Wykorzystanie badañ batymetrycznych w identyfikacji morfodynamiki
stref korytowych rzek na przyk³adzie wybranych odcinków Wis³y i Bugu
Tomasz Falkowski
1, Piotr Ostrowski
1The use of bathymetric studies to identify zones of channel morphodynamics of rivers, exemplified by selected sections of the Vistula and Bug rivers. Prz. Geol., 65: 375–382. A b s t r a c t. One of channel features, which seems to be important for river engineering projects, is possibility of existence of natural trends of currents distribution. The recurrence of thalweg direction can be connected among other reasons with the susceptibility to erosion of deposits that build up the channel zone. The aim of the study was determination of alluvia basement influence on channel morphodynamics. The article presents the results of bathymetric mea-surements that were carried out in two non-engineered sections of the Bug River channel within its Podlaski Gorge and two sections of the Middle Vistula: in the Basonia (Ma³opolska Gorge) and Dêblin (examples of engineered channel) regions. The study was conducted with the use of sonar coupled with a DGPS receiver. Measurements were performed under conditions of low and medium water levels. The study also included geological research of the river channel (drillings). The analysis of channel mor-phology changes was performed in GIS environment. The studies have shown a link between mormor-phology of the alluvia basement (composed of erosion-resistant deposits) and the flow directions. This phenomenon is observed in the river channel regardless of the flow rate.
Keywords: bathymetric measurement, river channel, thalweg line
Geologiczno-in¿ynierska prognoza opisuj¹ca stan i ewolucjê procesów geodynamicznych przebiegaj¹cych w efekcie zmian sposobu zagospodarowania (por. Kowalski, 1988), w przypadku badañ koryt rzecznych (koryta wiel-kiej wody proksymalnej czêœci równiny zalewowej; Allen, 1970; Miall, 1996) wymaga przede wszystkim okreœlenia charakteru i dynamiki zmian rzeŸby, które wi¹¿¹ siê ze zde-finiowanym re¿imem hydrologicznym (Falkowski, 1967). Procesy kszta³tuj¹ce wspó³czesne koryta rzek podlegaj¹ ewolucji (Vanderberghe, 2002), a jej g³ówn¹ przyczyn¹ poza zmianami klimatycznymi (np. Knox, 2000) jest sta³y wzrost stopnia przeobra¿enia œrodowiska zlewni rzeki i jej doliny przez cz³owieka (Falkowski, 1967, 1971, 1982; Starkel, 1983, 2001).
Poszczególne odcinki dolin rzek nizinnych mog¹ siê charakteryzowaæ odmiennym przebiegiem ewolucji œrodo-wiska fluwialnego. Fakt ten mo¿e wynikaæ ze zró¿nicowa-nia budowy geologicznej obszarów rozcinanych przez dolinê rzeczn¹ (np. Migiros i in., 2011), a tak¿e z budowy geologicznej samej doliny (Falkowski, 2015). Na obszarze Ni¿u Polskiego podzia³ dolin rzecznych na odmienne odcin-ki (odcinodcin-ki morfogenetyczne, por. Falkowsodcin-ki, 1990, 1995) jest przede wszystkim skutkiem wyraŸnej strefowoœci rzeŸ-by tego obszaru (Ró¿ycki, 1972; Mojski, 2005), a tak¿e glacjalnej poligenezy tych form (Falkowski, 1971; Florek,
1991; Musia³, 1992; Falkowski, 1995; Kobojek, 1996). Efektem niedojrza³oœci geomorfologicznej dolin jest brak w pe³ni wykszta³conego coko³u erozyjnego. Objawia siê on miêdzy innymi (Falkowski, 1990) wystêpowaniem bez-poœrednio w dnie koryta lub pod niewielkiej mi¹¿szoœci warstw¹ piaszczystych aluwiów morfologicznych kulmi-nacji powierzchni stropowej ich pod³o¿a, zbudowanych z utworów o wiêkszej odpornoœci na rozmywanie (trudno rozmywalnych – Falkowski, 2007; Falkowska & Falkowski, 2015). Przebiegaj¹cy wspó³czeœnie proces ewolucji œrodo-wiska fluwialnego, który polega na dalszym pog³êbianiu siê ró¿nic pomiêdzy przep³ywami i stanami ekstremalnymi rzek (Ozga-Zieliñska, 1997), wyeksponowa³ znaczenie takich kulminacji dla wspó³czesnej morfodynamiki koryt (Falkowski, 2006; Ostrowski, 2011). Kulminacje pod³o¿a aluwiów, szczególnie w czasie wezbrañ, mog¹ byæ ods³ania-ne w dnie koryta, a ich morfologia oddzia³uje wtedy na uk³ad g³ównego nurtu (Falkowski, 2007). Zró¿nicowanie dynamiki przep³ywu w poszczególnych strefach koryta w konkretnych warunkach przep³ywu (¯elazo, 1992) powo-duje, ¿e jego powierzchnia jest ods³aniana spod warstwy aluwiów korytowych tylko w okreœlonych miejscach (np. w strefach intensywnej eworsji). Po³o¿enie takich miejsc powinno siê jednak zmieniaæ odpowiednio do zmian wiel-koœci natê¿enia przep³ywu (Leopold i in., 1964) i po³o¿enia mezoform korytowych. Zmiany warunków przep³ywu na poszczególnych odcinkach koryta mog¹ byæ tak¿e zwi¹zane z budow¹ i stopniow¹ deterioracj¹ budowli regulacyjnych.
Celem badañ by³o okreœlenie charakteru zmian morfo-logii koryta wybranych odcinków rzek nizinnych Wis³y i Bugu, a tak¿e identyfikacja na tej podstawie trwa³ych
1
Wydzia³ Budownictwa i In¿ynierii Œrodowiska, Szko³a G³ówna Gospodarstwa Wiejskiego w Warszawie, ul. Nowoursynowska 159, 02-776 Warszawa; tomasz_falkowski@sggw.pl, piotr_ostrowski@sggw.pl.
T. Falkowski P. Ostrowski
elementów ich morfodynamiki oraz okreœlenie ich zwi¹zku z budow¹ geologiczn¹ koryta (g³ównie po³o¿eniem stropu i litologi¹ pod³o¿a aluwiów). Badania te obejmowa³y odcinek doliny Wis³y od Annopola do Modlina oraz odcinek Bugu od Niemirowa do Mierzwic. Identyfikacja okreœlonych tendencji w procesie kszta³towania siê rzeŸby dna koryta mo¿e byæ przydatna w konstruowaniu geologiczno-in¿y-nierskich prognoz dotycz¹cych bezpieczeñstwa budowli hydrotechnicznych w korycie (Falkowski, 2007) oraz bez-pieczeñstwa budowli ochrony przeciwpowodziowej (Wierzbicki i in., 2013). Powinna byæ tak¿e istotn¹ pod-staw¹ dla projektów renaturyzacji koryt (Babiñski, 2005; ¯elazo & Popek, 2002).
W niniejszej pracy zagadnienie zmian morfologii koryt omówiono na przyk³adzie dwóch wybranych odcinków uregulowanego koryta Wis³y oraz nieuregulowanego i nie-obwa³owanego koryta Bugu na odcinku jego Podlaskiego Prze³omu (ryc. 1). W dolinie Wis³y analizowano odcinek rejonu Kêpy Gosteckiej (330–335 km biegu rzeki), gdzie pod³o¿e aluwiów tworz¹ ska³y lite kredy górnej, a tak¿e
odcinek w rejonie Dêblina (390–394 km biegu rzeki), gdzie cokó³ erozyjny buduj¹ spoiste utwory oligocenu. Analizo-wane w niniejszej pracy dwa odcinki doliny Bugu s¹ wykszta³cone w glacjalnych osadach plejstocenu (ryc. 1).
METODYKA
Badania rzeŸby dna koryta prowadzono z wykorzysta-niem zestawu z³o¿onego z echosondy jednozakresowej zin-tegrowanej z odbiornikiem DGPS dzia³aj¹cym w systemie EGNOS. Zestaw ten umo¿liwia³ jednoczesny pomiar g³êbo-koœci wody w korycie i wspó³rzêdnych geograficznych punktu pomiarowego z czêstotliwoœci¹ jednej sekundy. Minimalna g³êbokoœæ pomiaru wynosi³a 0,35 m. Granice koryta i mezoform korytowych okreœlano, u¿ywaj¹c rêcz-nych odbiorników DGPS. Pomiary prowadzono w warun-kach ró¿nych stanów wody, wykonuj¹c poprzeczne przekroje koryta oddalone od siebie od ok. 100 do 200 m. Za³o¿ony przebieg przekrojów by³ weryfikowany tak¿e w trakcie prowadzenia badañ, ze wzglêdu na wystêpuj¹ce w korycie
Ryc. 1. Lokalizacja analizowanych odcinków rzek; A – 174–197 km biegu Bugu, B – 386–399 km biegu Wis³y, C – 330–337 km biegu Wis³y Fig. 1. Location of the analysed channel reaches; A – Bug River 174–197 km, B – Vistula River 386–399 km, C – Vistula River 330–337 km
przeszkody, takie jak pozosta³oœci rozmytych budowli regulacyjnych (w przypadku Wis³y) czy mielizny. Punkty pomiarowe zagêszczono dodatkowo, wykonuj¹c wzd³u¿ biegu koryta jeden lub dwa profile batymetryczne. Wyniki punktowych pomiarów g³êbokoœci zosta³y poddane inter-polacji w programie Surfer. Na jej podstawie wykonano mapy batymetryczne badanych odcinków. W przypadku odcinków koryta Wis³y otrzymane mapy zosta³y prze-kszta³cone w mapy ukszta³towania powierzchni dna koryta (mapy hipsometryczne). Opis takiej procedury zawiera praca Bracha i in. (2015).
Oprócz badañ morfologii koryt rozpoznano litologiê aluwiów korytowych oraz ich bezpoœredniego pod³o¿a. Wiercenia geologiczne w korycie wykonywano zestawem do wierceñ rêcznych rurowanych firmy Ejilkelkamp, z wy-korzystaniem dwóch ³odzi pneumatycznych.
WYNIKI BADAÑ
Odcinek 1, dolina Wis³y, Kêpa Gostecka
Na podstawie echosonda¿u wykonanego 26.06.2004 r. w warunkach stanów œrednich stwierdzono, ¿e przebieg g³ównego nurtu by³ w zasadzie zgodny z przebiegiem trasy regulacyjnej (ryc. 2). Rzêdne dna koryta w linii g³ównego nurtu (plosa) osi¹ga³y wartoœci do 121 m n.p.m. W dnie koryta by³y widoczne odizolowane wyboje o charakterze kot³ów eworsyjnych. Poni¿ej przeprawy promowej, pod prawym brzegiem stwierdzono odga³êzienie g³ównego nurtu, biegn¹ce w górê rzeki w kierunku nasady wa³u
prze-prawy promowej. Strefa ta znajduje siê poza osi¹ trasy regulacyjnej.
W czasie wezbrania (31.07.2004 r.) przebieg g³ównego nurtu by³ zgodny z kierunkiem zarejestrowanym w warun-kach stanów œrednich. Charakterystyczna dla tego mierzonego odcinka by³a wiêksza iloœæ wybojów (kot³ów eworsyjnych), w obrêbie których minimalne rzêdne dna wynios³y ok. 120 m n.p.m. Na wysokoœci 333,3 km od g³ównego nurtu oddzieli³a siê linia nurtu, która bieg³a pod lewym brzegiem koryta. Niezgodn¹ z przebiegiem trasy regulacyjnej liniê nurtu stwierdzono tak¿e pod prawym brzegiem w górê od 331 km oraz pod lewym brzegiem u ujœcia Krêpianki.
Pod³o¿e aluwiów na tym odcinku buduj¹ margle glauko-nitowe, wapienie i opoki dolnego mastrychtu, przykryte ich gliniast¹ zwietrzelin¹, zawieraj¹c¹ okruchy opok, margli, a tak¿e ziarna dobrze obtoczonego kwarcu. Sporadycznie w wierceniach spotykano otoczaki krystalicznych ska³ skandynawskich. Powierzchnia pod³o¿a aluwiów tworzy tu rynnê o osi zgodnej z przebiegiem wspó³czesnego koryta. Rzêdne stropu pod³o¿a wynosz¹ przy lewym brzegu koryta (pod strom¹, poprzecinan¹ w¹skimi i g³êbokimi w¹wozami skarp¹ wysoczyzny) ok. 123 m n.p.m., w jego czêœci cen-tralnej ok. 114 m n.p.m, a w rejonie prawego brzegu koryta ok. 116–117 m n.p.m.
Odcinek 2, dolina Wis³y, Dêblin
Badania morfologii dna koryta przeprowadzono w dniach 20.07.2004 r. i 17.09.2004 r. w warunkach stanów niskich (ryc. 3). W lipcu 2004 r. na wysokoœci 390 km
Ryc. 2. Porównanie wyników echosonda¿y koryta Wis³y w okolicach Kêpy Gosteckiej (A, B) oraz izolinie stropu pod³o¿a aluwiów (C); przerywana linia – przebieg nurtu
Fig. 2. Comparison of bathymetric measurements of the Vistula River channel near Kêpa Gostecka (A, B) with isolines of the channel alluvia basement (C); dashed line – thalweg course
stwierdzono ³¹czenie siê dwóch linii nurtu – wschodniego, zwi¹zanego z rynn¹ erozyjn¹ wód wezbraniowych bieg-n¹c¹ wzd³u¿ wa³u przeciwpowodziowego, oraz drugiego, maj¹cego zwi¹zek z osi¹ trasy regulacyjnej. Nieco powy¿ej ujœcia Wieprza g³ówny nurt skrêca³ na NE, przeœlizguj¹c siê po powierzchni kulminacji pod³o¿a holoceñskich aluwiów. Do mostu kolejowego g³ówny nurt tworzy³ skoncentrowan¹ strefê. Poni¿ej niego w dnie koryta stwierdzono istnienie wybojów o charakterze kot³ów eworsyjnych. Jest to strefa wystêpowania bardzo wyraŸnych wirów. Ploso na tym odcinku bieg³o pod prawym brzegiem koryta. Od 393,5 km g³êbsza rynna w korycie wystêpowa³a tak¿e pod lewym brzegiem. Najwiêksz¹ g³êbokoœæ posiada³o ploso w przeœwi-cie mostu drogowego pod prawym brzegiem i nieco poni¿ej, gdzie rzêdna dna wynosi³a ok. 106,5 m n.p.m. Wybój ten jest zwi¹zany z koncentracj¹ strumienia na skutek oddzia³ywa-nia filarów mostowych. We wrzeœniu 2004 r. ukszta³towa-nie powierzchni dna by³o bardzo podobne. Minimalne jego rzêdne by³y o ok. 0,5 m wy¿sze od stwierdzonych w lipcu.
Pod³o¿e holoceñskich aluwiów na omawianym odcinku buduj¹ gliny pylaste ze szcz¹tkami organicznymi oligocenu dolnego (¯arski, 1991, 1993; Ziembiñska-Tworzyd³o, 2005), przykryte lokalnie ¿wirowo-g³azowym brukiem. Oprócz niego w pod³o¿u holoceñskich aluwiów stwierdzano obec-noœæ prawdopodobnie plejstoceñskich, silnie zagêszczonych osadów rzecznych, piasków i ¿wirów. Na ich powierzchni znajduje siê tak¿e warstwa rezydualna zbudowana ze
¿wi-rów i g³azów. Powierzchnia pod³o¿a aluwiów w strefie kory-towej tworzy rynnê biegn¹c¹ wzd³u¿ prawego brzegu wspó³czesnego koryta Wis³y. Na wysokoœci ustabilizowane-go budowlami hydrotechnicznymi ujœcia Wieprza, w central-nej czêœci koryta stwierdzono obecnoœæ kulminacji – garbu (rys. 3C), którego powierzchnia znajduje siê na rzêdnej ponad 106 m n.p.m. Pe³ni ona rolê rygla, blokuj¹cego przep³yw wielkich wód zgodnie z przebiegiem wspó³czesnego koryta.
Odcinek 3, dolina Bugu, 177–179 km biegu rzeki
Echosonda¿ morfologii dna koryta Bugu wykonano w dniu 03.07.2007 r. w warunkach stanu œredniego rzeki (ryc. 4). Charakterystyczn¹ cech¹ jego ukszta³towania na odcinku pomiêdzy 177 a 180 km jest wystêpowanie licznych wybojów o charakterze kot³ów eworsyjnych. W rejonie 178,5 km wystêpuje strefa najwiêkszych na analizowanym odcinku g³êbokoœci, przekraczaj¹cych 4,25 m. Koryto w tym miejscu pod k¹tem ostrym zmienia kierunek z N–S na SE–NW, biegn¹c na odcinku ok. 1 km u podnó¿a skarpy wysoczyzny morenowej. Na powierzchni równiny zalewo-wej s¹ widoczne œlady migracji koryt meandrowych, a tak¿e œlady wspó³czesnych przep³ywów wezbraniowych (Ostrowski, 2011). Po³o¿enie najg³êbszych kot³ów ewor-syjnych pokrywa siê z miejscami przeciêcia paleomeandra widocznego na wysokorozdzielczym zobrazowaniu sateli-tarnym (ryc. 4).
Ryc. 3. Porównanie wyników echosonda¿y koryta Wis³y w Dêblinie (A, B) oraz izolinie stropu pod³o¿a aluwiów (C); przerywana linia – przebieg nurtu
Fig. 3. Comparison of bathymetric measurements of the Vistula River channel in Dêblin (A, B) with isolines of the channel alluvia base-ment (C); dashed line – thalweg course
Odcinek 4, dolina Bugu, 188–195 km biegu rzeki
Badania morfologii koryta Bugu na odcinku o d³ugoœci 7 km przeprowadzono w warunkach przep³ywów œrednich ni¿szych (ryc. 5A) i œrednich wy¿szych (ryc. 5B). Maksy-malna g³êbokoœæ koryta rzeki w czasie pierwszego pomia-ru wynosi³a 3,0 m, a w czasie dpomia-rugiego 2,6 m. Koryto Bugu w trakcie obu pomiarów charakteryzowa³o siê wystêpowa-niem licznych obni¿eñ eworsyjnych. Ich po³o¿enie zmie-nia³o siê w niewielkim zakresie. Linia g³ównego nurtu, wyznaczona na podstawie uk³adu i kszta³tu wybojów jest w obu przypadkach niemal identyczna. Charakteryzuje j¹ tak¿e nieregularny przebieg.
Pod³o¿e aluwiów korytowych na analizowanym odcinku buduje glina lodowcowa przykryta rezydualnym brukiem, zbudowanym z drobno- i œrednioziarnistych ¿wirów. Osady te ods³aniaj¹ siê w dnie koryta, na przyk³ad w rejonie 189,5 i 188,5 km (ryc. 6). Najni¿ej strop pod³o¿a stwierdzono w rejonie 191,5 km (na rzêdnej 112 m n.p.m) oraz w rejonie 188 km biegu rzeki (na rzêdnej 112,5 m n.p.m). Po³o¿enie stropu pod³o¿a aluwiów pod lewym brzegiem koryta nie jest identyczne z po³o¿eniem tego stropu pod brzegiem pra-wym (Ostrowski, 2011). Ponad stropem pod³o¿a wystêpuje warstwa aluwiów korytowych w postaci piasków ze ¿wi-rem. Lokalnie w profilu osadów buduj¹cych strefê kory-tow¹ stwierdzano tak¿e namu³y organiczne (ryc. 6).
DYSKUSJA
Zarówno morfologia koryt, jak i litologia utworów je buduj¹cych mo¿e siê zmieniaæ w sposób znacz¹cy nie tylko po ka¿dym wezbraniu (por. Leopold i in., 1964), ale tak¿e w czasie d³ugotrwa³ych okresów niskich czy œrednich sta-nów wody (Falkowski & Ostrowski, 2012). Zmiany te wyni-kaj¹ z procesu migracji bocznej koryt(a) (Miall, 1996) albo z utrwalonej tendencji do agradacji czy erozji (Allen, 1970). W przypadku analizowanych odcinków istotne znaczenie maj¹ jednak inicjalne warunki przebiegu wspó³czesnych procesów fluwialnych, wynikaj¹ce z budowy geologicznej doliny. W przypadku doliny Bugu s¹ to przede wszystkim kulminacje powierzchni stropowej pod³o¿a wspó³czesnych aluwiów, zbudowanego z osadów (g³ównie glin) lodowco-wych. Na tej powierzchni zosta³a wykszta³cona warstwa rezydualna, tworz¹ca w wielu miejscach „kamienne rafy” (por. Babiñski, 1997). S¹ one przyczyn¹ powstawania licz-nych, naturalnych stref eworsyjnych. Koryto Bugu nie by³o nigdy na tym odcinku uregulowane. Jak dowodz¹ przepro-wadzone pomiary batymetryczne po³o¿enie takich stref nie zmienia siê w znacz¹cym stopniu wraz ze zmian¹ natê¿enia przep³ywu. Sta³y jest zatem na analizowanych odcinkach Bugu uk³ad linii g³ównego nurtu.
Strop trudno rozmywalnego pod³o¿a wspó³czesnych aluwiów korytowych posiada skomplikowan¹ morfologiê. Wydaje siê jednak, ¿e w okresie meandrowania w optimum
Ryc. 4. Morfologia koryta Bugu na odcinku 177–179 km biegu rzeki; A – wysoczyzna morenowa, B – taras plejstoceñski, C – równia zalewowa, D – paleomeander
Fig. 4. Morphology of the Bug River channel in the reach 177–179 km of the river course; A – morainic plateau, B – Pleistocene terrace, C – floodplain, D – palaeomeander belt
klimatycznym holocenu (Falkowski, 1971) krêpowa³o ono koryto rzeki w mniejszym stopniu ni¿ obecnie (Ostrowski, 2011). Byæ mo¿e aktualne po³o¿enie powierzchni coko³u erozyjnego jest wynikiem wznosz¹cych ruchów
neotekto-nicznych tej strefy, o których wspomina³ Nitychoruk (1995). Wp³yw tych ruchów na przebieg procesów morfotwór-czych mo¿e potwierdzaæ rzeŸba powierzchni równi zale-wowej na odcinku Podlaskiego Prze³omu Bugu. Mo¿na tu
Ryc. 5. Porównanie wyników dwóch echosonda¿y koryta Bugu na odcinku 188–195 km biegu rzeki wykonanych 05.07.2007 r. (A) i 19.09.2007 r. (B)
Fig. 5. Comparison of bathymetric measurements of the Bug River channel in the reach 188–195 km of the river course, carried out on 05.07.2007 (A) and 19.09.2007 (B)
Ryc. 6. Litologia koryta i jego pod³o¿a na odcinku 188–196 km biegu rzeki
wyró¿niæ wyraŸne rozszerzenia i zwê¿enia tej powierzchni (Kondracki, 2001; Kusznerczuk, 2008). Œlady meandrowa-nia s¹ czytelne na powierzchni równi zalewowej w strefach jej rozszerzenia. W strefach zwê¿eñ na tej powierzchni s¹ widoczne jedynie œlady wspó³czesnych przep³ywów (Ostrowski, 2011).
Zachowanie paleomeandra, czytelnego na zobrazowaniu satelitarnym przedstawiaj¹cym obszar proksymalnej równi zalewowej na odcinku 177–179 km biegu rzeki (ryc. 4), œwiadczy o du¿ym znaczeniu budowy geologicznej w kszta³towaniu procesów korytowych w dolinie Bugu. For-ma ta powinna zostaæ przez wspó³czesn¹ rzekê zniszczona. Znaczna jej czêœæ znajduje siê bowiem w strefie dzia³alno-œci wspó³czesnego koryta – w proksymalnej czêdzia³alno-œci równi zalewowej. W profilu osadów buduj¹cych brzegi koryta nie stwierdzono jednak tutaj wystêpowania znacz¹cych mi¹¿szoœci warstw spoistych utworów wezbraniowych, które mog¹ ograniczaæ swobodê wspó³czesnej erozji rzecz-nej (por. Falkowski, 1971). Jednak meandry, których kszta³t jest efektem uwarunkowania koryta litologi¹ i uk³adem wychodni utworów buduj¹cych dno doliny Bugu (spoiste mady, ruda darniowa, bruki rezydualne i pnie drzew), opi-sywa³ na odcinku Drohiczyn–Nur (poni¿ej analizowanej strefy) Falkowski (1971).
Wykonane badania echosonda¿owe wykaza³y wystêpo-wanie przeg³êbieñ koryta w miejscach, gdzie wspó³czesne koryto Bugu przecina wspomniany paleomeander. Naj-g³êbszy wybój powsta³ u podnó¿a skarpy wysoczyzny, gdzie koryto wspó³czesnego Bugu po przeciêciu drugi raz pêtli meandrowej skrêca pod ostrym k¹tem na NW. W miejs-cu tym stwierdzono najwiêksze na analizowanym odcinku Podlaskiego Prze³omu Bugu g³êbokoœci koryta, przekra-czaj¹ce w warunkach stanu œredniego rzeki siedem metrów. Czynnikiem towarzysz¹cym powstaniu w tym miejscu wy-boju jest tak¿e separacja strumieni wód wezbraniowych i wsteczna cyrkulacja jednego z nich (por. Brierley & Fryirs, 2005). Œladem takiej dzia³alnoœci jest wyraŸna strefa depo-zycyjna, a tak¿e po³¹czenie koryta ze znajduj¹cym siê na wschód od niego starorzeczem. Byæ mo¿e odpreparowanie koryta meandrowego jest równie¿ przyczyn¹ intryguj¹cego przebiegu wspó³czesnego koryta Bugu w tym miejscu. Zbli¿aj¹c siê do wysoczyzny, rzeka pod ostrym k¹tem zmienia kierunek (ryc. 4). Na analizowanym przez Ostrow-skiego (2011) odcinku koryta Bugu od Niemirowa (198 km) do Mierzwic (174 km) znajduj¹ siê takie trzy, podobne do siebie odcinki koryta.
Nieco innej natury jest stabilizacja morfologii koryta na omawianych odcinkach œrodkowej Wis³y. Strop trudno rozmywalnych utworów z pod³o¿a aluwiów jest tu znacznie rzadziej ods³aniany spod warstwy aluwiów korytowych, a mimo to uk³ad g³ównego nurtu pozostaje w zasadzie sta³y. Dzieje siê tak nawet wbrew oddzia³ywaniu budowli regulacyjnych, co bywa czêsto przyczyn¹ ich awarii (por. Falkowski, 2007). Prawdopodobnie rzeka chêtniej rozmywa luŸne aluwia korytowe, zdeponowane w korycie w czasie opadania ostatniego wezbrania, które ods³oni³o strop ich pod³o¿a. Starsze aluwia korytowe, wykazuj¹ce wiêksze zagêszczenie (Falkowski, 2007), stanowi¹ zatem strefy utrudnionej erozji. W ten sposób w strefach wystêpowania kulminacji pod³o¿a aluwiów rzeka zachowuje swoist¹ „pamiêæ koryta”.
Czynnikiem stabilizuj¹cym morfodynamikê koryta œrodkowej Wis³y mog¹ byæ tak¿e utwory wezbraniowe, szczególnie w miejscach, gdzie tworz¹ one w strefach brzegowych ci¹g³e profile. S¹ to albo serie spoistych mad pochodz¹ce z okresu meandrowania rzeki, albo warstwy bardziej pylastych utworów wezbraniowych deponowanych przez wspó³czesn¹, roztokow¹ Wis³ê (Myœliñska, 1984). W profilu wspó³czesnych utworów wezbraniowych war-stwy glin i py³ów wystêpuj¹ przewa¿nie na przemian z pia-skiem. Mo¿e on jednak zostaæ usuniêty w wyniku sufozji aktywizowanej w czasie opadania fali wezbraniowej (por. Falkowski, 2015). Pozbawione oparcia warstwy utworów spoistych, pochylaj¹c siê fleksuralnie, mog¹ przykryæ brzeg koryta, stabilizuj¹c proces erozji bocznej.
WNIOSKI
We wszystkich analizowanych odcinkach koryt rzecz-nych stwierdzono zale¿noœæ pomiêdzy budow¹ geologiczn¹ strefy korytowej (koryta wielkiej wody) a ukszta³towaniem powierzchni dna koryta. Za g³ówny czynnik stabilizuj¹cy uk³ad g³ównego nurtu nale¿y uznaæ litologiê i ukszta³towanie powierzchni bezpoœredniego pod³o¿a wspó³czesnych alu-wiów korytowych. Poza strefami wystêpowania kulminacji trudno rozmywalnego pod³o¿a aluwiów zmiany morfologii wspó³czesnego koryta maj¹ charakter procesu stochastycz-nego (Falkowski & Ostrowski, 2012) lub s¹ wynikiem oddzia³ywania budowli regulacyjnych.
Oddzia³ywanie elementów budowy geologicznej strefy korytowej mo¿e objawiaæ siê tak¿e w postaci zachowania swoistej „pamiêæ koryta”, wynikaj¹cej z ró¿nic zagêszczenia poszczególnych serii holoceñskich aluwiów korytowych.
Identyfikacja tendencji w morfodynamice koryta na danym odcinku powinna siê opieraæ na obserwacji zmian jego morfologii. Idealnym narzêdziem do prowadzenia takich badañ s¹ zestawy hydrograficzne sk³adaj¹ce siê z echosondy wspó³pracuj¹cej z odbiornikiem GNSS (DGPS), a tak¿e bazy danych GIS.
Autorzy dziêkuj¹ Recenzentom za wnikliwe uwagi do pier-wotnej wersji artyku³u. Prezentowane wyniki s¹ efektem prac prowadzonych w ramach dwóch tematów badawczych finanso-wanych przez Komitet Badañ Naukowych (KBN 8 TO7G 020 21 oraz KBN 2P04E 069 29).
LITERATURA
ALLEN J.R.L. 1970 – Phisical processes of sedimentation. George Allen and Unwin LTD, London.
BABIÑSKI Z. 1997 – Procesy erozyjno-akumulacyjne poni¿ej stopnia wodnego W³oc³awek, ich konsekwencje i wp³yw na morfodynamikê pla-nowanego zbiornika Nieszawa. PAN IGiPZ, Toruñ, s. 46.
BABIÑSKI Z. 2005 – Renaturyzacja dna doliny dolnej Wis³y metodami hydrotechnicznymi. Prz. Geogr., 77 (1): 21–36.
BRACH M., FALKOWSKI T., OSTROWSKI P. & PRZYWÓZKI M. 2015 – Structure and utilisation possibilities of channel digital model in example of Vistula River in Warsaw. Ann. Warsaw Univ. Life Sci. – SGGW, Land Reclamation, 47 (4): 289–304.
BRIERLEY G.J. & FRYIRS K.A. 2005 – Geomorphology and river management: Applications of the river styles framework. Blackwell Publications, s. 398.
FALKOWSKI E. 1967 – Ewolucja holoceñskiej Wis³y na odcinku Zawi-chost–Solec i in¿yniersko-geologiczna prognoza jej dalszego rozwoju. Biul. Inst. Geol., 198: 57–148.
FALKOWSKI E. 1971 – Historia i prognoza rozwoju uk³adu koryta wybranych odcinków rzek nizinnych Polski. Biul. Geol., Wydz. Geol. UW, 12: 5–121.
FALKOWSKI E. 1982 – Some regularities of the valley floor evolution of the Middle Vistula river valley. [W:] Starkel L. (red.), Evolution of the Vistula river valley during the last 15 000 years. Geogr. Stud., Spec. Issue, 1. PAN IGiPZ: 9–20.
FALKOWSKI E. 1990 – Morphogenetic classification of river valleys developing in formerly glaciated areas for needs of mathematical and physical modeling in hydro technical projects. Geogr. Pol., 58: 55–67. FALKOWSKA E. & FALKOWSKI T. 2015 – Trace metals distribution pattern in floodplain sediments of a lowland river in relation to contem-porary valley bottom morphodynamics. Earth Surf. Process. Landf., 40 (7): 876–887.
FALKOWSKI T. 1995 – Poligeneza jako czynnik warunkuj¹cy kszta³towanie siê modeli dolin w aspekcie oceny wodonoœnych struktur aluwialnych i stabilizacji erozji wg³êbnej. Zesz. Nauk. Akad. Rol. we Wroc³awiu, 270 (2): 29–35.
FALKOWSKI T. 2006 – Naturalne czynniki stabilizuj¹ce wybrane od-cinki strefy korytowej Wis³y œrodkowej. Wyd. SGGW ser. Rozpr. Nauk. i Monogr., s. 128.
FALKOWSKI T. 2007 – Geomorphological analysis of a the Vistula River valley in evaluating the safety of regulation structures. Acta Geol. Pol., 57 (3): 377–390.
FALKOWSKI T. 2015 – Ró¿nicowanie warunków przep³ywu wód wspó³czesnych równi zalewowych na Ni¿u Polskim na przyk³adzie doli-ny œrodkowej Wis³y. Prz. Geol., 63, (10/2): 710–714.
FALKOWSKI T. & OSTROWSKI P. 2012 – Wp³yw budowy geologicz-nej na zró¿nicowanie dynamiki procesów korytowych w warunkach sil-nej antropopresji na przyk³adzie Wis³y warszawskiej. Acta Geogr. Lodz., 100: 51–63.
FLOREK W. 1991 – Postglacjalny rozwój dolin rzek œrodkowej czêœci pó³nocnego sk³onu Pomorza. Wy¿sza Szko³a Pedagogiczna w S³upsku, s. 238.
KNOX J.C. 2000 – Sensitivity of modern and Holocene floods to climate change. Quatern. Sci. Rev., 19: 439–457.
KOBOJEK E. 1996 – Wp³yw warciañskich procesów glacjalnych na morfologie doliny Rawki. Acta Geogr. Lodz., 71: 67–78.
KONDRACKI J. 2001 – Geografia regionalna Polski. PWN, Warszawa, s. 441.
KOWALSKI W.C. 1988 – Geologia in¿ynierska. Wyd. Geol., Warszawa, s. 549.
KUSZNERCZUK M. 2008 – O czwartorzêdowej morfogenezie doliny Bugu pod Janowem Podlaskim. Ann. UMCS, Sect. B, 5: 105–112. LEOPOLD L.B., WOLMAN M.G. & MILLER J.P. 1964 – Fluvial pro-cesses in geomorphology. W.H. Freeman & Co, San Francisco, s. 522. MIALL A.D. 1996 – The geology of fluvial deposits. Sedimentary facies, basin analysis and petroleum geology. Springer, s. 582.
MIGIROS G., BATHRELLOS G.D., SKILODIMOU H.D. & KARAMOUSALIS T. 2011 – Pinios (Peneus) River (Central Greece):
hydrologicalg-eomorphologic elements and changes during the Quater-nary. Cent. Eur. J. Geosci., 3 (2): 215–228.
MOJSKI J.E. 2005 – Ziemie polskie w czwartorzêdzie. Zarys morfoge-nezy. Pañstw. Inst. Geol. & Min. Œrod., Warszawa, s. 404.
MUSIA£ A. 1992 – Studium rzeŸby glacjalnej pó³nocnego Podlasia. Wyd. UW, s. 203.
MYŒLIÑSKA E. 1984 – Kryteria oceny in¿yniersko-geologicznych w³aœciwoœci mad. Kwart. Geol., 28: 143–162.
NITYCHORUK J. 1995 – Stratygrafia plejstocenu i paleogeografia po³ud-niowego Podlasia. Tow. Przyjació³ Nauk, Miêdzyrzec Podlaski, s. 91. OSTROWSKI P. 2011 – Wykorzystanie wysokorozdzielczych zdjêæ satelitarnych do identyfikacji form rzeŸby wybranego fragmentu doliny Bugu. Manuskrypt rozprawy doktorskiej, Wyd. Bud. i In¿. Œrodow. SGGW w Warszawie.
OZGA-ZIELIÑSKA M. 1997 – O koniecznoœci okreœlania dla rzek polskich maksymalnych wiarygodnych wezbrañ wywo³anych maksymalnymi wiary-godnymi opadami. Forum naukowo-techniczne – PowódŸ 1997, IMGW, Warszawa, t. 2: 1–10.
RÓ¯YCKI S.Z. 1972 – Plejstocen Polski œrodkowej na tle przesz³oœci w póŸnym trzeciorzêdzie. PWN, Warszawa, s. 316.
STARKEL L. 1983 – The reflection of hydrologic changes in fluvial envi-ronment of the temperate zone during the last 15 000 years. [W:] Gregory J. (red.), Background to paleohydrology. J. Wiley, Chichester: 213–234. STARKEL L. 2001 – Historia doliny Wis³y od ostatniego zlodowacenia do dziœ. Monogr. IGiPZ PAN, 1. Warszawa, s. 263.
VANDERBERGHE J. 2002 – The relation between climate and river pro-cesses, landforms and deposits during the Quaternary. Quatern. Internat., 91: 17–23.
WIERZBICKI G., OSTROWSKI P., MAZGAJSKI M. & BUJAKOWSKI F. 2013 – Using VHR multispectral remote sensing and LIDAR data to determine the geomorphological effects of overbank flow on a floodplain (the Vistula River, Poland). Geomorphology, 183: 73–81. ZIEMBIÑSKA-TWORZYD£O M. 2005 – Opinia o wieku osadu z próbki Dêblin 61 na podstawie analizy palinologicznej. Arch. Katedry Geoin¿ynierii SGGW, Warszawa.
¯ARSKI M. 1991 – Szczegó³owa Mapa Geologiczna Polski w skali 1 : 50 000. Arkusz Dêblin, Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
¯ARSKI M. 1993 – Objaœnienia do Szczegó³owej Mapy Geologicznej Polski w skali 1 : 50 000. Arkusz Dêblin, Pañstw. Inst. Geol., Warszawa. ¯ELAZO J. 1992 – Badania prêdkoœci i oporów przep³ywu w natural-nych korytach rzek nizinnatural-nych. Rozpr. Nauk. i Monogr. Wyd. SGGW, Warszawa.
¯ELAZO J. & POPEK Z. 2002 – Podstawy renaturyzacji rzek. Wyd. SGGW, Warszawa, s. 319.
Praca wp³ynê³a do redakcji 23.05.2016 r. Akceptowano do druku 19.04.2017 r.
