KLAJNERT Z. & RDZANY Z. 1989 — Glacifluwialna geneza wyso-kich poziomów terasowych w dolinie górnej Rawki miêdzy Kochano-wem a Raw¹ Mazowieck¹. Acta Geograph. Lodz., 59: 21–38. KLATKOWA H. 1989 — Postwarciañskie kszta³towanie górnych odcinków dolin. Przyk³ady z Wy¿yny £ódzkiej. Acta Geograph., Lodz., 59: 61–74.
KLATKOWA H. 1993 — Uwagi o strukturach glacistatycznych i ich morfologicznym wyrazie w strefie zlodowacenia warciañskiego Polski œrodkowej i zachodniej. Acta Geograph. Lodz., 65: 141–164. KOBOJEK E. 1996 — Wp³yw warciañskich procesów glacjalnych na morfogenezê doliny Rawki. Acta Geograph., Lodz., 71: 67–78. KOZ£OWSKI S. (red.) 1998 — Ochrona litosfery. Pañstw. Inst. Geol. LINDNER L. & MARKS L. 1995 — Zarys paleogeomorfologii obsza-ru Polski podczas zlodowaceñ skandynawskich. Prz. Geol., 43: 591–594.
MOJSKI J.E. 1972a — Nizina Podlaska. [W:] Geomorfologia Polski. t. II. PWN.
MOJSKI J.E. 1972b — Polesie Lubelskie. [W:] Geomorfologia Polski. t. II. PWN.
MUSIA£ A. 1992 — Studium rzeŸby glacjalnej pó³nocnego Podlasia. Wyd. UW, Rozprawy UW, 403.
MYŒLIÑSKA E. 1984 — Kryteria oceny in¿yniersko-geologicznych w³aœciwoœci mad. Kwart. Geol., 28: 143–162.
NITYCHORUK J. 1995 — Stratygrafia plejstocenu i paleogeomorfolo-gia po³udniowego Podlasia. Rocz. Miêdzyrzecki, 26: 1– 90.
NOWICKI A.J. 1971 — Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 200 000, ark. Bia³ystok. Wyd. A, Pañstw. Inst. Geol.
OLKOWICZ-PAPROCKA I., PODSTOLSKI R. & TO£KANOWICZ E. 1994 — Torfy w Polsce — wystêpowanie, eksploatacja i zastosowa-nie. Prz. Geol., 42: 910–913
PAZDRO Z. & KOZERSKI B. 1990 — Hydrogeologia ogólna. Wyd. Geol.
RÓ¯YCKI S. Z. 1972 — Plejstocen Polski Œrodkowej na tle zmienno-œci w górnym trzeciorzêdzie. Wyd. PWN.
RUSZCZYÑSKA-SZENAJCH H. 1991 — Sedimentary environments of glaciofluvial uplands and glaciofluvial crevasse fillings against the general background of other glacioaqueous environmets. Ann. Soc. Geol. Pol., 61: 3–35
RYCHLING A. & SOLON J. 1996 — Ekologia krajobrazu. PWN. SAPEK B. 1980 — Zachowanie siê miedzi w zmeliorowanych glebach torfowych z u¿ytków zielonych. Rocz. Nauk Rol., ser. F, 80: 344–349. STRASZEWSKA K. 1968 — Stratygrafia plejstocenu i paleogeomor-fologia rejonu dolnego Bugu. Studia Geol. Pol., 23: 1–149.
SZUMAÑSKI A. 1986 — Postglacjalna ewolucja i mechanizm trans-formacji doliny Sanu. Zesz. Nauk. AGH, 1075, Geol. Kwart., 12: 5–92. WITCZAK S. 1984 — Ocena laboratoryjnych metod okreœlania para-metrów migracji zanieczyszczeñ. Mat. Symp.: Metody badania wód podziemnych, ich u¿ytkowania i ochrony. Tuczno, 8–10.05: 156–171. Wyd. Inst. Geol.
WYSOKIÑSKI L. 1967 — Wp³yw spêkañ w glinach zwa³owych na statecznoœæ skarpy wiœlanej w P³ocku na tle analizy aktualnych powierzchniowych ruchów masowych. Biul. Geol., 9: 126–217.
Zró¿nicowanie warunków odp³ywu podziemnego w dolinach rzecznych jako
element oceny zagro¿enia jakoœci wód (na przyk³adzie doliny rzeki Tocznej)
Tomasz Falkowski*
Diversification of underground water run-off conditions in river valleys as an element of water quality risk assessment: Toczna Valley case study (eastern Poland). Prz. Geol., 50: 936–940.
S u m m a r y. River valleys of erosional–accumulation origin are significant, capacious hydrogeological structures, with stable under-ground water feeding from uplands water-bearing horizons. This kind of hydrogeological conditions result in constant increase of dis-charge, measured downstream along the channel.
In the areas of glaciogenic relief lowlands, in polygenic river valleys some of the valleys sections are adopted melt -out depressions. The non-alluvial poorly permeable deposits filling up those forms, as well as disturbance in escarpments zones of uplands, linked with glacial genesis of valley section, may significantly disturb the drainge in polygenic river valleys underground water feeding. This phe-nomenon can be recognised via observing downstream discontinuity of channel discharge rate. Thus, it can serve as an element of genetic analysis of river valleys from glacial-relief lowlands. Toczna river valley is described as an example of this phenomenon. Key words: polygenesis, river valleys, underground water outflow
Zjawisko zró¿nicowania zasilania podziemnego cie-ków (odp³ywu podziemnego), rejestrowane jako znacz¹ce zmiany w przyrostach natê¿enia przep³ywu wzd³u¿ biegu rzeki opisane na przyk³ad w dolinach Wis³y i Odry, okreœlano w literaturze hydrologicznej jako anomalie przep³ywu (Skibniewski, 1960, 1961). Przyczynê tego zja-wiska wi¹zano g³ównie ze zró¿nicowaniem budowy geolo-gicznej i warunków hydrogeologicznych obszarów wysoczyznowych i pod³o¿a doliny, zak³adaj¹c, ¿e doliny rzeczne, poprzez wype³nienie klastycznymi, przepuszczal-nymi aluwiami stanowi¹ kolektory, w sposób ci¹g³y dre-nuj¹ce obszary wysoczyznowe. Nie uwzglêdniano genetycznie uwarunkowanego zró¿nicowania budowy geologicznej odcinków dolin. Podobne podejœcie, jak wspominano na wstêpie, jest prezentowane w literaturze
hydrogeologicznej (Bieniaszewska, 1973; PoŸniak, 1975; Paczyñski i in., 1993).
Zarówno osady wystêpuj¹ce w dolinach rzecznych na Ni¿u Polskim — czêsto nie aluwialnej genezy, jak te¿ mor-fologia form dowodz¹ ich litologicznej i strukturalnej z³o¿onoœci. Rzeki wykorzystuj¹ czêsto na swe doliny, u³o¿one w ci¹gi obni¿enia glacigeniczne, g³ównie wytopi-skowe, erozyjnie modeluj¹c fragmenty pomiêdzy nimi. Linearny uk³ad wytopisk, gwarantuj¹cy po zaniku l¹dolo-du koncentracjê sp³ywu powierzchniowego w postaci sieci rzecznej jest œciœle zwi¹zany z przebiegiem deglacjacji. Model tego typu zjawisk opracowany zosta³ na podstawie badañ g³ównie dorzecza Krzny (Falkowski i in., 1988).
Wype³nienie dolin rzecznych osadami nie zwi¹zanymi z dzia³alnoœci¹ wód p³yn¹cych, maj¹cymi z regu³y ni¿sze wartoœci wspó³czynnika filtracji ni¿ typowe aluwia, powo-dowaæ mo¿e utrudnienia kontaktu hydraulicznego zasi-laj¹cych dolinê warstw wodonoœnych wysoczyzny z aluwialnym poziomem wodonoœnym i wod¹ w korycie. Zjawisko to mo¿e byæ potêgowane tak¿e przez
wystêpowa-*Wydzia³ In¿ynierii i Kszta³towania Œrodowiska, Szko³a G³ówna Gospodarstwa Wiejskiego, ul. Nowoursynowska 166, 02-787 Warszawa; falkowski@alpha.sggw.waw.pl
nie w strefach krawêdziowych wysoczyzn, glacigenicz-nych zaburzeñ uk³adu warstw w postaci fa³dów utworów spoistych (s³aboprzepuszczalnych), o osiach prawie równo-leg³ych do przebiegu doliny (Falkowski, 2000). Zjawisko to zaznaczyæ siê mo¿e znacz¹cym zmniejszeniem natê¿enia przep³ywu pochodzenia gruntowego w stosunku do przy-rostu powierzchni zlewni, rejestrowanego w rzece wzd³u¿ jej biegu. Jego rozpoznanie jest niezbêdne np. przy opty-malnym wyznaczaniu stref ochronnych ujêæ wody w doli-nach rzecznych, czy lokalizacji obiektów uci¹¿liwych.
Warunki zasilania rzeki Tocznej odp³ywem podziemnym na tle genezy jej odcinków Jaskrawym przyk³adem doliny wyraŸnie wykazuj¹cej omówione zró¿nicowanie warunków odp³ywu podziemne-go jest dolina Tocznej, lewepodziemne-go dop³ywu œrodkowepodziemne-go Bugu (ryc. 1). W górnym i œrodkowym biegu do miejscowoœci Hruszew dolinê stanowi zespó³ zaadoptowanych glacige-nicznych obni¿eñ jeziornych, wyegzarowanych przez lob lodowcowy w czasie postoju lodowca na linii obecnej doli-ny Bugu. O dynamice zjawisk przebiegaj¹cych w strefie czo³owej tego l¹dolodu œwiadcz¹ intensywne zaburzenia glacitektoniczne, obserwowane w krawêdzi doliny Bugu np. w Serpelicach (Falkowski i in., 1988), a tak¿e w s¹siedztwie doliny Tocznej (Falkowski, 1994). Glacige-niczn¹ genezê obni¿enia wspó³czesnej doliny Tocznej, (pog³êbianego byæ mo¿e egzaracyjnie w trakcie kolejnych transgresji) potwierdza tak¿e fakt wystêpowania w powierzchni pod³o¿a osadów czwartorzêdowych wyd³u¿onej depresji okolic £osic (Albrycht, 1997). Powstanie tej depresji
0 1 2 5km Dra¿niew Hruszew Zaborze WoŸniki Œwiniarów posterunek wodowskazowy gauge station przekrój hydrometryczny hydrometric cross-section
granica misy wytopiskowej
boundaries of melt-out basins
odcinek erozyjno-akumulacyjny
erosive-acumulation course
WARSZAWA
2 0°
50°
Ryc. 1. Szkic geomorfologiczny doliny Tocznej z lokalizacj¹ przekrojów hydrometrycznych
Fig. 1. Geomorphologic sketch of Toczna valley, showing the location of hydrometric sections
droga road ods³oniêcie outcrop T P I Gp 0 50 100 200m 0,0 0,5 1,0 2,0 3,0 [m] S1 S2 S3 S4 S5 S6 S7 S8 S9 S10 S11 S12 S13 S14 W E
Ryc. 2. Przekrój geologiczny doliny Tocznej w rejonie Ruskowa (poni¿ej Zaborza); T — torfy, Gy — gytie, Nm — namu³y, P — piaski, ¯ — ¿wiry, Gp — glina piaszczysta, I — i³y
Fig. 2. Geological cross-section of the Toczna valley near Rusków (downstream of Zaborze); T — peats, Gy — gyttja, Nm — organic muds, P — sands, ¯ — gravels, Gp — sandy till, I — clay
N S Czuchów studnia well strefa grobli levee zone T 0 50 100m 0,0 1,0 2,0 3,0 4,0 [m] S1 S2 S3 3,5 4,0 2,0 10
←
Ryc. 3. Przekrój geologiczny frag-mentu doliny Tocznej w okolicach Czuchowa (powy¿ej Zaborza); obja-œnienia jak na ryc. 2
Fig. 3. Geological cross-section of part of the Toczna valley near Czu-chów (upstream of Zaborze); expla-nations as in Fig. 2
jest wi¹zane tak¿e w literaturze z predyspozycj¹ tektoniczn¹ pod³o¿a (np. Nitychoruk, 1995).
Wystêpowanie w obrêbie obecnej doliny Tocznej wyd³u¿onych form wytopiskowych, jak ju¿ wspomniano jest zwi¹zane z przebiegiem deglacjacji ostatniego na tym obszarze zlodowacenia (Falkowski i in., 1988).
Odcinek doliny Tocznej powy¿ej ujœcia trzech prawych dop³ywów (Oczki, Ka³u¿y i cieku bez nazwy), to forma, której dno buduj¹ g³ównie torfy. Niewielkie iloœci kla-stycznych aluwiów s¹ rozproszone w masie utworów orga-nicznych. Z dolin¹ s¹siaduj¹ poziomy akumulacyjne, które tworz¹ stopnie, obni¿aj¹ce siê w kierunku osi obni¿enia. W miejscowoœci Kolonia Zakrze (Terpi³owski, 2000) najwy¿-szy poziom osadów fluwioglacjalnych stadia³u warty, zosta³ ods³oniêty w trakcie eksploatacji kruszywa. Trzon serii buduj¹ utwory gruboziarniste — ¿wiry i piaski (seria F1), interpretowane jako osad przep³ywu w szczelinie lodo-wej (oz).
Wed³ug schematu deglacjacji arealnej (Falkowski i in.,
1988) seria F1 odpowiada typowi depozycji formuj¹cej
wczesne kemy — osady pierwotnych przep³ywów w ini-cjalnej szczelinie lodowej. Do trzonu formy — serii F1, zbudowanego z naprzemianleg³ych zestawów ¿wirów œredniej i du¿ej skali, przylega seria osadów piaszczystych, o strukturach sedymentacyjnych œwiadcz¹cych o zwolnie-niu tempa ablacji lodowcowej — s¹ to g³ównie osady piaszczyste ma³ej i œredniej skali o warstwowaniu przek¹tnym. W kierunku osi doliny znajduj¹ siê kolejne, coraz ni¿sze poziomy akumulacyjne. Wytopiskow¹ genezê tego odcinka doliny Tocznej dokumentuj¹ tak¿e strefy
Ÿró-de³, podkreœlane obecnoœci¹ roœlinnoœci hydrofilnej. S¹ one obserwowane w krawêdzi najni¿szego poziomu aku-mulacyjnego. Ich wystêpowanie na zboczu jest zwi¹zane przypuszczalnie z obecnoœci¹ piêtrz¹cego wody gruntowe fa³du utworów spoistych.
Poni¿ej WoŸnik typ doliny zmienia siê. Do Zaborza i od Zaborza do miejscowoœci Hruszew (ryc. 1) rzeka sedymen-tuje aluwia w postaci piaszczystej grobli, w³o¿onej w utwory organiczne, wype³niaj¹ce szersz¹ na tym odcinku dolinê (ryc. 2). Mi¹¿szoœæ utworów organicznych — tor-fów, namu³ów i gytii w strefach przyskarpowych dochodzi do 4,0 m. Utwory te napinaj¹ zwierciad³o wód podziem-nych, p³yn¹cych z wy¿szych poziomów fluwioglacjalnych do doliny (ryc. 3). W strefie krawêdziowej wysoczyzny (tarasu kemowego) w Ruskowie (ryc. 4) stwierdzono tak¿e obecnoœæ zaburzeñ utworów spoistych.
W rejonie Zaborza (w œrodkowej czêœci tego odcinka — ryc. 1) znajduje siê próg pomiêdzy dwoma misami jeziornymi, zbudowany z przepuszczalnych utworów wod-nolodowcowych.
Od miejscowoœci Hruszew do okolic Dra¿niewa (strefa ujœciowa) (ryc. 1), dolina Tocznej biegnie obni¿eniem, wymodelowanym przez wody roztopowe lodowca, które osadzi³y gruboziarniste utwory, tworz¹ce tu zespó³ morfo-logicznych tarasów fluwioglacjalnych (kemowych). Alu-wia wspó³czesnej rzeki s¹ w³o¿one w gruboziarniste utwory wodnolodowcowe i wystêpuj¹ w w¹skiej strefie w obrêbie najni¿szego poziomu akumulacyjnego. Jest to odcinek erozyjno-akumulacyjny. 0 0 0,2 0,2 0,4 0,4 0,6 0,6 0,8 0,8 1,0 1,0 1,2 1,2 1,4 1,4 Q=f(L)[m /s] 3 Q=f(A)[m /s] 3
1
2
Daty pomiarów: Dates of measurement: Daty pomiarów: Dates of measurement: 02.09.88 02.09.88 08.10.88 08.10.88 12.11.88 12.11.88 19.05.89 19.05.89 30.08.89 30.08.89 L [km ]2 A [km ]2 odcinek pojeziornypost lacustrine section
prze³om gap odcinek aluwialny alluvial section dop³ywy tributaries ujœciedoBugu confluencetoBug 23,7 19,8 18 17,2 13,6 9,2 4,4 0,0 w od ow sk az H ru sz ew H ru sz ew g au g es ta tio n a b c 99 ,6 55 28 3, 72 6 35 7, 91 2 31 7, 17 3 11 2, 48 2
Ryc. 4. Profile hydrologiczne: 1 — przep³ywu Q=f(L), 2 — odp³ywu Q=f(A); a , b, c — przep³ywy charakterystyczne z wielolecia 1976–1993 w przekroju wodowskazowym Hruszew (odpowiednio: niski, graniczny miêdzy niskim i œrednim oraz œredni) wraz z lokalizacj¹ odcinków morfogenetycznych
Fig. 4. Hydrological sections of Toczna river and location of morphogenetic sections; 1 — Q=f(L), 2 — Q=f(A); typical discharges in gauge station Hruszew between 1976 and 1993: a — low, b — intermediate, c — mean
02.09.88 08.10.88 12.11.88 19.05.89 30.08.89 Q[m /s] 3 0 19 18 17 16 15 14 13 12 11 10 9 8 7 6 5 4 3 2 1
XI XII I II III IV V VI VII VIII IX X XI XII I II III IV V VI VII VIII
Hruszew 1988 Hruszew 1989
max. 28,5
←
Ryc. 5. Hydrogram przep³ywów dobowych w przekroju wodowska-zowym Hruszew oraz daty pomia-rów hydrometrycznych
Fig. 5. Hydrograph of Toczna river daily flows in Hruszew gauge sta-tion with dates of hydrometric measurements
Stwierdzone w oparciu o analizê morfo- i litogenezy zró¿nicowanie warunków zasilania podziemnego rzeki Tocznej zosta³o zweryfikowane za pomoc¹ elementów metody hydrologicznej (Byczkowski, 1979).
Ró¿nice pomiêdzy przep³ywami w przekrojach rzecz-nych zamykaj¹cych odcinki morfogenetyczne odzwiercie-dlaj¹ zró¿nicowanie zasilania podziemnego.
Przeprowadzono piêæ serii synoptycznych pomiarów hydrometrycznych.
Analiza przep³ywów charakterystycznych z wielolecia (1984–1993) (ryc. 4.1, 4.2) oraz hydrogramu przep³ywów dobowych w profilu wodowskazowym Hruszew (ryc. 5) wykaza³a, ¿e serie pomiarowe by³y wykonywane w strefie przep³ywów pochodz¹cych z zasilania podziemnego — w okresie d³ugotrwa³ych ni¿ówek (Kiciñski, 1960).
Wyniki analizy hydrologicznej potwierdzi³y podzia³ doliny Tocznej na odcinki pojeziorne o utrudnionym zasi-laniu podziemnym (od Ÿróde³ do Hruszewa) oraz odcinek
erozyjno-akumulacyjny, charakteryzuj¹cy siê pe³nym zasilaniem (Hruszew–Dra¿niew) (ryc. 4).
W odcinkach pojeziornych stwierdzono niewielki przyrost natê¿enia przep³ywu w stosunku do przyrostu powierzchni zlewni, odnoszonego do przekrojów rzecz-nych zamykaj¹cych dany odcinek. Wynosz¹ one od 4,9 dm3
/sAkm2w paŸdzierniku 1988, na odcinku
Zaborze–Hru-szew, do zupe³nego zaniku zasilania podziemnego w maju 1989 r. w odcinku Œwiniarów–WoŸniki.
W maju 1989 r. na odcinku Œwiniarów–WoŸniki zare-jestrowano wyraŸne zmniejszenie natê¿enia przep³ywu. Jego ubytek na tym odcinku, oznaczaj¹cy okresow¹ zmia-nê charakteru hydrodynamicznego cieku z drenuj¹cego na infiltruj¹cy, byæ mo¿e wi¹zaæ nale¿y z przesuszeniem w czasie lata utworów organicznych wype³niaj¹cych dolinê Tocznej i doliny jej bocznych dop³ywów. Zjawisko to zaznaczy³o siê tylko w odcinku doliny z korytem uformo-wanym w torfach, namu³ach i gytiach. Œwiadczy ono o odizolowaniu utworów organicznych buduj¹cych dno doli-ny od warstw wodonoœdoli-nych wysoczyzdoli-ny i znacz¹cej reten-cji wodnej serii torfowych, której towarzyszy zazwyczaj zmiana hipsometrii dna doliny — tak zwana retencja pulsa-cji (Szuniewicz, 1989), lub mire breathing (Kellner & Hall-din, 2002).
W erozyjno-akumulacyjnym odcinku Hruszew–Dra-¿niew pomierzone przyrosty natê¿enia przep³ywu w odnie-sieniu do przyrostu powierzchni zlewni, by³y o rz¹d wielkoœci wiêksze ni¿ w odcinkach pojeziornych i wynosi³y od 10 dm3/sAkm2we wrzeœniu 1988 r., do 18,6 dm3/sAkm2w paŸdzierniku 1989 r.
S³aba przepuszczalnoœæ utworów organicznych
buduj¹cych dna odcinków pojeziornych (np. dla torfów sil-nie roz³o¿onych w dolisil-nie Noteci okreœlona zwykle jako wartoœæ rzêdu 10-6–10-7m/s — Bieñkiewicz i in., 1983), w dolinie Tocznej powoduje utrudnienia w zasilaniu pod-ziemnym i jest przyczyn¹ spiêtrzenia wód podziemnych w utworach fluwioglacjalnych tworz¹cych piaszczyste zbo-cza wysoczyzny wzd³u¿ zaadoptowanych mis wytopisko-wych (ryc. 3). Zjawisko to powodowaæ mo¿e tworzenie siê strumienia wód podziemnych o kierunku równoleg³ym do przebiegu doliny, docieraj¹cego do koryta poni¿ej — w strefach lepszego kontaktu hydraulicznego. Miejscem takim w dolinie Tocznej s¹: strefa fluwioglacjalnego progu w Zaborzu oraz odcinek erozyjno-akumulacyjny Hru-szew–Dra¿niew, gdzie jak wspomniano, zaznaczy³ siê du¿y przyrost natê¿enia przep³ywu rzecznego pochodzenia gruntowego.
Propozycja klasyfikacji odcinków poligenicznych dolin rzecznych
Badania prowadzone przez autora w wielu dolinach rzecznych na Ni¿u Polskim, a wœród nich w dolinie Nidy –Wkry (górny i œrodkowy bieg), a tak¿e opisane powy¿ej badania prowadzone w dolinie Tocznej pozwoli³y na wydzielenie w obrêbie poligenicznych dolin rzecznych odmiennych genetycznie typów odcinków, ró¿ni¹cych siê warunkami odp³ywu podziemnego i wielkoœci¹ zasilania przep³ywu w cieku (ryc. 6). S¹ to :
1. Odcinki erozyjno-akumulacyjne (1.1) aluwialne oraz (1.2)wód roztopowych lodowca (tarasów kemowych). Erozyjny kontakt klastycznego wype³nienia doliny z war-utwory organiczne organic deposits piaski sands ¿wiry gravels i³y, py³y loams, silts gliny zwa³owe boulder clays
zaburzone utwory spoiste glaciotectonic disturbances kierunek przep³ywu wód podziemnych direction of groundwater flow przep³yw utrudniony impeded groundwater flow zwierciad³o wód podziemnych groundwater level Ÿród³o spring 1 2 3 1.1 1.2 2.1 2.2 2.3 2.4 3.1 3.2
Ryc. 6. Schematy warunków odp³ywu podziemnego morfoge-netycznych odcinków dolin rzecznych; 1 — odcinki erozyj-no-akumulacyjne: 1.1 — aluwialne, 1.2 — fluwioglacjalne, 2 — odcinki pojeziorne: 2.1 — typu topiel, 2.2 — typu jezioro–delto-wego, 2.3 — typu pogrzebane jezioro, 2.4 — typu zandrojezioro–delto-wego, 3 — odcinki erozyjne: 3.1 — wychodnie utworów fluwioglacjal-nych, 3.2 — wychodnie utworów spoistych
Fig. 6. Schemes of groundwater out-flow circumstances in morphogenetic reaches of river valleys; 1 — erosion and accumu-lation reaches: 1.1 — alluvial, 1.2 — fluvioglacial, 2 — lacustrine reaches: 2.1. — “palustrine” type, 2.2 — lacustrine-deltaic type, 2.3 — over deposited lake, 2.4 — sandur type, 3 — erosion rea-ches: 3.1 — outcrops of fluvioglacial deposits, 3.2 — outcrops of cohesive deposits
stwami wodonoœnymi wysoczyzny gwarantuje pe³ne zasi-lanie podziemne cieku.
2. Odcinki pojeziorne, maj¹ce genezê wytopiskow¹. 2.1. Odcinki dolin typu topiel. S¹ to obni¿enia wype³nione utworami organicznymi. Koryto lub zespo³y koryt uformowane s¹ w torfach. Zasilanie podziemne tego typu dolin mo¿e byæ ograniczone ma³¹ przepuszczalnoœci¹ utworów organicznych wype³niaj¹cych dno takiej formy.
2.2. Odcinki typu jeziorno-deltowego z sedymentacj¹ piaszczystych aluwiów w postaci grobli-delty, dziel¹cej misê jeziorn¹ na dwa lub wiêcej baseny sedymentacji jeziornej.
2.3. Odcinki typu pogrzebanych jezior, w których osady jeziorne i zastoiskowe deponowane w misie jeziornej w pocz¹tkowej fazie jej wype³nienia, zosta³y przykryte prze-puszczalnymi osadami fluwioglacjalnymi i aluwiami wspó³czesnej rzeki. Zasilanie podziemne tego typu odcin-ków mo¿e byæ utrudnione.
2.4. Odcinki typu zandrowego przebiegaj¹ce przez rów-niny akumulacyjne wód roztopowych lodowca. Pomimo w zasadzie pe³nego kontaktu wód w dolinie z poziomem wodonoœnym równin akumulacyjnych, zasilanie podziemne mo¿e byæ ograniczone przez barierê, któr¹ dla górnej czêœci strumienia stanowi¹ utwory organiczne wype³niaj¹ce liczne (czêsto niewielkie) wytopiska oraz nisze deflacyjne.
3. Pomiêdzy zaadoptowanymi misami pojeziornymi wystêpuj¹ w dolinach poligenicznych odcinki modelowa-ne w procesie erozji, tworz¹ce czêsto trudnorozmywalmodelowa-ne progi i prze³omy. Mog¹ one powstawaæ w strefach wychodni gruboziarnistych utworów fluwioglacjalnych (3.1), gdzie erozja rzeczna doprowadziæ mo¿e do powsta-nia rezydualnych bruków stabilizuj¹cych profil pod³u¿ny rzeki. Zasilanie tego typu odcinka ma charakter bezpoœred-niego drena¿u fluwioglacjalnej warstwy wodonoœnej. Dru-gim typem odcinków erozyjnych s¹ odcinki wymodelowane w strefach glacitektonicznych wypiêtrzeñ utworów spo-istych, takich jak i³y czy gliny zwa³owe (3.2). Z uwagi na kontakt aluwialnego poziomu wodonoœnego ze s³aboprze-puszczalnymi osadami, zasilanie podziemne cieków mo¿e ograniczaæ siê do sp³ywu powierzchniowego ze strefy Ÿró-de³ w krawêdzi doliny.
Nale¿y podkreœliæ, ¿e prezentowana próba klasyfikacji odcinków nie wyczerpuje ró¿norodnoœci form dolin poli-genicznych i mo¿e byæ rozszerzana w miarê postêpu badañ.
Jak pokazano na przyk³adzie doliny rzeki Tocznej, odmiennoœæ strukturalna odcinków doliny poligenicznej jest przyczyn¹ ró¿nic w wielkoœci ich zasilania podziemne-go. Zjawisko to przy okazji badañ odp³ywu podziemnego na Ni¿u Polskim, wysuwa na pierwszy plan zagadnienie okreœlenia cech litologiczno-strukturalnych samych dolin. Wytopiskowa geneza obni¿eñ oraz czêsto niealuwialne ich wype³nienie mo¿e byæ bowiem przyczyn¹ znacznego ogra-niczenia zasilania cieku. Zjawisko to w po³¹czeniu z
aktywnoœci¹ osadów zastoiskowych i jeziornych w prze-chwytywaniu zanieczyszczeñ (Falkowska, 2001), jest przyczyn¹ wystêpowania naturalnych stref ochronnych w dolinach rzecznych. £¹cz¹ce odcinki pojeziorne strefy prze³omowe, lub o genezie erozyjno-akumulacyjnej, gdzie nastêpuje koncentracja odp³ywu gruntowego do rzeki, s¹ odcinkami szczególnie wra¿liwymi. W przypadku prowa-dzenia badañ dla celów zagospodarowania dolin, wyró¿nio-ne pod wzglêdem morfogewyró¿nio-netycznym odcinki powinny byæ traktowane jako ich podstawowe elementy strukturalne.
Literatura
ALBRYCHT A. 1997 — Szczegó³owa Mapa geologiczna Polski w skali 1 : 50 000, ark. £osice wraz z objaœnieniami. CAG Pañstw. Inst. Geol.
BIENIASZEWSKA H. 1973 — Metody obliczeñ odp³ywu gruntowego na przyk³adzie ma³ej zlewni. Biul. Inst. Geol., 277: 127–156. BIEÑKIEWICZ P., ROGUSKI W. & £ABÊDZKI L. 1983 — W³aœciwoœci fizyczno-wodne gleb hydrogenicznych doliny górnej Noteci, pod k¹tem potrzeb melioracji i zagospodarowania. Wiad. Inst. Melior. U¿yt. Ziel., 15: 74–104.
BYCZKOWSKI A. 1979 — Hydrologiczne podstawy projektów wod-no-melioracyjnych. Przep³ywy charakterystyczne. PWRiL, Warszawa. FALKOWSKA E. 2001 — Regularities in the occurence of protection zones in polygenetic river valleys from the eastern part of the Polish Lowlands. Acta Geol. Pol., 51: 163–192.
FALKOWSKI E., FALKOWSKI T., GRANACKI W., KARABON J. & KRAU¯LIS K. 1988 — Morfogeneza sieci rzecznej województwa Bia³a Podlaska w nawi¹zaniu do prawdopodobieñstwa przebiegu deglacjacji. Prz. Geol., 36: 619–630.
FALKOWSKI T. 1994 — Zró¿nicowanie warunków odp³ywu pod-ziemnego w zale¿noœci od morfo- i litogenezy odcinków dolin rzek nizinnych. Wydz. Melior. In¿. Œrod. SGGW, Warszawa.
FALKOWSKI T. 2000 — Deformation structures in the escarpment zones of the polygenic valleys from the Polish Lowlands and their influence on the circulation of groundwater. Annals of Warsaw Agricultural University — SGGW, Land Reclamation, 30: 91–98. KELLNER E. & HALLDIN S. 2002 — Wather budget and surface-lay-er watsurface-lay-er storage in a sphagnum bog in central Sweden. Hydrolog. Proc., 16: 87–103.
KICIÑSKI T. 1960 — Odp³yw gruntowy w rzekach i jego okreœlanie. Gospod. Wod., 166: 439–441.
NITYCHORUK J. 1995 — Stratygrafia plejstocenu i paleomorfologia po³udniowego Podlasia. Tow. Przyj. Nauk, Miêdzyrzec Podlaski. PACZYÑSKI B., JEZIERSKI H.J., MITRÊGA J., P£OCHNIEWSKI Z., SKRZYPCZYK L. & WODZIÑSKA I. 1993 — Atlas hydrogeolo-giczny Polski. Pañstw. Inst. Geol.
PONIAK R. 1975 — Wp³yw warunków hydrogeologicznych na wiel-koœæ zasilania rzek nizinnych wodami podziemnymi. SGGW Warszawa. SKIBNIEWSKI L. 1960 — Anomalie przep³ywu Odry. Gospodarka Wodna, 164: 348–351.
SKIBNIEWSKI L. 1961 — Anomalie przep³ywu wód polskich. Prz. Geofiz., 14: 107–120.
SZUNIEWICZ J. 1989 — Pulsation retention and formation of water conditions in dry years in reclaimed sedge-moss peats. Wiad. Inst. Melior. U¿yt. Ziel., 16: 169–183.
TERPI£OWSKI S. 2000 — Œrodowisko depozycyjne osadów glaciflu-wialnych kemu/ozu? Stanowisko Kolonia Zakrze. Warsztaty terenowe nt. Osady, struktury deformacyjne i formy warciañskiej strefy glacjo-marginalnej na Nizinie Podlaskiej. Lublin.
