla siedlisk kwaśnych takie jak Vaccinium myrtillus, Galium rotundifolium czy Oxalis acetosella (Medwecka-Kornaś, Kornaś 1968). 
Drugim w Gorcach i Beskidzie Sądeckim piętrem roślinnym jest regiel górny. Obejmuje on jednogatunkowe bory świerkowe (Piceetum exelse carpaticum), wykształcone w wysokości od 1000-1150 m n.p.m. w górę (Medwecka-Kornaś 1955). W drzewostanie dominuje świerk (Picea abies) w runie gatunki siedlisk kwaśnych. 
W Bieszczadach piętra roślinne wykształcone są odmiennie. Regiel dolny dzieli się na dwie części: dolną z przewagą jodły i niewielkim udziałem buka i jawora oraz górny złożony z buka z niewielką domieszką jawora i jodły. Regiel dolny przechodzi bezpośrednio w piętro połonin. Brak jest w Bieszczadach pietra regla górnego i kosówki, co najprawdopodobniej związane jest z osuszaniem obszaru przez wiatry południowe docierające z obszarów panońskich. Zamiast kosówki w piętrze połonin występuje olsza szara (Alnus glutinosa) (Zarzycki, Głowaciński 1986). 
W ostatnim dwustuleciu wskutek działalności człowieka nastąpiły zasadnicze zmiany w składzie gatunkowym lasów pietra regla dolnego. Wzrosła rola świerka kosztem buka i jodły. Doszło również do zmian w piętrze regla górnego. Pierwotnie piętro to zajęte było przez bory świerkowe, obecnie znaczną część zajmują polany i hale (fot. 2.1). 
Na czynniki naturalne, które w różnym stopniu warunkują rozwój lejów źródłowych, nakłada się działalność człowieka, która może wpływać w sposób modyfikujący na współczesne funkcjonowanie lejów źródłowych. Jednym z ważniejszych przejawów gospodarki człowieka w analizowanych obszarach jest gospodarka leśna i związane z nią wytyczanie dróg i szlaków do zwózki drewna oraz pasterstwo (Chwistek 2003; Wrońska 2006). Zmiany w powierzchni leśnej zaczęły się w Karpatach już w XII w. Kierunek kolonizacyjny szedł wzdłuż dużych dolin rzecznych: Raby, Dunajca (Chwistek 2003). W pierwszym etapie osadnictwo miało charakter rolniczy. Powszechnie w Gorcach stosowane było tzw. „cerchlenie”, czyli obrączkowanie drzew, które poprzedzało wypalanie lasów. Zwiększała się stopniowo powierzchnia obszarów użytkowanych rolniczo kosztem obszarów zalesionych. Ten etap osadniczy nie zapisał się w większym stopniu w obrębie zamknięć dolinnych. W większości pozostawały one zalesione i nieużytkowane ze względu na trudny dostęp i duże nachylenia stoków. 

Fot. 2.1. Widok na Halę Długą i lej źródłowy Łopuszanki (po prawej) w Gorcach 
Wraz ze wzrostem zaludnienia rozpoczął się drugi etap kolonizacyjny. W górną partię regla dolnego (w Bieszczadach) oraz w regiel górny (Gorce, Beskid Sądecki) wkroczyło pasterstwo. Przyczynił się do tego napływ pasterskiej ludności wołoskiej. W Gorcach pierwsze wzmianki na temat ludności wołoskiej pochodzą z 1564 roku z opisu tzw. „dani baraniej” (Chwistek 2003). Wypas bydła, owiec i kóz odbywał się w początkowym okresie głównie w lasach i prowadził do „wyrabiania” polan. Powszechna była praktyka tzw. „łazowania”, czyli nielegalnego powiększania przez chłopów areałów łąk i pastwisk w wyższych położeniach górskich. Proces ten przyczynił się do rozwoju w piętrze regla górnego rozległych polan i hal obejmujących do dnia dzisiejszego swoim zasięgiem górne partie wielu lejów źródłowych (Chwistek 2001, 2003; Wrońska 2006) (fot. 2.1). 


3. Typologia lejów źródłowych 

„Typologia” jest jednym z przedmiotów badań szeroko opisywanej dziedziny nauki, jaką jest taksonomia. Wykonanie jej pozwala na uporządkowanie rzeczywistości (Stanisz 2007b). Bardzo istotne jest obranie właściwej procedury klasyfikacyjnej czy typologicznej, na podstawie, której podjęta zostanie decyzja, do której grupy należy zaliczyć dany przypadek. Wyboru odpowiednich zmiennych jak wynika z założeń typologii, dokonuje się na podstawie literatury przedmiotu lub na podstawie własnego doświadczenia (Stanisz 2007b). Metody klasyfikacji bądź typologii wykorzystywane były w licznych opracowaniach geograficznych w tym również geomorfologicznych. 
Istnieją dwie podstawowe metody porządkowania rzeczywistości: klasyfikacja oraz typologia. Klasyfikacja opiera się na jednym wybranym kryterium klasyfikacyjnym i jest pierwszym etapem porządkowania rzeczywistości. Najczęściej obierane kryteria w geomorfologii to budowa geologiczna, rzeźba, parametry morfometryczne form, geneza, wykształcenie, dominujące procesy itd. Przykładem mogą tu być różnego rodzaju klasyfikacje osuwisk i ruchów masowych ze względu na zróżnicowane kryteria takie jak: budowa geologiczna, rodzaj ruchu, kształt, geneza (Kleczkowski 1955; Starkel 1957; Klimaszewski 1961; Varnes 1978; Ziętara 1969; Bober 1984; Crozier 1986; Dikau i in. 1996; Margielewski 1998, 2004; Gorczyca 2004; Margielewski 2009). W oparciu o zróżnicowane kryteria wykonywane są również klasyfikacje koryt rzecznych. Jednymi z najczęstszych kryteriów klasyfikacyjnych są: wykształcenie, stabilność koryt, materiał budujący koryta czy dominujące procesy morfogenetyczne (Leopold, Wolman 1957; Schumm 1963, Krzemień 1976; Klimaszewski 1978). 
Typologia jest bardziej złożonym, wieloetapowym podejściem badawczym. Większość typologii opiera się na kilku lub kilkunastu kryteriach. Jedną z najbardziej rozbudowanych pod względem metodycznym jest typologia koryt i odcinków koryt rzecznych. (Falkowski 1971; Kamykowska i in. 1975; Krzemień 1976; Baumgart-Kotarba, Kotarba 1979; Klimek 1979; Kaszowski 1980; Rączkowska 1983; Kaszowski, Krzemień 1986; Krzemień 1991; Kamykowska i in. 1999; Krzemień, Chełmicki 1999). Podstawowe założenia uwzględniane w typologii koryt rzecznych mogą mieć również zastosowanie w typologii lejów źródłowych. Parafrazując L. 
Kaszowskiego i K. Krzemienia (1986) badania systemów lejów źródłowych nie mogą ograniczać się do analizy jedynie jednej ich cechy. Dopiero odpowiednia liczba zmiennych pozwala na kompleksowe scharakteryzowanie lejów źródłowych. Kryteriów charakteryzujących może być bardzo wiele i różna może być ich ranga. Spośród wszystkich kryteriów typologicznych wybiera się kryterium przewodnie. 
3.1 Wybór kryteriów typologicznych 
Podstawą wykonania poprawnej typologii jest wybór odpowiednich kryteriów, które różnicują poszczególne elementy środowiska. W tym przypadku, na podstawie badań terenowych oraz dostępnej literatury przedmiotu, za czynnik nadrzędny różnicujący leje źródłowe wybrana została budowa geologiczna, a ściślej ujmując ogólny stosunek leja źródłowego do upadu i biegu warstw skalnych. Wpływ budowy geologicznej na rzeźbę lejów źródłowych może być bezpośredni i pośredni. Jej bezpośredni wpływ może być rozpatrywany z punktu widzenia zróżnicowanej odporności poszczególnych ogniw litologiczno-facjalnych na procesy denudacyjne. Z kolei pośrednio na morfometrię lejów źródłowych może wpływać tektonika. Położenie głównej osi lejów źródłowych względem upadu lub biegu warstw skalnych czy dyslokacji tektonicznych może decydować o dostępności warstw wodonośnych, a tym samym o możliwości rozwoju stref przesiąkniętych wodą, bardziej podatnych na osuwanie, spełzywanie czy rozcinanie. 
Pod względem stosunku do tektoniki leje źródłowe można podzielić na te, które mają układ zgodny (konsekwentny) z upadem warstw skalnych, niezgodny z upadem warstw skalnych (obsekwentny), zgodny z biegiem warstw skalnych (subsekwentny) oraz leje źródłowe, których układ w stosunku do tektoniki jest złożony np. konsekwentno-obsekwentny ( w górnej części konsekwentny w dolnej obsekwentne) lub subsekwentno-obsekwentny. W celu weryfikacji założenia dotyczącego wpływu budowy geologicznej na leje źródłowe, zastosowałam przyjęte na świecie podejście do lejów źródłowych. Są one traktowane, jako zlewnie zerowego, pierwszego i drugiego rzędu (Mongomery, Dietrich 1988, Gomi i in. 2001, Tsuboyama i in. 2000). Zestawiłam wartości parametrów morfometrycznych dla 69-ciu lejów źródłowych położonych w różnych obszarach w polskich Karpatach fliszowych. 16-ście z analizowanych lejów źródłowych położone jest w Gorcach, 17-ście w Bieszczadach, 20-ścia w Beskidzie Sądeckim i kolejne 16-ście w obrębie Pasma Lubania (Płaczkowska 2009). Parametry, które zostały odczytane z mapy i wyliczone dla poszczególnych lejów źródłowych to: powierzchnia (A), wysokość maksymalna i minimalna (Hmax i Hmin), głębokość (ΔH), średnia wysokość (Hśr), długość maksymalna (Lm), średnia szerokość (W), wskaźnik formy (µ), spadek (s), wskaźnik rzeźby Strahlera (wskS), wskaźnik średniego nachylenia (wsk), obwód (P), wskaźnik kolistości (Ck), wskaźnik wydłużenia (Cw), długość rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych (vl) oraz gęstość rozczłonkowania (D) (tab. 3.1). 
Zestawione wartości parametrów poddane zostały korelacji przy użyciu regresji liniowej. W wyniku przeprowadzonej korelacji zaobserwowane zastały pewne ogólne zależności pomiędzy poszczególnymi parametrami lejów źródłowych (tab. 3.2). Powierzchnia zlewni lejów źródłowych jest dodatnio skorelowana z ich głębokością (r 0,61) oznacza to, że głębokość lejów źródłowych wzrasta wraz z przyrostem ich powierzchni. Zmiany powierzchni zlewni lejów źródłowych (A) objaśniają 39% zróżnicowania głębokości lejów źródłowych. Istnieją, leje źródłowe, które przy charakteryzują się dużą powierzchnią i jednocześnie mają niewielkie deniwelacje (ryc. 3.1). Takie wykształcenie zlewni lejów źródłowych może wskazywać na niewielki stopień odmłodzenia niektórych zamknięć dolinnych. 
Powierzchnia lejów jest ponad to dodatnio skorelowana z całkowitą długością rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych w lejach źródłowych (r 0,65) i ujemnie z gęstością rozczłonkowania lejów źródłowych (r -0,59) (ryc. 3.1). Brak jest natomiast zależności pomiędzy powierzchnią zlewni, a spadkiem lejów źródłowych (ryc. 3.2) wyrażonym jako wskaźnik średniego nachylenia (wsk), wskaźnik rzeźby Strahlera (wskS) czy średni spadek zlewni (Soczyńska 1997, Baścik 2003). Brak takiej zależności jest o tyle ciekawy, że D. R. Montgomery i W.E. Dietrich (1988) udowodnili, że dla obszarów położonych w klimacie wilgotnym, gdzie zapoczątkowanie rozwoju koryta odbywa się przy udziale ruchów masowych, istnieje wyraźny związek pomiędzy powierzchnią alimentacyjną, a spadkiem jednostkowym zlewni. Okazuje się, że nie we wszystkich obszarach wspomniana zależność występuje i jest ona bardziej złożona niż się początkowo wydawało. 
Tabela 3.1. Parametry morfometryczne lejów źródłowych w Gorcach, Bieszczadach i Beskidzie Sądeckim. 

Nr.  A  H min  H max  ΔH  H śr  Lm  W  µ  s  wskS  wsk  O  Ck  Cw  vl  D  lokalizacja  geolog.  rzeźba  
N  0,6  970  1258  288  1114  0,9  0,7  0,8  28,7  319,3  366,4  3,3  0,7  1,2  3,7  5,9  Gorce  o  o  
N  0,3  975  1250  275  1113  1,0  0,3  0,3  25,8  286,8  542,5  2,3  0,6  0,7  0,9  3,6  Gorce  k  o  
N  0,3  960  1242  282  1101  0,8  0,4  0,6  31,9  354,3  477,3  2,6  0,6  1,0  2,2  6,2  Gorce  z  o  
S  0,7  970  1290  320  1130  0,9  0,7  0,8  31,5  350,5  396,6  3,7  0,6  1,2  4,7  7,2  Gorce  o  o  
S  0,4  1060  1311  251  1186  1,1  0,3  0,3  20,2  224,1  418,3  2,7  0,6  0,7  2,2  6,1  Gorce  s  e  
N  0,4  780  1068  288  924  0,8  0,5  0,6  33,3  370,2  486,4  3,4  0,4  1,0  1,4  4,0  Gorce  o  o  
N  0,2  1132  1268  136  1200  0,7  0,3  0,5  16,5  183,1  281,3  2,6  0,4  0,9  1,7  7,5  Gorce  k  e  
N  0,9  930  1258  328  1094  1,1  0,9  0,9  27,5  305,1  340,9  3,7  0,9  1,2  3,8  4,1  Gorce  k  o  
N  0,4  1125  1311  186  1218  1,1  0,4  0,4  15,6  173,8  279,4  2,8  0,7  0,9  1,5  3,5  Gorce  s  e  
N  0,5  1095  1278  183  1187  0,6  0,7  0,8  26,6  295,2  271,0  2,8  0,7  1,5  2,1  4,5  Gorce  s  e  
E  0,7  1065  1288  223  1177  0,9  0,7  0,8  21,4  237,7  270,6  3,2  0,8  1,2  1,8  2,7  Gorce  s  o  
S  0,4  925  1187  262  1056  0,8  0,5  0,7  28,7  318,7  399,5  2,7  0,8  1,1  2,7  6,4  Gorce  z  o  
N  0,4  985  1273  288  1129  0,8  0,5  0,6  33,8  376,0  486,1  2,2  0,9  1,1  1,2  3,5  Gorce  o  o  
S  0,4  930  1180  250  1055  0,9  0,4  0,6  24,4  271,4  416,7  2,5  0,7  0,9  2,9  8,1  Gorce  s  e  
W  0,4  1080  1311  231  1196  0,8  0,5  0,6  26,1  289,5  377,2  2,4  0,8  1,0  1,8  4,9  Gorce  s  o  
W  0,3  1040  1215  175  1128  0,9  0,4  0,5  17,9  198,6  309,8  2,1  0,9  0,9  2,2  7,0  Gorce  s  e  
S  1,0  810  1222  412  1016  1,1  0,9  0,8  34,3  381,5  420,9  4,2  0,7  1,2  2,8  2,9  Bieszczady  o  o  
S  0,6  765  1108  343  937  1,6  0,4  0,3  19,4  215,0  426,8  3,3  0,7  0,7  2,0  3,1  Bieszczady  k  e  
S  0,9  765  1180  415  973  1,1  0,8  0,7  32,8  364,0  436,5  3,9  0,7  1,1  3,0  3,3  Bieszczady  k  o  
W  0,6  830  1208  378  1019  1,0  0,6  0,6  33,0  367,0  478,9  3,3  0,7  1,0  2,0  3,2  Bieszczady  o  o  
N  0,9  870  1253  383  1062  1,2  0,8  0,6  28,8  320,0  401,3  3,7  0,8  1,1  2,5  2,8  Bieszczady  o  o  
N  1,0  860  1220  360  1040  1,7  0,6  0,3  19,3  214,2  362,0  4,1  0,7  0,8  2,8  2,8  Bieszczady  s  e  
N  0,9  705  1200  495  953  1,6  0,5  0,3  27,5  305,9  533,5  4,0  0,7  0,8  2,7  3,1  Bieszczady  o  o  
N  0,9  840  1222  382  1031  1,9  0,5  0,2  17,9  198,3  401,8  4,6  0,5  0,7  2,6  2,9  Bieszczady  s  e  
N  0,8  790  1222  432  1006  1,3  0,6  0,5  29,5  327,5  474,8  3,5  0,8  0,9  1,8  2,1  Bieszczady  o  o  
W  0,6  800  1100  300  950  1,1  0,5  0,5  24,6  273,5  403,1  3,2  0,7  0,9  1,5  2,8  Bieszczady  o  o  
S  0,8  940  1337  397  1139  1,3  0,6  0,5  27,5  305,9  450,1  3,6  0,7  0,9  2,3  2,9  Bieszczady  o  o  
E  0,6  1040  1337  297  1189  0,9  0,7  0,8  29,7  330,4  383,1  3,4  0,6  1,2  2,4  4,1  Bieszczady  s  o  
S  0,5  1030  1319  289  1175  0,8  0,6  0,8  31,2  346,5  408,7  3,2  0,6  1,2  2,7  5,5  Bieszczady  o  o  
N  0,5  915  1258  343  1087  1,3  0,4  0,4  23,9  265,5  466,8  3,2  0,7  0,8  2,0  3,8  Bieszczady  k  e  

31  N  0,7  930  1315  385  1123  1,4  0,5  0,4  24,1  267,7  448,5  3,6  0,7  0,8  2,3  3,1  Bieszczady  s  o  
32  N  0,8  935  1334  399  1135  1,4  0,5  0,5  26,3  292,1  460,7  3,6  0,7  0,9  3,2  4,3  Bieszczady  s  o  
33  N  0,9  1060  1334  274  1197  0,9  1,0  1,2  26,8  297,5  282,8  4,1  0,7  1,4  3,7  4,0  Bieszczady  k  o  
34  S  0,4  925  1172  247  1049  0,8  0,5  0,6  26,2  290,9  387,6  2,5  0,8  1,0  2,0  5,0  B.Sądecki  o  o  
35  W  0,3  1005  1168  163  1086  0,7  0,4  0,6  20,2  224,1  291,9  2,2  0,8  1,0  1,8  5,8  B.Sądecki  s  e  
36  N  0,4  907  1172  265  1040  0,7  0,5  0,8  32,0  355,2  438,0  2,6  0,7  1,1  1,7  4,7  B.Sądecki  o  o  
37  W  0,3  948  1191  243  1070  0,7  0,4  0,7  30,4  337,5  428,9  2,4  0,7  1,1  1,9  5,8  B.Sądecki  s  o  
38  E  0,4  950  1191  241  1071  0,8  0,5  0,6  26,2  291,1  368,4  2,5  0,9  1,1  1,7  4,0  B.Sądecki  o  o  
39  E  0,7  858  1228  370  1043  0,9  0,8  0,9  37,2  413,9  435,7  3,3  0,9  1,3  2,5  3,5  B.Sądecki  s  o  
40  W  0,4  950  1228  278  1089  0,9  0,5  0,5  27,6  306,8  430,5  2,7  0,7  1,0  2,2  5,4  B.Sądecki  s  o  
41  W  0,5  920  1228  308  1074  1,1  0,4  0,4  24,8  275,2  449,7  2,9  0,7  0,8  2,1  4,4  B.Sądecki  s  e  
42  E  0,6  849  1215  366  1032  1,1  0,6  0,5  30,4  338,0  471,7  3,2  0,8  1,0  2,3  3,8  B.Sądecki  z  e  
43  S  1,3  860  1266  406  1063  1,9  0,7  0,6  19,5  216,8  362,7  4,7  0,7  0,8  5,0  4,0  B.Sądecki  o  o  
44  N  0,5  865  1266  401  1066  1,0  0,5  0,6  37,0  410,9  557,2  2,8  0,8  1,0  2,3  4,4  B.Sądecki  o  o  
45  N  0,9  805  1266  461  1036  1,4  0,7  0,5  29,4  327,2  476,2  3,9  0,8  0,9  4,1  4,3  B.Sądecki  k  o  
46  S  0,5  860  1266  406  1063  1,2  0,4  0,4  29,4  326,4  574,2  2,9  0,7  0,8  3,0  5,9  B.Sądecki  o  o  
47  E  0,6  895  1245  350  1070  1,0  0,6  0,6  32,5  360,8  465,2  3,0  0,8  1,1  3,1  5,4  B.Sądecki  s  o  
48  W  0,8  885  1080  195  983  1,6  0,5  0,4  10,7  118,6  216,9  3,9  0,7  0,7  1,9  2,3  B.Sądecki  s  e  
49  N  0,6  890  1077  187  984  1,1  0,6  0,7  15,9  177,1  241,6  3,1  0,8  1,0  2,8  4,6  B.Sądecki  s  e  
50  E  0,5  840  1108  268  974  1,2  0,4  0,4  19,7  219,3  379,8  2,9  0,7  0,8  2,2  4,4  B.Sądecki  s  e  
51  E  0,4  790  1114  324  952  1,1  0,3  0,3  26,5  294,3  534,8  2,5  0,7  0,8  1,7  4,7  B.Sądecki  z  o  
52  S  0,9  870  1104  234  987  1,2  0,8  0,7  17,2  191,6  243,7  3,9  0,8  1,1  4,1  4,5  B.Sądecki  o  o  
53  W  0,7  867  1104  237  986  1,2  0,6  0,5  18,1  201,5  294,0  3,1  0,9  0,9  3,5  5,4  B.Sądecki  s  e  

A – powierzchnia, Hmin – wysokość minimalna, Hmax – wyskość maksymalna, ΔH –głębokość leja źródłowego, Hśr – wysokość średnia, Lm – długość maksymalna, W – szerokość, µ – wskaźnik formy, s – spadek (°), wskS – wska źnik rzeźby Strahlera, wsk – wskaźnik średniego nachylenia leja źródłowego, O – obwód, Ck – wskaźnik kolistości, Cw – wskaźnik wydłużenia, vl – długość rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych, D – gęstość sieci rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych; geolog. – podział ze względu na stosunek lejów źródłowych do budowy geologicznej: o – obsekwentne, s – subsekwentne, k – konsekwentne, z – złożone; rzeźba – podział ze względu na dominujące procesy: o – z dominacją procesów osuwiskowych, e – z dominacją procesów erozyjnych 
Tabela 3.2. Matryca korelacji pomiędzy parametrami obliczonymi dla lejów źródłowych w Gorcach, Paśmie Lubania, Beskidu Sądeckiego i Bieszczad (kolorem czerwonym zaznaczono korelacje istotne statystycznie) 

Objaśnienia symboli jak do tabeli 3.1 
Inne parametry morfometryczne lejów źródłowych są również ze sobą skorelowane. Istnieją zależności pomiędzy głębokością lejów źródłowych (ΔH), a wskaźnikiem średniego nachylenia (wsk); w 43% lejów źródłowych istnieje wspomniana zależność (ryc. 3.3). Istotne statystycznie, choć znikome związki istnieją pomiędzy głębokości lejów źródłowych, a ich długością, szerokością,gęstością rozczłonkowania czy spadkiem den rozcięć erozyjnych wyrażonym wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wskS). Odpowiednio w 32, 13, 21 i 22% ze wszystkich lejów źródłowych zaobserwowana została ta zależność. 


Ryc. 3.1. Związek między powierzchnią (A) lejów źródłowych, a: A – głębokością (ΔH); B – długością rozcięć erozyjnych (vl); C – gęstością rozczłonkowania lejów źródłowych 

Niemal ze wszystkimi parametrami głębokość lejów źródłowych jest dodatnio skorelowana (tab. 3.2), jedynym wyjątkiem jest gęstość sieci dolinnej (ryc. 3.1). Wraz ze wzrostem głębokości lejów źródłowych następuje spadek gęstości rozcięć erozyjnych w leju źródłowym (ryc. 3.1 – C). Jest to dość charakterystyczna zależność jeśli uwzględnimy to, że najbardziej rozczłonkowane są górne części lejów źródłowych, gdzie mamy do czynienia z nieuporządkowanym odpływem powierzchniowym i gdzie występują liczne rozcięcia erozyjne i niecki denudacyjne (Wrońska 2006). W dolnym odcinku leja źródłowego występuje przeważnie tylko jedna, głęboka dolina typu wciosu, wzdłuż, której następuje stopniowa zmiana spadku. Przyrost powierzchni zlewni wzdłuż wciosu nie jest równoważony przyrostem długości rozcięć erozyjnych. Stąd im zasięg działania procesów stokowych w dół leja źródłowego jest większy, tym strefa przejściowa pomiędzy lejem źródłowym, a systemem korytowym jest dłuższa. Z kolei im dłuższa jest strefa przejściowa tym głębszy jest lej źródłowy i tym mniejszą charakteryzuje się gęstością rozcięć erozyjnych. Patrząc na te proste zależności można zauważyć również, żegęstość rozcięć erozyjnych jest w związku z tym ujemnie skorelowana z długością leja źródłowego (r -0,51) i dodatnio z minimalną wysokością (r 0,42) (ryc. 3.4). 



Ryc. 3.3. Związek głębokości lejów źródłowych (ΔH) z: A – wskaźnikiem średniego nachylenia (wsk); B – wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wSS); C 
– szerokością (W); D – maksymalną długością (Lm); E – gęstością sieci dolinnej (D) 

Można zauważyć ciekawy związek wskaźnika wydłużenia zlewni lejów źródłowych Cw, z takimi parametrami jak: maksymalna długość, średnia szerokość czy wskaźnik formy Strahlera. Ujemna korelacja pomiędzy Cw i maksymalną długością zlewni wynika z zależności ze wzoru na wskaźnik wydłużenia. Dla charakteryzowanych lejów źródłowych zależność ta jest na poziomie r -0,63. Wskaźnik wydłużenia wyliczony dla zlewni lejów źródłowych w Gorcach, Bieszczadach, Beskidzie Śląskim i Paśmie Lubania jest dodatnio skorelowany ze spadkiem zlewni oraz wskaźnikiem rzeźby Strahlera. Im większy jest wskaźnik wydłużenia tym większy jest wskaźnik rzeźby Strahlera czy spadek zlewni. Oznacza to, że im kształt zlewni leja źródłowego jest bardziej zbliżony do koła tym większym charakteryzuje sięśrednim spadkiem. Warto jednak zauważyć, że współczynniki korelacji i determinacji są niskie i wynoszą odpowiednio r 0.54, a r2 0.30, co znaczy, że 30% spośród wszystkich analizowanych lejów źródłowych charakteryzuje się ścisłą zależnością pomiędzy wskaźnikiem wydłużenia, a spadkiem zlewni (ryc. 3.5). 



AB 

C 

Wyżej scharakteryzowane zależności pomiędzy zróżnicowanymi parametrami zlewni lejów źródłowych stają się bardziej skomplikowane, gdy weźmiemy pod uwagę zróżnicowanie lejów źródłowych pod względem budowy geologicznej, a ściślej ujmując ogólnego układu lejów źródłowych do upadu i biegu warstw skalnych. Dla potrzeb opracowania wyróżnione klasy lejów źródłowych, będą nazywane geologicznymi klasami lejów źródłowych. 
W celu przedstawienia wpływu budowy geologicznej na wykształcenie lejów źródłowych zestawione zostały parametry lejów. Leje źródłowe podzielone zostały na klasy (o, k, s, z), w których znalazły się formy wykształcone w ten sam sposób w stosunku do budowy geologicznej (tab. 3.1). Tak zestawione klasy lejów źródłowych wraz z parametrami morfometrycznymi poddane zostały analizie wariancji i testowi post-hoc H. Scheffego (dokładny opis procedury znajduje się w rozdziale 1 w podrozdziale metody) w celu zbadania różnic między średnimi z poszczególnych klas. Ponad to wykonane zostały korelacje wewnątrz klas, dla poszczególnych parametrów morfometrycznych. Ze względu na niewystarczające informacje dotyczące stosunku lejów źródłowych Pasma Lubania do budowy geologicznej zostały one wyłączone z dalszych analiz. 
Z analiz wariancji wynika, że średnie wraz z odchyleniami dla poszczególnych klas geologicznych lejów źródłowych różnią się od siebie (parametr F jest większy od 1). Z dalszych analiz statystycznych wynika, że leje źródłowe wykształcone zgodnie z biegiem warstw skalnych (subsekwentne) charakteryzują się najmniejsząśrednią głębokością, spadkiem i wskaźnikiem średniego nachylenia. Średnie głębokości wraz z odchyleniami standardowymi (SD) wyliczone dla subsekwentnych lejów źródłowych są istotnie statystycznie różne od średnich wraz z odchyleniami standardowymi wartości dla lejów źródłowych obsekwentnych oraz dla form o układzie złożonym w stosunku do budowy geologicznej (ryc. 3.6). Z kolei leje źródłowe obsekwentne cechują się najwyższąśrednią głębokością. Jest ona istotnie statystycznie różna od średniej wraz z odchyleniami standardowymi wartości dla lejów źródłowych subsekwentnych (ryc. 3.6 – D). Najwyższym średnim nachyleniem i wartością wskaźnika rzeźby Strahlera charakteryzują się leje źródłowe złożone (ryc. 3.6 – E, F). Średnie wraz z odchyleniem standardowym tych parametrów różnią się istotnie statystycznie od średnich wraz z odchyleniami wartości parametrów wyliczonych dla subsekwentnych lejów źródłowych. Średnie wartości parametrów morfometrycznych konsekwentnych lejów źródłowych nie różnią się istotnie statystycznie od wartości dla pozostałych typów. Ich wykształcenie, jest czymś pośrednim pomiędzy subsekwentnymi i obsekwentnymi lejami źródłowymi (ryc. 3.6). 



Z analiz statystycznych można wyodrębnić pewne parametry morfometryczne lejów źródłowych, które nie są zależne w sposób bezpośredni od budowy geologicznej. Wartości średnie wraz z odchyleniami standardowymi powierzchni, długości, szerokości, obwodu, wskaźnika wydłużenia, wskaźnika kolistości, długości rozcięć erozyjnych i gęstości rozczłonkowania nie różnią się istotnie statystycznie ze względu na określoną klasę wyróżnioną ze względu na budowę geologiczną. Najmniejsząśrednią powierzchnię mają leje źródłowe złożone, największą obsekwentne (ryc. 3.6 – A). Średnie wartości powierzchni zlewni lejów źródłowych mieszczą się w przedziale od 0.44 do 0.67 km2 przy odchyleniach standardowych wynoszących średnio 0.23 (ryc. 3.6). Cechą typową dla lejów źródłowych niezależnie od tego jaki jest jego układ w stosunku do budowy geologicznej jest również duże rozczłonkowanie. Największąśrednią wartością gęstości sieci rozcięć erozyjnych cechują się leje źródłowe złożone, z kolei najmniejszą obsekwentne (ryc. 3.7). Wynosi ona średnio od 4.13 do 5.17, przy odchyleniu standardowym wynoszącym średnio 1.38. 

W zależności od stosunku lejów źródłowych do budowy ich parametry morfometryczne, są ze sobą w różnym stopniu powiązane. Jedną z ciekawszych zależności jest ujemna korelacja powierzchni lejów źródłowych (A) z ich spadkiem. Zależność ta była szeroko dyskutowana przez D.R. Montgomeryego i W.E. Dietricha (1988) oraz K.L. Jeagera i in. (2007). W prostych analizach, opartych na regresji liniowej, nie została ona stwierdzona (ryc. 3.2). Dopiero na podstawie wykonanych korelacji wewnątrz wyróżnionych klas geologicznych (korelacji wewnątrzgrupowych) można stwierdzić, że w polskich Karpatach fliszowych wspomniana zależność jest istotna statystycznie jedynie dla obsekwentnych lejów źródłowych r -0,50. Zdecydowanie nie występuje ona w obrębie subsekwentnych lejów źródłowych (r 0,15), a w pozostałych typach lejów źródłowych jest nie istotna statystycznie ze względu na zbyt małą liczbę przypadków (konsekwentne – 8, złożone – 4) (ryc. 3.8). W obsekwentnych lejach źródłowych wraz ze wzrostem powierzchni maleje ich spadek. Może to oznaczać, że im mniejszy jest spadek tych lejów źródłowych tym większa potrzebna jest powierzchnia alimentacyjna w obrębie, której kształtowany jest odpływ. 

o różnym stosunku do budowy geologicznej 
Zmiany powierzchni wszystkich typów lejów źródłowych są istotnie powiązane z ich głębokością. Przy czym podobna korelacja jest dla konsekwentnych i złożonych lejów źródłowych ( r 0,69), nieco mniejsza jest natomiast dla lejów subsekwentnych (r 0,61) i obsekwentnych (r 0,56) (ryc. 3.9). Powierzchnia zlewni lejów źródłowych jest również w różnym stopniu skorelowana z gęstością rozcięć erozyjnych (ryc. 3.10). Ujemny związek, znacznie większy niż wyliczony łącznie dla wszystkich lejów źródłowych (ryc. 3.3), istnieje w obrębie subsekwentnych lejów źródłowych (r -0,77). Wraz z przyrostem powierzchni w obrębie subsekwentnych lejów źródłowych, maleje gęstość rozcięć erozyjnych. Podobnie jest dla złożonych lejów źródłowych (r -0,67). Z kolei, dla obsekwentnych i konsekwentnych lejów źródłowych brak jest istotnej statystycznie zależności między tymi parametrami (r wynosi odpowiednio -0,32 i 0,46). 
Wykonana korelacja wewnątrzgrupowa wyjaśnia w większym stopniu relacje, które istnieją pomiędzy głębokością i spadkiem zlewni wyrażonym, jako wskaźnik rzeźby Strahlera (wskS), czy wskaźnik średniego nachylenia zlewni (wsk). Najsilniejsza korelacja dodatnia pomiędzy tymi parametrami istnieje dla subsekwentnych i konsekwentnych lejów źródłowych. W obsekwentnych i złożonych lejach źródłowych zależność istotna statystycznie istnieje jedynie pomiędzy ΔH i wsk. Natomiast brak jest jej pomiędzy ΔH i wskS (ryc. 3.11). Słabsza korelacja pomiędzy głębokością i spadkiem odnotowana dla obsekwentnych i złożonych lejów źródłowych, może być konsekwencją znacznego osuwiskowego przemodelowania tych klas lejów źródłowych. 



AC 
r = 0,18 r = 0,73 
BD 
r = 0,46 
r = -0,06 

Biorąc pod uwagę różne klasy lejów źródłowych wyróżnione ze względu na budowę geologiczną relacja pomiędzy głębokością lejów źródłowych i gęstością rozcięć erozyjnych przedstawia się nieco inaczej niż to było dla wszystkich lejów źródłowych. We wspomnianych analizach, istniała istotna statystycznie, chociaż niska korelacja tych parametrów, na poziomie r -0,45, r2 0,21 (ryc. 3.3). W przypadku klas geologicznych, najsilniejsza jest zależność w obrębie złożonych lejów źródłowych (pomimo małej liczby przykładów jest ona istotna statystycznie), znacznie mniejsza jest dla konsekwentnych, a brak istotnej statystycznie zależności jest w obrębie obsekwentnych i subsekwentnych lejów źródłowych (ryc. 3.12). Inaczej przedstawia się relacja pomiędzy głębokością (ΔH) lejów źródłowych i wskaźnikiem ich wydłużenia (Cw). Dla wszystkich lejów źródłowych brak było wspomnianej zależności (tab. 3.2). Z kolei, uwidacznia się ona na rożnym poziomie w obrębie lejów źródłowych wyróżnionych ze względu na stosunek do budowy geologicznej. Istotna statystycznie jest dla obsekwentnych lejów źródłowych, gdzie r wynosi -0,52. Nieistotna statystycznie, chociaż zauważalna jest dla złożonych i subsekwentnych lejów źródłowych, a nie istnieje dla konsekwentnych (ryc. 3.13). Wskaźnik wydłużenia jest również w różnym stopniu powiązany ze wskaźnikiem rzeźby Strahlera. Ogólnie dla wszystkich lejów źródłowych relacja jest na poziomie r 0,54 przy r2 0,30. Jednak zależność między Cw i wskS istotna statystycznie okazuje się jedynie dla subsekwentnych lejów źródłowych. Dla pozostałych typów zależność jest nieistotna statystycznie (3.14). 



Istotnym czynnikiem, który może wpływać na wartości parametrów morfometrycznych zlewni leja źródłowego jest „makro-rzeźba” osuwiskowa związany z nią stopień zachowania starszych założeń. Osuwiskowe przemodelowanie lejów źródłowych, które cechują się starszymi (plioceńskie lub plejstoceńskie) założeniami może być w związku z tym jednym z istotnych kryteriów klasyfikacyjnych lejów źródłowych. Warto podkreślić, że znaczna część lejów źródłowych jest w dużym stopniu zajęta przez różnowiekowe formy osuwiskowe. Przykładem mogę być leje źródłowe potoków Olszowego, Roztoki, Zapalacza, Domagałów, Łopuszanki, Lepietnicy 2 w Gorcach czy Potoków Zwir i Wołosatka w Bieszczadach. Wielu autorów podkreślało rolę procesów osuwiskowych w przekształcaniu rzeźby obszarów górskich w tym również lejów źródłowych (Starkel 1960, Ziętara 1968, Kotarba 1986, Margielewski 1999, 2004, 2008). Działanie procesów osuwiskowych prowadzi do zmiany profilu podłużnego i poprzecznego lejów źródłowych. Przyczynia się do powstawania fragmentów stoku o znacznie większym nachyleniu niż dominujące nachylenia w górach o typie rzeźby średniogórskiej. Powoduje to powstanie stromych załomów w obrębie nisz osuwiskowych czy krawędzi bocznych, oddzielających strefy o różnym typie dominujących procesów morfogenetycznych. Ponad to procesy osuwiskowe urozmaicają rzeźbę lejów źródłowych prowadząc do powstania schodowego profilu podłużnego z występującymi na przemian spłaszczeniami i fragmentami stoków o znacznym nachyleniu (35-40º). 
W celu sprawdzenia istotności statystycznej kryterium klasyfikacyjnego „makrorzeźby” analizowane leje źródłowe zostały podzielone na dwie kategorie: osuwiskowe i erozyjne (tab. 3.1). Przy czym podstawą przyporządkowania danego leja źródłowego do jednej z klas było: dla gorczańskich lejów źródłowych szczegółowe kartowanie terenowe, a dla lejów źródłowych Beskidu Sądeckiego i bieszczadzkich, analizy map geologicznych oraz rekonesans terenowy. Do dalszych analiz nie zostały włączone leje źródłowe Pasma Lubania ze względu na brak dostatecznych informacji dotyczących wykształcenia lejów źródłowych. Podstawowym kryterium geomorfologicznym, na podstawie, którego odróżniono leje źródłowe osuwiskowe od erozyjnych była obecność wyraźnego stromego załomu w górnej lub bocznej części leja źródłowego. Spośród 53 analizowanych lejów źródłowych 32 charakteryzują się obecnością wyraźnych śladów rzeźby osuwiskowej, pozostałe 21 charakteryzuje się w większym stopniu rzeźbą erozyjną. Wyróżnione klasy morfogenetyczne lejów źródłowych poddane zostały analizie wariancji i testowi post-hoc H. Scheffego (dokładny opis procedury znajduje się w rozdziale 1 w podrozdziale metody badań) na istotność statystyczną różnic wartości średnich. 
Z analiz statystycznych wynika, leje źródłowe przeobrażone przez procesy osuwiskowe charakteryzują się znacznie wyższąśrednią wartością głębokości, wskaźnika formy, wskaźnika rzeźby Strahlera, wskaźnika średniego nachylenia stoków oraz wskaźnika wydłużenia (tab. 3.3). Wartości te są jednocześnie istotnie statystycznie różne od średnich uzyskanych dla lejów źródłowych, w których dominują procesy erozyjne (ryc. 3.15, 3.16). 
Ciekawie przedstawiają się korelacje wewnątrzgrupowe. Przede wszystkim brak jest istotnej statystyczne zależności pomiędzy powierzchnią i spadkiem lejów źródłowych wyróżnionych ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne. Zauważalny jest większy związek tych parametrów w obrębie lejów źródłowych osuwiskowych (ryc. 3.17). Znacznie mniejsza niż to było w przypadku klas wyróżnionych ze względu na budowę geologiczną jest zależność pomiędzy głębokością igęstością sieci rozcięć erozyjnych (ryc. 3.12). Dla lejów źródłowych z dominacją procesów erozyjnych wynosi ona r -0,56, a dla osuwiskowych r -0,41. W lejach źródłowych erozyjnych w większym stopniu rozczłonkowane są górne części, w osuwiskowych ta zależność nie jest zachowana i powiązana może być bardziej z lokalnymi zmianami właściwości pokryw koluwialnych. 
Tabela 3.3. Podstawowe statystyki klas morfogenetycznych lejów źródłowych 
typy morfologiczne  ΔH (m)  Cw  
min  max  śr  Sd.  min  max  śr.  sd.  
osuwiskowe  223  495  334  72  0,72  1,44  1,03  0,17  
erozyjne  135,5  412  262,8  81  0,67  1,49  0,92  0,19  
wskS  wsk  
min  max  śr.  sd.  min  max  śr.  sd.  
osuwiskowe  216,7  413,9  324  43,4  270,6  574,2  437  72  
erozyjne  118,6  381,5  235  61  217  472  353  80  


Ryc.3.15. Zróżnicowanie średnich wartości wraz z odchyleniami standardowymi (SD) głębokości (A) i wskaźnika rzeźby Strahlera (B) osuwiskowych i erozyjnych klas lejów źródłowych 


Leje źródłowe charakteryzujące się przewagą osuwiskowego modelowania cechują się na tyle zróżnicowanymi nachyleniami stoków, że wzrost ich głębokości nie jest w prosty sposób powiązany ze spadkiem (rwskS 0,09, rwsk 0,46). Nieco inaczej jest w lejach źródłowych, w których dominują procesy związane z działalnością wody płynącej. W tego typu lejach strefa przejściowa między lejem źródłowym a systemem korytowym jest znacznie wydłużona. Wraz ze wzrostem głębokości w erozyjnych lejach źródłowych rośnie spadek lejów źródłowych (rwskS 0,54, rwsk 0,78) (ryc. 3.18). Inaczej też przedstawiają się zależności pomiędzy spadkiem (wskS, wsk) wskaźnikiem wydłużenia. W przypadku wskS silniejszy związek istnieje w lejach źródłowych z dominacją procesów erozyjnych (re 0,52, ro 0,33), z kolei wsk jest silniej ujemnie powiązany ze wskaźnikiem wydłużenia w lejach źródłowych z dominacją procesów osuwiskowych (re -0,29, ro -0,70) (ryc. 3.19). 




CD 

Wraz ze wzrostem powierzchni zlewni lejów źródłowych maleje gęstość sieci rozcięć erozyjnych (r -0,59). W zróżnicowany sposób zależność analizowanych parametrów przedstawia się dla klas lejów źródłowych wyróżnionych ze względu na stosunek do budowy geologicznej (ryc. 3.11). Z kolei, w klasach lejów źródłowych wyróżnionych ze względu na odmienną „makro-rzeźbę” istnieje wyraźna ujemna korelacja pomiędzy omawianymi parametrami. Znacznie silniejszą zależnością charakteryzują się erozyjne leje źródłowe (r -0,71), słabsza, choć istotna statystycznie jest ta zależność dla osuwiskowych lejów źródłowych (r -0,45) (ryc. 3.20). 
AB 



3.2 Typy lejów źródłowych 
Z analiz statystycznych wykonanych w poprzednim podrozdziale wynika, że za podstawowe kryteria podziału lejów źródłowych można uznać budowę geologiczną oraz makro-rzeźbę lejów źródłowych (ryc. 3.21). Obydwa kryteria wpływają w dużym stopniu na zróżnicowanie głębokości, spadku i wskaźnika wydłużenia zlewni lejów źródłowych. Kryteria te decydują ponad to o sile i kierunku powiązań istniejących pomiędzy takimi parametrami morfometrycznymi jak: powierzchnia, głębokość, spadek (wskS, wsk), wskaźnik wydłużenia czy gęstość sieci rozcięć erozyjnych. Istotnie statystycznie różnią się leje źródłowe subsekwentne od obsekwentnych i złożonych oraz osuwiskowe od erozyjnych. Zestawiając geologiczne geomorfologiczne typy lejów źródłowych otrzymano: 
-osuwiskowe obsekwentne -osuwiskowe konsekwentne 
-erozyjne obsekwentne -erozyjne konsekwentne 
-osuwiskowe subsekwentne -osuwiskowe złożone 
-erozyjne subsekwentne -erozyjne złożone 
Taki podział jest jednak nie w pełni zgodny z rzeczywistością. W analizowanych obszarach badań nie zaobserwowano lejów źródłowych erozyjnych obsekwentnych i złożonych, ponad to złożone leje źródłowe są podobne pod względem wykształcenia do obsekwentnych, a konsekwentne są w sensie morfograficzno-morfometrycznym czymś pośrednim pomiędzy obsekwentnymi i subsekwentnymi lejami źródłowymi. W związku z tym podział oparty jedynie o kryterium budowy geologicznej i makro-rzeźby nie wyjaśnia w pełni zróżnicowania, jakie jest w obrębie lejów źródłowych w polskich Karpatach fliszowych. Istnieje w związku z tym konieczność włączenia dodatkowego kryterium różnicującego poszczególne typy lejów źródłowych. Biorąc pod uwagę procedury typologii, czyli ustalenia na podstawie uzyskanych z doświadczenia lub obserwacji wartości cech, do której grupy należy zaliczyć przypadek, możliwa jest modyfikacja otrzymanej typologii lejów źródłowych. 

Osuwiskowe obsekwentne i złożone leje źródłowe są zróżnicowane pod względem przekształcenia ich przez procesy osuwiskowe. Elementem geomorfologicznym, który różnicuje te formy jest obecność wyraźnej górnej krawędzi. W jednych lejach źródłowych, jak wynika z badań terenowych, jest ona wyraźna i oddziela od siebie obszary o skrajnie rożnych nachyleniach stoków (np. lej źródłowy potoku Olszowego, Zapalacza), w innych z kolei krawędź jest niewyraźna (np. lej źródłowy Łopuszanki). W związku z tym leje źródłowe osuwiskowe obsekwentne i złożone można podzielić na dwa odrębne typy, z których jedne cechują się występowaniem wyraźnej górnej krawędzi, a w drugich brak jest tego zaznaczającego się w morfografii i morfometrii elementu leja źródłowego. Pozostałe typy geologiczne lejów źródłowych można podzielić zgodnie z przyjętą wyżej procedurą na osuwiskowe i erozyjne. 
W celu sprawdzenia poprawności stworzonego podziału wykonałam typologię z wykorzystaniem metod analizy skupień: aglomeracyjnej oraz grupowania metodą kśrednich. Wykorzystałam metodę aglomeracyjną pełnego wiązania, gdyż jest to metoda, którą stosuje się dla obiektów, które mają skłonność do występowania w „grupach” (Stanisz 2007b). W analizie wykorzystałam parametry morfometryczne, które wykazywały największe zróżnicowanie w obrębie poszczególnych klas lejów źródłowych, czyli: głębokość, spadek, wskaźnik rzeźby Strahlera, wskaźnik średniego nachylenia oraz wskaźnik wydłużenia. Dla tak wykonanych analiz otrzymałam dendrogram (ryc. 3.22). 
Porównując dendrogram z uzyskanym wyżej podziałem można zauważyć pewne podobieństwo zarówno w liczbie uzyskanych typów jak i w zaklasyfikowaniu części lejów źródłowych do konkretnych skupień. Warto zwrócić uwagę, że odcinając dendrogram na poziomie około 200, uzyskujemy 5 skupień, przy czym na dwóch najbardziej skrajnych węzłach położone są najbardziej kontrastowe pod względem morfologicznym formy, czyli: subsekwentne z dominacją erozji oraz obsekwentne i złożone z dominacją procesów osuwiskowych. Z kolei, leje źródłowe konsekwentne występują w skupieniach zarówno z obsekwentnymi jak i subsekwentnymi lejami źródłowymi (ryc. 3.22). Wyraźnie widoczny jest tutaj przedstawiany wyżej problem podobieństwa konsekwentnych lejów źródłowych do dwóch pozostałych klas lejów źródłowych wyróżnionych ze względu na stosunek do budowy geologicznej. 
We wstępnej typologii założyłam istnienie sześciu odrębnych typów lejów źródłowych (ryc. 3.21). W celu sprawdzenia poprawności typologii wykonanej metodą subiektywną, wykorzystałam analizę skupień metodą grupowania k-średnich przy założeniu sześciu skupień a-priori. Zestawiłam wartości minimalne, maksymalne i średnie uzyskane dla poszczególnych grup. W poszczególnych grupach znalazły się leje źródłowe o podobnych wartościach parametrów morfometrycznych (tab. 3.4). 
W grupie 1 znalazły się leje źródłowe, które charakteryzują sięśrednią wartością wszystkich parametrów morfometrycznych (ryc. 3.23). W grupie tej znalazły się przede wszystkim leje źródłowe erozyjne subsekwentne takie jak np. lej Lepietnicy czy Jamne. 

Tabela 3.4. Zestawienie grup lejów źródłowych otrzymanych metodą grupowania k-średnich przy założeniu sześciu grup (kolorem czerwonym zaznaczono odstające leje źródłowe wyróżnione ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne, kolorem niebieskim zaznaczono odstające leje źródłowych wyróżnione ze względu na stosunek do budowy geologicznej) 
Numery grup  
1  2  3  4  5  6  
SE  OO  KE  OO  KO  KE  
SE  OO  SE  KO  ZO  SE  
OO  KO  SE  OO  OO  SE  
KE  ZO  OO  OO  OO  SO  
SE  SO  OO  OO  SE  
SE  SO  OO  SO  SE  
OO  SO  ZO  SE  
KO  SO  OO  SE  
OO  KO  OO  SE  
OO  SO  OO  
OO  ZO  
KE  
SO  

Leje źródłowe charakteryzujące się: 
1. 	
średnimi wartościami wszystkich parametrów morfometrycznych 

2. 	
bardzo wysokim wskaźnikiem wydłużenia, wysoką wartością spadku i wskaźnika średniego nachylenia oraz średnimi wartościami głębokości 

3. 	
dużą głębokością, bardzo małym spadkiem oraz bardzo małym wskaźnikiem wydłużenia 

4. 	
bardzo dużą głębokością, dużym spadkiem oraz średnim wskaźnikiem wydłużenia 

5. 	
dużą głębokością, bardzo dużym spadkiem, i średnią wartością wskaźnika wydłużenia 

6. 	
bardzo małą głębokością, bardzo małym spadkiem i dużym wskaźnikiem wydłużenia 



W grupie 2 znalazło się najwięcej lejów źródłowych (13), m.in. Olszowy, Łopuszanki, Roztoki, Jaszcze Małe i Lepietnicy 2. Formy przyporządkowane do tej grupy charakteryzują się wysokimi wartościami spadku (wskS), średnimi wartościami głębokości (ΔH) i bardzo wysokim wskaźnikiem wydłużenia (Cw). W analizowanej grupie zdecydowanie przeważają leje źródłowe osuwiskowe obsekwentne, ale znalazły się w niej również leje źródłowe osuwiskowe subsekwentne, konsekwentne i złożone. 
W grupie 3 znalazło się najmniej lejów źródłowych. Charakteryzują się one dość nietypowymi wartościami średnimi parametrów morfometrycznych. Ich cechą charakterystyczną jest występowanie dużych głębokości, przy niewielkim spadku i bardzo małym wskaźniku wydłużenia. A więc, są to leje głębokie, wydłużone o małym spadku. Do tej grupy należą przede wszystkim leje erozyjne subsekwentne pasma Połoniny Wetlińskiej oraz bardzo nietypowy, przekraczający powierzchnię 1 km2 osuwiskowy lej źródłowy, położony na SW stoku Radziejowej. 
W 4 grupie znalazły się leje źródłowe, które charakteryzują się bardzo dużą głębokością, dużym spadkiem i średnią wartością wskaźnika wydłużenia (ryc. 3.23). Ze względu na klasę dominujących procesów morfogenetycznych i stosunek do budowy geologicznej są to głównie leje źródłowe osuwiskowe obsekwentne, konsekwentne i subsekwentne. Należą do nich: lej źródłowy Baniska osuwiskowy konsekwentny położony na NE stoku Radziejowej, oraz leje położone w obrębie pasma Połoniny Wetlińskiej, leje Terebowca wykształcone na stokach Szerokiego Grzbietu zgodnie z biegiem warstw skalnych, lej źródłowy Zwir położony na SW stoku Tarnicy. 
W grupie 5 znalazło się jedenaście lejów źródłowych. Charakteryzują się one bardzo dużymi nachyleniami, dużą głębokością oraz średnim wskaźnikiem wydłużenia. Należą do nich m.in. leje źródłowe Domagałów, Koniny, Turbacz i Zapalacz w Gorcach, lej źródłowy Wołosatka 2 na SW stoku Halicza oraz znaczna część lejów źródłowych położonych w Beskidzie Sądeckim. Przeważają w tej grupie leje źródłowe z dominacją procesów osuwiskowych obsekwentne i złożone. W porównaniu z grupą 4 cechują się one znacznie mniejszą głębokością i nieco większym spadkiem (ryc. 3.23). 
W 6 grupie są leje źródłowe cechujące się najmniejszą głębokością i spadkiem oraz wysokim wskaźnikiem wydłużenia. Należą do nich lej Forędówki, leje Kamienicy 1, 2 i 3, oraz Lepietnicy 3 w Gorcach oraz leje źródłowe Beskidu Sądeckiego. W grupie tej przeważają leje erozyjne subsekwentne. Charakterystyczny dla tej grupy jest wysoki stopień zachowania rysów rzeźby starszej. Są to formy w niewielkim stopniu odnowione przez współczesne procesy morfogenetyczne. 
Uzyskane skupienia sprawdziłam pod kątem przynależności poszczególnych przypadków do danych klas wydzielonych ze względu na stosunek do budowy geologicznej i dominujące procesy morfogenetyczne. Obliczyłam procentowy udział dominujących w każdej grupie klas geologicznych i klas wyróżnionych ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne. Jeżeli w grupach przeważały dane klasy wówczas pozostałe zostały potraktowane, jako klasy odstające od danej grupy. W oddzielnych skupieniach znalazły się przede wszystkim leje źródłowe erozyjne i osuwiskowe. Spośród 53 analizowanych form, 9,4% (5 lejów) zostało włączonych do odrębnych pod względem „morfogenetycznym” grup, podczas gdy w przypadku typów geologicznych 35,9% (19 lejów) znalazło się w odrębnych pod względem geologicznym grupach (tab. 3.6). Z powyższych analiz wynika, że nadrzędnym kryterium typologicznym pozwalającym na rozróżnienie lejów źródłowych może być makro-rzeźba. Leje źródłowe erozyjne i osuwiskowe przynależą do odrębnych grup. Za kryterium drugorzędne można uznać budowę geologiczną. Subsekwentne obsekwentne leje źródłowe są odmiennie wykształcone. Natomiast konsekwentne stanowią zbyt mały procent z ogólnej liczby wszystkich lejów źródłowych, żeby na tej podstawie wyróżniać je, jako odrębny typ. Warto jednak zauważyć, że leje osuwiskowe konsekwentne występują częściej w grupach z osuwiskowymi obsekwentnymi, a erozyjne konsekwentne głównie w grupach z erozyjnymi subsekwentnymi (tab. 3.6). Uwzględniając wyniki analiz uzyskane metodą grupowania k-średnich i przedstawione wyżej typy lejów (ryc. 3.21), otrzymano nową typologię lejów źródłowych (ryc. 3.24). 



4. Charakterystyka rzeźby lejów źródłowych w Gorcach 

Leje źródłowe to formy złożone, których rozwój następował wieloetapowo. Stąd w formy o starszych, plioceńskich lub plejstoceńskie założeniach włożone są formy młodsze o założeniach plejstoceńskich i holoceńskich (ryc. 4.1). Układ różnowiekowych form tworzy bardzo skomplikowany system morfodynamiczny, w którym starsze założenia lejów źródłowych mogą wpływać w sposób bezpośredni lub pośredni na ich współczesne funkcjonowanie. Leje źródłowe, jako formy starsze stanowiące zamknięcia dolinne składają się z elementów typowych dla dolin rzecznych, czyli zboczy oraz dna (ryc. 4.1). Te elementy lejów źródłowych mogą być w różnym stopniu przekształcone przez ruchy masowe i procesy związane z działalnością wód płynących. 

Jednym z najważniejszych elementów lejów źródłowych jest górny załom. Obecność wyraźnego załomu może świadczyć o intensywnym przeobrażeniu lejów źródłowych przez działające sukcesyjne ruchy masowe (ryc. 4.1). W wyniku ich działania może następować stopniowe cofanie zboczy lejów źródłowych, co w konsekwencji może prowadzić do zwężania grzbietów i stopniowego rozczłonkowywania obszarów górskich (Starkel 1960, Kotarba 1986, Margielewski 2008). 
Drugim istotnym elementem lejów źródłowych jest strefa przejściowa pomiędzy lejem źródłowym, a systemem fluwialnym. Strefa przejściowa położona jest w dolnej części lejów źródłowych i w niej dochodzi do zazębiania się procesów stokowych typu spływów gruzowo-błotnych, spływów torencjalnych czy osuwania działających od góry, z procesami fluwialnymi wkraczającymi w obręb lejów źródłowych od dołu. Położenie dolnej granicy lejów źródłowych jest jednym z zagadnień, które jest szeroko dyskutowane (Dietrich, Dunne, 1978; Keller, Swanson 1979; Nakamura, Swanson 1993; Benda et al. 1997; Benda, Dunne, 1997; Swanson et al. 1998; Lancaster, Grant 2006). Istotne są czynniki, które wpływają na lokalizację strefy przejściowej. Dolną granicę może wyznaczać strefa zmiany (zmniejszenia) spadku, która jest związana ze wzrostem odległości pomiędzy progami w obrębie dna rozcięcia w leju źródłowym. Zmiana spadku wymusza depozycję materiału transportowanego przez procesy stokowe. Z kolei strefa zmiany spadku jest zazwyczaj zlokalizowana w miejscu gdzie mamy do czynienia z większym lub częstszym przyłożeniem siły podczas zdarzeń o różnym natężeniu (Benda, Cundy 1990). Taka sytuacja generowana jest przeważnie pojawieniem się dopływu bocznego lub jest związana z obecnością lokalnej bazy erozyjnej. 
Jak wynika z analiz przedstawionych w poprzednim rozdziale Gorce z rozrogiem Turbacza są jednym z rejonów w polskich Karpatach fliszowych gdzie na niedużym obszarze rozwinęły się leje źródłowe należące do różnych typów. Zróżnicowane są one zarówno pod względem dominujących procesów morfogenetycznych jak i ze względu na stosunek do budowy geologicznej. Ich rozwój doprowadził do powstania asymetrycznej kopuły Turbacza (1311 m n.p.m.) oraz grzbietów bocznych o zróżnicowanym przebiegu. Jednocześnie obszar ten z wysokościami średnio 1200 m n.p.m. i nachyleniami powyżej 25° jest reprezentatywny dla gór średnich (Klimaszewski 1972). Dlatego też w celu przybliżenia zróżnicowania wewnętrznej struktury różnych typów lejów źródłowych wybrane zostały do szczegółowej charakterystyki morfograficzno-morfometrycznej formy lejów źródłowych w Gorcach. Analizowane leje źródłowe zostały tak dobrane, aby przedstawić różne sytuacje terenowe rozkładu wspomnianych wyżej elementów w obrębie rożnych typów lejów źródłowych. W badanym obszarze skartowanych zostało 16 lejów źródłowych. Ich łączna powierzchnia wynosi 7,2 km2 i zajmują 1,35% powierzchni Gorców. Lejom źródłowym nadano nazwy pochodzące od nazw cieków górskich, które je odwadniają. Dodatkowo jeżeli dany potok górski posiadał więcej niż jedno zamknięcie doliny, przyporządkowane zostały im kolejne numery (ryc. 4.2, tab. 4.1). Leje źródłowe zostały scharakteryzowane począwszy od największego z nich, a następnie podane zostały charakterystyki kolejnych form wykształconych wokół grzbietów w Gorcach (zgodnie z kierunkiem wskazówek zegara). 

Tabela 4.1. Parametry zlewni lejów źródłowych w Gorcach 
Leje źródłowe  Nr.  A (km2)  ΔH (m)  Lmax (km)  W (m)  s (º)  wskS  Ck  Cw  vl (km)  D (km/km2)  
Roztoki  1  0,93  328  1,08  0,86  27,46  305,12  0,86  1,22  3,80  4,11  
Koniny  2  0,35  282  0,80  0,44  31,88  354,27  0,63  1,01  2,16  6,19  
Zapalacz  3  0,35  288  0,77  0,46  33,84  375,98  0,88  1,06  1,23  3,49  
Kamienicy 1  4  0,44  186  1,07  0,41  15,64  173,83  0,72  0,85  1,53  3,46  
Kamienicy 2  5  0,23  135  0,74  0,31  16,48  183,11  0,42  0,89  1,74  7,50  
Kamienicy 3  6  0,46  183  0,62  0,74  26,56  295,16  0,73  1,49  2,07  4,54  
Jamne  7  0,36  250  0,92  0,39  24,43  271,44  0,70  0,89  2,90  8,06  
Jaszcze Małe  8  0,43  262  0,82  0,52  28,69  318,73  0,76  1,09  2,74  6,37  
Forędówki  9  0,68  223  0,94  0,72  21,40  237,74  0,81  1,20  1,80  2,65  
Łopuszanki  10  0,65  320  0,91  0,71  31,54  350,49  0,60  1,21  4,70  7,22  
Lepietnicy 3  11  0,32  175  0,88  0,36  17,88  198,64  0,88  0,88  2,22  6,97  
Lepietnicy 2  12  0,38  231  0,80  0,47  26,05  289,47  0,82  1,05  1,85  4,93  
Lepietnicy 1  13  0,36  251  1,12  0,32  20,17  224,11  0,64  0,73  2,20  6,11  
Olszowy  14  0,62  288  0,90  0,69  28,74  319,29  0,71  1,19  3,67  5,94  
Turbacz  15  0,26  275  0,96  0,27  25,81  286,76  0,59  0,72  0,92  3,60  
Domagałów  16  0,35  288  0,78  0,45  33,32  370,18  0,39  1,04  1,40  4,00  

A – powierzchnia, ∆H– głębokość, Lmax – długość maksymalna, W – średnia szerokość, s – spadek, wskS – wskaźnik rzeźby Strahlera, Ck – wskaźnik kolistości, Cw – wskaźnik wydłużenia, vl – długość rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych, D – gęstość sieci rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych 
Lej źródłowy Roztoki położony jest na północnym stoku Turbacza. Jest to przykład leja źródłowego typu osuwiskowego ścinającego niezgodnie warstwy skalne z wyraźnym załomem (ryc. 4.2). W całości wycięty jest on w obrębie formacji szczawnickiej płaszczowiny magurskiej (warstw inoceramowych). Częściowo ma układ zgodny-rozbieżny z upadem warstw skalnych (odcinek leja podchodzący do Hali Turbacz), a częściowo cechuje go rozwój zgodny z biegiem warstw skalnych (fragment leja źródłowego wykształconego na stoku Mostownicy – ryc. 4.3). Jest to największy z analizowanych w Gorcach lejów źródłowych. Jego powierzchnia wynosi 
0.92 km2, długość ponad 1 km, szerokość 848 m, głębokość dochodzi do około 328 
m. Cechą charakterystyczną jest bardzo wyraźny załom w górnej części oraz występowanie dużych spadków dolin i nachyleń stoków. Odległość załomu od wododziału wynosi od 50 do 160 m. Nachylenie fragmentu stoku powyżej załomu wynosi od 7 do 11°, a nachylenie stoku poni żej wynosi od 21 do 50°(ryc. 4.4). Średni spadek dolinek w analizowanym leju źródłowym wynosi 28°, ponad 69% z całkowitej powierzchni stoków jest w przedziale nachyleń od 15 do 30°(tab. 4.2). 
W analizowanym leju źródłowym znaczna powierzchnia zajęta jest przez osuwiska i złaziska (ryc. 4.3, 4.5, 4.6). Wyróżniłam 5 większych osuwisk o różnej genezie, stosunku do budowy geologicznej, mechanice przemieszczeń mas skalnozwietrzelinowych i morfometrii (tab. 4.3). Efektem nierównomiernego przekształcenia przez procesy masowe jest wyraźna asymetria analizowanego leja źródłowego. Silniej przemodelowane osuwiskowo są stoki grzbietu Mostownicy. W ich obrębie powstały osuwiska oraz znacznych rozmiarów rów rozpadlinowy (ryc. 4.3). 
Ze względu na osuwiskowe przemodelowanie, stoki w obrębie analizowanej formy są zróżnicowane w profilu podłużnym (ryc. 4.5, 4.6). Z kolei w profilu poprzecznym przez analizowaną formę zaznacza się wyraźny załom oraz szereg przegłębień wskazujących na znaczne rozczłonkowanie różnego typu dolinkami denudacyjnymi (ryc. 4.3). Charakterystyczne są dwie sekwencje następstwa dolinek denudacyjnych. 
Pierwsza z nich zaczyna się niecką z pasem rumoszu skalnego, która następnie przechodzi w rozcięcie erozyjne oraz ponownie w zagłębienie z pasem rumoszu skalnego, który łączy się bezpośrednio z wciosem przebiegającym w centralnej części leja. Druga sekwencja zaczyna się od płytkiego rozcięcia erozyjnego, które następnie przechodzi we wcios. 

– plejstoceńskie i holoceńskie ostańce denudacyjne: A – baszty skalne, B – skałki, C – blokowiska i rumowiska skalne, 5. – plejstoceńskie i holoceńskie formy związane z niszczącą działalnością procesów osuwiskowych: A – krawędzie nisz wyraźne (a-wysokości >15 m, b-wysokości<15 m),B – krawędzie nisz niewyraźne (a-holoceńskie, b-plejstoceńskie), C – krawędzie nisz osuwiskowych, D – rowy grzbietowe, E – rowy rozpadlinowe, 5.1 -holoceńskie formy związane z budującą działalnością procesów osuwiskowych: A – jęzory osuwiskowe, B – koluwia, C – wały osuwiskowe, D – pakiety skalno-zwietrzelinowe, E – powierzchnie osuwiskowo-złaziskowe, 6. – holoceńskie formy związane z niszczącą działalnością wody płynącej: A – rozcięcia erozyjne (a-typu wciosów, docięte do podłoża skalnego, b-wycięte w pokrywach), B – bruzdy erozyjne, C – rozcięcia erozyjne zawieszone, D – niecki zmywowe, E – niecki z pasami rumoszu skalnego, 6.1. – holoceńskie formy związane z budującą działalnością wody płynącej: A – stożki torencjalne (a-starsze, b-młodsze), B – aluwia, 7.– holoceńskie formy związane z działalnością wody w pokrywach: Aa – niecki złaziskowe, Ab – wądoły, B – kanały i ślepe dolinki sufozyjne, C – złaziska, 8. – formy związane z działalnością człowieka: A – drogi do zwózki drewna, 9. – granica leja źródłowego 

Tabela 4.2. Procentowy udział powierzchni stoków w lejach źródłowych w Gorcach w poszczególnych klasach nachyleń 
Lej źródłowy  0-2º  2-7º  7-15º  15-30º  >30º  max. Nachylenie (º)  
Roztoka  0,23  2,17  9,97  69,61  18,03  50  
Konina  0,09  1,60  15,34  82,48  0,50  35  
Zapalacz  0,49  2,05  9,36  73,90  14,20  46  
Kamienica 1  1,07  9,62  76,63  12,68  - 26  
Kamienica 2  3,54  17,89  43,75  34,82  - 26  
Kamienica 3  0,71  20,46  48,20  30,22  0,41  36  
Małe Jaszcze  0,65  2,85  21,00  75,08  0,43  42  
Forędówka  0,76  6,44  29,10  63,51  0,20  35  
Łopuszanka  0,28  2,49  18,44  72,94  5,85  38  
Lepietnicy 3  - 0,04  56,78  43,18  - 26  
Lepietnicy 2  0,79  4,86  33,70  60,66  0,79  31  
Lepietnicy 1  0,08  4,12  42,04  53,36  0,41  32  
Olszowy  0,51  3,19  15,12  69,86  11,31  46  
Turbacz  0,05  1,34  18,60  78,26  1,75  37  
Domagałów  0,29  1,61  6,74  88,07  3,29  46  



Tabela 4.3. Charakterystyka osuwisk w leju źródłowym Roztoki 

s .  geneza  1mechanika przemieszczeń  2typ geologiczny  l (m)  nisza  rynna  jęzor  
d (m)  nach. (º)  charakterystyka  w (m)  d (m)  sz  charakterystyka  
A  detruzywne  pakietoworumoszowopłynne  subsekwentne  ok. 500  10-37  20-25  wydłużona, dobrze zachowane ściany boczne, wychodnie skalne, słabo zachowana tylna ściana, powyżej niszy niecka poosuwiskowa  180  do 30  do 49º  wał osuwiskowy, 5 pakietów skalnozwietrzelinowych  
B  detruzywne  pakietoworumoszowe  subsekwentne  ok. 160  22  20-25 30-41  asymetryczne zbocza, wychodnie skalne, powyżej niszy niecka poosuwiskowa (ryc. 3.5)  - - - 
C  delapsywne  rumoszowopłynne  subsekwentne  ok. 100  20  31-41  wycięta w zwietrzelinie  - - - dociera do dna doliny  
D  detruzywne  pakietoworumoszowe  subsekwentne  ok. 180  15  31-45  powyżej niszy osuwiskowej nisza o starszych założeniach  - - - jeden wyrażny pakiet skalno-zwietrzelinowy  
E  detruzywnodelapsywne  pakietoworumoszowe  insekwntne  ok. 360  10-30  26-40  w tylnej ścianie niszy wychodnie piaskowców magurskich  - - - wał osuwiskowy i 4 pakiety skalnozwietrzelinowe  

s. – symbol, l – długość osuwiska, d – głębokość, w – szerokość, sz – nachylenie zboczy 
1 podział wg. T. Ziętara (1969, 1999) 
2 podział wg. M. Klimaszewski (1961) uzupełnione T. Ziętara (1969) 

W powierzchni leja źródłowego wykształcone jest znacznych rozmiarów rozcięcie erozyjne (ryc. 4.7), którego rozmiar i kształt mogą wskazywać na starsze założenia (fot. 4.1). Głębokość tej formy wynosi od 10 do 30 m, szerokość od 80 do 120 m, nachylenie zboczy 30-51°, a spadek jest zró żnicowany. Na zboczach rozcięcia erozyjnego rozwinięte są różnego typu dolinki denudacyjne (fot. 4.2). 

Profil podłużny analizowanego rozcięcia erozyjnego jest wypukło-wklęsłowypukły Jego dno założone jest na wychodniach skalnych i grubym rumoszu skalnym i drzewnym. W profilu podłużnym przez rozcięcie zaznacza się strefa progu erozji wstecznej (ryc. 4.7). Powyżej progu jego głębokość wynosi 10 m, spadek 720°, dno jest podmokłe z dominuj ącym procesem spełzywania i zmywu powierzchniowego. W strefie progu spadek formy wynosi 32-40°, wyst ępują wychodnie i rumosz skalny. Poniżej progu głębokość rozcięcia wynosi około 30-35 m, spadek 20-25°, a w dnie dominuj ą mikroformy związane z działalnością wód płynących. Podobne formy L. Starkel (1960) badał w lejach źródłowych w Beskidzie Wyspowym, zaklasyfikował je, jako nieodmłodzone wciosy plejstoceńskie. 
Strefa przejściowa pomiędzy lejem źródłowym Roztoki, a systemem korytowym podkreślona jest obecnością rozległych stożków nadbudowanych materiałem koluwialnym ze stoków (ryc. 4.3). Poniżej strefy depozycji szerokość dna doliny wzrasta do 50 m, a spadek maleje do 2-7°(ryc. 4.4, 4.6). 


Fot. 4.2. Rozcięcie erozyjne rozwinięte powyżej krawędzi zbocza doliny wciosowej o starszych założeniach 
Lej źródłowy Koniny położony jest na zachodnim stoku grzbietu Kudłonia (1274 m n.p.m.). Analizowana forma wycięta jest w warstwach inoceramowych (warstwach ze Szczawnicy) płaszczowiny magurskiej (Cieszkowski 2006). Jest to typowy lej źródłowe osuwiskowy, ścinający niezgodnie warstwy skalne, bez wyraźnego załomu. Centralna część leja źródłowego jest ułożona akordantnie w stosunku do upadu warstw skalnych. Stoki N i S są z kolei wykształcone zgodnie z biegiem warstw skalnych. Jest to niewielkich rozmiarów lej źródłowy o znacznych nachyleniach stoków i spadkach dolin. Jego powierzchnia wynosi 0.36 km2, długość maksymalna 796 m, średnia szerokość 448 m, głębokość około 282 m, a rozczłonkowanie 6.1 
km/km2. Średni spadek w leju wynosi 32º, a przeważają stoki o nachyleniu od 15 do 30°(ryc. 4.8, tab. 4.2). 

Wzdłuż leja źródłowego następuje zmiana jego wykształcenia w profilu poprzecznym. W górnym odcinku jest on wykształcony w formie szerokiej i płytkiej niecki (ryc. 4.9a). Niżej przechodzi w głęboką dolinę o płaskim dnie wypełnionym osuniętym materiałem skalno-zwietrzelinowym i zboczach, których nachylenie wynosi od 20 do ponad 35º (ryc. 4.9b, c). W dolnej części analizowana forma przybiera kształt głębokiego na około 40 m wciosu (ryc. 4.9d). 
Profil podłużny analizowanego leja źródłowego jest wypukło-wklęsło-wypukły. Odcinek wypukły leja źródłowego obejmuje jego część, do której nie dotarły procesy odmładzające. Stoki w tej części leja są jednostajnie nachylone, w ich powierzchni występują tylko nieckowate zagłębienia z pasami rumoszu skalnego. Odcinek wklęsły zaczyna się w wysokości około 1070-1100 m n.p.m. charakteryzuje się występowaniem stoków o zróżnicowanym nachyleniu (ryc. 4.8, 4.10). W tym odcinku lej źródłowy jest w znacznym stopniu przekształcony przez ruchy masowe oraz procesy związane z działalnością wody płynącej. 


Cechą charakterystyczną analizowanego leja źródłowego jest znaczne przemodelowanie przez procesy osuwiskowe i złaziskowe (fot. 4.3). W jego centralnej części powstało osuwisko (ryc. 4.9b, 4.10, 4.11). Jest to przykład osuwiska translacyjnego, w którym ruch odbywał się sukcesywnie (ryc. 4.10). Jego powstanie i późniejsze przekształcanie mogło być związane z rozwojem sieci rozcięć erozyjnych analizowanego leja źródłowego. 


Fot. 4.3. Nisza osuwiskowa w górnej części leja źródłowego Koniny 
Przejście pomiędzy systemem fluwialnym, a lejem źródłowym jest wyraźne. W wysokości 980 m n.p.m. zaczyna się strefa progów skalnych, za którą, w wysokości 970 m n.p.m., zmieniają się parametry morfometryczne rozcięcia erozyjnego (ryc. 4.8, 4.10). Jego głębokość wzrasta do 20 m, szerokość do 10 m, natomiast spadek maleje do 8-9º. 
Lej źródłowy Zapalacza położony jest na NW stoku Kudłonia. W całości wycięty jest w skałach formacji magurskiej podjednostki krynickiej płaszczowiny magurskiej. Wykształcony jest niezgodnie w stosunku do upadu warstw skalnych. Jest to przykład leja źródłowego osuwiskowego, ścinającego niezgodnie warstwy skalne z wyraźnym załomem. Lej źródłowy potoku Zapalacz ograniczony jest od NW i SE dwoma grzbietami bocznymi w obrębie, których zachowane są spłaszczenia (ryc. 4.12). Powierzchnia tego leja źródłowego wynosi 0.35 km2, rozczłonkowanie 3.5 km/km2 (tab. 4.1). Cechą charakterystyczną tej formy jest wyraźny górny załom oraz znaczne deniwelacje dochodzące do około 288 m. Średni spadek den rozcięć erozyjnych w analizowanym leju wynosi 34°, średnie nachylenie stoków wynosi 22°. Przeważają nachylenia od 20 do 40° (tab. 4.2). Najwi ększe nachylenia zboczy leja źródłowego występują w jego dolnej części i tam dochodzą do 43.2° (ryc. 4.13). Przejście pomiędzy systemem stokowym, a rynną leja źródłowego jest wyraźne. Spadek dna rynny na odcinku około 200 m zmienia się z około 20°do około 8-9°. 


Wzdłuż analizowanego leja źródłowego zmienia się jego profil poprzeczny. W górnej części przybiera on kształt szerokiej i głębokiej doliny nieckowatej, o zboczach, których nachylenie wynosi od 8 do 20° (ry c. 4.14d). Niżej wzrasta głębokość leja źródłowego i w profilu poprzecznym przypomina szeroką, wypełnioną koluwiami płaskodenną dolinę (ryc. 4.14c, b). W dolnym odcinku analizowany lej źródłowy cechuje się profilem typowym dla dolin typu wciosów. Jego dno jest wąskie, zbocza cechuje nachylenie od 26 do 43° (ryc. 4.14a) . Profil podłużny zboczy analizowanego leja źródłowego jest zróżnicowany. Odcinkami charakteryzuje się profilem wypukło-wklęsłym, a odcinkami schodowym lub falistym (ryc. 4.15). 
Zbocza analizowanego leja źródłowego są w znacznym stopniu przekształcone przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. Najlepiej zachowanym elementem osuwiska jest nisza. Zaznacza się ona wyraźnym załomem w górnej części leja źródłowego. Na zboczu leja źródłowego o ekspozycji SW położone jest znacznych rozmiarów osuwisko (ryc. 4.12). Układ osuwiska w stosunku do budowy geologicznej jest zróżnicowany. Powstało ono na zboczu leja źródłowego, którego nachylenie jest zgodne z biegiem warstw skalnych. Osuwisko ma dobrze zachowaną krawędź oraz zbocze o ekspozycji SW. 
W zboczach leja źródłowego Zapalcza wycięte są trzy znacznych rozmiarów niecki (ryc. 4.12). Ich dna oraz zbocza są w znacznym stopniu przekształcone przez procesy osuwiskowo-złaziskowe oraz działalność wody płynącej. Niecki w związku z tym rozczłonkowane są różnego typu rozcięciami erozyjnymi i dolinkami denudacyjnymi. Występuje charakterystyczna sekwencja tych form. Zaczynają się w górnej części leja źródłowego, powyżej załomu w formie niecek złaziskowych, które następnie przechodzą w niecki z pasami rumoszu skalnego. Te z kolei poniżej załomu przechodzą we wciosy z pasami rumoszu skalnego i ostatecznie w głębokie na 5-10 m wciosy docięte do podłoża skalnego. 


Lej źródłowy Kamienicy 1 jest położony na NE od Turbacza (1311 m n.p.m.). Jest to lej o charakterystycznym wydłużonym kształcie o bardzo niewielkich deniwelacjach dochodzących jedynie do około 180 m (tab. 4.1). Powierzchnia formy wynosi 0.44 km2, długość 969 m, szerokość 441 m, a rozczłonkowanie 3.46 km/km2. Lej ten jest w całości rozwinięty zgodnie z biegiem warstw skalnych. Niemal w całości wykształcony jest w obrębie piaskowców magurskich, płaszczowiny magurskiej. Jest to przykład leja źródłowego subsekwentnego z przewagą procesów erozyjnych. Analizowany lej w niewielkim stopniu przekształcony jest przez procesy stokowe (ryc. 4.16). Istotnym czynnikiem, który mógł wpłynąć na dzisiejszy kształt leja źródłowego jest wysoko położona baza denudacyjna (przy przełęczy Borek). W obrębie analizowanego leja źródłowego dominują formy związane z działalnością wód płynących. Charakterystyczne dla tej formy jest występowanie niewielkich nachyleń stoków i spadków den rozcięć erozyjnych. Średni spadek wynosi 15.6°, a wi ększość powierzchni stokowej znajduje się w przedziale nachyleń 7-15°(tab. 4.2, ryc. 4.17). 

Kształt leja źródłowego Kamienicy jak i jego parametry morfometryczne skłoniły niektórych do stwierdzenia, że Kamienica cechuje się brakiem wykształconego leja źródłowego (Baumgart-Kotarba 1974). Forma ta jest asymetryczna. Asymetria przejawia się przede wszystkim w długości zboczy. Zbocza rozwinięte zgodnie z upadem są dłuższe i w mniejszym stopniu rozczłonkowane. Natomiast zbocza rozwinięte przeciwnie do upadu warstw są krótsze i bardziej rozczłonkowane (ryc. 4.17). 

Wzdłuż całego leja źródłowego Kamienicy charakterystyczny jest podobny profil poprzeczny. Lej źródłowy przypomina szeroką dolinę nieckowatą z rozcięciem erozyjnym w centralnej części. W dolnej części analizowany lej w profilu poprzecznym bardziej przypomina wcios rozwarty (ryc. 4.18). 
W centralnej części analizowanego leja źródłowego położona jest rozległa forma nieckowata. W niej wycięte są różnej głębokości rozcięcia (ryc. 4.18). Charakterystyczne jest następstwo dolinek i rozcięć erozyjnych. Zaczynają się one w formie nieckowatych zagłębień, następnie przechodzą w płytkie (około 1-2 m) rozcięcia, a te z kolei przechodzą we wciosy. Przejście pomiędzy rozcięciem w leju źródłowym a systemem korytowym jest niewyraźne. Na odcinku ponad 500 m stopniowo zmienia się spadek dna rozcięcia erozyjnego (ryc. 4.16). 
Współcześnie lej źródłowy Kamienica 1 jest w znacznym stopniu przekształcony w wyniku działalności człowieka. W jego górnej części prowadzona jest wycinka lasu. W poprzek leja poprowadzona jest ścieżka turystyczna oraz drogi do zwózki drewna (ryc. 4.16). 

Lej źródłowy Kamienicy 2 położony jest na N stoku Kiczory (1284 m n.p.m.). Analizowana forma niemal w całości wycięta jest w warstwach inoceramowych (ze Szczawnicy) płaszczowiny magurskiej. Jedynie górna część wycięta jest w piaskowcach formacji magurskiej. Analizowany lej rozwinięty jest zgodnie z upadem warstw skalnych. Przy czym upad zmienia się od 68º w górnej części leja, 33º w środkowej do 8º w jego dolnej części. Jest to przykład leja konsekwentnego o przewadze procesów erozyjnych. Jest to jeden z najmniejszych lejów źródłowych w Gorcach. Jego powierzchnia jest równa 0.23 km2, długość około 740 m, średnia szerokość 314 m, a głębokość wynosi jedynie około 135 m. Z kolei rozczłonkowanie stoków w analizowanym leju wynosi 7.5 km/km2. Cechą charakterystyczną jest występowanie bardzo niewielkich nachyleń zboczy. Średnie nachylenie zboczy w obrębie analizowanego leja źródłowego wynosi 16.5°. Przewa żają zbocza o nachyleniu od 7 do 15°, które zajmuj ą prawie 44% całkowitej powierzchni i występują głównie w górnej i środkowej części leja źródłowego. Większe nachylenia w przedziale od 15 do 30º występują w dolnej części leja źródłowego i zajmują 34% z jego całkowitej powierzchni (ryc. 4.19, tab. 4.2). Taki rozkład nachyleń sprawia, że forma jest dwudzielna w profilu podłużnym i wskazuje na różny stopień zachowania elementów rzeźby starszej w poszczególnych jego częściach. Jest to dobrze widoczne, na profilach poprzecznych przez analizowany lej źródłowy. W górnej części na profilu poprzecznym widoczna jest szeroka nieckowata dolina, pogłębiona u podnóża zbocza o ekspozycji SW (ryc. 4.20d, c). Z kolei w środkowej części w profilu poprzecznym widoczna jest szeroka na ponad 250 m płaskodenna dolina, przegłębiona przy zboczu o ekspozycji SW (ryc. 4.20b). Płaskodenna dolina w dół biegu lej źródłowy przechodzi w głęboki na ponad 30 m wcios. Nachylenie zboczy wciosu jest zróżnicowane i wynosi od 20 do 45°(ryc. 4.20). Stoki w otoczeniu wciosu są w znacznym stopniu przekształcone przez procesy osuwiskowo-złaziskowe (ryc. 4.21). 
AB 

Ryc. 4.19. Mapa nachyleń lejów źródłowych Kamienicy 2 (A) i Kamienicy 3 (B) 

4.20. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Kamienicy 2 
Załom w górnej części morfologicznie wyodrębnionego leja jest niewyraźny. Położony jest w wysokości około 1250 m n.p.m., gdzie występuje kontakt pomiędzy piaskowcami magurskimi, a warstwami inoceramowymi. Na kontakcie dwóch warstw skalnych położona jest strefa wypływu wód podziemnych, z czym związane jest występowanie licznych młak, wycieków i wysięków. Od tej wysokości następuje stopniowy wzrost nachyleń. Nachylenia zmieniają się od 2-7º do 7-15º (ryc. 4.19). 
W leju źródłowym Kamienicy 2 wycięte są dwie rozległe formy nieckowate, są to doliny o szerokości około 100 m, których wykształcenie może wskazywać na starsze założenia (ryc. 4.21A). W nich wycięte są różnego typu dolinki denudacyjne. Rozcięcia erozyjne występują w charakterystycznej sekwencji. Zaczynają sięślepymi dolinkami o założeniach sufozyjnych (fot. 4.4). Te z kolei, przechodzą w rozcięcia erozyjne wycięte w pokrywach, a te z kolei przechodzą we wciosy (ryc. 4.21A). 
B
A 
Ryc. 4.21. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Kamienicy 2 (A) i Kamienicy 3 (B) (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3) 
Przejście pomiędzy lejem źródłowym, a systemem korytowym jest niewyraźne. W profilu podłużnym przez analizowany lej źródłowy stopniowo zmienia się spadek den rozcięć erozyjnych. W górnym biegu wynosi 22°, a w dolnym dochodzi do 12-13° (ryc. 4.21A). W profilu podłużnym stopniowo zmniejsza się spadek dna rozcięcia erozyjnego i wzrasta związana z nim odległość pomiędzy progami. 

Lej źródłowy Kamienicy 3 położony jest na N stoku Kiczory. Jest to charakterystyczny lej źródłowy wycięty w znacznej części w spłaszczeniu grzbietowym. Deniwelacje w obrębie tego leja są nieznaczne i w niewielkim stopniu przekraczają 180 m. Powierzchnia leja wynosi około 0.45 km2, długość 980 m, a szerokość średnio 429 m (tab. 4.1). Cechą charakterystyczną tego leja źródłowego jest niewielki spadek wynoszący średnio 13.3° oraz niewysokie warto ści nachyleń zboczy. Dominują nachylenia zboczy od 7 do 15°. Znacznie mniejsz ą powierzchnię zajmują zbocza o nachyleniu od 15 do 30°(ryc. 4.19, tab. 4.2). 
Ze względu na wykształcenie w profilu poprzecznym analizowany lej źródłowy jest wyraźnie dwudzielny. Część górna mniej więcej od wysokości 1240 m n.p.m. jest w dalszym ciągu nieodmłodzona (ryc. 4.22). Cechuje się w profilu poprzecznym kształtem nieckowatym. (ryc. 4.22h). Niżej przechodzi w szeroką asymetrycznie wykształconą dolinę (ryc. 4.22g, f, e). Granicą pomiędzy odmiennie wykształconymi częściami leja źródłowego jest na zboczach niewyraźny załom, a w dnie leja źródłowego próg erozyjny założony na wychodniach gruboławicowych piaskowców. 
W NE części leja źródłowego położone jest osuwisko. Jest to osuwisko o założeniach strukturalnych. Nisza osuwiska przebiega częściowo zgodnie z biegiem warstw skalnych, a częściowo ścina niezgodnie poszczególne warstwy skalne. 
Ponad krawędzią niszy, poprzecznie do jej przebiegu, położona jest jaskinia dylatacyjna, zwana Zbójecką Jamą. Powstanie osuwiska i dalsze odprężenia masywu skalnego mogły być związane z rozwojem sieci rozcięć erozyjnych w analizowanym leju źródłowym. 
Na profilach poprzecznych przez analizowany lej źródłowy wykonanych w różnych jego częściach można zauważyć wyraźne zagłębienie (ryc. 4.22). Jest to rozcięcie erozyjne, które docięte jest na całej długości do podłoża skalnego. Spadek dna tego rozcięcia jest bardzo podobny na całej długości i wynosi od 10 do 13°. Większy jest jedynie na odcinku tuż poniżej progu erozji wstecznej, gdzie w dnie odsłaniają się gruboławicowe piaskowce. Spadek w tym odcinku wynosi od 16 do 19°. Zró żnicowane są wzdłuż całej formy nachylenia zboczy rozcięcia erozyjnego. W obrębie odcinków wykształconych w piaskowcach i zlepieńcach gruboławicowych nachylenia zboczy wynoszą od 27 do 38°. Z kolei w odcinku gdzie na stoku poł ożone jest osuwisko nachylenia zboczy rozcięcia są znacznie mniejsze i wynoszą od 10 do 16°. 

W obrębie analizowanego leja źródłowego występuje sekwencja dolinek denudacyjnych. Dolinki zaczynają się powyżej załomu w postaci płytkich rozcięć erozyjnych wyciętych w rozległej nieckowatej dolinie. Poniżej załomu niecki z rozcięciami erozyjnymi przechodzą we wciosy rozwarte, a te z kolei we wciosy ostre. 
Przejście w leju źródłowym Kamienicy 3 pomiędzy systemem stokowym, a lejem źródłowym jest stopniowe. W wysokości około 1110 m n.p.m. łączą się dwa rozcięcia erozyjne. Tuż poniżej tego połączenia spadek dna leja źródłowego maleje do średnio 8°. 
Lej źródłowy Jamne położony jest na SW stoku Góry Gorc (1228 m n.p.m.). Jest to jeden z najmniejszych lejów źródłowych w Gorcach. Zajmuje jedynie 0,36 km2 i charakteryzuje się znacznym rozczłonkowaniem wynoszącym ponad 8 km/km2. Cechą charakterystyczną tego leja źródłowego są niewielkie w porównaniu do innych lejów źródłowych nachylenia. Średnio nachylenie wynosi 10° i tylko 30% obszaru znajduje się w przedziale nachyleń od 11 do 15°(ryc. 4.23). 
Wzdłuż analizowanego leja źródłowego stopniowo zmienia się jego wykształcenie w profilu poprzecznym. W górnej części jest on wykształcony w postaci rozległej, płytkiej niecki (ryc. 4.24a). Niżej wzrasta głębokość niecki i wzrastają nachylenia zboczy leja źródłowego. Następnie niecka w dolnej części leja źródłowego przechodzi we wcios rozwarty (ryc. 4.24c, d). 

W analizowanym leju źródłowym dominują formy związane z działalnością wody płynącej. W centralnej części leja oraz na zboczu o ekspozycji W i NW wykształcone są doliny nieckowate, których kształt oraz stosunek do innych form, może wskazywać na starsze założenia (ryc. 4.25). W nieckach wycięte są różnego rodzaju dolinki denudacyjne. W analizowanym leju źródłowym występuje ciekawa ich sekwencja. 
Dolinki zaczynają się przeważnie nieckami złaziskowymi lub niszami źródliskowymi, które następnie przechodzą w niecki z pasami rumoszu skalnego. Te z kolei, stopniowo przechodzą w rozcięcia erozyjne i wciosy (ryc. 4.25). 


Lej źródłowy potoku Jamne jest jedynie w niewielkim stopniu przekształcony przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. Większe osuwisko występuje jedynie w NW części rozległej doliny nieckowatej. Powierzchnie osuwiskowo-złaziskowe występuje również w dolnej części leja źródłowego na zboczach o ekspozycji NW (ryc. 4.25). 
Analizowany lej źródłowy charakteryzuje się brakiem w górnej części wyraźnego załomu oraz stopniowym przejściem pomiędzy systemem fluwialnym, a rozcięciem w leju źródłowym (ryc. 4.25). Już T. Gerlach oraz M. Niemirowski (1968) analizując krzywą hipsograficzną zlewni potoku Jamne wskazywali na dojrzałą rzeźbę części zlewni potoku Jamne znajdującej się w przedziale wysokości od 850 do 1150 m n.p.m. 
Lej źródłowy Małego Jaszcze położony jest na S skłonie Gorców. Wycięty jest w grzbiecie Góry Przysłop (1187 m n.p.m.). Niemal w 80% wykształcony jest w warstwach inoceramowych. Jedynie górna część formy (mniej więcej do wysokości 1100 m n.p.m.) wycięta jest w piaskowcach magurskich. W górnej części lej źródłowy Małego Jaszcze wykształcony jest zgodnie z upadem warstw skalnych, w dolnej natomiast jego układ jest przeciwny do upadu warstw skalnych. Jest to przykład leja źródłowego osuwiskowego ścinającego niezgodnie warstwy skalne bez wyraźnego załomu. Powierzchnia formy wynosi 0.43 km2, długość 822 m, szerokość 523 m, a rozczłonkowanie 6.4 km/km2 (tab. 4.1). Głębokość leja wynosi około 262 m. Charakterystyczne jest dla tej formy występowanie znacznych nachyleń stoków i spadków dolin. Średni spadek wynosi 29° i bardzo wyra źne jest przejście od strefy górnej w leju źródłowym o największym zróżnicowaniu nachyleń do stoków przekraczających nachylenia 20° w dolnej cz ęści leja w odcinku gdzie łączą się rozcięcia erozyjne odwadniające zbocza leja źródłowego (ryc. 4.26). W całym leju źródłowym przeważają zbocza o nachyleniu od 15 do 30°, w tym ponad 41% mieści się w przedziale od 20 do 42°(tab. 4.2). 
Wzdłuż analizowanego leja źródłowego zmienia się jego wykształcenie w profilu poprzecznym. W górnym odcinku jest on wykształcony w formie szerokiej, płytkiej niecki, której dno wypełnione jest materiałem koluwialnym (ryc. 4.27a). Niżej niecka przechodzi w szeroką płaskodenną dolinę, której dno i zbocza są intensywnie przeobrażone przez procesy osuwiskowo-złaziskowe (ryc. 4.27b). Z kolei, w środkowej i w dolnej części lej źródłowy w profilu poprzecznym wykształcony jest w postaci szerokiego, rozwartego wciosu, którego zbocza są przekształcone przez procesy osuwiskowo-złaziskowe (ryc. 4.27c, d). 
W analizowanym leju źródłowym w różnym stopniu w różnych jego częściach zachowane są elementy rzeźby starszej. Zbocza leja źródłowego są w dużym stopniu przekształcone przez procesy osuwiskowe (ryc. 4.28). Charakteryzują się kształtem falistym, schodowym, wklęsło-wypukłym oraz wypukło-wklęsło-wypukłym (ryc. 4.27). W NW części leja położone jest osuwisko, które powstało na kontakcie piaskowców magurskich i warstw inoceramowych (ryc. 4.28). Taki układ skał gdzie w górnej części występują przepuszczalne piaskowce, a w dolnej warstwy w przeważającej części łupkowe jest sprzyjający dla rozwoju osuwisk. Forma osuwiskowa jest przykładem osuwiska detruzywnego, którego rozwój następuje od góry i stopniowo obejmuje coraz niższe partie stoku. Osuwisko składa się z niszy i rozległego jęzora osuwiskowego (ryc. 4.28). 


Nisza osuwiska wycięta jest w zwietrzelinie i na znacznej długości słabo zachowana. Jęzor opisywanego osuwiska jest w znacznym stopniu rozczłonkowany dolinkami denudacyjnymi. Powierzchnia jęzora jest nierówna, miejscami falista. Poniżej strefy stoku objętej intensywnymi procesami osuwania i spełzywania w większym stopniu zachowane są elementy rzeźby starszej. W tej części w zboczu i w dnie leja źródłowego wycięte są trzy niecki, których rozmiary i stosunek do innych form terenu może wskazywać na starsze założenia (ryc. 4.28). Ich szerokość wynosi około 150 m. Nachylenie zboczy niecek wynosi od 7 do 15°. Na zboczach niecek wykształcone są powierzchnie i niecki złaziskowe. W ich dnach wycięte są różnego typu dolinki denudacyjne. W profilu podłużnym przez lej źródłowy występuje charakterystyczna sekwencja typów dolinek i rozcięć erozyjnych. Zaczynają się one niszami źródliskowych lub nieckami złaziskowo-zmywowymi. Niżej przechodzą w niecki z pasami rumoszu skalnego, które z kolej przekształcają się w rozcięcia erozyjne wycięte w pokrywach lub bezpośrednio we wciosy (ryc. 4.28). 

Lej źródłowy Forędówka (Frędówka) położony jest na E od grzbietu łączącego szczyt Jaworzyny Kamienickiej (1288 m n.p.m.) z Kiczorą (1282 m n.p.m.). Analizowany lej źródłowy położony jest w ponad 80% w obrębie formacji szczawnickiej płaszczowiny magurskiej. Oś leja jest zgodna z biegiem warstw skalnych. Zbocze o ekspozycji N jest wykształcone dyskordantnie w stosunku do upadu warstw skalnych, a zbocze o ekspozycji przeciwnej ma kierunek zgodny z upadem warstw skalnych. Jest to lej źródłowy subsekwentny z przewagą procesów osuwiskowych. Powierzchnia leja wynosi 0.72 km2, długość 968 m, szerokość 723 m, głębokość dochodzi do około 223 m, a rozczłonkowanie wynosi jedynie 2.37 km/km2 (tab. 4.1). Średni spadek den rozcięć erozyjnych wynosi 21°. Przewa żają stoki o nachyleniu od 15 do 35°, w tym 29% stoków ma nachyl enia w przedziale od 20 do 35°(tab. 4.2). 
Najbardziej charakterystyczną cechą leja źródłowego Forędówki jest jego dwudzielność, związana z występującą w górnej części niszą osuwiskową (ryc. 4.29). Nisza osuwiskowa nawiązuje swoim przebiegiem do kierunku przebiegu uskoków przecinających z północy na południe rozróg Turbacza i wyznacza granice pomiędzy strefami o różnej aktywności procesów denudacyjnych. 
Wzdłuż analizowanego leja źródłowego widoczna jest zmiana jego wykształcenia w profilu poprzecznym. Powyżej krawędzi niszy osuwiskowej lej źródłowy przypomina kształtem rozległą nieckę (ryc. 4.30a). Poniżej krawędzi niszy osuwiskowej zbocza leja źródłowego są dwudzielne. Górna ich część dowiązuje przebiegiem do doliny nieckowatej, natomiast dolna przypomina kształtem głęboką na około 20-30 m dolinę typu wciosu (ryc. 4.30b, c). W dolnej części leja źródłowego, odmiennie wykształcone są zbocza o różnej ekspozycji. Na zboczu o ekspozycji NE występuje wzdłuż krawędzi zbocza wciosu, stok o nachyleniu od 15 do 20°. Może to być fragment zachowanej doliny o starszych założeniach. Z kolei na przeciwległym zboczu rozwinięte jest osuwisko konsekwentne, translacyjne (ryc. 4.30d). Jego szerokość wynosi około 300 m. Osuwisko zaczyna się w wysokości 1245 m n.p.m. niszą, której nachylenie wynosi średnio 17-18° i jest zgodne z kierunkiem upadu warstw skalnych. Jęzor osuwiska dociera do dna wciosu. 
Lej źródłowy Forędówki jest w znacznym stopniu przekształcony przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. W górnej części leja położone jest znacznych rozmiarów osuwisko. W obrębie jęzora tego osuwiska w otoczeniu wciosu rozwinięte są wtórne osuwiska (ryc. 4.29). Przy czym widać wyraźną asymetrię – na zboczach zgodnych z upadem warstw skalnych rozwinęły się osuwiska skalne oraz rowy rozpadlinowe na szczelinach dylatacyjnych. Wzdłuż których następuje odspojenie poszczególnych warstw skalnych (fot. 4.5, 4.6). 
W analizowanym leju źródłowym wyraźna jest asymetria w wykształceniu dolinek. Na zboczach o ekspozycji N i NE w nawiązaniu do nisz osuwisk i szczelin dylatacyjnych rozwinęły się dolinki założone na rowach rozpadlinowych (fot. 4.6). Ich przebieg jest w przybliżeniu prostopadły do kierunku osuwania pakietów skalnych (ryc. 4.29). Z kolei na zboczach leja źródłowego o ekspozycji S i SW występują dolinki w charakterystycznej sekwencji. Zaczynają się w formie niecek złaziskowych i ślepych dolinek sufozyjnych, następnie przechodzą w rozcięcia erozyjne i głębokie wciosy (ryc. 4.29). 



osuwisk na zboczach wciosu Fot. 4.6. Przykład dolinki założonej w strefie rowu rozpadlinowego 
Strefa przejścia analizowanego leja źródłowego w system korytowy jest niewyraźna. Spadek dna rozcięcia erozyjnego zmienia się stopniowo. W górnej części powyżej krawędzi niszy osuwiska wynosi od 7 do 15°, poni żej wzrasta do 2025°, a odcinkami dochodzi do 30°. W miar ę połączeń kolejnych rozcięć erozyjnych odwadniających górną część leja źródłowego spadek maleje do 15-18°, a nast ępnie do 10-13°(ryc. 4.31). 

Lej źródłowy Łopuszanki położony jest na południowym skłonie Gorców, na S od Hali Długiej (ryc. 4.32). Wycięty jest w warstwach skalnych piaskowców magurskich płaszczowiny magurskiej. W przeważającej części jego układ jest przeciwny do upadu warstw skalnych. Powierzchnia tego leja wynosi 0.65 km2, długość prawie 1 km, a szerokość średnio 713 m (tab. 4.1). Układ sieci dolinnej jest widlasty, koncentryczny. Cechą charakterystyczną jest występowanie niewyraźnego, rozmytego górnego załomu oraz wyraźna pionowa, podkreślona użytkowaniem dwudzielność. Górna część leja pokryta jest przez roślinność zbiorowisk trawiastych, natomiast dolna porośnięta jest lasem mieszanym z przewagąświerka i buka. Powyżej granicy użytkowania dominującymi formami są niecki złaziskowe, wądoły oraz powierzchnie osuwiskowo-złaziskowe. Poniżej granicy użytkowania lej jest w znacznym stopniu rozczłonkowany dolinkami denudacyjnymi (ryc. 4.32). 

Na profilach poprzecznych przez analizowany lej źródłowy widoczne jest znaczne jego przeobrażenie przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. W górnej i środkowej części lej źródłowy w profilu poprzecznym charakteryzuje się kształtem szerokiej, wypełnionej koluwiami płaskodennej doliny (ryc. 4.33a, b, c). W dolnym biegu lej źródłowy jest w większym stopniu przegłębiony przy zboczu o ekspozycji E. Przypomina w profilu poprzecznym głęboki na około 50-60 m wcios (ryc. 4.33d). 
Lej źródłowy Łopuszanki jest w znacznym stopniu przekształcony przez procesy osuwiskowo-złaziskowe (fot. 4.7). W różnych jego częściach położone są osuwiska odmienne pod względem genezy, stosunku do budowy geologicznej i parametrów morfometrycznych. Lej źródłowy Łopuszanki jest bardzo zróżnicowany pod względem wykształcenia zarówno form powierzchniowych jak i linijnych (ryc. 4.32). 

Analizowana forma jest asymetryczna. Część NE leja źródłowego jest w większym stopniu rozczłonkowana dolinkami denudacyjnymi i w większym stopniu przekształcona przez procesy osuwiskowo-załaziskowe (ryc. 4.32, 4.33, 4.34, fot. 4.7). 


W NE części leja źródłowego Łopuszanki wykształcone są powierzchnie osuwiskowo-złaziskowe. Pomiędzy pojedynczymi pakietami w nawiązaniu do szczelin rozwinięte są różnego typu dolinki denudacyjne (fot. 4.8). Występuje ciekawa sekwencja dolinek denudacyjnych. Większość z nich zaczyna się powyżej granicy użytkowania. Powtarzają się dwie sekwencje dolinek. Pierwsza zaczyna się od szczeliny między pakietami, która przechodzi w rozcięcie erozyjne. Rozcięcie przechodzi bezpośrednio we wcios. Druga sekwencja zaczyna się od niecek złaziskowych, które następnie przechodzą wwądoły. Wądoły kończą się na granicy użytkowania czołem osuniętego materiału zwietrzelinowego (fot. 4.9, ryc. 4.32). Poniżej w osi doliny usytuowane są bruzdy erozyjne lub rozcięcia erozyjne o założeniach sufozyjnych, które stopniowo w dół leja źródłowego przechodzą we wciosy. Inna sekwencja dolinek denudacyjnych występuje wNW części leja. Zaczynają się nieckami z pasem rumoszu skalnego i następnie w dół przechodzą w rozcięcia w zwietrzelinie i we wciosy (fot. 4.10). Profil podłużny leja źródłowego Łopuszanki jest ściśle związany z profilem form osuwiskowych i powierzchni złaziskowych (ryc. 4.35). 
Przejście pomiędzy systemem korytowym, a lejem źródłowym jest wyraźne. Na odcinku około 200 m dolina płaskodenna przechodzi w głęboką dolinę wciosową (ryc. 4.33d). Spadek den wciosów zmienia się z około 15-20°powy żej połączenia dolin do około 8-9°poni żej połączenia. 




Lej źródłowy Lepietnicy 3 położony jest na W stoku Turbacza. Wycięty jest niemal w całości w warstwach z Kowańca płaszczowiny magurskiej. Jedynie dolny odcinek formy, mniej więcej na odcinku od 1080 do 1040 m n.p.m. jest wykształcony w piaskowcach magurskich. Kierunek przebiegu głównej osi leja źródłowego jest zgodny z biegiem warstw skalnych. NE zbocze jest wykształcone przeciwnie do upadu warstw skalnych, a zbocze SW jest zgodne z upadem warstw skalnych. Jest to jeden z najmniejszych lejów źródłowych. Jego powierzchnia wynosi około 0.3 km2, długość 881, szerokość 362 m. Głębokość analizowanego leja wynosi około 175 m, a rozczłonkowanie jest znaczne i wynosi 7 km/km2. Cechą charakterystyczną są niewielkie deniwelacje oraz nieznaczne wartości nachyleń zboczy i spadki den rozcięć erozyjnych. Średni spadek den rozcięć wynosi 17.6°. W analizowanym leju źródłowym przeważają stoki o nachyleniu od 10 do 15° i od 15 – 30° (ta b. 4.2, ryc. 4.36C). Rozkład nachyleń jest nieregularny. Na tej samej wysokości występują fragmenty stoku o nachyleniu od 7 do 15° jak i frag menty stoku o nachyleniu od 15 do 20°. Stoki o najwi ększym nachyleni występują jedynie przy połączeniach rozcięć erozyjnych oraz w niżej położonej części leja źródłowego (ryc. 4.36C). W tych odcinkach doliny wciosowe docięte są do podłoża skalnego co, ze względu na naruszenie wewnętrznej równowagi stoku może przyspieszać proces rozwoju osuwisk na zboczach wciosów, a tym samym przyczynia się do wzrostu nachyleń fragmentów stoków bezpośrednio nad krawędziami zboczy wciosów. 
W profilu poprzecznym zaznacza się odrębnie wykształcona górna i dolna część analizowanego leja źródłowego oraz odmiennie rozwinięte zbocza. W górnej części lej źródłowy Lepietnicy 3 przypomina szeroką, asymetrycznie wykształconą dolinę nieckowatą (ryc. 4.37a). Niżej w rozległej dolinie nieckowatej, w osi wycięta jest dolinka typu wciosu. Zbocza wciosu są strome o nachyleniu 20 – 30°, szeroko ść dna formy wynosi około 70 m. Oś tej formy nie jest zgodna z osią współczesnego rozcięcia erozyjnego. Może to być związane z osuwiskowym przemodelowaniem NE zbocza. Osuwające się ze zbocza pakiety skalno-zwietrzelinowe mogły spowodować zepchnięcie potoku w dolinie głównej w stronę przeciwległego zbocza (ryc. 4.37k, l). W środkowej i w dolnej części lej źródłowy jest odmiennie wykształcony, w profilu poprzecznym przypomina dolinę typu wciosu (ryc. 4.37m). 
Na NE zboczu analizowanego leja źródłowego występują dwie sekwencje dolinek denudacyjnych. Pierwsza zaczyna się od szczelin pomiędzy pakietami zwietrzelinowymi, które następnie przechodzą w rozcięcia erozyjne wycięte w materiale koluwialnym, a te z kolei w dół biegu leja źródłowego przechodzą w docięte do podłoża skalnego dolinki typu wciosów. Druga sekwencja dolinek denudacyjnych zaczyna się od wtórnych nisz osuwiskowych, w których dnie wycięte są bruzdy erozyjne lub niecki zmywowe. Te z kolei przechodzą w rozcięcia erozyjne i ostatecznie we wciosy (ryc. 4.38C). 



Analizowany lej źródłowy pod wieloma względami jest asymetryczny. Lepiej rozwinięte jest NE zbocze leja (ryc. 4.36, 4.37, 4.38C). Cechuje się znacznie większym rozczłonkowaniem i zróżnicowaniem pod względem rozkładu nachyleń. Stok NE jest osuwiskowo-złaziskowy (ryc. 4.38C). Brak jest wyraźnej niszy. Współczesna aktywność procesów osuwiskowo-złaziskowych na NE zboczu podkreślona jest obecnością wychylonych drzew (fot. 4.11). W wysokości około 1140-1150 m n.p.m. zaczynają się rozcięcia erozyjne. Nawiązują one do szczelin powstałych pomiędzy pakietami koluwialnymi (fot. 4.12, 4.13). Profil podłużny analizowanego stoku leja źródłowego jest falisty, z odcinkami stoku o nachyleniu na zmianę od 7-15°i 20-30°(ryc. 4.36). 
Zbocze SW analizowanego leja źródłowego jest krótsze, w górnej części leja proste, w środkowej i w dolnej wypukłe. Nachylenie niemal na całej jego powierzchni jest jednostajne i mieści się w przedziale od 10 do 15°. Odcinki o wi ększym nachyleniu występują jedynie w dolnej jego części tuż nad osią głównego rozcięcia. Taki kształt stoku może być związany z jego akordantnym układem w stosunku do upadu warstw skalnych i może jednocześnie wskazywać na odziedziczony kształt po trzeciorzędzie. W starej powierzchni stokowej wycięte są formy nieckowate. Ich znaczne rozmiary (szerokość około 40-50 m) i brak oznak współczesnej aktywności mogą wskazywać na ich starsze założenia. 

Fot. 4.11. Buki i świerki dostosowane do przemieszczającego się podłoża w górnej części leja źródłowego Lepietnicy 3 


Przejście leja źródłowego Lepietnicy 3 w system korytowy jest stopniowe, podkreślone jest zmianą spadku z 10 do 5°, wzrostem odległo ści pomiędzy progami skalnymi, spadkiem szerokości leja źródłowego oraz wzrostem szerokości dna wciosu. 
Lej źródłowy Lepietnicy 2 jest to jeden z lejów źródłowych wyciętych na W stoku Turbacza. Położony jest w obrębie warstw skalnych ogniwa litologicznostratygraficznego piaskowców magurskich. Rozwinięty jest częściowo ukośnie, a częściowo zgodnie w stosunku do biegu warstw skalnych. Jego powierzchnia wynosi 
0.37 km2, długość 798 m, szerokość średnio 470 m, głębokość wynosi około 231 m, a rozczłonkowanie około 5 km/km2 (tab. 4.1). Jest to przykład leja źródłowego subsekwentnego z przewagą procesów osuwiskowych. Analizowana forma charakteryzuje się stosunkowo dużymi nachyleniami stoków i spadkami den rozcięć erozyjnych. Średni spadek den rozcięć i dolinek denudacyjnych wynosi 26°. W całym leju źródłowym przeważają stoki o nachyleniu od 15 do 30°(ryc. 4.36, tab. 4 .2). 
Analizowany lej źródłowy jest asymetryczny. Asymetria przejawia się w odmiennym rozczłonkowaniu, nachyleniu i przekształceniu przez ruchy masowe zboczy N i S (ryc. 4.38B). Część N jest w większym stopniu przekształcona przez procesy osuwiskowo-złaziskowe, bardziej rozczłonkowana i cechuje się występowaniem stoków o większym nachyleniu. W tej części zbocze leja źródłowego jest rozwinięte częściowo zgodnie z biegiem warstw skalnych, a częściowo niezgodnie w stosunku do upadu warstw skalnych. Analizowane zbocze niemal w całości przekształcone jest przez procesy osuwiskowe. Osuwiska charakteryzują się układem złożonym w stosunku do budowy geologicznej – obsekwentnosubsekwentnym, rotacyjno-translacyjnym. Stosunek osuwisk do budowy geologicznej mógł wpłynąć na sposób rozwoju i tym samym współczesny kształt zboczy leja źródłowego. W profilu podłużnym zbocze N jest schodowe, z fragmentami o nachyleniu na przemian 20-30° oraz 15-20 i 10-15° ( ryc. 4.36). W górnej części w wysokości od 1280 do 1245 m n.p.m. wykształcona jest nisza osuwiskowa, która w zależności od tego czy jest wycięta zgodnie czy niezgodnie z upadem warstw skalnych cechuje się bardziej lub mniej wyraźną krawędzią (fot. 4.16). Nisza jest wycięta w zwietrzelinie, maksymalna jej głębokość wynosi 40 m. Poniżej dna niszy położony jest rozległy, w znacznym stopniu rozczłonkowany jęzor osuwiskowy (ryc. 
4. 38B). 
W analizowanej części leja źródłowego występuje charakterystyczna sekwencja dolin. Zaczynają się one w obrębie dna niszy w formie płytkich rozcięć następnie poniżej dna niszy przechodzą w rozcięcia erozyjne wycięte w materiale koluwialnym, a te z kolei w dół biegu leja źródłowego przechodzą we wciosy (fot. 4.14, 4.15). 


Profile poprzeczne przez analizowany lej źródłowy są zróżnicowane. W górnej części w profilu poprzecznym lej źródłowy przypomina szeroką nieckowatą dolinę (ryc. 4.39e). Niżej przechodzi w płaskodenną dolinę, której dno wypełnione jest materiałem koluwialnym (ryc. 4.39f). W dolnej części analizowany lej źródłowy przypomina w profilu poprzecznym głęboka dolinę typu wciosu (ryc. 4.39g, h, i). 
Zbocze S analizowanego leja źródłowego jest w przeważającej części ułożone zgodnie z upadem warstw skalnych. Rozkład nachyleń na tym zboczu jest bardziej regularny. Zaczyna się w górnej części od stoków o nachyleniu 0-2°, nast ępnie nachylenie stoków przechodzi kolejno w 2-7°, 7-15°, 15-20°i jedynie w dolnej cz ęści stok ma wyższe wartości nachyleń wynoszące 20-30° (ryc. 4.36B). Zbocze S analizowanego leja źródłowego jest w niewielkim stopniu przekształcone przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. W starej powierzchni zbocza leja źródłowego wycięte są niecki, których rozmiar może wskazywać na starsze założenia (ryc. 4.38). W centralnych częściach niecek wycięte są rozcięcia erozyjne (fot. 4.17, 4.18). 



W górnej części S zbocze leja źródłowego Lepietnicy 2 jest niemal całkowicie wylesione. W związku z tym rozcięcia w znacznym stopniu zasypane są drobnym rumoszem drzewnym. 
W dolnej części leja źródłowego po połączeniu lewobrzeżnych prawobrzeżnych dolin wykształcony jest głęboki wcios (ryc. 4.38B). Przejście pomiędzy lejem źródłowym Lepietnicy 2, a systemem korytowym jest wyraźne. 
Lej źródłowy Lepietnicy 1 położony jest na W skłonie Turbacza. W całości wycięty jest w warstwach piaskowców magurskich płaszczowiny magurskiej. Układ tej formy jest w przeważającej części zgodny z biegiem warstw skalnych. Zbocza o ekspozycji S są zgodne z upadem warstw skalnych, a zbocza o ekspozycji N niezgodne. To w dużym stopniu warunkuje jego wykształcenie. Jest to przykład leja źródłowego subsekwentnego z przewagą procesów erozyjnych (4.38A). Powierzchnia leja wynosi 0.36 km2, długość 0.78 a szerokość 0.29 km. Długość dolin denudacyjnych wynosi ponad 2,2 km, a rozczłonkowanie około 6 km/km2 (tab. 4.1). Nachylenia stoków i spadki dolin są zróżnicowane. Ponad 42% stoków w obrębie tej formy ma nachylenia w przedziale od 7 do 15°, 30.8% w przedziale 15-20 a 22.5% w przedziale 20-30° (ryc. 4.36A). Gł ębokość leja wynosi około 251m. Od dołu zamknięty jest z jednej strony grzbietem bocznym z drugiej natomiast jęzorem osuwiska translacyjnego. Znaczna część leja w wyraźny sposób nawiązuje do założeń trzeciorzędowych. Oznacza to, że jest to forma w niewielkim stopniu przekształcona przez ruchy masowe (ryc. 4.38). Pod tym względem można ją podzielić na trzy zasadnicze części. Górną o możliwych zachowanych założeniach trzeciorzędowych, środkową zaczynająca się mniej więcej na wysokości 1200 m 
n.p.m. oraz dolną w największym stopniu przekształconą i w znacznym stopniu odmłodzoną (ryc. 4.38A). W górnym biegu nachylenia stoków w analizowanym leju źródłowym wynoszą od 7-15°. W profilu podłu żnym lej jest wypukło-wklęsły. 
W profilu porzecznym analizowany lej źródłowy jest wyraźnie trójdzielny (ryc. 4.40). W górnej części przypomina rozległą nieckę, której kształt oraz położenie względem innych form może wskazywać na starsze założenia (ryc. 4.40a). Poniżej wysokości około 1170 m n.p.m. niecka przechodzi w szeroką płaskodenną dolinę, pogłębioną u podnóża zbocza o ekspozycji S (ryc. 4.40b). Niżej płaskodenna dolina przechodzi w głęboką dolinę przypominającą w profilu poprzecznym wcios (ryc. 4.40c, d). 

Lej źródłowy Lepietnicy 1 charakteryzuje się układem widlastym, koncentrycznym i asymetryczną rzeźbą.W większym stopniu rozczłonkowane i przekształcone są stoki niezgodne z upadem warstw skalnych. Najbardziej charakterystycznymi formami są różnego typu dolinki denudacyjne. W górnej części są to głównie niecki, w środkowej rozcięcia erozyjne i wciosy, a w dolnej jest to dobrze wykształcony, głęboki wcios (ryc. 4. 38A). 
W centralnej części leja przebiega dolina główna, z którą łączy się osiem dolin bocznych. W strefie połączenia dolinek bocznych z główną wykształcone są niewielkich rozmiarów osuwiska rotacyjne. Spadek dolin zmienia się od 15-20° w obrębie niecek, do 25-30°w płytkich rozci ęciach erozyjnych i 13-15°we wciosach. W dolnej części leja źródłowego w obrębie wciosu spadek zmienia się na 7-10°i w dnie doliny zaczynają dominować formy związane z procesami fluwialnymi. 
Lej źródłowy Olszowy położony jest na NW stoku głównego grzbietu Turbacza. Pod względem geometrycznym charakteryzuje się dendryczno-widlastym układem sieci rozcięć erozyjnych. Powierzchnia leja źródłowego wynosi 0.62 km2, szerokość 
0.68 km, długość 0.9 km, a stopień rozczłonkowani 5.94 km/km2 (tab. 4.1) . Średni spadek den rozcięć erozyjnych w leju źródłowym wynosi 29°. Przewa żają nachylenia stoków od 15 do 35° (ryc. 4.41). Lej źródłowy potoku Olszowego położony jest w obrębie dwóch formacji skalnych. Część NE wykształcona jest w obrębie formacji szczawnickiej, zgodnie z biegiem warstw skalnych. Część S i SW wykształcona jest w obrębie warstw formacji magurskiej, przeciwnie do upadu warstw skalnych. Przez analizowaną formę przebiega istotna strefa nasunięcia podjednostki krynickiej płaszczowiny magurskiej na podjednostkę bystrzycką. 

Dodatkowym elementem, który modyfikuje wykształcenie leja źródłowego jest jego bardzo znaczne przemodelowanie przez procesy osuwiskowe (ryc. 4.42). Bezpośrednim efektem osuwiskowego przemodelowania leja źródłowego jest bardzo wyraźny profil schodowy. Przejawiający się naprzemianległym występowaniem fragmentów stoku o zróżnicowanym nachyleniu – od 12 do 40° (ryc. 4.41). Ef ektem osuwiskowego modelowania leja źródłowego jest również niezgodność granicy zlewni leja źródłowego ze strefą jego największych przekształceń. Odległość krawędzi osuwiskowej od linii wododziału wynosi w różnych miejscach od 70 do 240 m i jest dowodem na asymetryczne modelowanie leja źródłowego. Strefa największych nachyleń i jednocześnie strefa największych przekształceń leja źródłowego ograniczona jest od góry dwoma krawędziami nisz osuwiskowych. W obrębie tak przekształconego przez procesy masowe leja źródłowego zatarte są starsze założenia formy. 

W profilu poprzecznym przez analizowany lej źródłowy widoczne jest jego znaczne przekształcenie przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. W górnej środkowej części w profilu poprzecznym lej źródłowy przypomina szeroką płaskodenną dolinę, której dno wypełnione jest materiałem koluwialnym (ryc. 4.43a, b, c). W dolnej części lej źródłowy w profilu poprzecznym wykształcony jest w postaci głębokiego na około 50-60 m wciosu (ryc. 4.43d, e). 

Analizowany lej źródłowy jest pod względem rozczłonkowania asymetryczny. Nisza osuwiskowa w NE części leja źródłowego cechuje się większą stromością oraz większą głębokością. Część NE cechuje się znacznym rozczłonkowaniem jedynie w górnej części wobrębie niszy osuwiskowej oraz tuż poniżej pakietu osuwiskowego (ryc. 4.42). W górnej wyraźnie bardziej rozczłonkowanej części występuje bardzo ciekawa sekwencja dolin denudacyjnych. Dolinki zaczynają się w wysokości 12301220 m n.p.m. i są wykształcone w postaci inicjalnych rozcięć erozyjnych oraz rynien spływów torencjalnych. Rozcinają krawędź osuwiskową i kończą się u podstawy niszy różnej wielkości stożkami (ryc. 4.42). Dolinki zanikają w obrębie rozległego spłaszczenia w dnie niszy. Poniżej dna niszy, zaczynają się niecki z pasami rumoszu skalnego (fot. 4.19). Poniżej strefy pasów rumoszu skalnego rozwinęły się krótkie odcinki rozcięć erozyjnych. 
W SW,W i S części lej źródłowy Olszowego jest bardziej rozczłonkowany. Można go pod tym względem podzielić na trzy części, które jednocześnie odpowiadają poszczególnym elementom, z których zbudowane jest osuwisko. Górną część leja stanowi nisza osuwiskowa. Jej głębokość wynosi w różnych miejscach od 20 do 40 m. Jest to stromy fragment stoku z nachyleniami wynoszącymi od 25 miejscami nawet do 45°. W zboczu niszy odsłaniaj ą się wychodnie gruboławicowych piaskowców (fot. 4.20). W zboczu niszy wycięte są liczne rynny spływów torencjalnych. Cała powierzchnia stoku w obrębie niszy osuwiskowej pokryta jest złaziskami i wykrotami (ryc. 4.42). Dno niszy osuwiskowej rozpoczyna w tej części w leju źródłowym, strefę okresowego oraz w mniejszym stopniu stałego wypływu wód podziemnych. W jego obrębie znajdują się liczne wycieki, wysięki i młaki. 

Fot. 4.19. Niecka z pasem rumoszu skalnego zaczynająca się w obrębie osuniętego pakietu skalno-zwietrzelinowego w leju źródłowym potoku Olszowego 
Poniżej dna niszy osuwiskowej ponownie wzrasta rozczłonkowanie stoku osuwiskowego. Zaraz poniżej dna niszy zaczynają się rozcięcia erozyjne. Tego typu dolinki w dół leja źródłowego w strefach gdzie nachylenie stoku osuwiskowego wzrasta do 30-40° przechodz ą w niecki z pasami rumoszu skalnego. Po połączeniu niecek z pasami rumoszu ponownie w materiale koluwialnym wycięte są rozcięcia erozyjne. 

Dolna granica leja źródłowego Olszowego jest wyraźna. Na odcinku około 100 młączą się kolejne doliny odwadniające zbocza analizowanego leja źródłowego. U wylotu dolin znajdują się znacznych rozmiarów stożki zbudowane z grubego materiału skalnego (fot. 4.21). Na tym krótkim odcinku spadek w osi doliny zmienia się z 15-24°w dolnej cz ęści wciosów do 9-11°zaraz poni żej ich połączenia. 

Fot. 4.21. Wały ze spływu gruzowo-błotnego u wylotu doliny odwadniającej S zbocze leja źródłowego potoku Olszowego 
Lej źródłowy Turbacz położony jest na N stoku Czoła Turbacza. W całości wycięty jest w warstwach skalnych formacji szczawnickiej płaszczowiny magurskiej. Układ leja źródłowego jest w przeważającej części zgodny z upadem warstw skalnych. Z tym, że odcinkami nawiązuje zgodnie do upadu warstw skalnych, a miejscami gdzie upad warstw wynosi 45, 52, 60° ścina niezgodnie czoła warstw skalnych. Jest to niewielkich rozmiarów lej źródłowy, wycięty na stoku pomiędzy dwoma znacznych rozmiarów lejami źródłowymi (Olszowego i Roztoki) bardzo intensywnie przeobrażonymi przez procesy stokowe. Przy górnej krawędzi na zboczu 
o ekspozycji SW wykształcony jest przebiegający równolegle do załomu analizowanego leja źródłowego rów grzbietowy. Rów grzbietowy rozwinięty jest zgodnie z biegiem warstw skalnych i może być powiązany z lejem źródłowym Roztoki. Na ścianach rowu odsłaniają się wychodnie gruboławicowych piaskowców (ryc. 4.44, fot. 4.22). 
Powierzchnia leja źródłowego potoku Turbacz wynosi 0.25 km2, długość 960 m, szerokość 267 m, a gęstość rozczłonkowania około 4 km/km2. Wskaźnik wydłużenia wynosi 0.72 i jest jednym z najmniejszych spośród analizowanych gorczańskich lejów źródłowych (tab. 4.1). Pomimo niewielkich rozmiarów lej ten charakteryzuje się znacznymi deniwelacjami (275 m). Jest on w dużym stopniu przekształcony przez ruchy masowe. Uwidacznia się to w postaci bardzo wyraźnego górnego i bocznych załomów. Charakteryzuje się on występowaniem znacznych nachyleń stoków spadków den rozcięć erozyjnych. Przeważają stoki o nachyleniu od 20 do 35° (ryc. 4.45). Profile podłużne zboczy leja źródłowego potoku Turbacz są zróżnicowane odcinkami wklęsło-wypukłe lub schodowe (ryc. 4.44, 4.46). Na profilach podłużnych przez dna rozcięć erozyjnych odwadniających lej źródłowy można zauważyć wyraźne dopasowanie do odporności skał (ryc. 4.47). 
wysokość (m) 
120 
100 
80 
60 
40 
20 

Ryc. 4.44. Przekrój podłużny przez zbocze w leju źródłowym potoku Turbacz (A) z zaznaczonym rowem grzbietowym (B) 

Fot. 4.22. Wychodnie piaskowców w obrębie rowu grzbietowego w leju źródłowym Turbacza (lokalizacja rowu grzbietowego na ryc. 4.44) 


200 
180 
160 140 120 100 80 60 40 20 0 

wysokość (m) 
odległość (m) 
Analizowany lej źródłowy w znacznym stopniu przekształcony jest przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. W górnej części leja źródłowego usytuowana jest nisza osuwiskowa (fot. 4.23). Jej głębokość dochodzi do 21 m, a nachylenie zbocza niszy wynosi od 24 do 34°. Nisza ma kształt wydłu żony i asymetryczne zbocza. Lepiej zachowane są tylne zbocze oraz zbocze o ekspozycji NW. Poniżej niszy, do wysokości około 1075 m n.p.m. rozciąga się w dużym stopniu przekształcony jęzor osuwiskowy (ryc. 4.46). 

Fot. 4.23. Nisza osuwiskowa w wyżej położonym odcinku leja źródłowego Turbacz 
Na profilach poprzecznych przez lej źródłowy Turbacza widoczna jest wyraźna zmiana kształtu formy. W górnej części powyżej niszy osuwiskowej przybiera kształt nieckowatego zagłębienia (ryc. 4.48a). 

Poniżej w wysokości około 1120 m n.p.m. forma jest wyraźnie w centralnej części (około 20 m) przegłębiona (ryc. 4.48b) . Od wysokości około 1090 m n.p.m. kształt leja źródłowego w profilu poprzecznym ponownie się zmienia. U podnóża zboczy usytuowany jest osunięty materiał skalno-zwietrzelinowy, a zbocza przybierają w dolnej części kształt wklęsło-wypukły (ryc. 4.48c, d). Wyraźnie wzrasta również nachylenie zboczy dolinki wyciętej w centralnej części leja źródłowego i wynosi od 30 do 37°(fot. 4.24). 

Fot. 4.24. Wcios w leju źródłowym Turbacz 
Lej źródłowy Domogałów położony na N stoku Turbaczyka (1078 m n.p.m.). Wycięty jest w całości w piaskowcach z marglami łąckimi i warstwach podmagurskich strefy przyokiennej płaszczowiny magurskiej. Warstwy te to w przeważającej części piaskowce i łupki. Układ leja jest dyskordantny w stosunku do upadu warstw skalnych. Powierzchnia analizowanej formy wynosi 0.35 km2, długość 776 m, szerokość średnio 451 m, rozczłonkowanie około 4 km/km2, a głębokość około 288 m (tab. 4.1). Cechą charakterystyczną analizowanego leja źródłowego jest występowanie bardzo dużych spadków den dolinek i rozcięć erozyjnych oraz nachyleń stoków. Średni spadek wynosi 33,3°, a ponad 88% z całkowitej powierzchni stoków w analizowanym leju źródłowym mieści się w przedziale od 15 do 30°, przy czym 71% w przedziale od 20 do 30°(tab. 4.2, ryc. 4.49). 
W analizowanym leju źródłowy wyraźny jest załom w górnej części. Kształt leja źródłowego oraz obecność wyraźnych krawędzi i znacznych nachyleń stoków i spadków den rozcięć erozyjnych może wskazywać na znaczne, wieloetapowe przeobrażenie leja źródłowego przez procesy osuwiskowo-złaziskowe. W powierzchni leja źródłowego wykształcone są 2 wtórne osuwiska (ryc. 4.50). 


W NE i w SW części leja źródłowego w powierzchni stokowej wycięte są doliny, których kształt i stosunek do innych form może wskazywać na ich starsze założenia (ryc. 4.50). W górnej części doliny wykształcone są w formie szerokich niecek, niżej przechodzą we wciosy. W centralnych częściach dolin wycięte są różnego typu dolinki denudacyjne (ryc. 4.50). 
Dolinki zaczynają się w obrębie nisz źródliskowych lub nisz złaziskowych, które następnie przechodzą w niecki z pasami rumoszu skalnego (fot. 4.25). W wysokości około 940 m n.p.m. w osi dolinek położone są progi założone na wychodniach piaskowców, których wysokość wynosi około 1.3 m (fot. 4.26). Poniżej progów zmienia się typ dolinek. Przybierają one formę wciosów (ryc. 4.51). 


Pierwotne wykształcenie leja źródłowego Domagałów jest zmodyfikowane w wyniku działalności człowieka. Przez analizowany lej źródłowy przebiega równolegle do poziomic droga stokowa (ryc. 4.50). Szerokość drogi wynosi 2 m, w odcinkach gdzie przecina w poprzek cieki odwadniające lej źródłowy w celu ochrony drogi przeprowadzone są przepusty pod drogą, a nad nimi zainstalowane są sztuczne progi oraz zapory przeciw rumowiskowe. 
Znaczna część form dolinnych w obrębie tego leja wykształcona jest w nawiązaniu do przeprowadzonej drogi lub jest modyfikowana jej obecnością. Powyżej drogi rozwinęły się liczne niecki z pasami rumoszu skalanego oraz zerwy i nawisy organiczno-mineralne. Natomiast poniżej drogi rozwinięte są głębokie na ponad 20 m rozcięcia erozyjne typu wciosów. Bezpośrednio na stoku poniżej drogi rozwinęły się osuwiska i spływy torencjalne. 

Wzdłuż leja źródłowego Domagałów zmienia się jego wykształcenie w profilu poprzecznym. W górnej części wykształcony jest on w postaci szerokiej asymetrycznej nieckowatej doliny (ryc. 4.52a). Niżej wzrasta głębokość doliny i u podnóża zbocza o ekspozycji NE położone jest zagłębienie (ryc. 4.52b). Zagłębienie w profilu poprzecznym przypomina nieckę, w której wycięte są dwa rozcięcia erozyjne. Analizowany lej źródłowy niżej przechodzi w szeroką płaskodenną dolinę z zagłębieniem u podnóża zbocza o ekspozycji NE. Zgłębienie to w profilu poprzecznym przypomina wcios (ryc. 4.52c). W dolnym biegu lej źródłowy wykształcony jest w postaci płaskodennej doliny, której dno wypełnione jest koluwiami (ryc. 4.52d). 
W analizowanej formie bardzo wyraźne jest przejście od systemu leja źródłowego do systemu korytowego. Spadek na odcinku około 40 m maleje z 15°do średnio 8° poni żej połączenia rozcięć erozyjnych, z kolei szerokość dna leja źródłowego maleje z około 500 m w górnej części do około 50 m w dolnej (ryc. 4.52). 

Na przykładzie przeanalizowanych lejów źródłowych można zauważyć, że zróżnicowanie tych form dotyczy zarówno ich parametrów morfometrycznych, stosunku do rzeźby starszej jak i stopnia przekształcenia przez współczesne procesy morfotwórcze. W jednych lejach źródłowych takich jak Domagałów, Lepietnica 2, Lepietnicy 3, Łopuszanki, Olszowy i Roztoka, doszło do niemal całkowitego przekształcenia pierwotnych rysów rzeźby. Zbocza w tych lejach są w profilu podłużnym schodowe lub charakteryzują się przebiegiem falistym. Cechują się występowaniem znacznych nachyleń powiązanych z obecnością takich elementów rzeźby jak nisze, rowy rozpadlinowe czy pakiety osuniętych mas skalnozwietrzelinowych. W profilu poprzecznym cechują się przebiegiem falistym i są w dużym stopniu rozczłonkowane. W innych lejach źródłowych w dalszym ciągu mogą być zachowane starsze pliocenie i plejstoceńskie założenia. Najlepszym przykładem jest tu lej źródłowy Jamne, Kamienicy 1, Kamienicy 2 czy Lepietnicy 1. 
Starsze założenia lejów źródłowych najlepiej widoczne są na ich profilach poprzecznych. W zależności od stopnia przekształcenia lejów źródłowych przez późniejsze procesy morfogenetyczne w odcinkach wyżej położonych w profilu poprzecznym formy te wykształcone są w postaci szerokich, płytkich dolin nieckowatych, których dna mogą być wypełnione koluwiami. Niżej leje źródłowe przechodzą w doliny płaskodenne wypełnione koluwiami albo bezpośrednio we wciosy. W dolnej części wszystkie analizowane leje źródłowe w profilu poprzecznym przypominają głębokie na 30-60 m wciosy. 
Z powyższych analiz wynikają również pewne prawidłowości dotyczące wykształcenia najbardziej aktywnych stref w lejach źródłowych – rozcięć erozyjnych i dolinek denudacyjnych. Na ryc. 4.53 przedstawiony został schemat sekwencji ich następstwa, a w tab. 4.4 podana została charakterystyka poszczególnych typów dolinek. Największe zróżnicowanie następstwa dolinek występuje w obrębie lejów źródłowych, które są w znacznym stopniu przekształcone przez procesy osuwiskowe. Najbardziej zróżnicowane pod tym względem są leje źródłowe osuwiskowe ścinające niezgodnie warstwy skalne. W obrębie tego typu lejów źródłowych mogą występować dwie lub trzy różne sekwencje następstwa dolinek. W tego typu lejach źródłowych występują również najbardziej złożone sekwencje. Najmniej zróżnicowane pod względem wykształcenia sekwencji dolinek są leje źródłowe erozyjne subsekwentne. 

Tabela 4.4. Charakterystyka dolinek i rozcięć występujących w lejach źródłowych w Gorcach 

nr.  typ  d* (m)  w* (m)  sz* (º)  spadek* (º)  rodzaj materiału**  uwagi  
1  niecka złaziskowa/ nisza źródliskowa  do 1  do 3  - 7-20  drobny materiał mineralny/drobny i gruby mineralny  w górnej części mogą występować wychodnie skalne  
2  niecka z pasem rumoszu skalnego  do 0,7  2-5  2-7  40-43  grubofrakcyjny, ostrokrawędzisty materiał skalny frakcja max. 0,7 m  ślady spełzywania i wypłukiwania, przeważnie towarzyszą im wykroty  
3  wcios z pasem rumoszu skalnego  1,53,5  3-4  25-45  27-30  wychodnie skalne, gruby rumosz skalny  brak podcięć na zboczach  
4  rozcięcia erozyjne  0,9-2  0,8-8  15-35  20-25  pokrywy zwietrzelinowe, koluwia  - 
5  wcios  3/1012  10-40  20-49  25-30  wychodnie, skalne, rumosz skalny i drzewny  w dnie sekwencja: progi-kociołki eworsyjne; progi założone na wychodniach, rumoszu skalnym i drzewnym  
6  wądół  2-3  ok.10  10-15  10-15  drobny materiał mineralny porośnięty darnią  występują w strefach lejów źródłowych porośniętych roślinnością trawiastą  
7  niecka zmywowa  do 1  2-3  7-10  7-10  gruby i drobny materiał mineralny porośnięty darnią  dno utrwalone  
8  ślepa dolinka sufozyjna  0,20,6  0,1-1  - 10-20  drobny i gruby materiał mineralny, progi założone na korzeniach drzew  o ich występowaniu świadczy obecność zawieszonych w poprzek korzeni drzew, z ich rozwojem związana jest działalność lodu włóknistego  
9  szczelina w koluwiach  0,10,5  0,1-0,4  - 10-15°  koluwia  świadczy o aktywności procesów osuwiskowozłaziskowych  
10  rynna spływów torencjalnych  1-2  0,5-2,5  20-45  7-45  gruby rumosz skalny i drzewny oraz korzenie drzew  nieciągłe w profilu podłużnym, zanikają w obrębie spłaszczeń  

d –głębokość, w – szerokość formy, sz – nachylenie zboczy 
* w tabeli podano wartości uśrednione dla form skartowanych w lejach źródłowych w Gorcach ** rodzaj materiału budującego dno formy 



5. Współczesne funkcjonowanie lejów źródłowych 

Z charakterystyki rzeźby gorczańskich lejów źródłowych wynika, że w obrębie tych form mamy do czynienia z występowaniem różnego rodzaju procesów morfogenetycznych. Wyniki szczegółowego kartowania geomorfologicznego wskazują na to, że przemiany rzeźby lejów źródłowych mogą zachodzić pulsacyjnie. Oznacza to, że w obrębie systemów lejów źródłowych możemy mieć do czynienia z przeplataniem się zdarzeń ekstremalnych z sekularnymi procesami morfogenetycznymi. Zasięg tych dwóch grup procesów jest różny zarówno w sensie czasowym jak i przestrzennym. Jednocześnie odmienna jest również efektywność geomorfologiczna tych procesów. Najlepiej ich współczesne funkcjonowanie można zrozumieć, rozpatrując leje źródłowe, jako systemy geomorfologiczne (ryc. 5.1). M.J. Selby (1974 vide Selby 1993) przedstawił model systemu geomorfologicznego, który pozostaje w stanie równowagi dynamicznej (dynamic equilibrium). Model ten uwzględnia procesy, które mają odmienny zasięg, rozmiary (magnitude) i częstość występowania (frequency). Po zdarzeniach ekstremalnych, które trwają krótko, zaburzają równowagę wewnętrzną systemu, usuwają nagromadzony wcześniej materiał mineralny i pozostawiają wyraźne formy erozyjne i akumulacyjne, następuje okres relaksacji systemu. Procesy, które działają w okresie relaksacji są mniej intensywne, ale ich działanie jest wydłużone w czasie. Prowadzą one do stopniowego zacierania śladów pozostawionych przez procesy działające w warunkach przekroczonych wartości progowych. Po okresie relaksacji następuje z kolei etap tak zwanej równowagi stałej. Działają wówczas procesy przygotowujące (ryc. 5.1). Dodatkowym czynnikiem, który może wpływać na funkcjonowanie lejów źródłowych lub poszczególnych jego elementów jest działalność człowieka. Polega ona zwłaszcza na prowadzeniu w obrębie lejów źródłowych gospodarki leśnej i związanego z tym wytyczania dróg i szlaków do zwózki drewna (Wałdykowski 2005, 2006, Wrońska 2005, 2006). 
Do niedawna istniało wiele niejasności dotyczących funkcjonowania lejów źródłowych. Istniała teoria dotycząca rozwoju lejów źródłowych poprzez działanie intensywnych procesów erozji źródliskowej, która miała prowadzić do przecinania i tym samym rozczłonkowywania grzbietów górskich (Klimaszewski 1960). Teoria ta była formułowana dość intuicyjnie i oparta jedynie na kartowaniu terenowym pojedynczych lejów źródłowych. Dynamikę procesów działających w lejach źródłowych określano na podstawie szczegółowego kartowania geomorfologicznego (Starkel 1960; Ziętara 1968). Kartowanie wykonywane było jak to określał dla koryt rzecznych W. Froehilch (2006) post factum. Zastosowanie takiej metody nie pozwalało na określenie częstości występowania danych procesów morfogenetycznych, nie pozwalało również na określenie roli pojedynczych zdarzeń ekstremalnych w systemie leja źródłowego. Odczytywane informacje mogły dotyczyć wielu zdarzeń geomorfologicznych, które w dłuższym okresie czasu miały tendencję nakładania się na siebie. Kartowanie geomorfologiczne nie pozwalało jednoznacznie na oddzielenie form powstałych w wyniku zdarzeń ekstremalnych od tych, które są wynikiem działania procesów sekularnych. 

W ostatnich latach dzięki rozwojowi techniki komputerowej i analiz dendrochronologicznych (szczegółowy opis metody znajduje się w rozdziale 1 w podrozdziale metody badań) pojawiła się możliwość analizy dynamiki procesów morfogenetycznych działających w różnych warunkach środowiskowych (Schweingruber 1992; Buchwał 2008, Malik 2008a, b; Stoffel 2009; Stoffel i in. 2009; Wrońska-Wałach 2009). H. Gärtner i in. (2001) wskazywali na możliwość odróżnienia korzeni eksponowanych jednorazowo na działanie czynników zewnętrznych od tych, które odsłaniane były stopniowo. Takie podejście metodyczne pozwala na rozpoznanie dynamiki procesów morfogenetycznych w lejach źródłowych na dwóch poziomach szczegółowości: 
-pozwala oddzielić formy powstałe podczas zdarzeń ekstremalnych od tych, które są efektem działania procesów sekularnych, 
-umożliwia przeprowadzanie z dużą dokładnością szacowania tempa działania procesów denudacyjnych. 
Dlatego też, metoda dendrogeomorfologiczna została wykorzystana w celu przedstawienia roli zdarzeń ekstremalnych i procesów sekularnych w przekształcaniu lejów źródłowych. 
5.1 Rola zdarzeń ekstremalnych w przekształcaniu lejów źródłowych 
Z ogólnego modelu na funkcjonowanie systemu geomorfologicznego wynika, że najbardziej istotne przemiany rzeźby lejów źródłowych zachodzą podczas ekstremalnych zdarzeń opadowych (ryc. 5.1). Wówczas dochodzi do przekroczenia wartości progowych zróżnicowanych procesów morfotwórczych działających w lejach źródłowych. Prowadzi to do zaburzenia równowagi wewnętrznej naturalnych systemów geomorfologicznych (Thornes, Brunsden 1978). Do typowych procesów występujących w obrębie lejów źródłowych w warunkach przekroczonych wartości progowych należy osuwanie, spływy torencjalne, spływy błotno-gruzowe oraz spływy gruzowe. 
Zdarzenia tego typu występują epizodycznie i mogą prowadzić do usunięcia nagromadzonego przez lata w lejach źródłowych materiału mineralno-organicznego. 
W. E. Dietrich i T. Dunne (1978) oraz I. E. Benda (1990) i H.M. Kesley (1980) wskazywali, że zdarzenia ekstremalne, które są w stanie przekształcić całkowicie leje źródłowe zdarzają się, co kilkaset lat. T. Ziętara (1968) z kolei zauważył, że zdarzające się, co kilka lub kilkadziesiąt lat gwałtowne ulewy i wielkie wezbrania są przyczyną skokowych zmian w rzeźbie obszarów górskich. K. Krzemień (1991) zwracał z kolei uwagę na wzrost w dół systemu zlewni górskiej częstości występowania procesów geomorfologicznych o wymiarze ekstremalnym. 
Specyfiką lejów źródłowych w obszarach średniogórskich jest reakcja tych systemów na pojedyncze zdarzenia opadowe o dużym natężeniu, których zasięg często ograniczony jest tylko do grzbietowych partii obszarów górskich (Gomi i in. 2002). Jak pokazują wyniki analiz dendrogeomorfologicznych różne części lejów źródłowych reagują na różne zdarzenia opadowe. Reakcje systemów lejów źródłowych są często tylko punktowe i uzależnione są w dużym stopniu od chwilowych warunków lokalnych w danej części leja źródłowego podczas danego zdarzenia oraz w okresie poprzedzającym zdarzenie (Wrońska-Wałach 2009). Głównym impulsem uruchamiającym procesy w lejach źródłowych jest dostawa wody. Może to być woda pochodząca z opadów deszczu bądź z roztopów śniegu. Przy czym wyraźne jest zróżnicowanie pod względem reakcji poszczególnych części lejów źródłowych na opady cechujące się różnym natężeniem i rozkładem przestrzennym. 
Najczęściej przekształcane są już istniejące wcześniej dolinki denudacyjne i stoki bezpośrednio do nich przylegające. Liczne, świeże formy typu bruzd erozyjnych i rozcięć erozyjnych, wykształcone w centralnej części form nieckowatych były obserwowane we wszystkich badanych lejach źródłowych. Szczegółowej analizie z wykorzystaniem metody dendrogeomorfologiczne poddane zostały rozcięcia erozyjne położone w lejach źródłowych Lepietnicy, Olszowego, Łopuszanki Zapalacza. Formy te są dobrymi przykładami skali przekształceń stoków, jakie zachodzą w wyniku działania procesów hydro-geomorfologicznych w warunkach przekroczonych wartości progowych. Do analiz zostały wybrane cztery obszary testowe. W leju źródłowym Lepietnicy do analiz dendrogeomorfologicznych wybrane zostało rozcięcie erozyjne, które powstało w centralnej części nieckowatej doliny o starszych założeniach. W obrębie leja Olszowego analizie poddana została rynna torencjalna wraz ze stożkiem torencjalnym, ponad to niecka z pasem rumoszu skalnego oraz wykształcone poniżej rozcięcie erozyjne, wycięte w górnej części w pokrywach, a w dolnej docięte do podłoża skalnego. W obrębie leja źródłowego Łopuszanki analizie poddane zostało rozcięcie linijne w górnej części leja powstałe w obrębie jęzora osuwiskowego, około 200 m w dół od ścieżki turystycznej. Z kolei w leju źródłowym Zapalacza analizie poddana została położona w górnej części leja niecka z pasem ostrokrawędzistego rumoszu skalnego oraz rozcięcie erozyjne w dolnej części leja źródłowego. Formy zostały tak dobrane żeby reprezentowały sytuacje terenowe różne zarówno pod względem położenia jak i wykształcenia (tab. 5.1). 
Tabela 5.1.Obszary testowe do analiz dendrogeomorfologicznych 
Nr. formy  Forma  Liczba korzeni  procesy  
1  rynna torencjalna  Olszowy  16  spływ torencjalny  
2  niecka z pasem rumoszu z przylegającym stokiem i rozcięciem erozyjnym  Olszowy  26  spłukiwanie, sufozja erozja linijna  
3  rozcięcie erozyjne  Olszowy  18  erozja linijna  
5  rozcięcie erozyjne, krawędź osuwiska  Lepietnicy  9  spływ torencjalny, osuwanie  
6  bruzda erozyjna, kanał sufozyjny  Łopuszanki  13  sufozja, erozja linijna  
7  niecka z pasem rumoszu skalnego, rozcięcie erozyjne  Zapalacza  10  spłukiwanie, sufozja, erozja linijna  

Pierwszy obszar testowy zlokalizowany był w górnej części leja źródłowego Olszowego. Zaczynał się w wysokości 1220 m n.p.m. w obrębie krawędzi niszy osuwiskowej. Była to 115 metrowej długości, schodowa w profilu podłużnym rynna torencjalna. Progi były w niej założone przede wszystkim na korzeniach i rumoszu skalnym. Analizowana forma kończyła się w obrębie dna niszy osuwiskowej rozległym stożkiem torencjalnym (ryc. 5.2). Szerokość rynny torencjalnej wynosiła maksymalnie 2,5 m, głębokość maksymalnie 2 m. Z rynny torencjalnej pobranych zostało do analiz dendrogeomorfologicznych 16 korzeni. Zmiany anatomiczne w analizowanych korzeniach wskazywały na ich jednorazowe nagłe odsłonięcie (ryc. 5.3). Korzenie pobrane z tego stanowiska odsłaniane były w dwóch etapach. Próbki pobrane z górnej części formy oraz z progów założonych na korzeniach wzdłuż rynny torencjalnej odsłaniane były w okresie od 1970 do 1972. Występowały one wspólnie z korzeniami, które zostały eksponowane (5 próbek) lub uszkodzone (9 próbek) w 1985 i 1986 pod koniec sezonu wegetacyjnego. Korzenie odsłonięte w 1985 występowały w odcinku niżej położonym rynny torencjalnej oraz w centralnej części stożka torencjalnego. Centralna część stożka rozcięta była wzdłuż bruzdą erozyjną, w poprzek, której wrośnięte były korzenie. Wszystkie analizowane korzenie posiadały bardzo wyraźne ślady zranień w postaci blizn erozyjnych. 
Ryc. 5.2. Szkic geomorfologiczny pierwszego obszaru testowego -rynny torencjalnej i stożka z zaznaczonymi odsłoniętymi korzeniami świerka i zdjęciami pokazującymi lokalizację korzeni w obrębie formy; 1 – drobny i gruby rumosz skalny; 2 – drobny materiał mineralny; 3 – krawędzie rynny, 34– odsłonięte korzenie; 5 – numery korzeni (daty odsłonięcia tab. 5.2); A, B, C, D 
– wykresy przedstawiające zróżnicowanie średniej wielkości światła komórek drewna wczesnego (czarna linia) i % zawartości drewna późnego (szare kolumny) przykładowych korzeni zlokalizowanych w obrębie rynny torencjalnej. Czarne strzałki wskazują na pierwszy przyrost roczny po odsłonięciu. O_69-O_84 -symbole próbek korzeni (patrz. tab. 5.2) 

– krzywe analizowanych korzeni (lokalizacja korzeni przedstawiona na zdjęciu po lewej oraz na ryc. 

5.2 oraz w tabeli 5.2). Elipsa wskazuje na grupowanie odsłonięć korzeni w latach 1984-1988 
Tego typu blizny erozyjne jak podkreślał F. Schveingruber (1990) są związane ze zniszczeniem tkanki miękiszowej (kambium) przez rumosz skalny transportowany przez wodę. 
Typową sytuacją w pobranych próbkach korzeni była nagła zmiana zawartości w przyroście rocznym, drewna późnego (latewood – LW) na rok przed pojawieniem się zmian w wielkości światła komórek drewna wczesnego (earlywood – EW) (ryc. 
5.2 -A, B, D). Wskazywało to na odsłonięcie analizowanych korzeni pod koniec okresu wegetacyjnego, już po całkowitym uformowaniu komórek drewna wczesnego. Korzenie, które zostały odsłonięte w latach 1970-1973 występowały wspólnie z korzeniami, do których odsłonięcia (5 próbek) lub zranienia (9 próbek) doszło w 1985 lub 1986 roku pod koniec sezonu wegetacyjnego. Redukcja wielkości komórek drewna wczesnego została zaobserwowana również w kolejnych latach (ryc. 5.4). 
Kartowanie geomorfologiczne oraz wykonane analizy próbek korzeni w obrębie pierwszego obszaru testowego wykazały, że rynna torencjalna wycięta była bezpośrednio w powierzchni stokowej i jest efektem ekstremalnych zdarzeń geomorfologicznych, które miały miejsce w miesiącach letnich w okresie od 1970 do 1973 roku. Analizowana forma została w późniejszych latach 1985-1986 tylko nieznacznie przekształcona. Taka sytuacja umożliwiła podjęcie próby oszacowania objętości materiału, który jest wynoszony z powierzchni stokowej leja źródłowego w czasie zdarzeń geomorfologicznych o wymiarze ekstremalnym. Z przykładowej formy o długości 115 m w okresie od 1970 do 1972 roku zostało usunięte 108,8 m3 materiału mineralnego. 
Tabela 5.2. Charakterystyka próbek korzeni pobranych z leja źródłowego Olszowego 

Symbol  EW zmiany (>50%)  LW zmiany (year)  odsłonięcie (year)  Forma  
O_1  1985  1984  1985  rozcięcie erozyjne  
O_2  1991  1980  1991  rozcięcie erozyjne  
O_3  1944  1940  1944  rozcięcie erozyjne  
O_4  1997  - 1997  rozcięcie erozyjne  
O_5  1971  - 1970  rozcięcie erozyjne  
O_8  1984  - 1984  niecka z pasem  
O_12  1981  1971  1981  niecka z pasem  
O_13  1953  - 1953  niecka z pasem  
O_14  1972  1972  1972  niecka z pasem  
O_15  1971  1969  1970  niecka z pasem  
O_16  1971  1970  1970  niecka z pasem  
O_17  2000  1985  2000  niecka z pasem  
O_18  1987  - 1987  niecka z pasem  
O_20  1981  1979  1980/1981  niecka z pasem  
O_21  1988  1987  1987  niecka z pasem  
O_22  1989  1979  1989  niecka z pasem  
O_23  1986  1985  1985  niecka z pasem  
O_24  1970  1970  1970  niecka z pasem  
O_26  1987  1986  1986  niecka z pasem  
O_28  1969  1967  1968  stok  
O_29  1986  1981  1985  stok  
O_30  1986  1985  1985  stok  
O_31-1  1981  1980  1980  stok  
O_31-2  1999  1986, 1997  1999  stok  
O_32-1  1995  1978  1994  stok  
O_32-2  1982,1992,1998  1981,1997  1997  stok  
O_50  1987  1986  1986  rozcięcie erozyjne (odcinek niżej położony)  
O_51  1997  - 1997  rozcięcie erozyjne  
O_52  1997  - 1997  (odcinek niżej położony)  
O_53  1999  1985  1999  rozcięcie erozyjne  
O_54  1986  - 1986  (odcinek niżej położony)  
O_55  1998  1997  1997  rozcięcie erozyjne  
O_56  1998  1997  1997  (odcinek niżej położony)  
O_57  1998  1997  1997  rozcięcie erozyjne  
O_58  1986  1985  1985  rozcięcie erozyjne (odcinek środkowy)  
O_59  1998  1988  1997  rozcięcie erozyjne  
O_60  1998  1993  1997  (odcinek środkowy)  
O_61  1958  - 1958  rozcięcie erozyjne  
O_62  1986  - 1986  (odcinek środkowy)  
O_63  2001  1989,2000  2001  rozcięcie erozyjne  
O_64  1971  1970  1970  (odcinek środkowy)  
O_65  1972  1970  1973  rozcięcie erozyjne  
O_66  1995  1993  1995  (odcinek środkowy)  
O_67  1988  1987  1987,1997  rozcięcie erozyjne  
O_69  1986  1947,1983  1985/86  bruzda erozyjna (w stożku)  
O_70  1971  1970  1970  bruzda erozyjna (w stożku)  

O_71  1988  1988  1988  bruzda erozyjna (w stożku)  
O_72  1986  1985  1985  bruzda erozyjna (w stożku)  
O_73  1985  1983  1985  bruzda erozyjna (w stożku)  
O_74  1989  1987  1989  bruzda erozyjna (w stożku)  
O_75  1987*  - 1987*  rynna spływu torencjalnego  
O_76  1973  1972  1972  rynna spływu torencjalnego  
O_77  1971  1953  1971  rynna spływu torencjalnego  
O_78  1971  1971  1971  rynna spływu torencjalnego  
O_79  - - 1986?  rynna spływu torencjalnego  
O_80  1987  1987  1987  rynna spływu torencjalnego  
O_81  1986  1973  1985/1986  rynna spływu torencjalnego  
O_82  1973  1972  1972  rynna spływu torencjalnego  
O_83  1971  1970  1970  rynna spływu torencjalnego  
O_84  1995  1958,1972  1995  rynna spływu torencjalnego  


Ryc. 5.4. Przykłady zmian anatomicznych w EW (drewnie wczesnym) i LW (drewnie późnym) spowodowanych odsłonięciem korzeni: a) (O-72) – w 1985 roku pod koniec okresu wegetacyjnego lub w okresie między wegetacyjnym – zmiany w drewnie wczesnym widoczne dopiero dla kolejnego roku, (1986 – korzeń został uszkodzony na co wskazuje obecnośc TRD (traumatic resin ducts – traumatycznych kanałów źywicznych) 
(b) (O-76) – korzeń znalazł się bliżej powierzchni w 1971, odsłonięty został w 1972, a uszkodzony w 1973 
Drugi obszar testowy położony był 35 m na W od pierwszego. Była to niecka z pasem rumoszu skalnego. Analizowany obszar testowy w okresie od 1944 (pierwszy odsłonięty korzeń) do 2001 roku uległ w niewielkim stopniu poszerzeniu pogłębieniu. Zmiany zachodziły w różnym czasie w obrębie samego pasa rumoszu jak i rozcięcia erozyjnego wykształconego poniżej pasa rumoszu skalnego i stoku w którym była wycięta niecka z pasem (ryc. 5.5). Na podstawie analiz zmian anatomicznych w korzeniach drzew możliwe było wyróżnienie trzech głównych okresów kiedy, dochodziło do przekształcania analizowanego obszaru testowego. Pierwszy okres zmian wystąpił między 1968 – 1971. W tym czasie odsłoniętych zostało 5 korzeni i jeden z korzeni został przybliżony dp powierzchni terenu. Drugi okres, kiedy eksponowane były korzenie przypadł na 1979-1981, wówczas kolejne 5 korzeni zostało odsłoniętych i jeden został przybliżony do powierzchni. Ostatni okres, kiedy doszło do przekształcenia analizowanego obszaru wystąpił między 1984 a 1987 rokiem. Wówczas eksponowanych na działanie czynników zewnętrznych było osiem z 25 korzeni, a dwa kolejne zostały przybliżone do powierzchni terenu. 
Trzeci z obszarów testowych położony był również w obrębie leja źródłowego potoku Olszowego. Było to rozcięcie erozyjne zlokalizowana w środkowej części leja źródłowego. Korzenie były w tej części odsłaniane w okresie od 1958 do 2001 roku. Najwcześniej odsłonięty został korzeń, na zboczu rozcięcia erozyjnego, położony około 0,4 m nad dno formy. Dwa kolejne korzenie, które zostały pobrane ze zboczy rozcięcia odsłonięte zostały między 1985 a 1986 rokiem. Do kolejnych odsłonięć korzeni doszło w 1997 i 2001, wówczas odsłonięte zostały odpowiednio dwa kolejne korzenie. Trzy z analizowanych próbek pobranych zostało z progów w dnie rozcięcia erozyjnego założonych na korzeniach. Układ w profilu podłużnym dat odsłaniania korzeni wskazuje na dominujący proces erozji wstecznej (ryc. 5.6). 
Korzenie pobrane z odcinka niżej położonego analizowanego rozcięcia erozyjnego odsłaniane były w okresie od 1985 do 1999. Korzenie były zlokalizowane na zboczu rozcięcia, w wysokości od 0,2 do 1 m nad jej dno. Najwcześniejsze zmiany w drewnie komórek, korzeni pobranych w obrębie analizowanej formy zostały odnotowane dla 1985/1986. Jednakże największa liczba i to zarówno korzeni świerka jak i drzew liściastych odsłonięta została (5 korzeni) w 1997 roku. 

W analizowanych korzeniach świerków, zmiany wielkości światła komórek drewna wczesnego, wystąpiły dopiero w przyrostach rocznych z 1998. Jednak zmiany w drewnie późnym widoczne były już dla przyrostów rocznych z 1997 roku. Z kolei w korzeniach drzew liściastych zmiany w anatomii widoczne były w przyrostach rocznych z 1997. Polegały one przede wszystkim na zmianie wielkości włókien (fibers) i naczyń (vessels) oraz na zmianie całkowitej struktury przyrostów rocznych z rozpierzchło naczyniowej na pierścieniowo-naczyniową. Takie wykształcenie struktury komórek w przyrostach rocznych wskazywało na odsłonięcie korzeni na działanie czynników zewnętrznych po całkowitym uformowaniu komórek drewna wczesnego tj. jak wynika z dotychczasowych badań w drugiej połowie lipca. 

Wsąsiednim rozcięciu erozyjnym, 100 m na E analizie dendrogeomorfologicznej poddane zostało osuwisko powstałe równolegle do osi rozcięcia (fot. 5.1). Długość osuwiska wynosi 25 m, szerokość 10 m, a głębokość wynosi ponad 5 m. Korzenie pobrane przy krawędzi niszy wskazywały na powstanie osuwiska w 1972/1973 roku i jego późniejsze odnowienie w okresie 1985-87. Podobne formy skartowane zostały również w innych częściach leja źródłowego potoku Olszowego. 

Fot. 5.1. Osuwisko w leju źródłowym potoku Olszowego 
Kolejnym obszarem testowym, było rozcięcie erozyjne rozwinięte w leju źródłowym Lepietnicy 1. Było to rozcięcie erozyjne wycięte w odcinku wyżej położonym w zwietrzelinie, a w odcinku niżej położonym, docięte do podłoża skalnego. Powstało ono w centralnej części starszej doliny nieckowatej. Całkowita długość przekształconego odcinka wynosiła ponad 170 m. Szerokość rozcięcia wynosiła średnio 1,7 m, a maksymalnie w strefach akumulacji dochodziła do 3 m (ryc. 5.7). Rozcięcie było wykształcone w formie podłużnej rynny z formami na zmianę erozyjnymi i depozycyjnymi (fot. 5.2, 5.3, 5.4). Zaczynało się w wysokości 1195 m n.p.m. płytkim (maksymalnie 0,2 m głębokości) osuwiskiem translacyjnym. Poniżej niewielkiego pakietu zwietrzelinowego zaczynało się rozcięcie erozyjne. W wyżej położonym odcinku głębokość rozcięcia wynosiła średnio 0,6 -1,0 m. Pierwszy odcinek analizowanego rozcięcia erozyjnego był w całości erozyjny. Wycięty był on w pokrywach stokowych. Długość pierwszego odcinka wynosiła około 40 m. W jego dolnej części pojawiały się pojedyncze wychodnie skalne, a zakończony był progiem skalnym o wysokości 0,9 m. U podnóża progu skalnego wykształcony był kociołek eworsyjny, którego głębokość dochodziła do 0,8 m. Poniżej progu znacznie wzrastała głębokość rozcięcia i wynosiła od 2 nawet do 6 m (ryc. 5.7). Z tym, że zarówno głębokość jak i szerokość formy zmieniała się w profilu podłużnym. Na zboczach rozcięcia występowały podcięcia i zerwy, których długość dochodziła do 20 m, a wysokość wynosiła maksymalnie 2,5 m. Dno rozcięcia erozyjnego było w profilu podłużnym niewyrównane z progami założonymi na wychodniach skalnych, rumoszu skalnym, korzeniach i grubym rumoszu drzewnym (ryc. 5.7). W strefach akumulacyjnych materiał mineralny zatrzymany był na grubym rumoszu drzewnym lub na korzeniach drzew (fot. 5.4). 

Na zboczach i w dnie analizowanej formy licznie występowały odsłonięte korzenie drzew (głównie świerka). Próbki korzeni z analizowanej doliny pobrane zostały ze zboczy formy, z progów założonych na korzeniach oraz z korzeni odsłoniętych przy krawędzi niszy osuwiska powstałego u wylotu doliny (ryc. 5.8). Analizy pobranych próbek korzeni wykazały przeważającą zmianę anatomii komórek drewna w latach 1970/1971 i 1972/1973 (7 z 9 korzeni).Takie skupienie dat odsłaniania korzeni wskazuje na to, że do powstania i późniejszego przekształcenia rozcięcia erozyjnego, mogło dojść w czasie minimum dwóch następujących w kolejnych latach zdarzeń geomorfologicznych. Stwarza to dogodne warunki dla przeanalizowania roli zdarzeń ekstremalnych w przekształcaniu lejów źródłowych. 

Fot. 5.2. Przykład materiału mineralno-organicznego zatrzymanego w strefie powyżej progu w dnie rozcięcia erozyjnego w leju źródłowym Lepietnicy 
Głębokość rozcięcia w pierwszym 40 m odcinku wynosiła średnio 0,7 m, szerokość 0,8 m co daje 25,6 m3 usuniętego materiału mineralnego. Drugi jednorodny odcinek (erozyjno-depozycyjny) był długości 130 m. Średnia wysokość podcięć w tym odcinku wynosiła 1,4 m, a szerokość dna około 1,7 m, stąd objętość materiału mineralnego, który mógł być wówczas usunięty wynosi około 309 m3. Średnica rumoszu skalnego, który mógł być transportowany podczas zdarzenia wynosiła 0,2 do 0,5 m. Z kolei miąższość materiału zdeponowanego na progach z rumoszu drzewnego i korzeni wynosiła 0,1-0,25 m. Korzenie, których ekspozycja nastąpiła w latach 1970-1973 występowały nie tylko na zboczach i w dnie formy, podobne daty odsłonięcia zostały rozpoznane dla korzeni, które zostały pobrane (2 próbki) z niszy osuwiska powstałego w strefie połączenia analizowanego rozcięcia erozyjnego z wciosem głównym wykształconym w osi leja źródłowego (ryc. 5.8). 

AB 
Fot. 5.3. Rozcięcie erozyjne przekształcona przez spływ torencjalny po opadach w lecie 1970 – 1973; A – strefa dostawy grubego rumoszu skalnego za progiem założonym na rumoszu skalnym i drzewnym; B – strefa depozycji materiału mineralno-organicznego 

AB 
Fot. 5.4. Strefa akumulacji przed progiem założonym na wychodniach skalnych i korzeniach drzew (A) oraz próg skalny z kociołkiem eworsyjnym (B) w przekształconej dolinie nieckowatej w leju źródłowym Lepietnicy 

Dolinka denudacyjna o kształcie nieckowatym uległa całkowitemu przekształceniu. Pomiary terenowe wskazywały na to, że przed zdarzeniem forma charakteryzowała się wyrównanym spadkiem podłużnym, zboczami o nachyleniu wynoszącym średnio 15º oraz słabo zaznaczonym przejściem pomiędzy zboczami a dnem. 
Czwarty obszar testowy położony był w górnej części leja źródłowego Łopuszanki. Na przykładzie tej formy można zauważyć, że zmiana sposobu użytkowania stoków w leju źródłowym może wpływać na odmienną reakcję systemu w czasie zdarzeń o wymiarze ekstremalnym. W porównaniu do obszarów, które funkcjonują we względnie naturalnych warunkach środowiskowych, obieg energii i materii w obrębie tego typu form może być przyspieszony. 
Przykładem leja źródłowego, który charakteryzuje się innym użytkowaniem różnych części jest lej Łopuszanki. Górna część tego leja źródłowego jest pokryta łąką, dolna natomiast porośnięta jest lasem świerkowym. Na granicy łąki i lasu rozwinięte są rozległe powierzchnie złaziskowe z licznymi wyciekami, wysiękami i młakami. W górnym odcinku leja Łopuszanki poprowadzona jest ścieżka turystyczna. Taka sytuacja, w której mamy do czynienia w górnej części z utwardzoną, nieprzepuszczalną powierzchnią stoku (ścieżka turystyczna), poniżej której rozwinięte są tereny podmokłe, wądoły, niecki złaziskowe oraz powierzchnie złaziskowe, sprzyja w czasie długotrwałych opadów o małym natężeniu powstawaniu na stoku nasiąkniętych nieprzepuszczalnych stref. Poniżej takich stref, w obrębie, których może dochodzić do koncentracji spływających wód opadowych może dochodzić do powstawania bruzd erozyjnych, a w dłuższym okresie czasu rozcięć erozyjnych, rynien torencjalnych czy wciosów. 
Przedstawioną wyżej sytuację terenową, obserwowałam w lejach źródłowych w Bieszczadach (lej Wołosatki I czy Terebowca) oraz w lejach źródłowych w Beskidzie Sądeckim. W górnym odcinku leja źródłowego Łopuszanki, analizie dendrogeomorfologicznej poddana została forma powstała w wyżej scharakteryzowanych warunkach terenowych. Z rozcięcia erozyjnego o długości 2 m, szerokości średnio 0,6 m i głębokości średnio 0,5 m, pobranych zostało 13 próbek odsłoniętych korzeni. 12 z analizowanych korzeni przerastało formę w poprzek, jeden z nich wyrastał na jednym ze zboczy formy (ryc. 5.9). Dało to możliwość oszacowania z dużą dokładnością objętości materiału, który został uprzątnięty z analizowanej formy. Pozwoliło to również, przy uwzględnieniu wzajemnego ułożenia korzeni na określenie procesu, który doprowadził do powstania analizowanej formy oraz kierunku jej rozwoju. Proces „odsłaniania” korzeni w obrębie analizowanej formy rozpoczął się w 1991-1993 roku, wówczas odsłonięte zostały 4 korzenie położone na różnej wysokości nad dno formy (ryc. 5.9, 5.10). Jeden z korzeni (4a) położony był poniżej korzeni które zostały odsłonięte w późniejszym czasie. Kolejne 4 korzenie (1a, 2a, 6a, Ł27) odsłonięte zostały w 1997 roku (zmiany widoczne były w przyroście z 1998). Trzy z odsłoniętych korzeni położonych było poniżej korzeni, które odsłonięte zostały w późniejszym okresie (2003, 2006). Brak było wyraźnego kierunku odsłaniania korzeni. W tym samym czasie dochodziło do odsłonięcia zarówno korzeni z dolnej jak i z górnej części formy (ryc. 5.9, 5.10, fot. 5.5). Z analiz wykonanych w WinCell Regular (Regent) wynika, że we wszystkich analizowanych korzeniach spadek wielkości komórek drewna wczesnego nastąpił nagle. Świadczy o tym 50-60% redukcja wielkości komórek drewna wczesnego w przyrostach rocznych bezpośrednio po sobie występujących (ryc. 5.11). W przypadku korzeni, w których odczytujemy jednorazowe (nagłe) odsłonięcie, forma, z której zostały one pobrane jest efektem ekstremalnych zdarzeń geomorfologicznych (Gärtner 2003). 
39 % ze wszystkich korzeni w analizowanym rozcięciu erozyjnym w leju Łopuszanki, położonych było na mniejszej wysokości nad dno formy niż te, które zostały odsłonięte wcześniej. Wynika z tego, że korzenie odsłaniane były w pierwszym okresie od dołu. Za taki kierunek odsłaniania korzeni może się wiązać z rozwojem procesów sufozyjnych. Powstanie kanału sufozyjnego, sprzyjało w późniejszym okresie pogłębianiu i poszerzaniu formy. Z. Czeppe (1960) oraz L. Starkel (1960) zwracali uwagę na sufozję, jako proces w obszarach zalesionych, który może prowadzić do zapoczątkowania rozcięć na stoku. Formy sufozyjne rozwijają się poprzez wymywanie i odprowadzanie drobnych cząstek mineralnych. Działaniu procesów sufozyjnych sprzyja występowanie szczelin i korytarzy pochodzenia zwierzęcego bądź powstałych po obumarciu korzeni drzew. W Karpatach z uwagi na niewielką miąższość zwietrzeliny rozwijają się przede wszystkim kanały sufozyjne i ślepe doliny. Działanie procesów sufozyjnych może prowadzić do odsłaniania korzeni. Strefy gdzie występują odsłonięte korzenie są bardziej podatne na rozcinanie. 




AB 
Fot. 5.5. Rozcięcie – kanał sufozyjny w górnej części leja źródłowego Łopuszanki. A – widok z góry w stronę dna debrzy; B – widok z dołu na kolejne generacje odsłanianych korzeni 
Porównanie lat odsłonięć korzeni z dostępnymi danymi opadowymi uwidoczniło wyraźne różnice pomiędzy obszarami testowymi położonymi w odcinku wyżej i niżej położonym w obrębie leja źródłowego. Zarówno miesięczne sumy opadów letnich jak i maksymalne sumy dobowe opadów pokrywają się z ekspozycją korzeni w poszczególnych częściach lejów źródłowych. Dane zebrane w górnej części lejów źródłowych są dodatnio skorelowane z maksymalnymi opadami dobowymi odnotowanymi na stacji Turbacz oraz Rabka (1958, 1968, 1970/1971). Z drugiej strony odsłanianie korzeni w środkowej i dolnej części leja źródłowego przypada na lata (1997, 2001) charakteryzujące się wysokimi wartościami miesięcznych sum opadów (ryc. 5.12, 5.13). 
Rola zdarzeń ekstremalnych w przekształcaniu obszarów górskich była dyskutowana wielokrotnie. L. Starkel i in (1996) zdefiniowali wartości progowe dla różnych procesów działających w obrębie systemów stokowego i korytowego. Na podstawie badań prowadzonych w polskich Karpatach fliszowych określono, że procesy morfogenetyczne działające w systemie stokowym i korytowym są ograniczone przestrzennie i występują niesynchroniczne. Podobnie jest dla lejów źródłowych, rozumianych, jako systemy morfodynamiczne zlokalizowane na granicy systemu stokowego i fluwialnego. 


Wysokie sumy opadów, takie, które wystąpiły w polskich Karpatach fliszowych w 1997 i 2001 roku, były w stanie doprowadzić do uruchomienia procesów przekształcających przede wszystkim odcinki niżej położone lejów źródłowych. R.C. Sidle i in. (2000) podkreślali, że w czasie długotrwałych opadów, istnieje wyraźna dostawa wód gruntowych z górnych części lejów źródłowych (zlewni zerowego rzędu) do koryt pierwszego rzędu. W ten sposób system fluwialny rozszerza się do suchych dolin, które występują w systemie lejów źródłowych. Korzenie eksponowane w 1997 roku wystąpiły głównie w dolnej części systemu lejów źródłowych. Dlatego, też można stwierdzić, że ten typ zdarzeń opadowych jest morfologicznie aktywny w dolnych częściach lejów źródłowych (ryc. 5.14). Z drugiej strony L. Starkel (1979, 1996, 2002) szeroko omawiał typy procesów morfogenetycznych, które towarzyszą opadom dobowym o dużym natężeniu. Tego typu opady powodują intensywne spłukiwanie jak również erozję wąwozową i spływy torencjalne. T. Gomi i in. (2001) podkreślają, że ze względu na ograniczoną powierzchnię retencyjną i skrócony obieg wody leje źródłowe odpowiadają szybko na intensywne opady deszczu. 

W analizowanych lejach źródłowych istnieją wyraźne zależności pomiędzy 
datami odsłaniania korzeni, a dostępnymi danymi opadowymi. Maksymalne wartości 
opadów dobowych na stacji w Rabce i na Turbaczu korelują się w pewnym stopniu z 
okresami odsłaniania korzeni w obrębie rynny torencjalnej w leju źródłowym Olszowego. Podobne zależności występują dla korzeni z rozcięć erozyjnych w zamknięciu dolinnym Lepietnicy 1 i Zapalacza oraz z pojedynczymi korzeniami odsłoniętymi w obrębie niecki z pasem rumoszu skalnego (ryc. 5.12; rR 0,41; rT 0,47). Wysokie wartości opadów pokrywają się z odsłanianiem korzeni w 1958, 1968, 1970, 1972, 1979 oraz 1981. Występują jednak również takie lata jak 1984, 1985, 1986, w których doszło do licznych odsłonięć lub zranień korzeni zarówno w obrębie rynny torencjalnej, rozcięć erozyjnych jak i niecce z pasem rumoszu skalnego, które nie korelują się z danymi opadowymi (ryc. 5.13, 5.14). Przyczyną takiego faktu może być znaczne oddalenie (około 10 km) stacji pomiarowej w Rabce. I. Malik (2006) wskazywał na problemy metodyczne korelacji danych opadowych z epizodami erozyjnymi wynikające z bardzo lokalnego występowania komórek burzowych i oddalonych od terenu badań stacji pomiarowych. W przypadku lejów źródłowych może zaistnieć podobny problem korelacji wartości opadów. T. Gomi i in. (2002) podkreślają, że typowe dla lejów źródłowych jest występowanie izolowanych, punktowych opadów o dużym natężeniu. Jednak tak licznie występujące odsłonięcia korzeni nie są przypadkowe i w związku z tym mogą przyczynić się do identyfikacji powierzchni stref występowania opadów o dużym natężeniu w obszarach położonych w znacznym oddaleniu od stacji pomiarowej. 
Analiza różnych form geomorfologicznych położonych w górnej części lejów źródłowych pokazała złożoność procesu odpowiedzi lejów źródłowych na opady o dużym natężeniu. Niektóre części lejów źródłowych wykazały większą odporność na opady deszczu; np. niecki z pasami rumoszu skalnego w leju źródłowym Olszowego czy Zapalacza otrzymując opady dobowe o sumie: 84.4 mm w 1971, 121.6 w 1970 i 120.4 mm w 1972, zostały tylko w niewielkim stopniu przekształcone. Tylko korzenie, które położone były najbardziej na zewnętrz pasów rumoszu zostały odsłonięte. Niewielkie rozcięcie erozyjne położone, tuż poniżej pasu rumoszu w leju źródłowym potoku Olszowego zostało w niewielkim stopniu poszerzone i pogłębione (około 0,2 m). Dominującymi procesami w obrębie tych form była erozja linijna oraz sufozja. W tym samym czasie przylegające stoki w leju źródłowym Olszowego zostały rozcięte dzięki spływom torencjalnym, których efektem było powstanie rynien torencjalnych o wymiarach: około 120 m długości, 1-2 m głębokości i 2 m szerokości. U ich podnóża powstały wówczas rozległe stożki torencjalne. W leju Lepietnicy doszło do przedstawionych wyżej przekształceń niecki o starszych założeniach. 
Wniosek z tego, taki, że poszczególne części lejów źródłowych w zależności od właściwości pokryw, nachyleń stoków i rozkładu drzewostanu, mogą charakteryzować się różną odpornością na zdarzenia opadowe o tym samym natężeniu. 
Działanie procesów, które są morfologicznie skuteczne w obrębie lejów źródłowych nie jest jednoczesne w sensie przestrzennym i czasowym. W innych okresach dochodzi do przekształcania odcinków niżej i wyżej położonych w obrębie lejów źródłowych. Bardziej podatne na przekształcenia podczas ekstremalnych, krótkotrwałych opadów są górne partie lejów źródłowych. Zdarzenia ekstremalne o dużym przyłożeniu siły, podczas których może dochodzić do połączenia systemu stokowego i fluwialnego występująśrednio, co 10-12 lat. 
Na podstawie przeanalizowanych form geomorfologicznych można określić, do jakich przekształceń dochodzi w obrębie lejów źródłowych w czasie ekstremalnych zdarzeń opadowych. 
Podczas zdarzeń ekstremalnych o dużym przyłożeniu siły w leju źródłowym dochodzi do rozwoju osuwisk. Rozwój osuwisk w lejach źródłowych po opadach nawalnych, był obserwowany w różnych obszarach górskich. W czasie gwałtownych ulew dochodzi do odmładzania w lejach źródłowych starych form osuwiskowych (Starkel 1960, Gil i in. 1974, Ziętara 1968, Bajgier-Kowalska, Ziętara 2008). Na zboczach dolin wciosowych i debrzy w lejach źródłowych rozwijają się niewielkich rozmiarów osuwiska rotacyjne (Długosz, Gębica 2008). E. Gorczyca (2004) wskazywała na powstanie w dorzeczu Łososiny w 1997 roku, po katastrofalnych opadach dobowych, które na posterunku w Rozdzielu osiągnęły wartość około 120 mm, 15 nowych w lejach źródłowych form osuwiskowych. Były to formy, których rozmiary wynosiły od 4/6 m do 40/60 m. Podobnych rozmiarów formy obserwowane były w lejach źródłowych w Gorcach oraz w leju źródłowym Cisowiec i Mchawka w Bieszczadach Wysokich (Gorczyca, Wrońska-Wałach 2008). 
Osuwiska w lejach źródłowych powstają przeważnie w niszach źródliskowych, w strefach gdzie mamy do czynienia z połączeniem dwóch cieków (dwóch rozcięć erozyjnych różnego pochodzenia i wieku) np. połączenie dwóch rozcięć erozyjnych wyciętych w pokrywach lub połączenie rozcięcia erozyjnego wyciętego w pokrywach z rozcięciem dociętym do podłoża skalnego oraz na zboczach istniejących rozcięć erozyjnych. Mamy w obrębie tych stref do czynienia z sumowaniem się dwóch czynników. Po pierwsze ze względu na znaczną zmianę spadku są to strefy zwiększonego ciśnienia porowego (hydrostatycznego), a po drugie są to strefy gdzie procesy podcinania naruszające równowagę wewnętrzną fragmentu stoku są największe. Charakterystyczne dla lejów źródłowych w znacznym stopniu przekształconych przez procesy osuwiskowe, gdzie mamy do czynienia z miąższymi pokrywami koluwialnymi, jest powstawanie, w wyniku opadów nawalnych, osuwisk na czołach istniejących jęzorów osuwiskowych oraz w osi rozcięć erozyjnych wykształconych w nabrzmieniach osuwiskowych. Powstanie osuwisk w osi rozcięcia erozyjnego powoduje wzrost jego szerokości i może przyczynić się do rozwoju zagłębień z pasami rumoszu skalnego oraz niecek lub powierzchni złaziskowych. 
Z przeprowadzonych badań dendrogeomorfologicznych w lejach źródłowych wynika, że w wyniku zdarzeń ekstremalnych o różnym natężeniu i rozkładzie w czasie, przekształcane są różne partie lejów źródłowych. Reakcje różnych części lejów źródłowych nie są ze sobą zsynchronizowane w czasie. Są lata, w których dochodzi do znacznych przekształceń dolinek denudacyjnych, rozcięć erozyjnych i stoków w górnych częściach lejów źródłowych, ale nie dochodzi wówczas do modelowania dolnych i środkowych części lejów lub teżśrodkowe odcinki są jedynie w niewielkim stopniu przekształcane. 
Stopień przekształceń leja źródłowego zależy od skali, w jakiej rozpatrujemy dane zdarzenie. Jeżeli spojrzymy w skali całego leja źródłowego przykładowo Olszowego czy Lepietnicy to zmiany, które zachodzą podczas zdarzeń ekstremalnych są wręcz niezauważalne. Biorąc pod uwagę ilość materiału mineralnego, która jest usuwana z leja źródłowego podczas pojedynczego zdarzenia, możemy określić warstwę materiału, który został usunięty z powierzchni całego leja źródłowego. Przykładowo z 5 rynien w leju źródłowym Olszowego usunięte zostało 540 m3 , a z formy dolinnej w leju Lepietnicy usunięte zostało 334 m3, co przy powierzchniach lejów źródłowych odpowiednio 0,62 km2 i 0,36 km2 daje znikomą ilość usuniętego materiału klastycznego. Jeżeli jednak rozpatrzymy dane zdarzenie w skali małej zlewni zerowego rzędu, doliny pierwszego rzędu czy fragmentu stoku to zmiany, które zachodzą podczas zdarzeń o wymiarze ekstremalnym są znaczne. W wyniku zdarzeń ekstremalnych zdarzeń geomorfologicznych dochodzi do zmiany spadku doliny, jej szerokości, profilu podłużnego i poprzecznego. Zmianie ulega rodzaj materiału budujący dno nowopowstałej lub przekształconej formy. Powstają liczne krawędzie i załomy na stokach. Krawędzie nowych form i załomy na stokach są z kolei strefami, gdzie mamy do czynienia ze zmianą ciśnienia porowego i w związku z tym są nowymi strefami, na których mogą się rozwijać w sprzyjających warunkach osuwiska czy spływy błotno-gruzowe. Po zdarzeniu ekstremalnym w leju źródłowym rozpoczyna się nowy kierunek rozwoju form. Podczas zdarzeń ekstremalnych, w wyniku działania erozji linijnej czy sufozji, nacinane są stoki. Wzrasta tym samym gęstość rozczłonkowania lejów źródłowych siecią rozcięć erozyjnych. Nowo powstałe rozcięcia są potencjalnie kolejnymi strefami w obrębie leja źródłowego gdzie może dochodzić do koncentracji i przyspieszenia obiegu wód opadowych. Podczas zdarzeń ekstremalnych może dojść również do docięcia rozcięć erozyjnych do podłoża skalnego. Na stokach w leju źródłowym powstają dodatkowe naprężenia i dochodzi do naruszenia istniejącej wcześniej równowagi wewnętrznej masywu skalnego. To z kolei może prowadzić do rozwoju osuwisk na zboczach w lejach źródłowych i w konsekwencji prowadzi do ich destabilizacji. 

5.2 Procesy sekularne w lejach źródłowych 
W okresach, kiedy nie mamy do czynienia ze zdarzeniami ekstremalnymi występują w obrębie lejów źródłowych powolne procesy prowadzące z jednej strony do przygotowania pokryw i form do kolejnego zdarzenia o wymiarze ekstremalnym, a z drugiej strony prowadzące do denudacji lejów źródłowych. Do procesów sekularnych w lejach źródłowych należą: ługowanie, spełzywanie, spłukiwanie, sufozja lub też wypłukiwanie drobnego materiału mineralnego oraz działalność lodu włóknistego i rozbryzgu (fot. 5.6). 
Zbocza rozcięć erozyjnych w lejach źródłowych założone są na różnofrakcyjnym materiale mineralnym. Na zmianę występują na nich strefy objęte procesem spełzywania oraz spłukiwania. Ze zboczy do rozcięć dostarczany jest podczas opadów o niewielkim natężeniu drobny materiał mineralny, a w wyniku powolnych procesów spełzywania, przy współudziale rozbryzgu i lodu włóknistego grubszy materiał skalny. 
Większość koryt w lejach źródłowych jest opancerzona. Sytuacja ta wpływa na niewielką rolę opadów o niskim natężeniu oraz roztopów w przekształcaniu lejów źródłowych (fot. 5.7). Procesy morfogenetyczne występują w lejach źródłowych okresowo. Ich skuteczność geomorfologiczna jest niewielka. Materiał, który jest wówczas transportowany to przede wszystkim piasek gruby i średni oraz pył. Znacznie rzadziej transportowany jest materiał frakcji żwirowej. Materiał mineralny o większej frakcji dostarczany jest do den rozcięć w wyniku działania procesów spełzywania ze zboczy i tworzy on dodatkowe opancerzenie dna rynny. 
Podczas okresów relaksacji systemu lejów źródłowych zacierane są granice i krawędzie form powstałych podczas zdarzeń ekstremalnych. W takich okresach do najbardziej aktywnych stref w leju źródłowym należą nisze źródliskowe, niecki złaziskowe oraz pasy rumoszu skalnego. Powolne działanie całego zestawu procesów denudacyjnych prowadzi do usuwania w strefach przy źródliskowych drobnego materiału, a to prowadzi do stopniowego odsłaniania korzeni, a w dłuższym okresie czasu do destabilizacji systemu korzeniowego, a następnie pni drzew. Przepłukiwanie korzeni, powiązane z procesami spełzywania może przyspieszać proces erozji wykrotowej. Powstawaniu wykrotów towarzyszy odsłanianie luźnego, drobnoziarnistego materiału mineralnego, który jest powoli usuwany ze strefy objętej wykrotem (fot. 5.8). Proces ten prowadzi do rozwoju nisz źródliskowych, poniżej których rozwijają się przeważnie nieciągłe w profilu podłużnym pasy rumoszu skalnego zwane przez L. Starkla (1960) smugami gruzowymi. Ponad to, powolne procesy, którym towarzyszy odsłanianie korzeni drzew prowadzą do poszerzania i pogłębiania pasów rumoszu skalnego oraz rozcięć i bruzd erozyjnych. Powodują one również powolne cofanie nisz źródliskowych. 

Analizy zmian anatomicznych w korzeniach pobranych z zagłębienia z pasem rumoszu skalnego, rozcięcia erozyjnego i stoku wskazują na ich stopniowe eksponowanie na działanie czynników zewnętrznych. Korzenie świerków (Picea abies (L.) Karst.) pobrane z niecki z pasem rumoszu skalnego w obrębie leja źródłowego Olszowego, odsłaniane były od 1944 do 2006 (ryc. 5.5). Najwięcej korzeni zostało odsłoniętych w okresie od 1984 do 1987 roku (41,5 %) oraz między 1967-1972 (26,8%). Rozrzut dat odsłaniania korzeni w analizowanej części leja źródłowego jest różny wobrębie poszczególnych analizowanych form erozyjnych. Pozwala to na bardzo precyzyjne określenie tempa działania procesów denudacyjnych w typowych w obrębie lejów źródłowych formach. Zmiany anatomiczne w analizowanych korzeniach wskazują w 41,5% na ich jednorazowe odsłonięcie, a w 58,5% w wyniku stopniowego odsłaniania. Jednorazowe zmiany w anatomii komórek drewna korzeni wystąpiły co 10-12 lat. Wynika z tego, że z taką częstością zachodzi bardziej intensywne przeobrażanie lejów źródłowych. 

Fot. 5.7. Wcios w leju źródłowym Roztoki podczas roztopów w maju 2005 
Odsłonięcia korzeni w obrębie drugiego obszaru testowego w leju źródłowym Olszowego (fot. 5.9) grupowały się w pewne okresy. Najwięcej korzeni odsłoniętych zostało od 1984 do 1987 – 40%, 20% odsłoniętych zostało w okresie od 1979 do 1981 oraz 20% w okresie od 1967 do 1971 roku. Najwcześniej, bo w 1944 roku został odsłonięty korzeń położony w centralnej części rozcięcia erozyjnego. Również w obrębie rozcięcia występował korzeń, który został eksponowany najpóźniej, bo w 1997 roku. Korzeń położony w górnej części analizowanego rozcięcia erozyjnego na granicy z pasem rumoszu skalnego, zawieszony średnio na wysokości 15,2 cm, miał zmiany anatomiczne wskazujące na jego nagłe, jednorazowe odsłonięcie (ryc. 5.5). 

Fot. 5.8. Wykrot w leju źródłowym Jamne rozwinięty w niecce z pasem rumoszu skalnego – jego rozwój prowadzi do poszerzania pasa rumoszu skalnego 
Został on odsłonięty w 1970/1971 roku. W korzeniach z dolnej części formy wystąpiły zmiany w strukturze komórek drewna wczesnego i późnego wskazujące na ich powolne odsłanianie i 50-60% redukcję wielkości komórek drewna wczesnego wskazujące na ostateczną ekspozycję w 1985 i 1991 roku. Korzeń położony równolegle do rozcięcia erozyjnego poniżej pasa rumoszu skalnego w leju źródłowym Olszowego na wysokości średnio 14,7 cm nad dno formy, odsłaniany był stopniowo i ostatecznie odsłonięty został w 1997 roku. Natomiast korzeń, który był zawieszony 34,2 cm nad dnem rozcięcia erozyjnego miał zmiany anatomiczne w drewnie wczesnym w przyroście rocznym z 1944 roku. Korzenie pobrane z pasa rumoszu skalnego odsłaniane były w okresie od 1953 do 1987 roku, przy czym 69% odsłoniętych zostało w okresie 1979-1987. Korzenie pobrane ze stoku odsłaniane były od 1967 do 1994 roku, w tym 71% od 1979 do 1986 roku. Duża liczba korzeni eksponowanych na małej powierzchni umożliwiła oszacowanie średniej erozji powierzchniowej. Pomiary średniego wskaźnika erozji zostały wykonane zgodnie ze zmodyfikowaną procedurą przyjętą przez H. Gärtner’a (2007): 
Era = Er/NRex 
gdzie Era – średnia wartość erozji (mm/rok), Er – wysokość zawieszenia korzenia nad powierzchnię lub inny korzeń oraz NRex – liczba słojów przyrostów rocznych w korzeniu od odsłonięcia po dzień dzisiejszy lub wiek drugiego korzenia, czyli różnica pomiędzy datą pobrania korzenia, a datą jego odsłonięcia. 
Dla wszystkich korzeni analizowanych w obrębie drugiego obszaru testowego wykonane zostały pomiary średniego wskaźnika erozji (ryc. 5.15). Największe średnie wartości odnotowane zostały dla korzeni o numerach O_16 (13,9 mm/rok) położonego w pasie rumoszu skalnego oraz O_2 i O_4 (12,3 mm/rok) pobranych z rozcięcia erozyjnego. Najmniejsze średnie wartości wystąpiły dla korzenia o numerze O_28 (1,9 mm/rok) pobranego ze stoku przylegającego do pasa rumoszu skalnego. Z kolei maksymalne wartości wskaźnika erozji zostały odnotowane dla korzeni o numerach O_21 (19 mm/rok) z pasu rumoszu skalnego i O_4 (18,2 mm/rok) z debrzy, a wartości minimalne (poniżej 1 mm/rok) odnotowano dla korzeni o nmerach O_22, O_25 pobranych z pasu rumoszu skalnego oraz O_28, O_29 i O_30 odsłoniętych na stoku. 

Fot. 5.9. Zagłębienie nieckowate z pasem rumoszu skalnego w górnej części leja źródłowego potoku Olszowego 
Przykładowa analiza wskaźnika erozyjnego dla różnych form geomorfologicznych dowodzi możliwości wykorzystania metody dendrogeomorfologicznej w badaniach przestrzennego zróżnicowania aktywności procesów denudacyjnych. Pomiędzy średnimi wartościami wskaźnika erozyjnego obliczonymi dla trzech analizowanych form występują znaczne różnice, które mogą wskazywać na strefy w leju źródłowych cechujące się różną dynamiką procesów denudacyjnych (ryc. 5.16). 


Najwyższy średni wskaźnik erozji odnotowany został dla rozcięcia erozyjnego położonego poniżej pasu rumoszu skalnego i wyniósł 8,1 (mm/rok). Nieco niższy wystąpił w przypadku pasa rumoszu skalnego i wyniósł 5,1 mm/rok. Najniższy wskaźnik został odnotowany na stoku przylegającego do pasa rumoszu skalnego w leju źródłowym Olszowego i wyniósł 3,4 mm/rok. Największe zróżnicowanie średniego wskaźnika erozyjnego odnotowane zostało w rozcięciu erozyjnym (s – 4,82), średnie w obrębie pasa rumoszu skalnego (s – 3,2 ), a najmniejszym zróżnicowaniem średniej wartości wskaźnika cechował się stok w górnej części leja źródłowego Olszowego (s – 2,4). 

5.3 Rola rumoszu drzewnego w lejach źródłowych w Gorcach 
Badania nad rolą rumoszu drzewnego w morfometrii i funkcjonowaniu cieków górskich prowadzone są w Polsce i na świecie dopiero od kilku lat (Zimmermann, Church 2001; Diez i in. 2001; Montgomery i in. 2003). R. Kaczka (1999a) podkreśla, że rumosz drzewny deponowany w obrębie cieków pierwszego i wyższych rzędów przyczynia się do powstawania schodowego profilu podłużnego koryt, z występującymi naprzemian progami i kociołkami eworsyjnymi. Progi rumoszowe zmniejszają spadek cieku i wymuszają akumulację niesionego materiału. Dlatego też rola rumoszu drzewnego w funkcjonowaniu cieków górskich jest bardzo istotna, a usunięcie progów zbudowanych z rumoszu drzewnego powoduje uruchomienie na dużą skalę transportu materiału mineralnego (Halwas i in. 2002, Gomi i in. 2003). Najważniejszym parametrem rumoszu drzewnego jest przy tym stosunek jego długości do szerokości koryta. Decyduje on o możliwości transportowania rumoszu drzewnego i o jego zdolności do zatrzymywania materiału mineralnego (Kaczka 1999b). Problem ten był jednak rozpatrywany dla cieków pierwszego i wyższych rzędów (Wyżga i in. 2002-2003). Nie analizowano do tej pory zagadnienia rumoszu drzewnego w samych lejach źródliskowych w zlewniach zerowego rzędu. Leje źródłowe są na tyle specyficznymi obszarami, że rolę rumoszu drzewnego w ich wykształceniu i funkcjonowaniu można rozpatrywać w odmiennej skali. Jednocześnie z przyrodniczego punktu widzenia rola rumoszu drzewnego w lejach źródłowych jest bardzo istotna ze względu na zachowanie bioróżnorodności i georóznorodności tych obszarów. 
Leje źródłowe ze względu na morfometrię można podzielić w zależności od dominujących form na dwa lub trzy odcinki (Wrońska 2005). Odcinek górny cechuje się przeważnie największymi z całego leja źródłowego nachyleniami stoków wynoszącymi od 20 do 55o. Charakterystyczne jest występowanie wycieków, wysięków, młak, zagłębień z pasami rumoszu skalnego, bruzd erozyjnych, kanałów sufozyjnych, rozcięć erozyjnych oraz rynien torencjalnych. Cechą charakterystyczną górnego odcinka jest przeważnie szerokość rozcięć większa bądź równa od ich głębokości. Maksymalna głębokość rozcięć wynosi 0,7 m, a ich szerokość od 1,5 do 5 m. W odcinku środkowym leja źródłowego typowe jest występowanie przebiegających równolegle do siebie rozcięć erozyjnych. W lejach źródliskowych wyciętych w materiale koluwialnym są to przeważnie formy nieciągłe w profilu podłużnym. Odcinek środkowy przeważnie ograniczony jest od góry skalnymi progami erozji wstecznej, których wysokość może wynosić od 0,9 m nawet do 2,5 m. Poniżej progów zmienia się stosunek głębokości rozcięć erozyjnych do ich szerokości. Głębokość rozcięć wynosi od 1,5 do 4,5 m a szerokość od 0,5 do 2 m. Dolny odcinek leja źródłowego ogranicza się do linijnej formy głębokiego rozcięcia erozyjnego typu wciosu, w którym można już zaobserwować pojedyncze mikro formy związane z działalnością procesów fluwialnych. Są to niewielkie cienie piaszczyste oraz pojedyncze łachy zbudowane z materiału piaszczysto-pyłowego. 
Rumosz drzewny pełni bardzo ważną funkcję w kształtowaniu morfometrii oraz morfografii lejów źródłowych. Jego wpływ na zmianę morfometrii lejów źródłowych jest tak istotny, że może być wraz z innymi kryteriami takimi jak: budowa geologiczna, rodzaj pokryw czy ekspozycja, podstawą do wyróżnienia odrębnych pod względem morfodynamicznym odcinków w lejach źródłowych. 
W zlewniach zerowego rzędu w lejach źródłowych istotnymi parametrami rozcięć erozyjnych modyfikującymi rolę rumoszu drzewnego są ich głębokość oraz nieciągłość w profilu podłużnym. Wpływają one na zdolność rumoszu drzewnego do zatrzymywania materiału mineralnego. 
W związku z odmiennym wykształceniem poszczególnych odcinków leja źródłowego w profilu podłużnym, rola rumoszu drzewnego jest zróżnicowana. W górnych odcinkach depozycja rumoszu drzewnego jest bezładna, a jego układ może być ukośny, poprzeczny i równoległy do kierunku płynięcia wody (fot. 5.10, 5.11). W zależności czy jest to gruby czy drobny rumosz drzewny jego rola w przekształcaniu tego odcinka jest inna. Depozycja grubego rumoszu drzewnego związana jest przede wszystkim ze spływami torencjalnymi, działalnością wiatru, sufozją oraz gospodarką leśną. Gruby rumosz drzewny pozostaje w strefie depozycji i jego duże nagromadzenie na małej powierzchni może się przyczynić do zmiany kierunku płynięcia wód w rumoszu skalnym oraz do inicjowania nowych rozcięć. 

Fot. 5.10. Rumosz drzewny zdeponowany w obrębie pasa rumoszu skalnego w górnej części leja źródłowego Koniny 

Fot. 5.11. Wykrot w peryferyjnej strefie pasa rumoszu skalnego w górnej części leja źródłowego Olszowego 
Drobny rumosz drzewny jest transportowany i może być zatrzymywany na przeszkodach, którymi są większe bloki skalne, progi zbudowane z rumoszu skalnego lub też „tamy” z grubego rumoszu drzewnego. W tym ostatnim przypadku drobny rumosz drzewny uszczelnia przeszkodę z grubego rumoszu drzewnego i powoduje zmianę kierunku płynięcia wód. Drobny rumosz drzewny może być transportowany do odcinka leja źródłowego niżej położonego. Nierzadko nadbudowuje progi założone na wychodniach skalnych lub rumoszu skalnym. 
W środkowej części leja źródłowego depozycja rumoszu drzewnego związana jest z procesami osuwania, sufozji, spływami błotno-gruzowymi i gruzowo-błotnymi oraz sporadycznie z erozją wykrotową. Jego układ w stosunku do spadku dna rozcięcia erozyjnego jest przeważnie prostopadły, rzadko ukośny. Rumosz drzewny dociera ze zboczy rozcięć erozyjnych i w miejscach ich rozszerzeń do ich den i tworzy podstawowy budulec progów bądź nadbudowuje progi skalne (fot. 5.12). Odległość pomiędzy kolejnymi progami z rumoszem drzewnym jest niewielka i wynosi od 0,3 do 1,9 m. Poniżej progów założonych na wychodniach skalnych, rumoszu skalnym i rumoszu drzewnym powstają kociołki eworsyjne o maksymalnej głębokości wynoszącej 0,2 m. Cały układ następujących po sobie progów i kociołków eworsyjnych tworzy schodowy profil podłużny rozcięć środkowej części leja źródłowego (ryc. 5.17). 

Za progami zatrzymywany jest drobny materiał mineralny oraz organiczny i powstają niewielkie cienie piaszczysto-pylaste (tab. 5.3). Kociołki eworsyjne przeważnie wypełnione są materiałem mineralnym frakcji piasku i pyłu z pojedynczymi otoczakami frakcji żwirowej. W obrębie rozcięć deponowany jest rumosz drzewny. Jego depozycja może się przyczyniać do zmiany kierunku płynięcia wody i rozwoju równoległych do siebie den rozcięć o odmiennym spadku. 

Fot. 5.12. Przykłady progów założonych na rumoszu drzewnym w środkowej części leja źródłowego Lepietnicy 
Rumosz drzewny w części leja źródłowego niżej położonej dostarczany jest do rozcięć erozyjnych typu wciosów w wyniku działania procesu osuwania oraz podcinania zboczy wciosów. W analizowanych lejach źródliskowych deponowany rumosz drzewny, podobnie jak zauważył to R. Kaczka (1999a) w odcinku źródliskowym potoku Kamienicy, przeważnie zawiesza się na różnej wysokości nad dnem doliny wciosowej lub też przełamuje się przy uderzeniu o przeciwległe zbocze i w tej postaci dociera do dna wciosu. Zdeponowany w obrębie dna rumosz drzewny tworzy jak w odcinku środkowym progi zbudowane z rumoszu drzewnego lub nadbudowuje progi skalne. Poniżej progów powstają kociołki eworsyjne, których głębokość wynosi maksymalnie 0,5 m. Odległość pomiędzy kolejnymi progami jest tu już jednak większa i wynosi od 1 do 4,5 m. Za progami tworzą się cienie piaszczyste i niewielkie łachy piaszczysto-pylaste (0,05-0,15 m) z pojedynczymi otoczakami frakcji żwirowej. 
Gruby i drobny rumosz drzewny pełni bardzo istotną funkcję podczas ekstremalnych zdarzeń geomorfologicznych. Rumosz drzewny transportowany jest na niewielkich odcinkach przez spływające wody i dochodzi do jego zrzucania w strefach przed przewężeniami rozcięć erozyjnych. Takie zatamowanie przepływu wód wezbraniowych powoduje zrzucenie transportowanego materiału mineralnego, wzrost siły nośnej wód wezbraniowych i tym samym wzrost ich siły erozyjnej (Kotarba 1998, Kaczka 1999). E. Gorczyca i K. Krzemień (2008) zwracają uwagę na gruby rumosz drzewny (pnie drzew wraz z systemami korzeniowymi) deponowany in situ w dnach rozcięć. Ich depozycja przyczynia się do powstawania zwałów rumowiskowodrzewnych oraz lokalnej akumulacji powyżej powstałych załomów. W lejach źródłowych w rozcięciach erozyjnych w odcinkach przewężeń gruby rumosz drzewny tworzy progi i zatory lub też nadbudowuje progi zbudowane z rumoszu skalnego. 

5.4 Wpływ działalności człowieka na rzeźbę i funkcjonowanie lejów źródłowych 
Człowiek ingerującw środowisko przyrodnicze lejów źródłowych wywiera duży wpływ na ich przekształcanie. Szczególne znaczenie ma w tym przypadku zmiana użytkowania, wycinka lasu czy prowadzenie dróg (Wrońska 2005). Kartowanie terenowe wykazało, że największy wpływ na zmianę funkcjonowania lejów źródłowych wywiera wycinka lasu, prowadzenie dróg oraz wytyczanie rynien do transportu drewna. Droga poprowadzona w poprzek leja źródłowego dzieli go sztucznie na dwa odcinki. Tworzy nową bazę denudacyjną, do której dowiązuje wsteczne rozcinanie lub wzmożona akumulacja materiału mineralnego. Poprowadzenie drogi w poprzek bruzdy erozyjnej lub niewielkiej debrzy w leju źródłowym przyczynia się również do powstania alternatywnych dróg przepływu wody, przyspiesza proces jego rozczłonkowywania oraz zwiększa dynamikę działających procesów. Przykładami lejów źródłowych, których funkcjonowanie jest zaburzone w związku z szeroko pojętą działalnością człowieka są leje potoków: Domagałów, Lepietnicy 1, Lepietnicy 2, Lepietnicy 3, Kamienicy 1 i Łopuszanki. Przez lej Domagałów poprowadzona jest w poprzek droga (ryc. 5.18). 

Stanowi ona sztuczną strefę akumulacji materiału przemieszczanego w leju. Jednocześnie dla zabezpieczenia drogi zainstalowane są elementy hydrotechniczne. Bezpośrednio nad nią w obrębie rozcięć dolinnych zlokalizowane są sztuczne tamy zbudowane z drewna, a pod drogą przeprowadzone są przepusty. Wymienione elementy infrastruktury technicznej zamontowane w obrębie leja źródłowego lokalnie zmieniają jego funkcjonowanie. Sztucznie wprowadzone tamy zbudowane z drewna są wysokości około 1 do 1,5 m, na nich tworzą się progi, które z czasem zaczynają pełnić rolę lokalnych baz erozyjnych. Zaburzony jest w ten sposób naturalny kierunek rozwoju leja źródłowego. Zazwyczaj w górnych częściach lejów źródłowych zaznacza się przewaga procesów erozji wstecznej i wgłębnej. Tu natomiast mamy do czynienia z przewagą procesu akumulacji materiału zdeponowanego w obrębie progów założonych na wychodniach i rumoszu skalnym. Inaczej jest w leju źródłowym potoku Kamienicy 1. W górnej części rozległego leja wycięta została droga stokowa. Stanowi ona również sztuczną bazę erozyjną. Jej poprowadzenie przyczyniło się do zintensyfikowania procesów rozcinania linijnego i erozji wgłębnej. 
Bezpośrednim skutkiem prowadzenia wycinki lasu jest obniżenie położenia zwierciadła wód podziemnych, wzrost znaczenia spłukiwania linijnego, rozproszonego i powierzchniowego kosztem spływu śródpokrywowego (Gutry-Korycka 1993). Poza tym skutkiem wycinki lasu jest zmiana dostawy rumoszu drzewnego do rozcięć, która przyczynia się do zmiany ich profilu podłużnego, a w dalszej kolejności wzrostu transportu materiału mineralnego. Drugie istotne zagadnienie wpływu wycinki lasu na funkcjonowanie lejów źródłowych związane jest ze znaczącą rolą pni i gałęzi drzew deponowanych w obrębie rozcięć w lejach źródłowych (Wrońska 2005). Na materiale drzewnym w warunkach naturalnych powstają progi wysokości od około 0,2 do 0,9 m. W większości rozcięć erozyjnych ponad 50% progów utworzone jest z materiału drzewnego. W ten sposób kształtowany jest profil podłużny rozcięć. Z czasem profil podłużny przybiera kształt schodowy. Powstałe progi pełnią rolę pułapek dla drobnego materiału mineralnego. W pierwszym etapie bezpośrednio po wycięciu lasu, w związku z dostawąściętego materiału organicznego, mamy do czynienia ze wzmożoną akumulacją materiału mineralnego oraz z wyrównywaniem schodowego profilu podłużnego. Następnie w wyniku naturalnego usunięcia pni i gałęzi drzew (wezbranie, rozkład drewna) możemy oczekiwać gwałtownego wzrostu transportu materiału mineralnego uruchomienia procesu erozji wgłębnej (Halwas i in. 2002; Gomi i in. 2003). Taką sytuację będziemy mogli prawdopodobnie zaobserwować w lejach źródłowych, w których ma miejsce współcześnie wycinka drzew, na przykład w leju źródłowym Kamienicy 1, Lepietnicy 1 czy Lepietnicy 2. 
Tabela 5.3. Skład frakcjonalny analizowanych osadów wg U. Urbaniak-Biernacka (1973) 
nr. próbki  % poszczególnych frakcji  
głazy  żwir  piasek  pył  ił  
1  3,20  34,03  57,30  5,45  0,00  
3  0,22  18,07  72,02  9,67  0,00  
4  1,76  13,66  76,37  8,52  0,00  
7  1,45  11,36  78,95  8,22  0,00  
12  2,16  40,64  50,67  6,36  0,14  
18  0,00  13,24  77,84  8,92  0,00  
19  0,00  1,68  93,64  4,67  0,00  
20  0,62  38,41  55,3  5,53  0,00  
21  4,23  41,38  46,90  7,13  0,34  
23  0,00  13,04  81,05  5,90  0,00  
24  0,00  14,28  80,21  5,50  0,00  
25  0,11  7,28  89,71  2,88  0,00  
26  0,93  33,55  56,80  8,38  0,32  
27  0,14  53,54  41,35  4,62  0,33  
28  0,12  34,48  56,22  9,05  0,11  
średnia  0,52  24,17  67,93  6,88  0,07  

Z analiz składu mechanicznego osadów wynika, że podstawowym materiałem transportowanym w leju źródłowym jest piasek, drobny żwir oraz w niewielkiej ilości pył (tab. 5.3). Średnio jest to 24,1% frakcji żwirowej, 67,9% piaskowej oraz 6,8% frakcji pyłowej. W poszczególnych próbkach udział tych frakcji jest zróżnicowany. Na zmianę jakości materiału transportowanego w lejach źródłowych pewien wpływ może mieć człowiek. Szczególne znaczenie jest tutaj dróg i czasowych rynien do zwózki drewna poprowadzonych przez lej źródłowy. Pierwsza różnica zaznacza się już w odmiennych warunkach sedymentacyjnych. W środowisku niezaburzonym działalnością człowieka materiał mineralny może być transportowany w większej ilości tylko podczas zdarzeń ekstremalnych. Podczas stanów średnich i niskich prawdopodobnie przenoszony jest w niewielkiej ilości jedynie drobny materiał mineralny. Jego depozycja odbywa się w obrębie den rozcięć, powyżej progów z rumoszu drzewnego oraz poniżej kociołków eworsyjnych. Za typowe cechy materiału mineralnego transportowanego najczęściej w obrębie rozcięć w leju źródłowym można uznać: przewagę frakcji piaskowej (<2 mm) i żwirowej (>2 mm) oraz niewielki udział frakcji pyłu i domieszkę frakcji głazowej (>64 mm) (Wrońska 2006). Cechą typową materiału w warunkach naturalnych jest ponad to bardzo słabe wysortowanie (średnio δ – 2,5), wzbogacenie we frakcję grubszą oraz średnia wartość przeciętnej wielkości ziarn równą -0,5 phi (ryc. 5.19). Przykładowo próbki 12 i 21 reprezentują materiał zdeponowany w strefie powyżej progu zbudowanego z rumoszu drzewnego w obrębie rozcięć erozyjnych w lejach źródłowych, w których nie zauważa się wyraźnej ingerencji człowieka. Udział poszczególnych frakcji w próbce 12 wynosi: 50,6% piaskowej, 40,6% żwirowej, 6,3% pyłowej oraz 2,16% głazowej dla próbki 21 jest to odpowiednio: 46,9%; 41,4%; 7,13% oraz 4,23%. Sytuacja zmienia się, gdy weźmiemy pod uwagę lej źródłowy, którego rozcięcia są przecięte w poprzek drogą do zwózki drewna lub ścieżką. Jednymi z ciekawszych przykładów w tym względzie są leje źródłowe: Kamienicy, Lepietnicy i Łopuszanki. Analizy prób osadów pobranych z bocznych łach w obrębie rozcięć w analizowanych lejach wykazały ich odmienny skład mechaniczny. Największy udział frakcji piaskowej jest w próbkach 19, 25, 23 i 24 (tab. 5.3). Największy udział frakcji pyłowej jest w próbkach: 3,4 i 28 (tab. 5.3). Reprezentują one materiał zdeponowany w dnie niewielkiego rozcięcia erozyjnego, przez które poprowadzona została droga. Próbki pobrane zostały z bocznych łach (próbki 19, 23, 3 i 4) oraz ze stref powyżej progów zbudowanych z rumoszu drzewnego (próbki 24 i 25, 28). Wyraźnie widoczna jest w tych próbkach podwyższona zawartość frakcji piasku i pyłu oraz redukcja frakcji żwiru (tab. 5.3). Zauważalny jest również podniesiony stopień wysortowania oraz podwyższona, dodatnia wartość skośności wskazująca na próbki bardziej zasobne we frakcję drobniejszą (ryc. 5.19). Podwyższona zawartość frakcji piasku oraz pyłu może być efektem ingerencji człowieka. Wynika to prawdopodobnie z faktu, że drogi i rynny do zwózki drewna stanowią strefy większej koncentracji wód opadowych. Jednocześnie w ich obrębie mamy do czynienia z odsłoniętym, nieutrwalonym, świeżym materiałem mineralnym. Taka sytuacja sprawia, że materiał z dróg i rynien do zwózki drewna jest przenoszony do rozcięć w leju źródłowym każdorazowo nawet po krótkotrwałym opadzie o niewielkim natężeniu. Depozycja uruchomionego materiału mineralnego odbywa się przede wszystkim w obrębie bocznych łach oraz powyżej progów zbudowanych z rumoszu drzewnego (fot. 5.13, fot. 5.14). 



Fot. 5.14. Dostawa materiału mineralnego z drogi do zwózki drewna w leju źródłowym Kamienicy 1 po opadach w lipcu 2008 roku 
Leje źródłowe stanowią integralną część systemów zlewni średniogórskich. Ze względu na specyficzne wykształcenie, są strefami o dużej potencjalnej energii rzeźby. Jednak w warunkach naturalnych znaczna część lejów źródłowych stanowi powierzchnię stosunkowo stabilną i w niewielkim stopniu przekształcaną. Strefami wykazującymi większą aktywność są jedynie nisze źródliskowe oraz różnego rodzaju rozcięcia. 
Ingerencja człowieka w lejach źródłowych polega przede wszystkim na wycinaniu lasu oraz prowadzeniu dróg i rynien do transportu drewna. Tego typu działalność może prowadzić w dłuższym okresie czasu do zmiany funkcjonowania lejów źródłowych. Problematykę wycinki lasu, z którą wiąże się zmniejszona dostawa materii organicznej do cieków poruszali R.D. Smith i in. (1993) oraz R.D. Woodsmith, 
J.M. Buffington (1996). Wykazali oni, na przykładzie badań prowadzonych w górach SE Alaski, że usuwanie z cieków progów założonych na rumoszu drzewnym, prowadzi do wzrostu transportu materiału mineralnego i zmiany morfologii koryt poniżej. Podobnej sytuacji możemy oczekiwać w lejach źródłowych potoków gorczańskich, w których ma miejsce współcześnie wycinka lasu np. w leju źródłowym Lepietnicy 1, Lepietnicy 2 czy Kamienicy. 
Wycięcie drogi stokowej w poprzek leja źródłowego może mieć również pewien wpływ na zmianę jego funkcjonowania. Dzieje się tak, dlatego że, tego typu działalność wiąże się zazwyczaj z przecięciem płytko zalegającego zwierciadła wód podziemnych. Prowadzić to może do powstania nienaturalnie dużej liczby świeżych nisz źródliskowych i rozcięć, czyli większej liczby stref wykazujących w leju źródłowym większą aktywność. To z kolei może powodować przyspieszenie procesów rozczłonkowywania leja źródłowego. 
Wstępne analizy uziarnienia pobranych prób mogą wskazywać na pewną rolę dróg wykorzystywanych do transportu drewna, jako źródeł dostawy materiału mineralnego do rozcięć znajdujących się w obrębie leja źródłowego. Dostawa materiału mineralnego z dróg wiąże się przede wszystkim ze zmianą typowego rozkładu uziarnienia dla materiału transportowanego w obrębie rozcięć w lejach źródłowych. Wyraźnie wzrasta procentowy udział ziarn frakcji < 1 mm oraz spada procentowy udział ziarn frakcji 10 – 1 mm. Skład mechaniczny materiału mineralnego w lejach źródłowych, w których nie zauważa się wyraźnej ingerencji człowieka wskazuje na jego transport wyłącznie podczas zdarzeń o większym natężeniu. 


6. Modele funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej 
Analizując współczesne funkcjonowanie lejów źródłowych można zauważyć pewne prawidłowości dotyczące dominujących procesów przekształcających poszczególne części lejów źródłowych. Procesy przekształcające analizowane leje źródłowe należą do typowych procesów działających w górach średnich w umiarkowanej strefie klimatycznej. Dotychczas górom średnim nie poświęcano wiele uwagi. Opracowane modele dotyczą ogólnie obszarów górskich umiarkowanej strefy klimatycznej. Dotychczas najpełniejszą charakterystykę współczesnego funkcjonowania stoków w umiarkowanej strefie klimatycznej podał L. Starkel (1960). Autor wyróżnił 6 typów modelowania stoków w holocenie: zmywowy, zmywowosufozyjny, erozyjny, osuwiskowy, złaziskowy oraz typ stoków modelowanych przez odpadanie. D. Brunsden i in. (1975 vide Selby 1993) podali z kolei model funkcjonowania obszarów górskich, w którym uwzględnione są obszary w obrębie zlewni z dominacją procesów: spełzywania i sufozji, wietrzenia mrozowego i odpadania, spełzywania, osuwania, spłukiwania oraz erozji linijnej (ryc. 6.1). J.S. Rawat (1987) przedstawił model funkcjonowania małej zlewni, w którym uwzględnione są zróżnicowane procesy przekształcające poszczególne części zlewni. Do typowych procesów działających w górnej części zlewni zaliczył: spłukiwanie, osuwanie, odpadanie, spełzywanie, spływy gruzowe, rozbryzg, erozję linijną i sufozję. W modelu uwzględnione zostały również możliwe drogi dostawy materiału mineralnego z części zlewni położonych wyżej do tych położonych w niższych partiach. 

Jednak wypracowane do tej pory modele geomorfologiczne nie odnosiły się do lejów źródłowych. Nie uwzględniały złożoności systemu leja źródłowego położonego na pograniczy dwóch odrębnie funkcjonujących systemów stokowego i korytowego. Zróżnicowanie tych form jak to zostało przedstawione w rozdziale 3 i 4 jest znaczne. Różnią się one zarówno pod względem parametrów morfometrycznych, stopnia przekształcenia jak i rodzajem oraz rozkładem stref objętych różnymi procesami morfogenetycznymi. Tak duże zróżnicowanie form lejów źródłowych nie pozwala na spojrzenie na te formy pod kątem jednego modelu ich funkcjonowania. Każdy z typów lejów źródłowych już ze względu na odmienne uwarunkowania cechuje się innym zestawem procesów dominujących. W pewnych lejach źródłowych mamy do czynienia z działaniem podobnych procesów, ale obejmują one inne partie lejów źródłowych. Dlatego też, podejmując próbę określenia modeli funkcjonowania lejów źródłowych uwzględniłam różne typy tych form wyróżnione ze względu na „makrorzeźbę” i stosunek do budowy geologicznej. Wyróżnione typy lejów źródłowych to: 
1. 
osuwiskowe ścinające niezgodnie warstwy skalne z załomem, 

2. 
osuwiskowe ścinające niezgodnie warstwy skalne bez wyraźnego załomu, 

3. 
osuwiskowe subsekwentne, 

4. 
erozyjne subsekwentne, 

5. 
erozyjne konsekwentne. 


W obrębie poszczególnych typów lejów źródłowych i w różnych ich odcinkach morfodynamicznych, zespoły działających procesów, ich przebieg, intensywność oraz skutki działania są zróżnicowane. 
Model 1 – leje źródłowe osuwiskowe-insekwentne z załomem 
Dominujące podtypy modelowania stoków to: podtyp osuwiskowy, podtyp złaziskowy oraz podtyp erozyjno-sufozyjny. Cechą charakterystyczną tego typu lejów źródłowych są duże wartości nachyleń stoków (ponad 10% znajduje się w klasie nachyleń powyżej 30º, a od 70% w klasie nachyleń 15-30º. Wyraźna jest obecność górnego załomu, w obrębie, którego dochodzi do zmiany nachylenia. Przeważnie nachylenia ponad krawędzią wynoszą 2-7º, natomiast poniżej krawędzi przyjmują wartości powyżej 20º. Tego typu leje źródłowe mają w niewielkim stopniu zachowaną rzeźbę plejstoceńską i plioceńską. Znaczna ich powierzchnia zajęta jest przez głębokie osuwiska skalne i skalno-zwietrzelinowe, przeważnie rotacyjne lub rotacyjno-translacyjne. W tego typu formach procesy osuwiskowe były na tyle istotne, że ukształtowały główny zarys rzeźby leja źródłowego. Wyraźna jest obecność górnych i bocznych załomów, rowów rozpadlinowych, pakietów skalnych czy nabrzmień w materiale osuwiskowym. Leje źródłowe, które funkcjonują zgodnie z pierwszym modelem, charakteryzują się w górnej i środkowej części w profilu poprzecznym wykształceniem w formie szerokiej płaskodennej doliny wypełnionej miąższym materiałem koluwialnym. Z kolei, w odcinku niżej położonym charakteryzowane leje przybierają kształt głębokiego wciosu. L. Starkel (1960) i W. Margielewski (1994, 2004) analizowali sytuację, w których rozwój głębokiej doliny dociętej do podłoża skalnego podłoża skalnego powodował destabilizację całego systemu leja źródłowego. Rozwój procesów erozyjnych prowadził do powstawania naprężeń w obrębie rozcinanego masywu skalnego, które były rozładowywane wzdłuż istniejących w masywach skalnych uskoków, szczelin i różnego rodzaju nieciągłości (Starkel 1960, Margielewski 1994, 2004). 
Pierwszy model funkcjonowania jest najczęstszy. W Gorcach reprezentowany jest przez leje źródłowe: Roztoki, Olszowego, Domagałów oraz Zapalacza. Jest on również bardzo częsty w innych obszarach górskich. Leje źródłowe Żabnicy i Doliny Cebulowej w Beskidzie Żywieckim, T. Ziętara (1968) opisywał jako, amfiteatralnie zamknięte w obrębie, których rozwinięte są głębokie, insekwentne skalne osuwiska. Podobny model funkcjonowania reprezentuje również analizowany przez L. Starkla (1960) lej źródłowy Skaliśniaka w Beskidzie Wyspowym, oraz liczne leje źródłowe pasma Jaworzyny Krynickiej (Margielewski 1994). Osuwiskowy-insekwentny z załomem typ modelowania leja źródłowego reprezentuje również zamknięcie dolinne rozwinięte pomiędzy Kotoniem a Pękalówką w Beskidzie Makowskim (Margielewski i in. 2003). Przekształcony jest on przez głębokie translacyjne skalne osuwisko. Ten typ modelowania reprezentują również leje źródłowe rozwinięte w obrębie góry Mareszki w Beskidzie Niskim (Izmaiłow 2003, Wrońska 2004) oraz leje źródłowe potoków Zwir i Wołosatki 2 w paśmie Tarnicy w Bieszczadach. Podobne typy modelowania lejów źródłowych występują również w Paśmie Połoniny Wetlińskiej (np. lej źródłowy pod Smrekiem). 
Osuwiska mogą zajmować lej źródłowy na całej jego szerokości wówczas poszczególne elementy leja dowiązują w wyraźny sposób do elementów osuwiska (lej źródłowy potoku Olszowego, leje źródłowe pod Jaworzyną Krynicką, lej źródłowy w Wierchomli Małej w Beskidzie Sądeckim, lej źródłowy Kotoń-Pękalówka). Mogą również obejmować różne części zboczy leja źródłowego (lej źródłowy Roztoki, Zapalacza, Domagałów). Obecność form osuwiskowych w obrębie leja źródłowego, determinuje podział leja źródłowego ze względu na obieg wód podziemnych powierzchniowych oraz rozkład ciśnienia hydrostatycznego w pokrywach. Ponad to wpływa w decydujący sposób na uruchamianie zróżnicowanych procesów morfotwórczych. 
Osuwiskowy podtyp modelowania dominuje przy górnej krawędzi osuwisk rozwiniętych w tego typu lejach źródłowych. W zależności od wykształcenia krawędzi i zbocza niszy mamy do czynienia z rozwojem różnego rodzaju ruchów masowych. Może zachodzić odpadanie od ścian skalnych, osuwanie, może dojść do formowania spływów błotno-gruzowych, spływów torencjalnych lub też procesów sufozyjnych. Wszystkie te procesy (poza odpadaniem) związane są ze wzrostem przy krawędzi ciśnienia porowego. Różnego rodzaju ruchy masowe występują również w obrębie stoków pakietów skalno-zwietrzelinowych oraz w dolnej części leja źródłowego (ryc. 6.2). 

Podtyp złaziskowy dominuje na powierzchni stoków, które nie zostały przekształcone przez wtórne osuwanie oraz w obrębie wtórnie osuniętych jęzorów osuwiskowych. W dnie niszy osuwiskowej, gdzie zazwyczaj znajdują się nisze źródliskowe, bezodpływowe zagłębienia, młaki, wycieki i wysięki. W tym odcinku lejów źródłowych zazwyczaj zapoczątkowany jest rozwój form złaziskowych erozyjnych. Typowe jest występowanie na odcinku poniżej dna niszy osuwiskowej pasów rumoszu skalnego, bruzd erozyjnych i rozcięć, pomiędzy którymi znajdują się stoki, które podlegają spełzywaniu oraz epizodycznie rozcinaniu. Procesy działające w tej części leja źródłowego prowadzą do jego rozczłonkowywania oraz do łagodzenia załomów na stokach. W osi rozwijających się rozcięć erozyjnych powstają osuwiska rynnowe, a w obrębie ich krawędzi zapoczątkowany jest rozwój spływów błotno-gruzowych. 
W dolnej części tego typu lejów źródłowych, po połączeniu rozcięć erozyjnych widoczne jest wyraźne głębokie rozcięcie typu wciosu. Rozcięcie odwadniające tego typu leje źródłowe zakończone jest rozległym stożkiem zbudowanym w przeważającej części z grubofrakcyjnego materiału mineralnego. Przejście pomiędzy lejem źródłowym, a systemem fluwialnym jest bardzo wyraźne. 
Model 2 -leje źródłowe osuwiskowe-insekwentne bez załomu 
Dominujące podtypy modelowania stoków: podtyp złaziskowo-osuwiskowy, podtyp erozyjno-sufozyjny oraz podtyp zmywowy. Przykłady tego typu lejów źródłowych to lej Małego Jaszcze, Łopuszanki, Koniny w Gorcach. Podobny typ lejów źródłowych występuje w Beskidzie Małym między górą Kocierz a Cisową Grapą (Jakiełek 2008) oraz rozległy lej źródłowy Czarnej Wody na południowym stoku Pasma Radziejowej w Beskidzie Sądeckim. Cechą charakterystyczną tego typu lejów źródłowych jest bardzo wyraźny schodowy profil podłużny oraz znaczna gęstość sieci rozcięć erozyjnych, która wynosi średnio 5-6 km/km2. W górnej części położona jest niewyraźna krawędź niszy osuwiskowej. Jedynie na krótkich odcinkach zbocze niszy osiąga nachylenie 25-30º. W porównaniu do pierwszego modelu funkcjonowania formy te charakteryzują się występowaniem licznych płytszych osuwisk zwietrzelinowych oraz znaczną powierzchnią zajętą przez złaziska. Brak wyraźnej krawędzi osuwiskowej można tłumaczyć na dwa sposoby. 
Mogą to być bardzo stare założenia osuwiskowe, stąd krawędź osuwiskowa jest niewyraźna w znacznym stopniu przekształcona i złagodzona przez późniejsze procesy morfotwórcze. Na taki kształt niszy osuwiskowej może również wpływać bezpośrednio budowa geologiczna. Przewaga warstw łupkowych lub cieńkoławicowych piaskowców może decydować o mniejszej odporności niszy osuwiskowej na procesy erozyjno-denudacyjne. Stąd formy lejów źródłowych mogą być stosunkowo młode, ale ich założenia nie sprzyjają zachowaniu ostrych rysów rzeźby. Osuwiska w tych lejach źródłowych mogą reprezentować tzw. osuwiska, które T. Ziętara (1969) nazwał „zgrzybiałymi od urodzenia”. 
Złaziskowo-osuwiskowy podtyp modelowania stoków dominuje w górnej części lejów źródłowych w obrębie krawędzi i zboczy osuwiskowych. Ponad to stoki objęte tym typem modelowania występują również w dolnej części lejów źródłowych w strefach ponad krawędziami wciosów oraz w widłach rozcięć erozyjnych. Działanie tego typu procesów prowadzi do zmiany profilu podłużnego stoków, wzrostu ich nachyleń w dół leja źródłowego oraz powoduje powolną dostawę grubego materiału skalnego do den rozcięć erozyjnych. W obszarach zalesionych występują nisze, powierzchnie złaziskowe, wtórne osuwiska zwietrzelinowe, a w obszarach wylesionych jak np. w leju źródłowym Łopuszanki czy Małego Jaszcze powstają niecki złaziskowe i wądoły. W profilu poprzecznym tego typu leje źródłowe są niewyrównane, faliste z licznymi nabrzmieniami i wałami osuwiskowymi rozczłonkowanymi różnego typu dolinkami (ryc. 6.3). 
Erozyjno-sufozyjny podtyp modelowania stoków zaczyna się tuż poniżej dna niszy osuwiskowej. Różnofrakcyjny, przemieszczony grawitacyjnie, materiał zwietrzelinowy jest łatwo przepuszczalny i porowaty. Sprzyja to rozwojowi rozcięć, do których powstania przyczyniają się procesy sufozyjne. Analizy dendrogeomorfologiczne prowadzone w leju Łopuszanki (patrz rozdział 5 podrozdział 5.1) dostarczyły dowodów na istnienie procesów sufozyjnych w zalesionych odcinkach tego typu lejów źródłowych. Charakterystyczne jest występowanie rozcięć erozyjnych nieciągłych w profilu podłużnym. Występują one w obrębie wałów i nabrzmień osuwiskowych gdzie tworzą rozcięcia głębokości do 3 m, a zanikają w obrębie spłaszczeń. W dół lejów źródłowych wzrasta kosztem zaniku procesów sufozyjnych rola procesów erozyjnych w przekształcaniu stoków i zboczy. 
Podtyp zmywowy modelowania stoków lejów źródłowych występuje przede wszystkim w centralnych częściach niecek o starszych założeniach. Efektem działania tego procesu jest rozwój szerokich pasów ostrokrawędzistego rumoszu skalnego. Głębokość tych form nie przekracza 0,7 m, a szerokość może dochodzić do 5m. 

Model 3 leje źródłowe osuwiskowe-subsekwentne 
Dominujący podtyp modelowania to podtyp osuwiskowo-erozyjny oraz podtyp zmywowo-sufozyjny. Przykładami lejów źródłowych, które funkcjonują zgodnie z trzecim modelem są: lej Forędówki, Lepietnicy 2 i Lepietnicy 3 w Gorcach, leje Wołosatki 1, Terebowca w Bieszczadach. Poza tym jest to typ modelowania charakterystyczny dla lejów źródłowych w Beskidzie Sądeckim np. lej źródłowy Grajcarka, Jaworzyny, Czarnej Wody 2 czy Wielkiej Roztoki w Paśmie Radziejowej. 
Cechą charakterystyczną lejów źródłowych osuwiskowych subsekwentnych jest bardzo wyraźna asymetria w rozwoju procesów na stokach o przeciwnych ekspozycjach. Różnice te wynikają z odmiennych uwarunkowań geologicznych. Stoki, które są rozwinięte zgodnie z upadem warstw skalnych charakteryzują się przeważnie większym stopniem zachowania form odziedziczonych po pliocenie i plejstocenie. Z kolei stoki rozwinięte przeciwnie do upadu warstw skalnych są w znacznym stopniu przekształcone przez procesy osuwiskowe. Osuwiska w tego typu lejach źródłowych mogą występować w osi leja źródłowego lub też na jednym ze zboczy. Powstanie osuwiska w osi lejów wiąże się z występowaniem wyraźnie dwudzielnych lejów źródłowych. Powyżej krawędzi osuwiskowej zachowany jest zarys szerokiej płaskodennej doliny, stoki charakteryzują się nachyleniami od 2 do 15°. Poni żej krawędzi osuwiskowej lej jest odmłodzony, nachylenia stoków wynoszą od 15 do ponad 35°. Na stoku dyskordantnym rozwini ęte są osuwiska rotacyjne lub rotacyjno-translacyjne. W profilu podłużnym stoki mają przebieg falisty lub schodowy. Na stokach akordantnych w jednych częściach lejów występują niecki o starszych założeniach i zachowane są rysy rzeźby plioceńskiej, w innych rozwinięte są osuwiska translacyjne (Lepietnicy 2, Wołosatki 1, Terebowiec 2). Nachylenia w obrębie poszczególnych elementów osuwisk translacyjnych dowiązują do upadu warstw skalnych (Lej Forędówki i Lepietnicy 2). Charakterystyczne jest występowanie na stokach dyskordantnych osuwisk delapsywnych skalno-zwietrzelinowych dowiązujących do szczelin pokładowych rowów rozpadlinowych. 
Podtyp osuwiskowo-erozyjny modelowania stoków występuje poniżej krawędzi osuwiskowej. Obejmuje całe powierzchnie stokowe, przy czym w niektórych lejach źródłowych większa jest rola procesów osuwiskowych (np. lej Frędówki) w innych z kolei wyraźna jest dominacja procesów erozyjnych (Lepietnicy 2 i 3). W wyniku współdziałania procesów erozyjno-osuwiskowych rozwijają się rozcięcia erozyjne i wciosów, których zbocza częściowo założone są na wychodniach skalnych, a częściowo na czołach jęzorów i pakietów osuwiskowych (ryc. 6.4). 

Podtyp zmywowo-sufozyjny modelowania stoków występuje powyżej krawędzi osuwiskowych. Nachylenia w tych częściach lejów źródłowych nie przekraczają 15°. Dominacja tego typu modelowania stoków może być związana z występowaniem w podłożu nieprzepuszczalnych warstw łupkowych. Efektem działania procesów zmywowo-sufozyjnych jest rozwój niecek zmywowych, pasów rumoszu skalnego oraz kanałów sufozyjnych. 
Model 4 leje źródłowe erozyjne-subsekwentne 
Dominujący podtyp modelowania – podtyp erozyjny, podtyp zmywowosufozyjny i podtyp złaziskowy. Przykładami tego typu lejów źródłowych są leje Kamienicy 1, Lepietnicy 1 oraz potoku Jamne w Gorcach. Czwarty typ modelowania lejów źródłowych reprezentuje również lej źródłowy rozwinięty w Beskidzie Żywieckim, między Małą Raczą a Górą Orzeł oraz leje źródłowe potoku Sopotnickiego, Roztoka w Paśmie Radziejowej i Czarnej Wody, Szczawnicki, Szczawnicy w Paśmie Jaworzyny Krynickiej w Beskidzie Sądeckim, 
Cechą charakterystyczną tego typu lejów źródłowych jest występowanie niewielkich wartości spadków dolin i nachyleń stoków. Są to leje źródłowe w obrębie, których w największym stopniu zachowane są rysy starszej rzeźby plejstoceńskiej i trzeciorzędowej. Występuje w nich asymetria stoków o przeciwnych ekspozycjach. Różnią się pod względem nachyleń i rozczłonkowania. Stoki dowiązujące do upadu warstw skalnych są dłuższe i charakteryzują się mniejszą gęstością sieci dolinnej. Stoki wykształcone przeciwnie do upadu warstw skalnych są krótsze i przeważnie bardziej rozczłonkowane. W tego typu lejach źródłowych przejście pomiędzy systemem leja źródłowego, a systemem fluwialnym jest stopniowe. Strefa przejścia jest wydłużona. 
Podtypy erozyjny, podtyp zmywowo-sufozyjny i podtyp złaziskowy modelowania stoków występują w różnych proporcjach na całej powierzchni lejów źródłowych. Podtypy zmywowo-sufozyjny i podyp złaziskowy dominują w górnych częściach lejów źródłowych. Efektem działania procesów zmywowo-sufozyjnych jest rozwój pasów rumoszu skalnego, nisz źródliskowych oraz poszerzanych i pogłębianych przez procesy erozyjne kanałów sufozyjnych. W wyniku działania procesów spełzywania rozwijają się powierzchnie złaziskowe i niecki złaziskowe, w których w centralnej części wycięte są bruzdy erozyjne lub kanały sufozyjne (ryc. 6.5). 

Model 5 leje źródłowe erozyjne-konsekwentne 
Dominujący podtyp modelowania stoków podtyp sufozyjno-erozyjny, podtyp zmywowy, podtyp osuwiskowo-złaziskowy. Ten podtyp lejów źródłowych występuje w badanych obszarach bardzo rzadko. Jedynie w obszarach gdzie mamy do czynienia w górnym odcinku leja źródłowego z dużymi wartościami upadu warstw skalnych, a w dół leja stopniowo maleje upad warstw skalnych. Efektem takiego układu lejów źródłowych w stosunku do budowy geologicznej jest odmienne wykształcenie pod względem litologicznym górnej i dolnej części leja źródłowego. Zmiana litologiczna zaznacza się w obrębie dolin odwadniających leje źródłowe w postaci progu erozji wstecznej, a na stokach obecnością załomu pomiędzy stokami o mniejszej i większej odporności na działanie procesów erozyjno-denudacyjnych. 
Ten podtyp lejów źródłowych reprezentują leje Kamienicy 2 i 3 w Gorcach. Piąty model funkcjonowania lejów źródłowych jest również reprezentowany przez lej źródłowy potoku Hulskiego w Paśmie Połoniny Wetlińskiej w Bieszczadach (Jakiełek 2008). Pod względem wykształcenia ten typ lejów źródłowych i jego modelowanie zbliżony jest do typu 4, jednakże istnieją pewne elementy tych lejów źródłowych, które odróżniają je od 4 typu modelowania. Charakterystyczny jest podział lejów źródłowych konsekwentnych na dwie części. Górna część lejów źródłowych ścina czoła wychodni warstw skalnych, dolna założona jest zgodnie z upadek warstw skalnych. Przejście pomiędzy strefą odmiennie wykształconą w leju źródłowym zaznacza się załomem na stoku i progiem skalnym w dnie rozcięcia erozyjnego. Najintensywniej przekształcaną strefą w tego typu lejach źródłowych jest część położona powyżej górnego załomu. Cecha charakterystyczną tych lejów źródłowych jest przewaga stoków o niewielkim nachyleniu. Ponad 70% całej powierzchni stoków ma nachylenia w przedziale od 0 do 15°. Cech ą charakterystyczną są również niewielkie głębokości tego typu lejów źródłowych, których wartości nie przekraczają 190m.W obrębie tych form w znacznym stopniu zachowane są rysy rzeźby starszej. 
Podtyp sufozyjno-erozyjny modelowania stoków dominuje powyżej załomu na stoku i progu erozji wstecznej. Może obejmować nawet ponad 50% całych lejów źródłowych. Efektem takiego modelowania stoków jest ich znaczne rozczłonkowanie, które może wynosić ponad 6 km/km2. znacznie większe jest rozczłonkowanie górnych części tych lejów źródłowych. Doliny wycięte są w obrębie stoków w szerokich nieckach o starszych założeniach lub też rozcinają powierzchnię stoków trzeciorzędowych. Głębokość rozcięć erozyjnych jest niewielka i wynosi średnio 1-1,5 m, a maksymalnie dochodzi do 2 m. Poniżej progu erozji wstecznej widoczna jest dominacja erozyjnego modelowania stoków. Boczne doliny zawieszone są nad doliną główną, którą tworzy głęboki wcios plejstoceński, z wyciętym w centralnej części wciosem holoceńskim (ryc. 6.6). 

Podtyp osuwiskowo-złaziskowy modelowania stoków występuje jedynie w dolnej części tego typu lejów źródłowych. Rozwój osuwisk dowiązuje przeważnie do rozwoju głębokiego wciosu plejstoceńskiego. Wyraźna jest przewaga osuwisk rynnowy, rozwiniętych zgodnie z biegiem warstw skalnych. Na zboczach w dolnej części lejów źródłowych występują również dowiązujące do biegu warstw skalnych rowy rozpadlinowe i szczeliny dylatacyjne. 
Przeanalizowane powyżej modele lejów źródłowych przedstawiają zgodnie z założeniami modelu ewolucji zlewni M. Sorriso-Volvo (1988) i cyklem rozwoju lejów źródłowych przedstawionym przez M. Baumgart-Kotarbę (1974) formy na różnym etapie rozwoju. 
W pierwszym etapie cyklu ewolucyjnego mamy do czynienia z doliną o starszych założeniach. Rozwój doliny głównej jak i towarzyszących jej rozcięć erozyjnych prowadzić do powstania naprężeń i stopniowej destabilizacji masywu skalnego. Powstałe naprężenia uwalniane są wzdłuż istniejących szczelin ciosowych 
rozprężeniowych anizotropowego ośrodka skalnego (Margielewski 2004). Niestabilny masyw skalny przy dodatkowym impulsie (meteorologicznym lub tektonicznym) podlega osunięciu. W wyniku tego procesu może dojść do powstania rozległych amfiteatralnych nisz skalnych u podnóża, których deponowane są pakiety skalno-zwietrzelinowe. Powstanie osuwiska wiąże się z naruszeniem zwierciadła wód podziemnych i rozwojem sieci rozcięć erozyjnych dowiązujących przebiegiem do powstałych szczelin w materiale koluwialnym. W powierzchni stoku przekształconej przez osuwiska rozwijają się wtórne osuwiska oraz gęsta sieć rozcięć erozyjnych. M. Sariso-Volvo (1988) za przykład tak rozwiniętej zlewni, którą można uznać za lej źródłowy podawał zlewnię Fiumara Buonamico w Kalabrii. W polskich Karpatach fliszowych przykładem tak rozwiniętych lejów źródłowych są przede wszystkim leje: Domagałów, Olszowego, Roztoki, Zapalacza w Gorcach czy lej w Wierchomli Małej w Beskidzie Sądeckim. Z charakterystyki osuwisk A. Nemčoka (1982) wynika, że znaczna część lejów źródłowych rozwiniętych w obrębie Lubovnianskiej Vrchowiny, Gór Leluchowskich Magury Spiskiej i Magury Orawskiej na Słowacji może również funkcjonować zgodnie z przedstawionym modelem 1 i 2. Podobnie mogą współcześnie funkcjonować rozległe, głębokie leje źródłowe rozwinięte w Czarnohorze (Kłapyta 2008) czy leje źródłowe rozwinięte w masywie Kepernika w północo-zachodniej części Grubego Jesenika w Sudetach (Chrost 2006). 
Zgodnie z założeniami cyklu ewolucyjnego leje źródłowe erozyjne wykształcone zgodnie z biegiem i upadem warstw skalnych mogą być formami w stadium młodocianym. Stopień przekształcenia rzeźby o starszych założeniach jest w nich najmniejszy. Przeważają procesy związane z działalnością wód płynących. Ruchami masowymi objęte są tylko niżej położone części tego typu lejów źródłowych. 
Leje źródłowe, w których jest wyraźna przewaga procesów osuwiskowych, wykształcone zgodnie z biegiem warstw skalnych i ścinające niezgodnie warstwy skalne, mogą należeć do form w stadium dojrzałym. W tego typu lejach źródłowych w niewielkim stopniu zachowane są starsze założenia rzeźby. Zbocza lejów źródłowych są o profilu schodowym lub falistym, a w dnie zdeponowany jest osunięty materiał skalno–zwietrzelinowy. Dalszy rozwój lejów źródłowych może prowadzić do łagodzenia istniejących załomów, rozczłonkowywania materiału koluwialnego i stopniowego uzyskiwania przez leje źródłowe wypukło-wklęsłego lub wklęsłego profilu podłużnego zboczy i dna lejów źródłowych. 
Warto jednak zauważyć, że w obrębie pojedynczych lejów źródłowych (patrz rozdział 4 ) mamy do czynienia ze zróżnicowanym profilem podłużnym ich zboczy i dna. Może to wskazywać na niesynchroniczny, uwarunkowany różnymi czynnikami rozwój całej powierzchni leja źródłowego. Jednym z czynników, który może w istotny sposób wpływać na dalszy rozwój lejów źródłowych jest odporność na procesy niszczące warstw skalnych, w których są wycięte poszczególne formy. Leje źródłowe osuwiskowe ścinające niezgodnie warstwy skalne, w których występują wyraźne górne lub boczne załomy będą miały większe predyspozycje do uzyskania wypukłowklęsłego profilu podłużnego (np. Zapalacz – patrz ryc. 4.15). Rozwój tego typu lejów źródłowych będzie prowadził do stopniowego cofania górnego załomu i powiększania strefy w leju źródłowym objętej ruchami masowymi. Jednocześnie działalność wód płynących będzie prowadziła do stopniowego rozczłonkowywania zboczy i dna leja źródłowego (ryc. 6.2). Postępujące rozcinanie doprowadzi do uruchomienia na zboczach leja źródłowego wtórnych procesów osuwania i spełzywania. Dostarczany do rozcięć materiał mineralny będzie selektywnie usuwany podczas zdarzeń 
o większym przyłożeniu siły. Usuwany będzie przede wszystkim materiał mineralny frakcji piasku i żwiru. Materiał o frakcji większej (głazowej i blokowej) przyczyni się do opancerzenia den rozcięć erozyjnych. Materiał uruchamiany w leju źródłowym będzie deponowany w obrębie samego leja źródłowego lub w obrębie stożków u wylotu leja źródłowego do systemu korytowego. W konsekwencji lej źródłowy osiągnie wypukłowklęsły profil podłużny ze strefą wypukłą założoną na czołach wychodni odpornych piaskowcowych warstw skalnych. Wypukły odcinek leja źródłowego może być jednym z najbardziej trwałych elementów tego typu lejów źródłowych. 
Leje źródłowe, w których nie występuje wyraźny załom będą miały w większym stopniu predyspozycje do uzyskania wklęsłego profilu podłużnego. Ich rozwój będzie postępował podobnie jak scharakteryzowanych wyżej lejów źródłowych z wyraźnym załomem jednak brak w podłożu odpornych warstw skalnych może się przyczynić do uzyskania przez te leje źródłowe w końcowym etapie rozwoju wklęsłego profilu podłużnego. 
Przeprowadzone analizy lejów źródłowych w polskich Karpatach fliszowych pozwalają na wzięcie udziału w dyskusji dotyczącej wykształcenia i funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej. 
Największy wpływ na morfometrię i morfografię lejów źródłowych wywiera „makro-rzeźba”, a ściślej ujmując osuwiskowe przeobrażenie lejów źródłowych. O znaczącej roli procesów osuwiskowych w przekształcaniu rzeźby Karpat fliszowych wspominał już B. Świderski (1932) i H. Teisseyre (1936). Osuwiska powodują tak istotne zmiany w rzeźbie, że wyróżnia się osuwiskowy typ modelowania rzeźby Karpat fliszowych. Istnieją obszary w Karpatach fliszowych gdzie osuwaniu można przypisać dominujące znaczenie w ich przekształcaniu (Starkel 1957, 1960; Ziętara 1964; Kotarba 1986; Margielewski 2008). Poszerzając to, co dotychczas zostało powiedziane na temat procesów osuwiskowych, warto zauważyć, żesą one również bardzo istotne dla wykształcenia i funkcjonowania lejów źródłowych. Decydują o wartościach takich parametów lejów źródłowych jak: głębokość, wskaźnik rzeźby Strahlera, wskaźnik średniego nachylenia i wskaźnik wydłużenia. Osuwiskowe przeobrażenie lejów źródłowych jest również istotne ze względu na możliwość zachowania w obrębie tych form starszych założeń rzeźby. W jednych lejach źródłowych starsze założenia rzeźby są niemal całkowicie zatarte, a przekształceniu uległy całe powierzchnie lejów źródłowych. Zbocza w takich lejach są w profilu podłużnym schodowe lub charakteryzują się przebiegiem falistym. Cechują się występowaniem znacznych nachyleń powiązanych z obecnością takich elementów rzeźby jak nisze, rowy rozpadlinowe czy pakiety osuniętych mas skalnozwietrzelinowych. W profilu poprzecznym cechują się przebiegiem falistym i są w dużym stopniu rozczłonkowane. Z kolei, w lejach źródłowych, w których dominują procesy związane z działalnością wody płynącej mogą być w dalszym ciągu zachowane starsze pliocenie i plejstoceńskie założenia rzeźby. 
Drugim istotnym czynnikiem różnicującym leje źródłowe jest budowa geologiczna. Przy czym najbardziej istotny jest stosunek lejów źródłowych do upadu i biegu warstw skalnych. Wyróżnione klasy geologiczne lejów źródłowych różnią się między sobą ze względu na podstawowe parametry morfometryczne oraz ze względu na siłę zależności pomiędzy tymi parametrami. D.R. Montgomery i W.E. Dietrich (1988, 1989) wskazywali na wyraźny związek pomiędzy powierzchnią lejów źródłowych, a ich spadkiem. Wraz ze wzrostem powierzchni lejów źródłowych miało dochodzić do zmniejszania się spadku den rozcięć erozyjnych. W późniejszym opracowaniu K.L. Jaeger i in. (2007) podważali istnienie wykazanej wcześniej zależności pomiędzy powierzchnią lejów źródłowych, a jednostkowym spadkiem den rozcięć erozyjnych w lejach źródłowych. Wykonane analizy w lejach źródłowych w polskich Karpatach fliszowych mogą wskazywać na pewne prawidłowości dotyczące wspomnianej zależności. Została ona zaobserwowana jedynie w obrębie form obsekwentnych. W lejach źródłowych ścinających niezgodnie warstwy skalne z wyraźnym załomem i bez wyraźnego załomu powierzchnia lejów źródłowych jest ujemnie skorelowana ze spadkiem (r – 0,64). 
Bardzo ważnym elementem leja źródłowego jest strefa przejściowa pomiędzy systemem leja źródłowego, a systemem fluwialnym. Wykonane analizy prowadzone w lejach źródłowych różnego typu wykazały wyraźny związek wykształcenia strefy przejściowej pomiędzy lejem źródłowym, a systemem korytowym z dominującymi procesami przekształcającymi leje źródłowe. Strefa ta jest wyraźna w obrębie lejów źródłowych, w których dominują procesy osuwiskowe, natomiast w lejach źródłowych gdzie dominują procesy erozyjne strefa przejściowa jest niewyraźna. W lejach z dominacją procesów erozyjnych następuje stopniowe przejście pomiędzy systemami. Uzyskane wyniki są zgodne z założeniami przedstawianymi dla obszarów wysokogórskich przez F. Schlunegger’a i H. Schneider’a (2005). Wskazywali oni, że wzrost mobilności stoków prowadzi do wyraźnego wzrostu ilości materiału klastycznego transportowanego w obrębie samego leja źródłowego i zmniejszenia objętości materiału wynoszonego z leja źródłowego. Z wykonanych analiz wynika, że w lejach źródłowych typu osuwiskowego większa ilość materiału klastycznego o większej frakcji dostarczana jest do den rozcięć erozyjnych. Materiał ten jest gromadzony u wylotu mniejszych rozcięć erozyjnych w wyżej położonych częściach lejów źródłowych i nie jest przenoszony w dół systemu. W dolnej części tego typu lejów źródłowych rozwinięte są znacznych rozmiarów stożki torencjalne. Ich obecność podkreśla granicę pomiędzy lejem źródłowym, a systemem fluwialnym. 
Strefa przejściowa we wszystkich analizowanych lejach źródłowych zaznacza się zmianą spadku oraz zmniejszeniem się szerokości dna leja źródłowego. Średnio dla wszystkich analizowanych lejów źródłowych spadek w strefie przejściowej zmienia się z 15-20° w wy żej położonej partiach do 8-9° partiach ni żej położonych. Możliwe, że wartość zmiany spadku z 15-20° na około 8-9° mo że być w badanych lejach źródłowych wartością graniczną dla procesów stokowych typu spływów torencjalnych i spływów gruzowo-błotnych. Taka zmiana spadku może jak wspominali T. Gomi i in. (2002) wymuszać depozycję materiału transportowanego przez procesy stokowe. 
M. Baumgart-Kotarba (1968, 1974) jak i M. Baumgart-Kotarba i in. (1969) wskazywali na ścisły związek stopnia przeobrażenia grzbietów górskich przez procesy w lejach źródłowych z wysokością bazy erozyjnej. Położenie bazy erozyjnej ma decydować o intensywności procesów przekształcających leje źródłowe. M. Baumgart-Kotarba (1974) wskazywała na silniejszy związek wykształcenia lejów źródłowych z wysokością położenia bazy erozyjnej, niż ze sposobem ułożenia warstw skalnych. Wykonane analizy wybranych lejów źródłowych w Gorcach, Beskidzie Sądeckim i Bieszczadach z kolei, wskazują na wyraźny związek ich wykształcenia, z budową geologiczną.W świetle badań prowadzonych w latach 60tych i 70-tych XX wieku oraz otrzymanych wyników można zauważyć, że problem dotyczący czynników warunkujących rozwój lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej jest w dalszym ciągu tematem otwartym i może być wypadkową takich czynników jak położenie bazy erozyjnej, stosunek do budowy geologicznej oraz stopień przekształcenia przez procesy osuwiskowe. 
Zestawione modele występują w wielu obszarach gór średnich umiarkowanej strefy klimatycznej, jednak nie wyczerpują w pełni zagadnienia dotyczącego modeli funkcjonowania lejów źródłowych. Z analiz przedstawionych przez T. Ziętarę (1968, 1999) wynika, że leje źródłowe w Beskidzie Śląskim przekształcane są intensywnie przez spływy gruzowe i gruzowo-błotne. Z kolei, M. Soriso-Volvo (1988) badał leje źródłowe w Calabri, z rozwiniętymi w dnie znacznych rozmiarów stożkami torencjalnym, które wskazują na dużą aktywność procesów. A. Chrost (2006) analizowała w Sudetach Wschodnich formy stożków torencjalnych rozwiniętych w dnie lejów źródłowych, co wskazuje na dużą aktywność tych obszarów. M.J. Selby (1993) i M. J. Crozier (2009) podkreślali znaczną aktywność procesów osuwiskowych (rozumianych jako spływy gruzowo-błotne i torencjalne) w górnych partiach lejów źródłowych w Wairarapa w Nowej Zelandii. Podobnie S.D. Ellen i G.F. Wieczorek (1988) analizowali obszar średniogórski w Rejonie Zatoki San Francisco w Kalifornii. Zwracali uwagę na często występujące w lejach źródłowych Año Nuevo, Mindego czy San Pedro znacznych rozmiarów spływy gruzowe i gruzowo-błotne. Autorzy podkreślali również, że znaczna część różnego typu spływów w obrębie stoków Inverness Ridge czy Chalk Mountain ma swój początek w obrębie osuwisk w lejach źródłowych. Do podobnych wniosków doszli R.B. Jacobson i in. (2003). Prowadzili oni badania w niezlodowaconej części Appalachów. Zwracali uwagę na różnego rodzaju spływy, które w dłuższym okresie czasu odgrywają bardzo istotną rolę w przeobrażaniu badanych obszarów średniogórskich. 
Z przedstawionego wyżej przeglądu literatury wynika, że leje źródłowe w różnych obszarach średniogórskich umiarkowanej strefy klimatycznej mogą charakteryzować się znacznie większą niż w badanych lejach źródłowych aktywnością procesów morfogenetycznych. Odmienne funkcjonowanie lejów źródłowych może być związane z aktywność neotektoniczną, odmienną budową geologiczną, większą energią rzeźby, wyższymi sumami opadów atmosferycznych lub działalnością człowieka. Dlatego też, w celu poznania pełnego zestawu modeli funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej konieczne jest prowadzenie dalszych badań. 

7. Wnioski 

Leje źródłowe w badanych obszarach można uznać za reprezentatywne dla gór średnich umiarkowanej strefy klimatycznej zbudowanych ze skał fliszowych. Są one wykształcone niemal w całości wobrębie piętra leśnego. Charakterystycznymi cechami lejów źródłowych są przeważnie duże nachylenia zboczy oraz deniwelacje dochodzące średnio do 200 -250 m. Charakterystyczne są w nich również rozcięcia erozyjne o dużych spadkach w profilu podłużnym i niecki denudacyjne. Takie wykształcenie lejów źródłowych wpływa na dużą w ich obrębie energię potencjalną i czyni te obszary trudne do zagospodarowania przez człowieka. Jedynie górne partie niektórych lejów źródłowych charakteryzują się obecnością załomu, powyżej którego występują stoki o znacznie mniejszym nachyleniu. 
Największy wpływ na wykształcenie i tym samym funkcjonowanie lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej mają procesy osuwiskowe. Decydują one o wartościach takich parametrów lejów źródłowych jak: głębokość, wskaźnik rzeźby Strahlera, wskaźnik średniego nachylenia i wskaźnik wydłużenia. W lejach źródłowych, w których dominującą rolę pełnią procesy osuwiskowe, starsze założenia rzeźby są niemal całkowicie zatarte, albowiem przekształceniu uległy całe ich powierzchnie. Z kolei, w lejach źródłowych, w których dominują procesy związane z działalnością wody płynącej mogą być w dalszym ciągu zachowane starsze plioceńskie i plejstoceńskie założenia rzeźby. 
Starsze założenia lejów źródłowych najlepiej widoczne są na ich profilach poprzecznych. W zależności od stopnia przekształcenia lejów źródłowych przez późniejsze procesy morfogenetyczne w odcinkach wyżej położonych w profilu poprzecznym formy te wykształcone są w postaci szerokich, płytkich dolin nieckowatych, których dna mogą być wypełnione koluwiami. Niżej leje źródłowe przechodzą w doliny płaskodenne wypełnione koluwiami albo bezpośrednio we wciosy. W dolnej części wszystkie analizowane leje źródłowe przechodzą w głębokie na 30-60 m wciosy. 
Drugim istotnym czynnikiem różnicującym leje źródłowe jest budowa geologiczna. Przy czym najbardziej istotny jest stosunek lejów źródłowych do upadu i biegu warstw skalnych. Wyróżnione „klasy geologiczne” lejów źródłowych różnią się między sobą ze względu na podstawowe parametry morfometryczne oraz ze względu na zróżnicowane korelacje pomiędzy tymi parametrami. Dotychczasowe badania wskazywały na wyraźny związek pomiędzy powierzchnią lejów źródłowych, a ich spadkiem. Wraz ze wzrostem powierzchni lejów źródłowych miało dochodzić do zmniejszania się spadku den rozcięć erozyjnych. W badanych lejach źródłowych w Gorcach, Beskidzie Sądeckim i Bieszczadach taka zależność została zaobserwowana jedynie w obrębie form obsekwentnych. W tego typu lejach źródłowych ich powierzchnia jest ujemnie skorelowana ze spadkiem. 
Skala ingerencji człowieka w lejach źródłowych może być rozpatrywana w dwojaki sposób. Z jednej strony człowiek w niewielkim stopniu wpływa na zmiany w rzeźbie lejów źródłowych. Poprowadzone przez leje źródłowe drogi do zwózki drewna czy ścieżki turystyczne są zbyt małymi formami, żeby mogły w sposób bezpośredni wpływać na zmiany w ich rzeźbie. Jedynie wycięcie w poprzek leja źródłowego drogi stokowej może mieć pewien wpływ na zmianę jego wykształcenia. Z drugiej strony w dłuższym okresie czasu działalność człowieka może odgrywać ważną rolę w funkcjonowaniu lejów źródłowych. Ingerencja człowieka w tych obszarach polega przede wszystkim na wycinaniu lasu i wytyczaniu towarzyszących tej czynności dróg i rynien do transportu drewna. Tak prowadzona gospodarka leśna w odcinkach źródłowych, jak pokazują przykłady z gór Nowej Zelandii czy Karpat Rumuńskich może prowadzić do uruchomienia na znaczną skalę w zamknięciach dolin, procesów spływów torencjalnych i spływów gruzowo-błotnych. 
Bardzo ważnym elementem leja źródłowego jest strefa przejściowa pomiędzy systemem stokowym, a systemem fluwialnym. Wykonane analizy prowadzone w lejach źródłowych różnego typu wykazały wyraźny związek wykształcenia strefy przejściowej pomiędzy lejem źródłowym, a dobrze wykształconym korytem potoku, gdzie następuje zazębianie się procesów stokowych i fluwialnych. Strefa ta jest wyraźna w obrębie lejów źródłowych, w których dominują procesy osuwiskowe. W tego typu lejach źródłowych przejście pomiędzy systemem stokowym i fluwialnym jest skokowe. Natomiast w lejach źródłowych gdzie dominują procesy erozyjne strefa przejściowa jest wydłużona i niewyraźna. W lejach z dominacją procesów erozyjnych następuje stopniowe przejście pomiędzy systemami. Wykonane analizy dotyczące wykształcenia strefy przejściowej pomiędzy lejem źródłowym, a systemem fluwialnym wskazują na możliwość wyznaczenia w obszarach jednorodnych pod względem rzeźby i budowy geologicznej granicznej wartości spadku. Wartość ta jest istotna z punktu widzenia transportu do systemu fluwialnego materiału klastycznego dzięki procesom stokowym typu osuwanie, spływy torencjalne i spływy gruzowo-błotne. W strefie tej następuje najczęściej depozycja transportowanego materiału. 
Funkcjonowanie całych powierzchni lejów źródłowych jest niesynchroniczne. W różnych okresach dochodzi, bowiem do aktywowania procesów w górnych, środkowych i dolnych odcinkach lejów źródłowych. Opady długotrwałe i rozlewne o niezbyt dużych sumach mogą nie mieć większego wpływu na przekształcanie lejów źródłowych. Podczas tego typu zdarzeń opadowych może dochodzić do rozwoju form jedynie w dolnej części lejów źródłowych. Wówczas aktywność procesów stokowych w górnej części lejów źródłowych może być niewielka. W dół leja źródłowego przenoszone mogą być wtedy niewielkie ilości materiału mineralnego. Lej źródłowy może pełnić rolę alimentacyjną, dostarcza energii do systemu fluwialnego. 
Natomiast do połączenia systemów leja źródłowego i fluwialnego może dojść w wyniku długotrwałych opadów o dużych sumach. Wówczas może dojść do uruchomienia na większą skalę materiału klastycznego i organicznego z górnych i środkowych części lejów źródłowych. W takich warunkach może dojść do całkowitego połączenia między systemem leja źródłowego i fluwialnym, czyli pełnego połączenia między systemem stokowym i korytowym. Zdarzenia tego typu występują jednak bardzo rzadko tzn. jak to zostało wykazane dzięki zastosowaniu metody dendrogeomorfologicznej średnio, co 10-12 lat i dopiero one mogą prowadzić do przesunięcia strefy przejściowej między lejem źródłowym, a systemem fluwialnym. 
Opady nawalne o dużym natężeniu mogą powodować na większą skalę jedynie uruchamianie procesów stokowych typu osuwanie, spływy torencjalne i spływy gruzowo-błotne w górnych częściach lejów źródłowych. Jednak podczas tego typu zdarzeń, siła nośna wody może być zbyt mała żeby materiał o większej frakcji został wyniesiony z leja źródłowego do systemu korytowego. Materiał dostarczany przez procesy stokowe może być deponowany w obrębie samego leja źródłowego lub w strefie przejściowej. Bardzo rzadko może dochodzić do jego dostawy do systemu fluwialnego. 
W świetle przeprowadzonych badań dotyczących dynamiki procesów działających w lejach źródłowych nasuwają się pewne wnioski metodyczne. Przeprowadzone badania skłaniają do oceny metody dendrogeomorfologicznej zastosowanej po raz pierwszy w środowisku lejów źródłowych. Metoda ta jak każda inna posiada ograniczenia, na które należy zwrócić uwagę. Przyczyny, które mogą utrudniać pomiary to: powszechnie występujące w korzeniach słoje wyklinowujące się i fałszywe oraz sama metoda pomiaru. Sprawia to, że analiza wieku odsłonięcia korzenia mierzona jest z dokładnością do +/-1, 2 lat. Dopiero, możliwość bardziej precyzyjnego określenia daty odsłonięcia korzeni, a więc również wydatowanie zdarzenia daje analiza całych przekrojów poprzecznych korzeni. 
Przy wykonywaniu analiz dynamiki poszczególnych części lejów źródłowych i współczynnika erozji należy pamiętać, że uzyskiwane wartości są w pewnym stopniu uśrednieniem kilku lat. Znamy moment odsłonięcia korzenia oraz wysokość jego zawieszenia nad powierzchnię terenu. Nie znamy jednak całej historii pomiędzy odsłonięciem, a dniem dzisiejszym. Aby uniknąć problemów z niedoszacowaniem lub częściej przeszacowaniem wskaźnika erozyjnego należałoby przy takich analizach brać pod uwagę tylko korzenie, które odsłaniane były powoli. 
Metoda dendrogeomorfologiczna daje duże możliwości, jeśli chodzi o analizę współczesnych procesów morfogenetycznych działających w lejach źródłowych. Po pierwsze jest uzupełnieniem kartowania geomorfologicznego i analiz sedymentologicznych i daje odpowiedź na pytania: 
-Kiedy? – możemy uzyskać precyzyjne daty odsłonięcia korzeni z dokładnością do jednego roku, 
-Jak? – czy odsłonięciu korzeni towarzyszyły zdarzenia ekstremalne czy procesy sekularne, 
-Jak długo? – możliwe jest określenie czasu, który upłynął od momentu powstania formy. 
Dalsze badania w lejach źródłowych z wykorzystaniem metody dendrogeomorfologicznej mogłyby prowadzić do lepszego rozpoznania dynamiki procesów geomorfologicznych, w zależności od rodzaju i miąższości pokryw, nachylenia i ekspozycji stoków czy stanu drzewostanu. Ponad to w celu pełniejszego rozpoznania funkcjonowania lejów źródłowych, analizy korzeni powinny zostać uzupełnione analizami porównawczymi zmian zachodzących w przyrostach rocznych w pniach drzew. Warto podkreślić również, że różnego rodzaju rozcięcia erozyjne i dolinki denudacyjne należą do najbardziej aktywnych stref w lejach źródłowych stąd rozpoznanie ich funkcjonowania może być jednym z najistotniejszych problemów do rozwiązania. Wstępne analizy wskazują na wyraźne powiązanie rozwoju tych dolinek z jednej strony z rodzajem pokryw ich miąższością jak i z nachyleniem stoków. 
Wykorzystanie metody dendrogeomorfologicznej w różnych obszarach górskich mogłoby przyczynić się do rozpoznania opadowych wartości progowych dla zróżnicowanych procesów działających w lejach źródłowych. Badania prowadzone w różnych obszarach górskich pozwoliłoby na wyznaczenie strefy w lejach źródłowych gdzie następuje przenikanie procesów stokowych z procesami fluwialnymi. 
W nawiązaniu do starszych opracowań podręcznikowych warto zauważyć, że jak wynika z przeprowadzonych badań, leje źródłowe w obszarach średniogórskich charakteryzują się małą aktywnością procesów morfogenetycznych. Warto podkreślić, że aktywność procesów w lejach źródłowych jest znacznie mniejsza niż w systemie fluwialnym. 
Opracowane modele wskazują na duże zróżnicowanie wykształcenia funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej. Modele te mogą występować w innych obszarach górskich, które charakteryzują się obecnością piętra leśnego, podobną budową geologiczną oraz podobną energią rzeźby. Warto jednak zauważyć, żewśród opracowanych modeli mamy przykłady zarówno lejów źródłowych głębokich o dużych nachyleniach zboczy i tym samym znacznej energii rzeźby, jak i z płytkimi lejami źródłowymi o małych nachyleniach zboczy, zachowanymi starszymi elementami rzeźby i przewadze form związanych z działalnością wody płynącej. 
Wykonane badania w Gorcach, Beskidzie Sądeckim i Bieszczadach jak i pojedyncze opracowania z Pasma Lubania, Beskidu Śląskiego i Beskidu Żywieckiego wykonane w ramach różnych opracowań w Zakładzie Geomorfologii IGiGP UJ wskazują na pewne prawidłowości dotyczące funkcjonowania lejów źródłowych. W obszarach, które charakteryzują się dużymi deniwelacjami i tym samym dużą energią rzeźby zdecydowana jest przewaga lejów źródłowych przeobrażonych przez procesy osuwiskowe i funkcjonujących zgodnie z 1, 2 i 3 modelem funkcjonowania. Z kolei w obszarach cechujących się mniejszą energią rzeźby przeważają modele 4 i 5 uwzględniające dominującą rolę procesów związanych z działalnością wody płynącej i większym stopniu predysponowane do zachowania elementów rzeźby starszej plioceńskiej i plejstoceńskiej. 
Uzyskane wyniki badań można uznać za reprezentatywne dla gór średnich umiarkowanej strefy klimatycznej jednak pożądane byłoby wykonanie podobnych analiz w obszarach średniogórskich cechujących się różną energią rzeźby i budową geologiczną. 
Przedstawione modele nie wyczerpują w całości zagadnienia dotyczącego funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej. Wiadomo z literatury, że istnieją leje źródłowe w obszarach takich jak: Kalabria, Karpaty Rumuńskie, góry Nowej Zelandii, Jeseniki, środkowe Appalachy czy Beskid Śląski, które z uwagi na aktywność neotektoniczną, wyższe opady atmosferyczne, odmienną budowę geologiczną, większą energię rzeźby lub działalność człowieka mogą cechować się znacznie wyższą aktywnością procesów morfogenetycznych. Dlatego też w celu poznania rzeźby i współczesnego funkcjonowania lejów źródłowych w górach średnich umiarkowanej strefy klimatycznej powinny być prowadzone dalsze badania dotyczące tych zagadnień. 

Literatura 

Adamczyk B., 1966, Studia nad kształtowaniem się związków pomiędzy podłożem skalnym a glebą, cz. III, Gleby leśne utworzone z utworów fliszowych płaszczowiny magurskiej w Gorcach, Acta Agr. et Silv., ser. Silvestris, 6. 
Adenlof K.A., Wohl E., 1994, Controls on Bedload Movement in a Subalpine Stream of the Colorado Rocky Mountains, USA, Arctic and Alpine Research, 26, 1, 77
85. 
Alestalo J., 1971, Dendrochronological interpretation of geomorphic processes, Fennia, 105, 1-140. 
Bajgier M., 1994, Rozwój osuwisk w czołowej strefie płaszczowiny magurskiej w dorzeczu górnej Soły, Przegl. Geogr.,46, 3-4, 375-388. 
Bajgier-Kowalska M., Ziętara T., 2008, Wpływ gwałtownych opadów na modelowanie rzeźby w Dolinie Kościeliskiej w Tatrach Zachodnich, Landform Analysis, 8, 5-8. 
Balon J., German K., Kozak J., Malara H., Widacki W., Ziaja W., 1995, Regiony fizycznogeograficzne [w:] J. Warszyńska (red.), Karpaty polskie. Przyroda, człowiek i jego działalność, UJ, Kraków, 117-130. 
Baścik M., 2003, Parametry fizjograficzne, [w:] J. Pociask-Karteczka (red.), Zlewnia właściwości i procesy, IGiGP UJ, Kraków, 21-32. 
Baumgart-Kotarba M., 1968, Analiza monoklinalnego grzbietu górskiego w Beskidzie Śląskim, Studia Geomorph. Carp.-Balcan., 2, 57-61. 
Baumgart-Kotarba M., 1974, Rozwój grzbietów górskich w Karpatach fliszowych, Prace Geogr., 106, ss. 136. 
Baumgart-Kotarba M.,1977, Zależność wykształcenia wododziałów górskich od bazy erozyjnej (na przykładzie eksperymentu, zdjęć lotniczych i wybranych grzbietów w Karpatach), Czasopismo Geogr., 48, 3, 269-287. 
Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 1979, Wpływ rzeźby dna doliny na wykształcenie koryta Białej Wody w Tatrach, Folia Geographica Series Geogr.-Physic., 12, 49
65. 
Baumgart-Kotarba M., Gil E., Kotarba A., 1969, Rola struktury w ewolucji rzeźby obszarów źródłowych Wisły i Olzy, Studia Geomorph. Carp.-Balcan., 3, 73-89. 
Bąk K., Haczewski G., Kukulak J., 2007, Budowa geologiczna i rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego, Wydawnictwo Naukowe AP w Krakowie, ss. 154. 
Benda, L., 1990, The influence of debris flows on channels and valley floors of the Oregon Coast Range, U.S.A., Earth Surface Processes and Landforms, 15, 457-466. 
Benda I.E., Cundy T.W., 1990, Predicting deposition of debris flows in mountain channels, Canadian Geotechnical Journal, 27, 409-417. 
Benda L., Dunne T., 1987, Sediment Routing by Debris Flows, International Association for Hydrological Sciences Publication, 165, 213-223. 
Benda L., D., Dunne T., 1997a, Stochastic forcing of sediment routing and storage in channel networks, Water Resource Research, 33, 12, 2865-2880. 
Benda L.. and Dunne T., 1997b, Stochastic forcing of sediment supply to channel networks from landsliding and debris flow, Water Resource Research, 33, 12, 2849-2863. 
Benda L., Hassan M.A., Church M., May C.L., 2005, Geomorphology of steepland headwaters: the transition from hillslopes to channels, Journal of the American water resources association, 41, 4, 835-851. 
Birkenmajer K., Oszczypko N., 1989, Cretaceous and Palaeogene lithostratigraphic units of the Magura Nappe, Krynica Subunit, Carpathians. An. Soc. Geol. Pol., 59, 145-181. 
Bisson P.A., Buffington J.M., Montgomery D.R., 2006, Valley Segments, Stream Reaches, and Channel Units, 2, 23-50. 
Bober L., 1984, Rejony osuwiskowe w polskich Karpatach fliszowych i ich związek z budową geologiczną regionu, Biul. Inst. Geol. 340, 23, 115-158. 
Bober L., Oszczypko N., 1964, Związek między szczelinowatością a zawodnieniem piaskowca magurskiego ze Śnieżnicy (Beskid Wyspowy), Kwart. Geolog., 3, 626-642. 
Bodoque J.M., Diez-Herrero A., Martin-Duque J.F., Rubiales J.M., Godfray A., Pedraza J., Carrasco R.M., Sanz M.A., 2005, Sheet erosion rates determined by using dendrogeomorphological analysis of exposed tree roots: two examples from Central Spain, Catena, 64, 81-102. 
Bollschweiler M., Stoffel M., Monbaron M., 2007, Reconstructing spatio-temporal patterns of debris flow activity using dendrogeomorphological methods, Geomorphology, 87, 337-351. 
Brooks, S.M., Crozier, M.J., Preston, N.J., Anderson, M.G., 2002, Regolith stripping and the control of shallow translational hillslope failure: application of a twodimensional coupled soil hydrology–slope stability model, Hawke's Bay, New Zealand, Geomorphology 45, 165–179. 
Brummer Ch. J., Montgomery D.R., 2003, Downstream coarseninig in headwater channels, Water Resource Research, 39, 10, 1-12. 
Buchwał A., 2008, Dendrogeomorphological records of trail erosion, TRACE -Tree Ring in Archaeology, Climatology and Ecology, 7, 166-170. 
Burt, T.P., 1992, The Hydrology of Headwater Catchments. [w:] P. Calow, G.E. Petts (red.), The Rivers Handbook,. Blackwell, London, United Kingdom, 3-28. 
Carrara P.E., Carroll T.R., 1979, The determination of erosion rates from exposed tree roots in the Piceance basin. Colorado, Earth Surface Processes and Landforms, 4, 307-317. 
Chartrand S.M., Whiting P.J., 2000, Alluvial architecture in headwater streams with special emphasis on step-pool topography, Earth Surface Processes and Landforms, 25, 583-600. 
Chin A., 1999, The geomorphic structure of step-pools in mountain streams, Geomorphology, 27, 191-204. 
Chin A., 2003, The geomorphic significance of step-pool in mountain streams, Geomorphology, 55, 125-137. 
Chrost A., 2006, Geomorfologiczny i dendrochronologiczny zapis ekstremalnych zjawisk hydrologicznych w masywie Kepernika, Sudety Wschodnie; rola klimatu i człowieka [w:] Latocha A., Traczyk A., (red.), Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodniczym. Metody badań i studia przypadków, Wrocław, 77
83. 
Chrząstowski J., Nescieruk P., Wójcik A., 1993, Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, Arkusz Muszyna i Leluchów, PIG, Warszawa, ss. 
44. 
Chwistek K., 2001, Dynamics of tree stands in the Gorce National Park (Southern Poland) during the period 1992-1997, Nature Conservation, 58, 17-32. 
Chwistek K., 2003, Historia lasów i leśnictwa w Gorcach, Wierchy, Rok sześćdziesiąty ósmy 2002, Kraków, 135-160. 
Cieszkowski M., 2006, Geologiczne walory naukowe Gorczańskiego Parku Narodowego i jego otoczenia, Ochrona Beskidów Zachodnich, 1, 45-57. 
Crozier M.J., 1986, Landslides: Causes, consequences and environment, Croom Helm, London, ss. 252. 
Crozier M.J., 2009, Landslide geomorphology: An argument for recognition, with examples from New Zealand, Geomorphology, w druku 
Curran J.H., Wohl E.E., 2003, Large woody debris and flow resistance in step-pool channels, Cascade Range, Washington, Geomorphology, 51, 141-157. 
Czeppe Z., 1960, Zjawiska suffozyjne w glinach zboczowych górnej części dorzecza Sanu, Biul. PIG, 150, 297-332. 
Davies P.E., McIntosh P.D., Wapstra M., Bunce S.E.H., Cook L.S.J., French B., Munks S.A., 2005, Changes to headwater stream morphology, habitats and riperian vegetation recorded 15 years after pre-Forest Practices Code forest clearfelling in upland granite terrain, Tasmania, Australia, Forest Ecology and Management, 217, 331-350. 
Davis W.M.,1899, The Geographical Cycle, The Geographical Journal, 14, 5, 481
504. 
Denne M., 1988, Definition of Latewood according to Mork (1928), IAWA Bulletin, 10, 1, 59-62. 
Dietrich W.E., Dunne T., 1978, Sediment budget for small catchment in mountainous terrain, Zeitschrift fur Geomorphologie, Suppl.Bd., 29, 191-206. 
Diez J.R., Elosegi A., Pozo J., 2001, Woody Debris in North Iberian Streams: Influence of Geomorphology, Vegetation and Management, Environmental Management, 28, 5, 687-698. 
Dikau R., Brunsden D., Schrott L., Ibsen M.-L. (red.), 1996, Landslide recognition. Identification, Movement and Causes, J. Wiley & Sons, Chichester: J. Wiley & Sons, ss. 251. 
Długosz M., Gębica P., 2008, Geomorfologiczne skutki oraz rola lokalnych ulew i powodzi w kształtowaniu rzeźby progu Pogórza Karpackiego (na przykładzie ulewy z czerwca 2006 r. w rejonie Sędziszowa Młp.), Landform Analysis, 8, 13
20. 
Dynowska I., 1959, Próba analizy działu wodnego, Przegl.Geogr., 31, 3-4, 607-615. 
Dynowska I., Tlałka A., 1978, Hydrografia cz. I, Kraków, ss. 298. 
Eaton L.S., Morgan B.A., Kochel R.C., Howard A.D., 2003, Role of debris flows in long-term landscape denudation in the central Appalachians of Virginia, Geology, 31, 339-342. 
Ellen S.D., Wieczorek G.F., 1988, Landslides, floods and marine effects of the storm of January 3-5 1982, in the San Francisco Bay Region, California, US Geological survey, Professional Paper, 1434, 1-310. 
Falkowski E., 1971, Historia i prognozy rozwoju układu koryta wybranych odcinków rzek nizinnych Polski, Biul. Geolog, 12, Warszawa, 5-121. 
Fayle D.F.C., 1968, Radial Growth in Tree Roots -Distribution, Timing, Anatomy, Faculty of Forestry, University of Toronto, Technical Report Nr. 9, Toronto, ss. 
183. 
Forma A., Zuchiewicz W., 2002, Morphotectonic of the Gorce Mountains, Westren Outer Carpathians, Folia Quaternaria, 73, 69-78. 
Froehlich W., 1975, Dynamika transportu fluwialnego Kamienicy Nawojowskiej, Prace Geogr. IGiPZ PAN, 114, ss. 122. 
Froehlich W.,1992, Mechanizm erozji i transportu fluwialnego w zlewniach beskidzkich, Prace Geogr. IGiPZ PAN, ss. 155. 
Froehlich W., 2006, Efektywność geomorfologiczna i wartości progowe procesów hydrogeomorfologicznych w beskidzkim systemie fluwialnym [w:] A. Kostrzewski, J. Szpikowski (red.), Funkcjonowanie geoekosystemów zlewni rzecznych. Procesy ekstremalne w środowisku geograficznym, Mat. Konf. Nauk., 20-22 września 2006, Kołobrzeg, Inst. Paleogeogr. i Geoekologii UAM w Poznaniu, Poznań-Storkowo, 29-33. 
Gärtner H., 2003, Holzanatomische Analyse diagnostischer Merkmale einer Freilegungsreaktion in Jahrringen von Koniferenwurzeln zur Rekonstruktion geomorphologischer Prozesse, Dissertationes Botanicae, 378, 1-118. 
Gärtner H., 2006, The applicability of roots in Dendrogeomorphology, TRACE -Tree Ring in Archaeology, Climatology and Ecology, 1, 120-124. 
Gärtner H., 2007, Tree roots—Methodological review and new development in dating and quantifying erosive processes, Geomorphology, 86, 3-4, 243-251. 
Gärtner H., Schweingruber F.H., Dikau R., 2001, Determination of erosion rates by analyzing structural changes in the growth pattern of exposed roots, Dendrochronologia, 19, 1, 81-91. 
Gerlach T., 1966, Współczesny rozwój stoków w dorzeczu górnego Grajcarka (Beskid Wysoki), Prace Geogr. IG PAN, 52, ss. 124. 
Gerlach T., 1976, Współczesny rozwój stoków w polskich Karpatach fliszowych. Prace Geogr., IGiPZ PAN, 122, ss. 116. 
Gil E., Gilot E., Kotarba A., Starkel L., Szczepanek K., 1974, An Early Holocene Landslide In The Niski Beskid And Its Significance For Paleogeographical Reconstructions, Studia Geomorph. Carpatho-Balcanica, 8, 69-83. 
Gomi T., Sidle R.C., Richardson J.S., 2002, Understanding processes and Downstream Linkages of Headwater Systems, BioScience, 52, 10, 905-916. 
Gomi T., Sidle R.C., Woodsmith R.D., Bryant M.D., 2003, Characteristics of channel steps and reach morphology in headwater streams, southest Alaska, Geomorphology, 51, 225-242. 
Golden L.A., Springer G.S., 2006, Channel geometry, median grain size, and stream power in small mountain streams, Geomorphology, 78, 64-76. 
Golonka J., Rączkowski W., 1984, Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000, Arkusz Piwniczna, Wyd. Geolog., Warszawa, ss. 85. 
Gorczyca E., 2004, Przekształcanie stoków fliszowych przez procesy masowe podczas katastrofalnych opadów (dorzecze Łososiny), UJ, ss. 101. 
Gorczyca E., Krzemień K., 2008, Morfologiczne skutki ekstremalnego zdarzenia opadowego w Tatrach Reglowych w czerwcu 2007 r., Landform Analysis, 8, 21
24. 
Gorczyca E., Wrońska-Wałach D., 2008, Transformacja małych zlewni górskich podczas opadowych zdarzeń ekstremalnych (Bieszczady), Landform Analysis, 8, 25-28. 
Gutry-Korycka M., 1993, Naturalne i antropogeniczne zmiany obiegu wody, [w:] 
I. Dynowska (red.), Przemiany stosunków wodnych w Polsce w wyniku procesów naturalnych i antropogenicznych, , UJ, Kraków, 273-390. 
Hack J.T., Goodlet J.C., 1960, Geomorphology and Forest Ecology of a Mountain Region in the Central Appalachians, 347, ss. 66. 
Halwas K.L., Church M., 2002, Channel units in small, high gradient streams on Vancouver Island, British Columbia, Geomorphology, 43, 243-256. 
Heede B.H., 1985, Channel Adjustements to the Removal of Log Steps: En Experiment in a Mountain Stream, Environmental Management, 9, 5, 427-432. 
Henkiel A., 1961, Henkiel A., 1961, Geomorfologia strefy europejskiego działu wodnego pomiędzy do-rzeczami Sanu i Strwiąża. Annales UMCS, sec. B, 16, 
4. 
Henkiel A., 1977-1978, O pochodzeniu rzeźby polskich Karpat fliszowych, Annales UMCS, 32-33, 1-34. 
Henkiel A., 1982, O pochodzeniu kratowej sieci rzecznej Beskidów Wschodnich, Czasopismo Geogr., 53, 1, 19-27. 
Herrmann A., Schumann S., 2008, Runoff formation in a small mountainous basin dominated by a fractured rock aquifer: results from the tracer based Integrated Catchment Approach (ICA). XII Biennial International Conference on Hydrological Extremes in Small Basins, Cracow, Poland 18-20 Sept. 2008. Book of Abstracts, Jagellonian Univ. Inst. Geogr. and Spatial Managem., 103-110. 
Hessel R., Jetten V., and Guanghui Z., 2003, Estimating Manning's n for steep slopes, Catena, 54, 77-91. 
Hitz O.M., Gärtner H., Heinrich I., Monbaron M., 2008, Application of ash (Fraxinus exelsior L.) roots to determine erosion rates in mountain torrents, Catena, 72, 248-258. 
Humnicki W., 2006, Zasilanie i drenaż wód podziemnych [w:] A Maciaszczyk (red.), Podstawy hydrogeologii stosowanej, PWN, Warszawa, 77 -96. 
Izmaiłow B., Kaszowski L., Krzemień K., Święchowicz J., 1995, Rzeźba, [w:] J. Warszyńska (red.), Karpaty polskie. Przyroda, człowiek i jego działalność, UJ, Kraków, 23-30. 
Izmaiłow B., Krzemień K., Sobiecki K., 2003, Rzeźba, [w:] A. Górecki, K. Krzemień, 
S. Skiba, B. Zemanek (red.), Przyroda Magurskiego Parku Narodowego, , Krempna -Kraków, 21-30. 
Jacks G., Miskovsky K., Lövgren L., Löfgren O., 2005, Metal Contamination in a Headwater Lake, Northern Sweden, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 20-23 June 2005, ss. 6. 
Jacobson R.B., Miller A.J., Smith J.A., 1989, The role of catastrophic geomorphic events in central Appalachian landscape evolution, Geomorphology, 2, 1-3, 257
284. 
Jahna A., 1968, Morphological slope evolution by linear and surface degradation, Geogr. Polon., 14, 9-21. 
Jeager K.L., Montgomery D.R., Bolton S.M., 2007, Channel and Perennial Flow Initiation in Headwater Streams: Management Implications of Variability in Source-Area Size, Environment Management, 40, 775–786. 
Jekiełek M., 2008, Wykształcenie lejów źródłowych w Beskidzie Małym, Żywieckim i Bieszczadach na przykładzie wybranych obszarów, Archiwum Zakładu Geomorfologii IGiGP UJ, Kraków, ss. 107. 
Jaroszewski W., Marks L., Radomski A., 1984, Słownik geologii dynamicznej, Wydaw. Geolog., Warszawa. 
Kacprzak A., 2003, Pokrywy stokowe jako utwory macierzyste gleb Bieszczadów Zachodnich, Roczn. Glebozn., 54, 
Kaczka R., 1999a, The role of coarse woody debris in fluvial processes during the flood of July 1997, Kamienica Łącka valley, Beskidy Mountains, Poland, Studia Geomorph. Carp.-Balcan. 33, 117-130. 
Kaczka R., 1999b, Rola kłód w kształtowaniu systemu fluwialnego i związanych z nim biocenoz (Kaminica Łącka, Gorce), [w:] W. Chełmicki, J. Pociask-Karteczka (red.), Interdyscyplinarność w badaniach dorzecza, Kraków, 245-251. 
Kamykowska M., 2004, Hasło: lej źródłowy, [w:] A. Jackowski (red.), Encyklopedia szkolna geografia, Zielona Sowa, Kraków. 
Kamykowska M., Kaszowski L., Krzemień K., Niemirowski M., 1975, Instrukcja do kartowania koryt rzecznych, Kraków, maszynopis. 
Kamykowska M., Kaszowski L., Krzemień K., 1999, River channel mapping instruction. Key to the river bed description [w:] K. Krzemień (red), River channels – pattern, structure and dynamics, Prace Geogr., IGUJ, 104, 9-25. 
Kaszowski L., 1980, Struktura i typy koryt rzecznych w dorzeczu Raby, Spraw. z Posiedz. Kom. Naukowych PAN, Oddz. w Krakowie, 22, 1, Kraków. 
Kaszowski L., Krzemień K., 1986, Metody typologii koryt rzecznych, Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geogr., 67, 7-23. 
Keller E.A., Swanson F.J., 1979, Effects of large organic material on channel form and fluvial processes, Earth Surface Processes, 4, 361-380. 
Kelsey, H.M., 1980, A sediment budget and an analysis of geomorphic process in the Van Duzen River Basin, North Coastal California, 1941-1975. Geological Society of American Bulletin 91, 4, 1119-1216. 
Kleczkowski A., 1955, Osuwiska i zjawiska pokrewne, Wyd. Geol., Warszawa 
Klimaszewski M., 1932, W sprawie rozwoju dorzecza Raby i Skawy, Wiadomości Geogr., 10, 2, 21-24. 
Klimaszewski M., 1948, Polskie Karpaty Zachodnie w okresie dyluwialnym, Prace Wrocł. Tow. Nauk., 7, ss. 233. 
Klimaszewski M., 1961, Geomorfologia ogólna, Warszawa 
Klimaszewski M., 1972, Karpaty Wewnętrzne, [w:] Geomorfologia Polski, t. I, M. Klimaszewski (red.), PWN, WarszawaM. Klimaszewski 1978) 
Klimaszewski M., 1978, Geomorfologia, PWN, Warszawa. 
Klimek K., 1979, Geomorfologiczne zróżnicowanie koryt karpackich dopływów Wisły. Folia Geographica, Series Geogr.-Physic., 12, 35-47. 
Klimek K., Malik I., 2005, Geomorfologiczne skutki wylesień w górach średnich: wiele problemów w małej zlewni, Jesionki, [w:] K. Kocel (red.) Wpływ człowieka na ekosystemy gór średnich, HIMME, 1, Sosnowiec, 31-36. 
Kłapyta P., 2008, Structural control on morphology of south-western slope of Chornohora Mountains between MT. Hoverla and Mt. Pop Ivan (Eastern Carpathian Mountains, Ukraine), Annales Societ. Geolog. Poloniae, 78, 37-49. 
Komędera M., 1993, Zmiany systemu korytowego Mszanki, Praca magisterska, Archiwum IGiGP UJ Kraków, ss. 98. 
Kondracki J., 1988, Geografia fizyczna Polski, PWN, Warszawa. 
Kostrzewski A., Mazurek M., Zwoliński Z., 1994, Dynamika transportu fluwialnego górnej Parsęty jako odbicie funkcjonowania systemów zlewni, SGP, Poznań, ss. 
165. 
Koszarski I., Żytko K., 1961, Łupki jasielskie w serii menilitowo-krooenieńskiej w Karpatach Środkowych. Biul. Inst. Geol., 166, 87–232. 
Kotarba A., 1986, Rola osuwisk w modelowaniu rzeźby beskidzkiej i pogórskiej, Przegl. Geogr., 58, 1-2, 118-127. 
Kotarba A., 1998, Morfogenetyczna rola opadów deszczowych w modelowaniu rzeźby Tatr podczas letniej powodzi w roku 1997. Dok. Geogr., 12, 3–23. 
Křeček J., Horicka Z., 2005, Recovery of Headwater Catchments and Lakes Affected by the Acid Atmospheric Deposition, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 20-23 June 2005, ss. 9. 
Krzemień K., 1976, Współczesna dynamika koryta potoku Konina w Gorcach, Folia Geographica Series Geogr.-Phisica, 10, 87-122. 
Krzemień K., 1984, Współczesne zmiany modelowania koryt potoków w Gorcach, Zeszyty Nauk. UJ, Prace Geogr., 59, 83-96. 
Krzemień K., 1991, Dynamika wysokogórskiego systemu fluwialnego na przykładzie Tatr Zachodnich, Rozprawy Hab. UJ, 215. 
Krzemień K., Chełmicki W., 1999, Channel typology for the river Feshie in the Cairngorm Mts, Scotland, [w:] K. Krzemień (red), River channels – pattern, structure and dynamics, Prace Geogr., IGUJ, 104, 57-68. 
Książkiewicz M., 1972, Karpaty, [w:] Budowa geologiczna Polski, t. IV, Tektonika, cz.3, Wyd. Geol., Kraków. 
Kubin E., 2005, Groundwater quality and forest regeneration, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 20-23 June 2005, ss. 7. 
Kukulak J., 2007, Evolution of the water divides between the Vistula and Danube rivers in the Polish Carpathians, Studia Geomorphologica Carphato-Balcanica, 41, 29-44. 
Lacika J., 2000, Transformacja sieci geomorfologicznych zlewni Popradu i Dunajca w Karpatach Zachodnich, Przegl. Geolog. 48, 1, 84-90. 
Lancaster S.T., Grant G.E., 2006, Debris dams and the relief of headwater streams, Geomorphology, 82, 84-97. 
Latocha A., 2005, Geomorphic evolution of mid-mountain drainage basins under changing human impacts, East Sudetes, SW Poland, Studia Geomorphologica Carphato-Balcanica, 39, 71-93. 
Lehre A.K., 1987, Rates of soil creep on colluvium-mantled hillslopes in north-central California, IAHS, 165, 91-100. 
Leopold L.B., Wolman M.G., 1957, River Channel Patterns: Braided, Meandering and Straight, Prof. Paper 282-B, U. S. Geological Survey, ss. 85. 
Malik 2006; Contribution to understanding the historical evolution of meandering rivers using dendrochronological methods: example of the Mała Panew River in southern Poland, Earth Surf. Process. and Landforms, 31, 1227–1245. 
Malik I., 2008a, Dendrochronologiczny zapis współczesnych procesów rzeźbotwórczych kształtujących stoki i doliny rzeczne wybranych stref krajobrazowych Europy Środkowej, Wyd. UŚ, Katowice, ss. 160. 
Malik I., 2008b, Dating of small gully formation and establishing erosion rates in old gullies under forest by means of anatomical changes in exposed tree roots (Southern Poland). Geomorphology , 93, 3-4, 421-436. 
Malik I., Matyja M., 2008, Bank erosion history of a mountain stream determined by means of anatomical changes in exposed tree roots over the last 100 years (Bílá Opava River – Czech Republic). Geomorphology, 98, 1-2, 126-142. 
Małecka D., 2002, hasła: Linia źródeł, Obszar źródliskowy, Młaka, Wyciek, Wysięk, Źródło [w:] Słownik hydrogeologiczny, PIG, Warszawa, ss. 328. 
Mao L., Cavalli M., Comiti F., Marchi L., Lenzi M.A., Arattano M., 2008, Sediment transfer processes in two Alpine catchments of contrastin morphological settings, Journal of Hydrology, 
Margielewski W., 1994, Typy sukcesji ruchów masowych na przykładzie osuwisk pasma Jaworzyny Krynickiej, Spraw. Z Czynn. i Pos. PAU, 58, 110-113 
Margielewski W., 1998, Rozwój form osuwiskowych w Barnowcu (Beskid Sądecki, Karpaty zewnętrzne), w świetle analizy strukturalnych uwarunkowań osuwisk w Karpatach fliszowych, Przegl. Geol., 46, 5, 436-450. 
Margielewski W., 1999, Formy osuwiskowe Gorczańskiego Parku Narodowego i ich rola w kształtowaniu geo-i bioróznorodności Gorców, Chrońmy Przyrodę Ojczystą, 55, 4, 23-53. 
Margielewski W., 2004, Typy przemieszczeń grawitacyjnych mas skalnych w obrębie form osuwiskowych polskich Karpat fliszowych, Przegląd Geolog., 52, 7, ss. 603-614. 
Margielewski W., 2008, Wpływ ruchów masowych na współczesną ewolucję rzeźby Karpat fliszowych, [w:] Współczesne przemiany rzeźby Polski, L. Starkel, A. Kostrzewski, Kotarba A., Krzemień K. (red.), Kraków, 69-80. 
Margielewski W., 2009, Problematyka osuwisk strukturalnych w Karpatach fliszowych w świetle zunifikowanych kryteriów klasyfikacji ruchów masowych — przegląd krytyczny, Przegląd Geolog., 57, 10, 905-917. 
Margielewski W., Obidowicz A., Pelc S., 2003, Late-Glacial-Holocene peat bog on Kotoń Mt. and its significance for reconstruction of palaeoenvironment in the Western Outher Carpathians (Beskid Makowski Range, South Poland), Folia Quaternaria, 74, 31-56. 
Marston R.A., 1982, The Geomorphic Significance of Log Steps in Forest Streams, Annals of the Association of American Geographers, 72, 1, 99-108. 
Matyja M., 2007, The significance of trees and coarse woody debris in shaping the debris flow accumulation zone (North slope of the Babia Góra Massif, Poland). Geographia Polonica. 80, 1, 83-99. 
Mazurek M., 2000, Zmienność transportu materiału rozpuszczonego w zlewni Kłudy jako przejaw współczesnych procesów denudacji chemicznej (Pomorze Zachodnie), UAM, Poznań, ss. 125. 
Mazurek M., 2005, Wykształcenie systemów źródliskowych w strefie młodoglacjalnej, Dorzecze Parsęty, [w:] A. Kotarba, K. Krzemień, J. Święchowicz (red.) 
Współczesna ewolucja rzeźby Polski, VII Zjazd Geomorfologów Polskich, Kraków, 293-298. 
Mazurek M., 2006, Morphometric differences in channel heads in postglacial zone (Parsęta catchment, West Pomerania).Quaestiones Geographicae, 25, 39–47. 
Mazurek M., 2008, Obszary źródliskowe ogniwem łączącym system stokowy z systemem korytowym, dorzecze Parsęty, Landform Analysis, 9, 63-67. 
McDade M.H., Swanson F.J., McKee W.A., Franklin J.F., Sickle J.V., 1990, Source distance for coarse woody debris entering small streams in western Oregon and Washington, Canadian Journal Forest Research, 20, 326-330. 
Medwecka-Kornaś A., 1955, Zespoły leśne Gorców, Ochr. Przyr., 23, 1–111. 
Medwecka-Kornaś A., Kornaś J., 1968, Zbiorowiska roślinne dolin Jaszcze i Jamne. Studia Naturae A, 2, 49–91. 
Migoń P., 2006, Geomorfologia, PWN, Warszawa. 
Montgomery D.R., 2004, Geology, geomorphology, and the restoration ecology of salmon, GSA Today, 14, 11, 4-12. 
Montgomery D.R., Buffington J.M., 1997, Channel-reach morphology in mountain drainage basins, Geolgical Society of America Bulletin, 109, 596-611. 
Montgomery D.R, Collins B.D., Buffington J.M., Abbe T., 2003, Geomorphic Effects of Wood in Rivers, in The Ecology and Management of Wood in World Rivers, edited by S. V. Gregory, K. L. Boyer, and A. M. Gurnell, American Fisheries Society, Bethesda, Maryland, 21-47. 
Montgomery D.R, Dietrich W.E, Anderson S.P., Heffner J.T., Loague K., 1997, Hydrologic response of a steep, unchanneled valley to natural and applied rainfall, Water Resource Research, 33, 1, 91-109. 
Montgomery D.R., Dietrich W.E, 1988, Where do channels begin?, Nature, 336, 232
234. 
Montgomery D.R., Dietrich W.E., 1989, Source Area, Drainage Density and Channel Initiation, Water Resource Research, 25, 8, 1907-1918. 
Mosley M.P., 1981, The influence of organic debris on channel morphology and bedload transport in a New Zealand forest stream, Earth Surface Processes and Landforms, 6, 571-579. 
Nakamura F., Swanson F.J., 1993, Effects of coarse woody debris on morphology and sediment storage of a mountain stream system in Western Oregon, Earth Surface Processes and Landforms, 18, 43-61. 
Nemčok A., 1982, Zosuvy v Slovenskych Karpatoch (po słowacku, streszczenie rozdziałów w języku angielskim), Veda, Bratislava, ss. 319. 
Nickolotsky A., Pavlowsky R.T., 2007, Morphology of step-pool in a wilderness headwater stream: The importance of standardizing geomorphic measurements, Geomorphology, 83, 3-4, 294-306. 
Niedzielski H., 1980, Charakterystyka wodonośności fliszu karpackiego na podstawie wydatku studzien, Rocz. PTG., 50, 1, 139-159. 
Niemcówna S., 1923, Wincenty Pol jako geograf, Prace IG UJ, 3. 
Niemirowska J., Niemirowski M., 1968, Stosunki hydrograficzne zlewni potoków Jaszcze i Jamne, [w:] Medwecka-Kornaś A., (red.), Doliny Potoków Jaszcze i Jamne w Gorcach, Studia Naturae A, 2, 39-48. 
Niemirowski M., 1974, Dynamika współczesnych koryt potoków górskich (na przykładzie potoków Jaszcze i Jamne w Gorcach), Zeszyty Naukowe UJ, Prce Geogr., 34, ss. 105. 
Obrębska-Starklowa B., Hess M., Olecki Z., Trepińska J., Kowanetz L., 1995, Klimat [w:] J. Warszyńska (red.), Karpaty polskie. Przyroda, człowiek i jego działalność, UJ, Kraków, 31-47. 
Olang L.O., Kundu P., Bauer T., Fürst J., 2008, Impact of land cover change on flood runoff characteristics of the headwater sub-catchments in the Nyando river basin, Kenya, XII Biennial International Conference on Hydrological Extremes in Small Basins, Cracow, Book of Abstracts, Jagellonian Univ. Inst. Geogr. and Spatial Managem, 165-172. 
Oszczypko N., 1991, Stratigraphy of the Palaeogene deposits of the Bestrica Subunit (Magura Nappe, Polish Outer Carpathians), Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences, 39, 4, 415-431. 
Outeiro L., Ubeda X., Asperó F., 2008, Reconstruction of suspended sediment data from flood events usisng stochastic simulation, XII Biennial International Conference on Hydrological Extremes in Small Basins, Cracow, Book of Abstracts, Jagellonian Univ. Inst. Geogr. and Spatial Managem, 129-134. 
Overland H., Bleck M., 2005, Two-Dimensional Hydraulic Computations as an Engineering Design Tool, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 2023 June 2005, ss. 8. 
Pelfini M., Santilli M., 2008, Frequency of debris flows and their relation with precipitation: A case study in the Central Alps, Italy. Geomorphology, 101, 721
730. 
Pazdro Z., 1964, Hydrogeologia ogólna. Wydanie Geolog. Warszawa. 
Pazdro Z., Kozerski B., 1990, Hydrogeologia ogólna. PAE, Warszawa. 
Perez-Rodriques R., Marques M.J., Bienes R., 2007, Use of dendrochronological method in Pinus halepensis to estimate the soil erosion in the South East of Madrid (Spain). Science of the Total Environment, 378, 156-160. 
Petković S., 2005, Strategy of use of headwaters in Serbia, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 20-23 June 2005, ss. 9. 
Pękala K., 1966, Wpływ lokalnych podstaw erozyjnych na kształtowanie systemu teras na przykładzie Wołosatego. Annales UMCS, sec. B, 21, 185-219. 
Pękala K., 1971, Elementy rzeźby przedczwartorzędowej w dorzeczu górnego Sanu w Bieszczadach. Annales UMCS, Sec. B, 26, 219–230. 
Pękala K., 1997, Rzeźba Bieszczadzkiego Parku Narodowego. Roczniki Bieszczadzkie 6, Ustrzyki Dolne, 19–38. 
Piętkiewicz S., Żmuda S., 1973, Słownik pojęć geograficznych. Wydawnictwo Wiedza Powszechna, Warszawa. 
Płaczkowska E., 2009, Wpływ czynników naturalnych i antropogenicznych na wykształcenie lejów źródłowych w Paśmie Lubania (Beskid Sądecki), Archiwum Zakładu Geomorfologii IGiGP UJ, Kraków, ss. 108. 
Ralph S.C., Poole G.C., Conquest L.L., Naiman R.J., 1994, Stream Channel Morphology and Woody Debris in Logged and Unlogged Basins of Western Washington, Canadian Journal Fish.Aquat.Sci., 51, 37-51. 
Rawat J.S., 1987, Modelling of Water and Sediment Budget: Concepts and Strategies, Catena Supplement, 10, 147-159. 
Rączkowska Z., 1983, Types of stream Channels in the Chochołowska Drainage Basin (The Polish Western Tatra Mts.), Studia Geomorp. Carp.-Balc., 16, 143
159. 
Régent Instruments, WinCell. Software package, Canada. 
Roczniki Opadowe, 1956-1981, Opady atmosferyczne, Państwowy Instytut Hydrologiczno-Meteorologiczny, Wyd. Komunikacji i Łączności, Warszawa. 
Rotter A., 1984, Charakterystyka rzeźby GPN, [w:] Plan Zagospodarowania Przestrzennego GPN, IKŚ, Kraków. 
Rubiales JM, Bodoque J.M, Ballesteros J.A., Diez-Herrero A., 2008, Response of Pinus sylvestris roots to sheet-erosion exposure: an anatomical approach. Natural Hazards and Earth System Science, 8, 223-231. 
Rzonca B., Kołodziej A., Laszczak E., Macior E., Plenzler A., Płaczkowska E., Rozmus M., Siwek J., Ścisłowicz B., Wójcik S., Ziółkowski L., 2008, Źródła w zlewni górnej Włosatki w Bieszczadach Wysokich, Przegląd Geologiczny, 56, 8/2, 772 – 779. 
Šanda M., Kulasowá A., Císlerowá M., 2008, Hydrological response of a small catchment examined by isotopic and modelling tools, XII Biennial International Conference on Hydrological Extremes in Small Basins, Cracow, Book of Abstracts, Jagellonian Univ. Inst. Geogr. and Spatial Managem., 29-34. 
Schlunegger F., Schneider H., 2002, Impact of hillslope-derived sediment supply on drainage basin development in small watersheds at the northern border of the central Alps of Switzerland, Geomorphology, 46, 285-305. 
Schlunegger F., Schneider H., 2005, Relief-rejuvenation and topographic length scales in a fluvial drainage basin, Napf area, Central Switzerland, Geomorphology, 69, 102-117. 
Schramm W., 1925, Zsuwiska stoków górskich w Beskidzie. Wielkie zsuwisko w lesie wsi Duszatyn ziemi sanockiej, Kosmos 50, Lwów. 
Schumm S.A., 1963, A Tentative Calssification of Alluvial River Channels, Circular 477, United States Geol. Survey, ss. 10. 
Schumann A., Herrmann A., Duncker D., 2008, Trends in runoff characteristics and hydrological regime changes in the Lange Bramke basin, Harz Mountains, Germany, XII Biennial International Conference on Hydrological Extremes in Small Basins, Cracow, Book of Abstracts, Jagellonian Univ. Inst. Geogr. and Spatial Managem., 111-116. 
Selby M.J., 1993, Hillslope Materials and Processes, Oxford University, ss. 451. 
Schweingruber F.H., 1990, Microskopische Holzanatomie. Anatomie microscopique du bois. Microscopic Wood Anatomy, Swiss Federal Institute for Forest, Snow and Landscape Research, ss. 226. 
Schweingruber FH., 1996, Tree Ring and Environment Dendroecology. Paul Haupt Verlagart, Bern, ss. 609. 
Sidle R.C., Tsuboyama Y., Noguchi S., Hosoda I., Fujieda M., Shimizu T., 2000, Stormflow generation in steep forested headwaters: a linked hydrogeomorphic paradigm, Hydrological Processes, 14, 369-385. 
Sikora W., Żytko K., 1968, Warunki geologiczne dolin Jaszcze i Jamne, Studia Naturae A, 2, 23-38. 
Skiba S., 1995, Pokrywa glebowa, [w:] J. Warszyńska (red.), Karpaty Polskie. Przyroda człowiek i jego działaność, UJ, Kraków, 69-76. 
Skiba S., Drewnik M., Klimek M., Kacprzak A., Żyła M., 2004, Pokrywa glebowa parków narodowych w polskich Karpatach, [w:] B. Izmaiłow (red.), PrzyrodaCzłowiek-Bóg, , IGiGP UJ, Kraków, 115-125. 
Smith R.D., Sidle R.C., Porter P.E., Noel J.R., 1993, Effects of experimental removal of woody debris on the channel morphology of a forest, gravel-bed stream, Journal of Hydrology, 152, 153-178. 
Smoleński J., 1925, Słownictwo geograficzno-fizyczne, uchwalone i polecone przez Zjazd Geografów Polskich zorganizowany staraniem Tow. Naucz. Szkół Wyższych w Krakowie 1922 roku, Kraków. 
Soczyńska U., 1997, Hydrologia dynamiczna, PWN, Warszawa, ss. 410. 
Sorriso-Volvo M., 1988, Landslide-related Fans in Calabria, Catena Supplement, 13, 109-121. 
Stanisz A., 2007a, Przystępny kurs statystyki z zastosowaniem STATISTICA PL na przykładach z medycyny, 2, Modele liniowe i nieliniowe, StatSoft. 
Stanisz A., 2007b, Przystępny kurs statystyki z zastosowaniem STATISTICA PL na przykładach z medycyny, 3, Analizy wielowymiarowe, StatSoft. 
Starkel L., 1957, Rozwój morfologiczny Progu Pogórza Karpackiego między Dębicą a Trzcianą, Prace Geogr. IG PAN, 11. 
Starkel L., 1960, Rozwój rzeźby Karpat fliszowych w holocenie, Prace Geogr. IG PAN 22 
Starkel L., 1965, Rozwój rzeźby polskiej części Karpat wschodnich, Prace Geogr. IG PAN, 50, ss. 143. 
Starkel L., 1969, Odbicie struktury geologicznej w rzeźbie polskich Karpat fliszowych, Studia Geomorph. Carp.-Balc., 3, 33-44. 
Starkel L., 1972, Karpaty zewnętrzne. [w:] M. Klimaszewski (red.), Geomorfologia Polski, t. l. PWN, Warszawa. 
Starkel L., 1986, Rola zjawisk ekstremalnych i procesów sekularnych w ewolucji rzeźby (na przykładzie fliszowych Karpat), Czasop. Geogr., 57, 2, 203-213. 
Starkel L., 1996, Geomorphic role of extreme rainfalls in the polish Carpatians. Studia Geomorph. Carp.-Balcan., 30, 21-38. 
Stoffel M., 2006, A review of studies dealing with tree rings and rockfall activity: The 
role of dendrogeomorphology in natural hazard research . Natural Hazards, 39, 
51-70. 
Stoffel M., 2010, Magnitude–frequency relationships of debris flows -A case study based on field surveys and tree-ring records, Geomorphology, 116, 67-76. 
Stoffel M., Bollschweiler M., 2008, Tree-ring analysis in natural hazards research – an overview. Natural Hazards and Earth System Science, 8, 187-202. 
Strahler A.N., 1957, Quantitative analysis of watershed geomorphology, Transactions, American Geophysical Union, 38, 913-920. 
Strunk H., 1997, Dating of geomorphological processes using dendrogeomorphological methods. Catena, 31, 137-151. 
Stupnicka E., 1997, Geologia regionalna Polski, Wyd. UW, Warszawa, ss. 348. 
Sułek M., 1974, Zmienność wypływów i próba bilansu wodnego małej zlewni 
karpackiej na przykładzie zlewni Zapalacza w Gorcach, Archiwum Zakładu 
Hydrologii IGiGP UJ, Kraków, 131. 
Stuurman R.J., Louw P.G.B., Bierkens M.F.P., 2005, Decreasing the risk of floods in small and medium sized catchments through natural storage in head water and riparian zones, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 2023 June 2005, ss. 8. 
Swanson F.J., Jahnson S.L., Gregory S.V., Acker S.A., 1998, Flood Disturbance in a Forested Mountain Landscape. Interaction of land use and floods, BioScience, 48, 9, 681-689. 
Szewczyk S., 1975, Dorzecze Koniny Studium morfologiczne, Archiwum Zakładu Geomorfologii IGiGP UJ, Kraków, ss. 85. 
Szmuc R., 1998, Gleby próchniczno-glejowe -najżyźniejsze siedliska leśne (na przykładzie Bieszczadów Zachodnich), Zesz. Probl. Post. Nauk Roln., 464, 101
108. 
Ślączka A., 1980, Objaśnienia do Mapy Geologicznej Polski 1: 200 000, Arkusz Łupków, Wyd. Geolog., Warszawa, ss. 53. 
Świderski B., 1932, Przyczynki do badań nad osuwiskami karpackimi, Przegląd. Geogr., 32, 96-111. 
Teisseyre H., 1936, Materiały do znajomości osuwisk w niektórych okolicach Karpat i Podkarpacia, Rocz. P.T.G., 12. 
Thompson D.M., 1995, The effects of large organic debris on sediment processes and stream morphology in Vermont, Geomorphology, 11, 235-244. 
Thornes, Brunsden D., 1978, Geomorphology and time, Methuen, London, ss. 208 
Tomaszewski J., 1996, Badanie naturalnych wypływów wód podziemnych [w:] M. Gutra-Korycka, H. Werner-Więckowska (red.), Przewodnik do hydrograficznych badań terenowych PWN, Warszawa, 104-116. 
Torres R., Dietrich W.E., Montgomery D.R., Anderson S.P., Loague K., 1998, Unsaturated zone processes and the hydrologic response of steep, unchanneled catchment, Water Resource Research, 34, 8, 1865-1879. 
Tsuboyama Y., Sidle R.C., Noguchi S., Murakami S., Shimizu T., 2000, A zero-order basin -its contribution to catchment hydrology and internal hydrological processes, Hydrological Processes, 14, 387-401. 
Varnes D. J., 1978, Slope movements: type and processes. [W:] R.L. Schuster & R., 
J. Krizek (red.), Landslides: Analysis and Control. Transport. Res. Board, Nat. Acad. of Sci.,Washington D.C., Spec. Rep., 176, 11–35. 
Viville D., Drogue G., 2008, Conceptual rainfall-runoff models versus field observations during flood events on the small granitic Strengbach catchment (Vosges Massif, North-Eastern France), XII Biennial International Conference on Hydrological Extremes in Small Basins, Cracow, Book of Abstracts, Jagellonian Univ. Inst. Geogr. and Spatial Managem., 61-68. 
Udziak S., 1963, Geneza i klasyfikacja gleb górskich w Karpatach fliszowych, Roczn. Gleb., 13, suppl. 
Urbaniak-Biernacka U., 1973, Propozycja terminologii dla przedziałów klasowych stopniowanej skali wielkości okruchów skalnych, Przegl. Geogr., 47, 1, 147-152. 
Wałdykowski P., 2005, Rola sieci drogowej w przekształcaniu stoków i den dolin w Rejonie Turbacza (GPN), [w:] A. Kotarba., K. Krzemień., J. Święchowicz (red.), Współczesna ewolucja rzeźby Polski, Wyd. IGiGP UJ, Kraków, 495-500. 
Wałdykowski P., 2006, Wpływ dróg na dynamikę procesów morfogentycznych w rejonie Turbacza, Ochrona Beskidów Zachodnich, 1, 67-79. 
Watycha L., Paul Z., Burtan J., 1978, Objaśnienia do szczegółowej mapy geologicznej Polski 1:50 000,Arkusz Mszana Górna, Inst. Geol., ss. 68. 
Weingartner R., Viviroli D., Schädler B., 2005, Assessment of water resources in headwaters and their significance for the lowlands, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 20-23 June 2005, ss. 10. 
Whiting P.J., Bradley J.B., 1993, A process-based classification system for headwater streams, Earth Surface Processes and Landforms, 18 603-612. 
Wohl E., Grodek T., 1994, Channel bed-steps along Nahal Yael, Nagev desert, Israel, Geomorphology, 9, 117-126. 
Wohl E., Mansen S., MacDonald L., 1997, Characteristics of log and clast bed-steps in step-pool streams of northwestern Montana, USA, Geomorphology, 20, 1-10. 
Wood A., Afework Hailu A., Dixon A., 2005, The Nile Headwaters: Wetlands and Catchments in Highland Ethiopia, International Conference on Headwater Control VI: Hydrology, Ecology and Water Resources in Headwaters. Bergen, Norway, 20-23 June 2005, ss. 9. 
Woodsmith D.R., Buffington J.M., 1996, Multivariate geomorphic analysis of forest streams: implications for assessment of land use impacts on channel condition, Earth Surface Processes and Landforms, 21, 377-393. 
Wrzosek A., 1968, Charakterystyka głównego działu wodnego w Karpatach Zachodnich, Prace Geogr. 40, (2), 453-461. 
Wrońska D., 2004, Rola osuwisk w modelowaniu stoków w Beskidzie Niskim na przykładzie Magury Wątkowskiej, Archiwum Zakładu Geomorfologii IGiGP UJ, Kraków, ss. 126. 
Wrońska D., 2005, Wpływ rumoszu drzewnego na wykształcenie potoków średniogórskich, [w:] A. Kotarba., K. Krzemień., J. Święchowicz (red.), Współczesna ewolucja rzeźby Polski, Wyd. IGiGP UJ, Kraków, 519-523. 
Wrońska D., 2006a, Wykształcenie i funkcjonowanie lejów źródliskowych potoków gorczańskich, Ochrona Beskidów Zach., 1, 113-120. 
Wrońska D., 2006b, Wpływ działalności człowieka na funkcjonowanie lejów źródłowych w Gorcach, [w:] A. Latocha, A. Traczyk (red.), Zapis działalności człowieka w środowisku przyrodniczym. Metody badań i studia przypadków, Wrocław, 96-105. 
Wrońska-Wałach D., 2009, Dendrogeomorphological analysis of a headwater area in the Gorce Mountains. Studia Geomorphologica Carphato-Balcanica, 63, 97-114. 
Wyżga B., Kaczka R., Zawiejska J., 2002-2003, Gruby rumosz drzewny w ciekach górskich -formy występowania, warunki depozycji i znaczenie środowiskowe. Folia Geogr.-Phys., 33-34, 117-138. 
Zarzycki K., Głowaciński Z., 1986, Bieszczady, Przyroda polska, Wiedza Powszechna, Warszawa. 
Zielonka T, Holeksa J, Ciapała S., 2008, A reconstruction of flood events using scarred trees in the Tatra Mountains, Poland, Dendrochronologia, 26, 173-183. 
Ziętara T., 1964, O odmładzaniu osuwisk w Beskidach Zachodnich, Rocznik Naukowo-Dydaktyczny WSP, Prace Geogr., 22, 55-86. 
Ziętara T., 1968, Rola gwałtownych ulew i powodzi w modelowaniu rzeźby Beskidów, Prace Geogr., IG PAN, 60, ss. 116. 
Ziętara T., 1969, W sprawie klasyfikacji osuwisk w Beskidach Zachodnich, Studia Geomorph. Carp.-Balcan., 3, 111-129 
Ziętara T., 1999, Wpływ procesów stokowych na procesy fluwialne w czasie gwałtownych ulew i powodzi na przykładzie dorzecza Soły, [w:] W. Chełmicki, J. Pociask-Karteczka (red.), Interdyscyplinarność w badaniach dorzecza, IG UJ, 231-243. 
Zimmermann A., Church M., 2001, Channel morphology, gradient profiles and bed stresses during flood in step-pool channel, Geomorphology, 40, 311-327. 
Zuchiewicz, W., 1978, Czwartorzędowe ruchy tektoniczne a rzeźba przełomu Dunajca przez Beskid Sądecki, Annales Societ. Geolog. Poloniae, 48, 3-4, 517
532. 
Zuchiewicz W., 1981, Morphometric methods applied to the morphostructural analysis of mountaineous topography (Polish Western Carpathians). Annales Societ. Geolog. Poloniae, 51, 1-2, 99-116. 
Zuchiewicz, W. 1995. Neotectonic tendencies in the Polish Outer Carpathians in the light of some river valley parametres. Studia Geomorph. Carp.-Balcan., 29, 51
72. 

Spis tabel 

Tabela 3.1. Parametry morfometryczne lejów źródłowych w Gorcach, Bieszczadach i Beskidzie Sądeckim.............................................................. 52 
Tabela 3.2. Matryca korelacji pomiędzy parametrami obliczonymi dla lejów źródłowych w Gorcach, Paśmie Lubania, Beskidu Sądeckiego i Bieszczad (kolorem czerwonym zaznaczono korelacje istotne statystycznie)……………………………………………………………………… 54 
Tabela 3.3. Podstawowe statystyki klas morfogenetycznych lejów źródłowych.. 69 
Tabela 3.4. Zestawienie grup lejów źródłowych otrzymanych metodą grupowania k-średnich przy założeniu sześciu grup (kolorem czerwonym zaznaczono odstające leje źródłowe wyróżnione ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne, kolorem niebieskim zaznaczono odstające leje źródłowych wyróżnione ze względu na stosunek do budowy geologicznej)..................... 76 
Tabela 4.1. Parametry zlewni lejów źródłowych w Gorcach................................ 82 

Tabela 4.2. Procentowy udział powierzchni stoków w lejach źródłowych w Gorcach w poszczególnych klasach nachyleń............................................ 85 
Tabela 4.3. Charakterystyka osuwisk w leju źródłowym Roztoki.......................... 87 

Tabela 4.4. Charakterystyka dolinek i rozcięć występujących w lejach źródłowych w Gorcach....................................................................................................... 140 
Tabela 5.1. Obszary testowe do analiz dendrogeomorfologicznych. ……………. 145 
Tabela 5.2. Charakterystyka próbek korzeni pobranych z leja źródłowego Olszowego...................................................................................................... 148 
Tabela 5.3. Skład frakcjonalny analizowanych osadów wg U. Urbaniak-Biernacka (1973)............................................................................................ 180 

Spis rycin 

Ryc. 1.1. Struktura leja źródłowego (Hack, Goodlet 1960) -zmienione.................. 1 

Ryc. 1.2. Wyidealizowany profil podłużny przez zlewnię górską. Uwzględnia zasięg działania procesów stokowych i fluwialnych (Mongomery, Buffington 1997)................................................................................................. 13 
Ryc. 1.3. Lokalizacja obszarów badań (czerwone prostokąty)................................ 24 

Ryc. 1.4. Procedura analizy wariancji i testu post-hoc Scheffego wykonana w programie Statistica 8..................................................................................... 27 
Ryc. 1.5. Profil poprzeczny przez korzeńświerka z zaznaczonymi podstawowymi typami drewna obserwowanymi makroskopowo (1) i mikroskopowo (2)........... 30 
Ryc. 1.6. Przykładowy przekrój poprzeczny przez korzeńświerka z zaznaczonymi notowanymi pod mikroskopem stereoskopowym zmianami w strukturze drewna (analizy makroskopowe)....................................................................... 32 
Ryc. 1.7. Przykład analiz struktury komórek drewna z wykorzystaniem oprogramowania WinCell Regular (Regent)..................................................... 33 
Ryc. 2.1. Mapa geologiczna polskich Karpat (Oszczypko i in. 2006); czerwonymi ramkami zaznaczono obszary badań................................................................ 35 
Ryc. 2.2. Przykład rozmieszczania lejów źródłowych w stosunku do budowy geologicznej w rejonie Turbacza w Gorcach; 1 – formacja magurska, 2 – formacja szczawnicka (warstwy inoceramowe), 3 – Piaskowce z marglami łąckimi (formacja magurska), 4 – Warstwy z Kowańca (piaskowce z wkładkami łupków, margle i zlepieńce, 5 – upady i biegi warstw skalnych, 6 – lokalizacja lejów źródłowych; Źródło: Watycha i in. (1978) oraz Cieszkowski 2006.............................................................................................. 36 
Ryc. 2.3. Przykład rozmieszczenia lejów źródłowych na tle budowy geologicznej w Beskidzie Sądeckim w Paśmie Jaworzyny Krynickiej; 1 – piaskowce z Piwnicznej (piaskowce gruboławicowe i łupki), 2 – warstwy z Zarzecza (piaskowce cienkoławicowe i łupki), 3 – łupki pstre, 4 – biegi i upady warstw skalnych, 5 – uskoki, 6 – lokalizacja lejów źródłowych; Źródło: J. Golonka, W. Rączkowski (1981)........................................................................................... 37 
Ryc. 2.4. Budowa Geologiczna Bieszczadów (Bąk i in. 2007); czerwonymi ramkami zaznaczono obszary badań.............................................................. 38 
Ryc. 2.5. Główne elementy rzeźby; 1 – progi na czołach zasunięć, 2 – progi na uskokach tektonicznych, 3 – progi denudacyjne, 4 – grzbiety w poziomie śródgórskim, 5 – grzbiety w poziomie pogórskim, 6 – przełęcze, 7 – dna dolin rzecznych i kotlin z osadami glacifluwialnymi, 8 – dna dolin rzecznych i kotlin z osadami fluwialnymi, 9 – koryta rzeczne, 10 – przełomy rzeczne, 11 – zbiorniki wodne, 12 – granica państwa. Źródło: Izmaiłow i in. (1995), obszary badań zaznaczono czerwonymi ramkami.………..................................................... 40 
Ryc. 2.6. Roczne sumy opadów atmosferycznych w mm (średnia z lat 1951-1970) (wg. Niedźwiedzia i Obrębskiej-Starklowej 1991 vide Obrębka-Starklowa i in. 1995); czerwonymi ramkami zaznaczono obszary badań.............................. 43 
Ryc. 2.7. Główne skały wodonośne; 1 – skały lite masywu tatrzańskiego, 2 – flisz karpacki o lepszych warunkach przewodzenia wody, 3 – flisz karpacki o gorszych warunkach przewodzenia wody, 4 – osady luźne w dolinach i kotlinach (Kleczkowski 1991 vide Dynowska 1995)…………………………………….... 45 
Ryc. 3.1. Związek między powierzchnią (A) lejów źródłowych, a: A – głębokością (ΔH); B – długością rozcięć erozyjnych (vl); C – gęstością rozczłonkowania Lejów źródłowych............................................................................................ 55 
Ryc. 3.2. Związek powierzchni zlewni lejów źródłowych (A) z: A – wskaźnikiem średniego nachylenia lejów źródłowych (wsk); B – wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wskS).............................................................................................. 55 
Ryc. 3.3. Związek głębokości lejów źródłowych (ΔH) z: A – wskaźnikiem średniego nachylenia (wsk); B – wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wSS); C – szerokością (W); D – maksymalną długością (Lm);E –gęstością sieci dolinnej(D)........... 57 
Ryc. 3.4. Związek gęstości sieci dolinnej (D) z: A – maksymalną długością (Lm); B – minimalną wysokością (Hmin)................................................................... 57 
Ryc. 3.5. Związek wskaźnika wydłużenia zlewni lejów źródłowych z: A – maksymalną długością; B – wskaźnikiem rzeźby Strahlera; C – średnią szerokością...................................................................................................... 58 
Ryc. 3.6. Zróżnicowanie średnich wraz z odchyleniami standardowymi (SD) wartości parametrów morfometrycznych: A – powierzchni; B – szerokości; C– maksymalnej długości;D – głębokości lejów źródłowych; E – wskaźnika rzeźby Strahlera; F – wskaźnika średniego nachylenia; G – wskaźnika wydłużenia; H – wskaźnika kolistości, w obrębie różnych pod względem geologicznym klas lejów źródłowych (o – obsekwentne, k – konsekwentne, s – subsekwentne, z – złożone)...................................................................... 60 
Ryc. 3.7. Zróżnicowanie średnich wartości gęstości rozcięć erozyjnych w lejach źródłowych (D) w zależności od geologicznej klasy lejów źródłowych: o –obsekwentne, k – konsekwentne, s – subsekwentne, z – złożone............. 61 
Ryc. 3.8. Związek pomiędzy powierzchnią i wskaźnikiem rzeźby Strahlera dla lejów źródłowych (A-D) o różnym stosunku do budowy geologicznej...................... 62 
Ryc. 3.9. Zależność między powierzchnią zlewni lejów źródłowych a ich głębokością dla lejów źródłowych (A-D) o różnym stosunku do budowy geologicznej (kolorem czerwonym zaznaczono korelacje istotne statystycznie)................. 63 Ryc. 3.10. Zależność między powierzchnią agęstością rozcięć erozyjnych w 
lejach źródłowych wykształconych w zróżnicowany sposób w stosunku 
do budowy geologicznej(kolorem czerwonym zaznaczono korelację 
istotną statystycznie………………………………………………………………. 64 
Ryc. 3.11. Zależności między głębokością zlewni lejów źródłowych a: A-D – wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wskS); E-H – wskaźnikiem średniego nachylenia 

(wsk) w lejach źródłowych o różnym stosunku do budowy geologicznej......  65  
Ryc. 3.12. Zależność między głębokością lejów źródłowych a gęstością rozcięć erozyjnych w lejach źródłowych wyróżnionych ze względu na określony stosunek do budowy geologicznej (kolorem czerwonym zaznaczono korelacje istotne statystycznie)…………………………………………………..  66  
Ryc. 3.13. Zależność między wskaźnikiem wydłużenia a głębokością lejów źródłowych o różnym stosunku do budowy geologicznej (kolorem czerwonym zaznaczono korelacje istotną statystycznie)……………………...  66  

Ryc. 3.14. Zależność między wskaźnikiem wydłużenia (Cw) a wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wskS) lejów źródłowych (A-D) o różnym wykształceniu w stosunku do budowy geologicznej (kolorem czerwonym zaznaczono korelacje istotną statystycznie).................................................................................................. 67 
Ryc.3.15. Zróżnicowanie średnich wartości wraz z odchyleniami standardowymi (SD) głębokości (A) i wskaźnika rzeźby Strahlera (B) osuwiskowych i erozyjnych klas lejów źródłowych................................................................. 69 
Ryc. 3.16. Zróżnicowanie średnich wartości wraz z odchyleniami standardowymi (SD) wskaźnika średniego nachylenia (1) i wskaźnika wydłużenia 
(2) osuwiskowych i erozyjnych klas lejów źródłowych.................................... 69 

Ryc. 3.17. Związek między powierzchnią a: A-B – wskaźnikiem rzeźby Strahlera; C-D – wskaźnikiem średniego nachylenia w osuwiskowych i erozyjnych lejach źródłowych............................................................................................ 70 
Ryc. 3.18. Zależność między: A-B – wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wskS), C-D – wskaźnikiem średniego nachylenia (wsk), a głębokością (ΔH) w obrębie klas lejów źródłowych wyróżnionych ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne…………………………………………. 71 
Ryc. 3.19. Zależność między: A-B – wskaźnikiem rzeźby Strahlera (wskS), C-D – wskaźnikiem średniego nachylenia (wsk), a głębokością (ΔH) w obrębie klas lejów źródłowych wyróżnionych ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne........................................................... 71 
Ryc. 3.20. Związek między A-B – powierzchnią agęstością sieci rozcięć erozyjnych; C-D – głębokością agęstością sieci rozcięć erozyjnych w obrębie klas lejów Źródłowych wyróżnionych ze względu na dominujące procesy morfogenetyczne............................................................................................ 73 
Ryc. 3.21. Diagram schematycznie przedstawiający typy lejów źródłowych...................................................................................................... 74 
Ryc. 3.22. Dendrogram prezentujący podział lejów źródłowych ze względu na stosunek do budowy geologicznej i dominujących procesów morfogenetycznych......................................................................................... 76 
Ryc. 3.23. Zróżnicowanie średnich wartości:A – głębokości; B– wskaźnika rzeźby Strahlera, C –wskaźnika średniego nachylenia, D – wskaźnika wydłużenia w poszczególnych skupieniach wydzielonych metodą grupowania k-średnich....................................................................................................... 77 
Ryc. 3.24. Typy lejów źródłowych; Kryterium podstawowe – dominujące procesy morfogenetyczne, kryteria drugorzędne – stosunek do budowy geologicznej, wykształcenie górnego załomu lejów źródłowych........................................... 79 
Ryc. 4.1. Schemat ideologiczny systemu morfodynamicznego leja źródłowego........................................................................................................ 80 
Ryc. 4.2. Lokalizacja lejów źródłowych w Gorcach; punktami oznaczono lokalizacje centralnych części lejów źródłowych (patrz opis tab. 4.1). Czarną linią zaznaczono powierzchnię gorczańskiego Parku Narodowego, czarnym trójkątem oznaczono najwyższy szczyt Gorców (Turbacz – 1311 m n.p.m.)................................................................................................ 82 
Ryc. 4.3. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego potoku Roztoki; 1. – spłaszczenia, 
2. – stoki trzeciorzędowe, 3. – doliny plejstoceńskie: A – niecki denudacyjne, B – wciosy rozcięte w holocenie, 4. – plejstoceńskie i holoceńskie ostańce denudacyjne: A – baszty skalne, B – skałki, C – blokowiska i rumowiska skalne, 
5.1. – plejstoceńskie i holoceńskie formy związane z niszczącą działalnością procesów osuwiskowych: A – krawędzie nisz wyraźne (a-wysokości >15 m,bwysokości <15 m), B–krawędzie nisz niewyraźne (a-holoceńskie, bplejstoceńskie), C – krawędzie nisz osuwiskowych, D – rowy grzbietowe, E – rowy rozpadlinowe, 5.2. -holoceńskie formy związane z budującą działalnością procesów osuwiskowych: A – jęzory osuwiskowe, B – koluwia, C – wały osuwiskowe, D – pakiety skalno-zwietrzelinowe, E – powierzchnie osuwiskowozłaziskowe, 6.1. – holoceńskie formy związane z niszczącą działalnością wody płynącej: A – rozcięcia erozyjne (a-typu wciosów, docięte do podłoża skalnego, bwycięte w pokrywach), B – bruzdy erozyjne, C – rozcięcia erozyjne zawieszone, D – niecki zmywowe, E – niecki z pasami rumoszu skalnego, 6.2. – holoceńskie formy związane z budującą działalnością wody płynącej: A– stożki torencjalne (a-starsze, b-młodsze), B – aluwia, 7. – holoceńskie formy związane z działalnością wody w pokrywach: Aa – niecki złaziskowe, Ab – wądoły, B – kanały i ślepe dolinki sufozyjne, C – złaziska, 8. – formy związane z działalnością człowieka: A – drogi do zwózki drewna, 9. – granica leja źródłowego...................................................................................................... 84 
Ryc. 4.4. Mapa nachyleń leja źródłowego potoku Roztoka; a-d – lokalizacja profili poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.6..................................................... 85 
Ryc. 4.5. Profil podłużny przez NE część leja źródłowego potoku Roztoka......... 86 Ryc. 4.6. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Roztoki; 1215 – wysokości 
n.p.m............................................................................................................... 86 Ryc. 4.7. Przekrój podłużny przez lej źródłowy potoku Roztoki………………….. 88 Ryc. 4.8. Mapa nachyleń leja źródłowego Konina; a-d – lokalizacja profili 
poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.9, A – lokalizacja przekroju 
podłużnego przedstawionego na ryc. 4.10..................................................... 90 Ryc. 4.9. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Konina (a-d – lokalizacja profili na 
ryc. 4.8)........................................................................................................... 91 Ryc. 4.10. Profil podłużny przez lej źródłowy Konina (lokalizacja profilu na 
ryc. 4.8)........................................................................................................... 91 Ryc. 4.11. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Koniny (objaśnienia sygnatur 
jak na ryc. 4.3)................................................................................................ 92 Ryc. 4.12. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Zapalacza (objaśnienia 
sygnatur jak na ryc. 4.3)................................................................................. 93 Ryc. 4.13. Mapa nachyleń leja źródłowego Zapalacza; a-d – lokalizacja profili 
poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.14.................................................. 94 Ryc. 4.14. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Zapalacza............................... 95 Ryc. 4.15. Przekrój podłużny przez lej źródłowy Zapalacza................................. 95 Ryc. 4.16. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Kamienicy 1 (objaśnienia 
sygnatur jak na ryc. 4.3)................................................................................. 96 Ryc. 4.17. Mapa nachyleń leja źródłowego Kamienicy 1; a-d – lokalizację profili 
poprzecznych przedstawiono na ryc. 4.18...................................................... 97 Ryc. 4.18. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Kamienica 1; a-d – lokalizacja 
profili na ryc. 4.17........................................................................................... 98 Ryc. 4.19. Mapa nachyleń lejów źródłowych Kamienicy 2 (A) i Kamienicy 
3 (B)............................................................................................................... 99 Ryc. 4.20. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Kamienicy 2............................ 99 Ryc. 4.21. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Kamienicy 2 (A) i Kamienicy 3 
(B) (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3)...................................................... 100 

Ryc. 4.22. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Kamienicy 3; lokalizacja profili e-h na ryc. 4.19……………………………………………………………………. 102 
Ryc. 4.23. Mapa nachyleń leja źródłowego potoku Jamne; a-d – lokalizacja profili przedstawionych na ryc. 4.24......................................................................... 103 
Ryc. 4.24. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Jamne; a-d – lokalizacja profili na ryc. 4.23.......................................................................................................... 104 
Ryc. 4.25. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Jamne; 1,2 – spłaszczenia, 3 – doliny denudacyjne o starszych założeniach, 4 – koluwia, 5 – niecki złaziskowe, 6 – niecki zmywowe, 7 – niecki z pasami rumoszu skalnego, 8 – rozcięcia erozyjne w pokrywach, 9 – wciosy, 10 – krawędzie nisz osuwiskowych, 11 – krawędzie wciosów, 12 -drogi........................................ 104 
Ryc. 4.26. Mapa nachyleń leja źródłowego Małe Jaszcze; a-d – lokalizacja profili poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.27.................................................. 106 
Ryc. 4.27. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Małego Jaszcze; a-d – lokalizacja profili na ryc. 4.26........................................................................................... 106 
Ryc. 4.28. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Małego Jaszcze (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3)................................................................................. 107 
Ryc. 4.29. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Forędówki (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3)................................................................................................ 109 
Ryc. 4.30. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Forędówki – przykład leja źródłowego ułożonego zgodnie z biegiem warstw skalnych – lej subsekwentny; a-d – lokalizacja profili na ryc. 4.31................................................................. 109 
Ryc. 4.31. Mapa nachyleń leja źródłowego Forędówki; a-d – lokalizacja profili poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.30.................................................. 110 
Ryc. 4.32. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Łopuszanki (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3).................................................................................. 111 
Ryc. 4.33. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Łopuszanki; a-d – lokalizacja profili na ryc. 4.34........................................................................................... 112 
Ryc. 4.34. Mapa nachyleń leja źródłowego Łopuszanki; a-d – lokalizacja profili poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.33.................................................. 112 
Ryc. 4.35. Przekrój podłużny przez lej źródłowy Łopuszanki....................................115 

Ryc. 4.36. Mapa nachyleń lejów źródłowych Lepietnicy 1 (A), Lepietnicy 2 (B), Lepietnicy 3 (C); a-m – lokalizacja profili poprzecznych przedstawionych na ryc: 4.37, 4.39, 4.40........................................................................................ 117 
Ryc. 4.37. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Lepietnicy 3; j-m – lokalizacja profili na ryc. 4.36C......................................................................................... 117 
Ryc. 4.38. Mapa geomorfologiczna lejów źródłowych Lepietnicy 1 (A), Lepietnicy 2 (B), Lepietnicy 3 (C); objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3.............................. 118 
Ryc. 4.39. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Lepietnicy 2; e-i – lokalizacja profili na ryc. 4.36B................................................................................................... 122 
Ryc. 4.40. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Lepietnicy 1; a-d – lokalizacja profili na ryc. 4.36A......................................................................................... 124 
Ryc. 4.41. Mapa nachyleń leja źródłowego Olszowego; a-e – lokalizacja profili poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.43.................................................. 125 
Ryc. 4.42. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Olszowego; 1 – krawędzie niszy osuwiskowych, 2 – osunięte pakiety skalne, 3 – koluwia, 4 – wciosy, 5 – rozcięcia erozyjne w koluwiach, 6 – bruzdy erozyjne, 7 – niecki z pasami rumoszu skalnego, 8 – rynny i stożki torencjalne, 9 – zerwy na zboczach rozcięć erozyjnych i wciosów, 10 – stoki złaziskowe z wykrotami, 11 – stożki torencjalne, 12 – zawieszone rozcięcia erozyjne............................................................... 126 
Ryc. 4.43. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Olszowego; lokalizacja profili a-e na ryc. 4.41..................................................................................................... 127 
Ryc. 4.44. Przekrój podłużny przez zbocze w leju źródłowym potoku Turbacz (A) z zaznaczonym rowem grzbietowym (B)........................................................ 130 
Ryc. 4.45. Mapa nachyleń leja źródłowego Turbacz ; A-A’-D-D’ – lokalizacja profili poprzecznych przedstawionych na ryc. 4.47.................................................. 131 
Ryc. 4.46. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego Turbacz; objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3................................................................................................. 131 
Ryc. 4.47. Przekrój podłużny przez lej źródłowy Turbacz z zaznaczonymi profilami 

poprzecznymi rozcięć erozyjnych...................................................................  131  
Ryc. 4.48. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Turbacza; a-d – profile poprzeczne przedstawione na ryc. 4.45.........................................................  132  
Ryc. 4.49. Mapa nachyleń leja źródłowego potoku Domagałów; a-d – lokalizacja profili przedstawionych na ryc. 4.52...............................................................  134  
Ryc. 4.50. Szkic geomorfologiczny leja źródłowego potoku Domagałów (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 4.3).............................................................  134  
Ryc. 4.51. Profil podłużny przez górny odcinek leja źródłowego Domagałów z zaznaczonym profilami poprzecznymi rozcięć erozyjnych…………….........  136  
Ryc. 4.52. Profile poprzeczne przez lej źródłowy Domagałów; a-d – lokalizacja profili na ryc. 4.49...........................................................................................  137  

Ryc. 4.53. Schemat sekwencji dolinek charakterystyczny dla lejów źródłowych w Gorcach....................................................................................................... 139 
Ryc. 5.1. Model przedstawiający system geomorfologiczny pozostający w stanie równowagi dynamicznej (Selby 1974 vide Selby 1993................................... 142 
Ryc. 5.2. Szkic geomorfologiczny pierwszego obszaru testowego -rynny torencjalnej i stożka z zaznaczonymi odsłoniętymi korzeniami świerka i zdjęciami pokazującymi lokalizację korzeni w obrębie formy; 1 – drobny i gruby rumosz skalny; 2 – drobny materiał mineralny; 3 – krawędzie rynny, 34– odsłonięte korzenie; 5 – numery korzeni (daty odsłonięcia tab. 5.2); A, B, C, D – wykresy przedstawiające zróżnicowanie średniej wielkości światła komórek drewna wczesnego (czarna linia) i % zawartości drewna późnego (szare kolumny) przykładowych korzeni zlokalizowanych w obrębie rynny torencjalnej. Czarne strzałki wskazują na pierwszy przyrost roczny po odsłonięciu. O_69-O_84 – symbole próbek korzeni (patrz. tab. 5.2)........................................................ 146 
Ryc. 5.3. Wykres zmian średnich wielkości komórek drewna wczesnego w obrębie korzeni pobranych z bruzdy erozyjnej w centralnej części stożka torencjalnego w leju źródłowym Olszowego; O_71-O_74 – krzywe analizowanych korzeni (lokalizacja korzeni przedstawiona na zdjęciu po lewej oraz na ryc. 5.2 oraz w tabeli 5.2). Elipsa wskazuje na grupowanie odsłonięć korzeni w latach 1984-1988...................................................................................................... 147 
Ryc. 5.4. Przykłady zmian anatomicznych w EW (drewnie wczesnym) i LW (drewnie późnym) spowodowanych odsłonięciem korzeni: a) (O-72) – w 1985 roku pod koniec okresu wegetacyjnego lub w okresie między wegetacyjnym – zmiany w drewnie wczesnym widoczne dopiero dla kolejnego roku, (1986 – korzeń został uszkodzony na co wskazuje obecnośc TRD (traumatic resin ducts – traumatycznych kanałów źywicznych) (b) (O-76) – korzeń znalazł się bliżej powierzchni w 1971, odsłonięty został w 1972, a uszkodzony w 1973............................................................................................................ 149 
Ryc. 5.5. Pas rumoszu skalnego w centralnej części nieckowatego zagłębienia w leju źródłowym Olszowego z zaznaczonymi datami odsłaniania korzeni oraz fotografie przedstawiające lokalizację korzeni w terenie (patrz tab. 5.2)........ 151 
Ryc. 5.6. Trzeci obszar testowy – rozcięcie erozyjne położone w środkowej części leja źródłowego potoku Olszowego, z zaznaczonymi pobranymi próbkami korzeni i wykresami zmian średniej wielkości komórek drewna wczesnego; strzałki wskazują na pierwszy przyrost roczny po odsłonięciu, O_64-O_67 – symbole próbek korzeni (patrz tab. 5.2)........................................................................ 152 
Ryc. 5.7. Profil podłużny (D) i profile poprzeczne (A-C) przekształconej formy dolinnej powstałej, jako efekt zdarzenia geomorfologicznego o wymiarze ekstremalnym w leju źródłowym Lepietnicy 1........................................................................ 154 
Ryc. 5.8. Osuwisko w strefie połączenia rozcięć erozyjnych, powstałe w wyniku ekstremalnego zdarzenia opadowego w sierpniu 1972 roku.......................... 157 
Ryc. 5.9. Schemat przedstawiający rozkład odsłoniętych korzeni, w rozcięciu – kanale sufozyjnym w leju źródłowym Łopuszanki........................................... 159 
Ryc. 5.10. Wysokość zawieszenia korzeni świerka (Picea abies L. Karst) odsłoniętych w rozcięciu – kanale sufozyjny w latach 1991-2006.................. 160 
Ryc. 5.11. Analizy wykonane w WinCell Pro (Regent) ilustrujące zmiany strukturalne w komórkach drewna wczesnego (EW) wskazujące na nagłe odsłonięcie korzenia na działanie czynników zewnętrznych (liczby na rycinie oznaczają przyrosty roczne przedstawione na wykresie)............................................................... 160 
Ryc. 5.12 Porównanie liczby korzeni, w których zaszły zmiany anatomiczne związane z odsłonięciem lub usunięciem nadkładu gleby z maksymalnymi opadami dobowymi na stacji Rabka (1955-2007 – A) i Turbacz (1956 -1981 – B)............................................................................................. 162 
Ryc. 5.13. Porównanie danych opadowych, z % korzeni, w których zaszły zmiany anatomiczne; 1 – maksymalne 24-h opady na stacji Turbacz; maksymalne 24-h opady na stacji Rabka; 3 – % korzeni pobranych w górnej części lejów źródłowych; 4 – % korzeni pobranych w dolnej i środkowej części lejów źródłowych............................................................... 162 
Ryc. 5.14. Porównanie danych opadowych, z % korzeni, w których zaszły zmiany 

anatomiczne; 1 – sumy opadów miesięcznych w lipcu (A) i w sierpniu (B) na stacji Turbacz; sumy miesięcznych opadów w lipcu (A) i w sierpniu (B) na stacji Rabka; 3 – % korzeni pobranych w górnej części lejów źródłowych; 4 – % korzeni pobranych w dolnej i środkowej części lejów źródłowych..............................................................................................  163  
Ryc. 5.15. Zróżnicowanie wskaźnika erozyjnego korzeni odsłoniętych w obrębie pasa rumoszu skalnego (próby numer O_8 – O_28), stoku (próby numer O_29-O_32/2) i rozcięcia erozyjnego (próby numer O_1 – O_4)...................  172  
Ryc. 5.16. Porównanie średniego wskaźnika erozyjnego obliczonego dla pasa rumoszu skalnego rozcięcia erozyjnego i stoku w leju źródłowym Olszowego....................................................................................  172  
Ryc. 5.17. Profil podłużny przez środkowy odcinek leja źródłowego potoku Olszowego..........................................................................................  176  
Ryc. 5.18. Mapa nachyleń leja źródłowego Domagałów (szaro-czarną linią zaznaczono drogę).........................................................................................  179  

Ryc. 5.19. Porównanie parametrów Folka-Worda: średniego uziarnienia – Mz (1), odchylenia standardowego – δ (2) i skośności – Sk (3) wyliczonych dla próbek pobranych nad progami z rumoszu drzewnego w lejach źródłowych funkcjonujących we względnie naturalnych (1) i zmienionych (2) warunkach środowiskowych........................................................................... 182 
Ryc. 6.1. Model funkcjonowania zlewni D. Brunsden’a i in. (1975 vide Selby 1993).............................................................................................................. 185 
Ryc. 6.2. Model 1 funkcjonowania lejów źródłowych (kolorem szarym i czarnym przedstawione są formy o starszych założeniach)......................................... 188 
Ryc. 6.3. Model 2 funkcjonowania lejów źródłowych (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 6.2)........................................................................................................... 191 
Ryc. 6.4. Model 3 funkcjonowania lejów źródłowych (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 6.2)........................................................................................................... 192 
Ryc. 6.5. Model 4 funkcjonowania lejów źródłowych (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 6.2)........................................................................................................... 194 
Ryc. 6.6. Model 5 funkcjonowania lejów źródłowych (objaśnienia sygnatur jak na ryc. 6.2)........................................................................................................... 195 
Spis fotografii 
Fot. 1.1. Pobór z rynny spływu torencjalnego prób korzeni świerka (Picea abies L. Karst)................................................................................................ 31 
Fot. 2.1. Widok na Halę Długą i lej źródłowy Łopuszanki (po prawej) w Gorcach...................................................................................................... 48 
Fot. 4.1. Nieodmłodzony wcios wyścielony pokrywami peryglacjalnymi, przekształcany współcześnie przez procesy spełzywania (lej źródłowy Roztoka).......................................................................................... 89 
Fot. 4.2. Rozcięcie erozyjne rozwinięte powyżej krawędzi zbocza doliny wciosowej o starszych założeniach................................................................ 89 
Fot. 4.3. Nisza osuwiskowa w górnej części leja źródłowego Koniny.................. 92 

Fot. 4.4. Fragment ślepej dolinki sufozyjnej w górnej części leja źródłowego Kamienicy 2................................................................................................... 101 
Fot. 4.5. Szczelina pokładowa w piaskowcach odsłaniających się na zboczach wciosu w leju źródłowym potoku Forędówki.. Wzdłuż szczelin następuje odspojenie pakietów skalnych i rozwój osuwisk na zboczach wciosu........... 110 
Fot. 4.6. Przykład dolinki założonej w strefie rowu rozpadlinowego................... 110 

Fot. 4.7. Koluwia w górnej części leja źródłowego potoku Łopuszanki.............. 113 

Fot. 4.8. Debrza wycięta w nabrzmieniu w obrębie jęzora osuwiskowego w leju źródłowym Łopuszanki................................................................................... 114 
Fot. 4.9. Górny niewyraźny załom leja źródłowego Łopuszanki; W górnej części widoczne są niecki złaziskowe (czerwone półkola z niebieskimi sygnaturami koluwiów) i rozcięcia (czerwone przerywane linie) dowiązujące do szczelin pomiędzy pakietami koluwialnymi.................................................................. 114 
Fot. 4.10. Niecka z pasem rumoszu skalnego w górnym odcinku NW części leja źródłowego Łopuszanki........................................................................... 115 
Fot. 4.11. Buki i świerki dostosowane do przemieszczającego się podłoża w górnej części leja źródłowego Lepietnicy 3................................................ 119 
Fot. 4.12. Przykłady rozcięć w górnej części w leju źródłowym Lepietnicy 3...... 119 
Fot. 4.13. Przykład rozcięcia w środkowej części leja źródłowego Lepietnicy 3. 120 
Fot. 4.14. Przykład rozcięcia erozyjnego wykształconego w obrębie osuniętego pakietu skalnego w leju źródłowym Lepietnicy 2.......................................... 121 
Fot. 4.15. Rozcięcie erozyjne wykształcone w leju źródłowym Lepietnicy 2.......  121  
Fot. 4.16. Spłaszczenie pochodzenia osuwiskowego w obrębie leja źródłowego Lepietnicy 2...................................................................................................  122  
Fot. 4.17. Przykład rozcięcia erozyjnego w górnej części leja źródłowego Lepietnicy 2...................................................................................................  123  
Fot. 4.18. Przykład rozcięcia erozyjnego w środkowej części leja źródłowego Lepietnicy 2....................................................................................................  123  
Fot. 4.19. Niecka z pasem rumoszu skalnego zaczynająca się w obrębie osuniętego pakietu skalno-zwietrzelinowego w leju źródłowym potoku Olszowego.........................................................................................  128  
Fot. 4.20. Wychodnie gruboławicowych piaskowców magurskich w niszy osuwiska w leju źródłowym Olszowego........................................................  128  
Fot. 4.21. Wały ze spływu gruzowo-błotnego u wylotu doliny odwadniającej S zbocze leja źródłowego potoku Olszowego.................................................  129  
Fot. 4.22. Wychodnie piaskowców w obrębie rowu grzbietowego w leju źródłowym Turbacza (lokalizacja rowu grzbietowego na ryc. 4.44)................................ 130 


Fot. 4.23. Nisza osuwiskowa w wyżej położonym odcinku leja źródłowego Turbacz..................................................................................... 132 
Fot. 4.24. Wcios w leju źródłowym Turbacz........................................................ 133 

Fot. 4.25. Niecka z pasem rumoszu skalnego w górnej części leja źródłowego Domagałów................................................................................ 135 
Fot. 4.26. Próg „erozji wstecznej” w górnej części leja źródłowego Domagałów................................................................................................... 135 
Fot. 5.1. Osuwisko w leju źródłowym potoku Olszowego.................................. 153 

Fot. 5.2. Przykład materiału mineralno-organicznego zatrzymanego w strefie powyżej progu w dnie rozcięcia erozyjnego w leju źródłowym Lepietnicy..................................................................................................... 155 
Fot. 5.3. Rozcięcie erozyjne przekształcona przez spływ torencjalny po opadach w lecie 1970 – 1973; A – strefa dostawy grubego rumoszu skalnego za progiem założonym na rumoszu skalnym i drzewnym; B – strefa depozycji materiału mineralno-organicznego........... ................................................................... 156 
Fot. 5.4. Strefa akumulacji przed progiem założonym na wychodniach skalnych i korzeniach drzew (A) oraz próg skalny z kociołkiem eworsyjnym (B) w przekształconej dolinie nieckowatej w leju źródłowym Lepietnicy............. 156 
Fot. 5.5. Rozcięcie – kanał sufozyjny w górnej części leja źródłowego Łopuszanki. 
A – widok z góry w stronę dna debrzy; B – widok z dołu na kolejne generacje odsłanianych korzeni.................................................................. 161 
Fot. 5.6. Piramidki ziemne na zboczu rozcięcia erozyjnego w leju źródłowym Łopuszanki – formy powstałe w wyniku działania rozbryzgu podczas opadu w 2006 roku...................................................................................... 168 
Fot. 5.7. Wcios w leju źródłowym Roztoki podczas roztopów w maju 2005...... 169 
Fot. 5.8. Wykrot w leju źródłowym Jamne rozwinięty w niecce z pasem rumoszu skalnego – jego rozwój prowadzi do poszerzania pasa rumoszu skalnego...................................................................................................... 170 
Fot. 5.9. Zagłębienie nieckowate z pasem rumoszu skalnego w górnej części leja źródłowego potoku Olszowego............................................................. 171 
Fot. 5.10. Rumosz drzewny zdeponowany w obrębie pasa rumoszu skalnego w górnej części leja źródłowego Koniny...................................................... 175 
Fot. 5.11. Wykrot w peryferyjnej strefie pasa rumoszu skalnego w górnej części leja źródłowego Olszowego......................................................................... 175 
Fot. 5.12. Przykłady progów założonych na rumoszu drzewnym w środkowej części leja źródłowego Lepietnicy............................................................... 177 
Fot. 5.13. Dostarczony z drogi do leja źródłowego Kamienicy materiał mineralny, zatrzymany na progu z rumoszu drzewnego............................................... 183 
Fot. 5.14. Dostawa materiału mineralnego z drogi do zwózki drewna w leju źródłowym Kamienicy 1 po opadach w lipcu 2008 roku.............................. 183