Przydatnoœæ pomiarów georadarowych i analiz geomorfometrycznych
do rozpoznania wewnêtrznej struktury p³ytkich osuwisk
– na przyk³adzie góry Œredniak w Masywie Œnie¿nika, Sudety Wschodnie
Ma³gorzata Makoœ
1, Artur Sobczyk
1Evaluation of usefulness of integrated ground-penetrating radar and geomorphometric analyses applied to recognition of internal structure of shallow landslides – case study from Mt. Œredniak in the Œnie¿nik Massif, Eastern Sudetes. Prz. Geol., 66: 636–647; doi: 10.7306/2018.10
A b s t r a c t. The paper reviews an application of non-destructive electromagnetic imaging of shallow bedrock and landslide colluvium horizons performed with ground-penetrating radar (GPR) technique on mass movement-affected mountain slope. We used a non-shielded 52 MHz GPR equipment to study an area of a shallow translational landslide, which developed on steeply inclined gneissic bedrock on Mt. Œredniak slopes (1210 m a.s.l.) in the Œnie¿nik Massif. This landslide originated at the boundary zone between intact bedrock comprising Proterozoic gneisses and uppermost slope cover, as a result of continuous rainfall during July of 2011. Fur-thermore, to better understand and examine a landslide area on Mt. Œredniak slopes we also applied structural geological and geomorphological methods. The GPR analyses resulted in high-resolution imaging of internal slope structure and gravitational deposit architecture in the range of 0.5–5 m below surface level. Electromagnetic sounding performed directly above the landslide source area elucidated a set of bedrock discontinuities with a possible direct impact on water aggregation and migration during the rainfall episodes. Furthermore, a GPR profile performed in a landslide toe area, showed subsurface reflection horizons to be corre-lated with a colluvium/bedrock transitional zone and internal heterogeneous architecture of colluvial deposits. Ground-penetrating radar proved to be both powerful and an easy-maintained 'on-site' method for steep mountain slope analysis, with a potential for high-resolution imaging of shallow-seated gravitational slope deformations.
Keywords: ground-penetrating radar, geomorphometric analysis, translational landslide, internal architecture of landslide deposits,
Eastern Sudetes, SW Poland
Stosowanie metod geofizycznych do badania osuwisk jest coraz bardziej powszechne zarówno w Polsce (Moœ-cicki, Antoniuk, 2006; Pilecki i in., 2008; Kamiñski i in., 2014; Pilecki, Harba, 2015), jak i za granic¹ (Petronino i in., 2016; Uhlemann i in., 2016). Podstawow¹ zalet¹ tych metod jest ich bezinwazyjnoœæ, poniewa¿ nie wymagaj¹ wykonywania otworów wiertniczych ani szurfów, przez co pozwajaj¹ te¿ zaoszczêdziæ czas i pieni¹dze. Obecnie do grona najczêœciej stosowanych geofizycznych technik ba-dawczych nale¿¹: metoda georadarowa (GPR), badania sej-smiczne i tomografia elektrooporowa (ERT). Ka¿da z tych metod s³u¿y do okreœlania innych w³aœciwoœci fizycznych oœrodka geologicznego – GPR do badania przenikalnoœci elektrycznej (e, F/m), metoda sejsmiczna do oceny gêstoœci oœrodka (r, g/cm3
), a ERT do badania opornoœci pozornej (R, Wm). Nierzadko, w celu porównania otrzymanych wyników i pe³niejszej interpretacji danych, wszystkie wymienione metody stosuje siê jednoczeœnie (por. Bichler i in., 2004; Schrott, Sass, 2008; Kasprzak, Sobczyk, 2017).
Od lat 80. XX w. coraz wiêkszym zainteresowaniem cieszy siê metoda georadarowa (Daniels, 2004), maj¹ca szeroki wachlarz zastosowañ. Przydatnoœæ tej metody do rozpoznawania osadów osuwisk by³a wielokrotnie wska-zywana w literaturze (m.in. Bichler i in., 2004; Sass, Kraut-blatter, 2007; Cascini i in., 2017). Metodê georadarow¹ wykorzystano m.in. do wyznaczenia architektury wew-nêtrznej osadów koluwialnych (Starheim i in., 2013), facji
georadarowych (Franke i in., 2015), a tak¿e do rozpoznania nieci¹g³oœci ska³ pod³o¿a (Porsani i in., 2006).
W Polsce najwiêcej ruchów masowych odnotowuje siê na obszarze Karpat fliszowych, gdzie przemiennie wystê-puj¹ ska³y osadowe o ró¿nym uziarnieniu (zlepieñce, pias-kowce, mu³owce i i³owce), pofa³dowane i poprzecinane spêkaniami i uskokami (D³ugosz, 2011). Osuwiska na obszarze Sudetów, w przeciwieñstwie do tych z Karpat fli-szowych, by³y uznawane za formy lokalne (Pulinowa, 1972; Migoñ, 2008). Najliczniej wystêpuj¹ one na obsza-rze Gór Kamiennych w Sudetach Œrodkowych (Grocholski, 1971; Don i in., 1979; Bossowski i in., 1994; Migoñ i in., 2014a). Postêp w rozpoznaniu obszarów przekszta³conych przez ruchy masowe, zwi¹zany w ostatnich latach z rozpo-wszechnieniem metod teledetekcyjnych, w tym lotniczego skaningu laserowego (ALS – Airborne Laser Scanning; Wehr, Lohr, 1999) i pochodz¹cych z niego danych LiDAR (Light Detection and Ranging) o wysokiej rozdzielczoœci (1 x 1 m lub wiêkszej), umo¿liwi³ rewizjê wczeœniejszego pogl¹du o nieznacznym przekszta³ceniu sudeckich stoków przez wielkoskalowe ruchy masowe (sensu Dikau i in., 1996; por. Migoñ, Kasprzak, 2011; Migoñ i in., 2014a; Kowalski, 2017a, b). Numeryczny model terenu (NMT) LiDAR bar-dzo precyzyjnie odzwierciedla ukszta³towanie powierzch-ni terenu, co umo¿liwia podzia³ ruchów masowych na przemieszczenia powierzchniowe, jak soliflukcja i pe³za-nie gruntu (Migoñ i in., 2014a), oraz wielkoskalowe (sensu
1
Instytut Nauk Geologicznych, Uniwersytet Wroc³awski, pl. M. Borna 9, 50-204 Wroc³aw; malgorzata.makos2@uwr.edu.pl; artur.sobczyk@uwr.edu.pl
A. Sobczyk M. Makoœ
Dikau i in., 1996). Na obszarze Sudetów zidentyfikowano i rozpoznano dotychczas nastêpuj¹ce rodzaje wielkoskalo-wych przemieszczeñ grawitacyjnych (wg klasyfikacji Dikau i in., 1996): osuwiska rotacyjne (Synowiec, 2003, Migoñ, Kasprzak, 2011), translacyjne (Migoñ i in., 2014a), osuwiska sp³ywowe (Kasprzak i in., 2014; Migoñ i in., 2014b), a tak¿e formy o z³o¿onej genezie (Migoñ i in., 2010).
Masyw Œnie¿nika (Sudety Wschodnie) by³ jak dot¹d uznawany za pasmo górskie, w którym ruchy masowe nie wystêpuj¹ na du¿¹ skalê (Migoñ, 1996). Obserwacjê tê potwierdza³ poœrednio brak wzmo¿onej aktywnoœci osuwi-skowej w tym rejonie po wyj¹tkowo wysokich opadach deszczu w lipcu 1997 r., kiedy wg danych stacji w Miêdzy-górzu, ich dobowa suma osi¹gnê³a 200 mm (por. Parzóch, Migoñ, 2010 za Dubicki i in., 1999). Na obszarze Masywu Œnie¿nika odnotowano jak dot¹d jedynie p³ytkie osuwiska zwietrzelinowe w rejonie góry Opacz (Sawicki, 1968) i
Ur-wistej (Wilczyñska, 1962), sp³ywy b³otne na zachodnich stokach góry M³yñsko (Pulinowa, 1972), a tak¿e sp³yw gruzowo-b³otny w dolinie Wilczki (¯urawek, 1998). Znane s¹ równie¿ wyst¹pienia innych form, œwiadcz¹cych o aktyw-noœci ruchów masowych, m.in. rozleg³e strefy spe³zywania pokryw stokowych w dolinie Kleœnicy (Jahn i in., 1989).
W 2011 r. w wyniku intensywnych opadów deszczu na stokach góry Œredniak w Masywie Œnie¿nika (ryc. 1) powsta³o niewielkie osuwisko translacyjne (0,55 ha), prze-jawiaj¹ce cechy sp³ywu. Osuwisko to pos³u¿y³o autorom niniejszego artyku³u do próby oceny przydatnoœci zinte-growanych pomiarów georadarowych i analiz geomorfo-metrycznych do inwentaryzacji i rozpoznania struktury wewnêtrznej p³ytkich osuwisk. Tak zarysowany cel badañ wymaga³ po³¹czenia wielu technik badawczych, a w szcze-gólnoœci p³ytkiej prospekcji geofizycznej, metod z zakresu GIS, kartografii geologicznej i geomorfologicznej. Ryc. 1. A – Lokalizacja Masywu Œnie¿nika na terenie Dolnego Œl¹ska; B – Obszar badañ na tle numerycznego modelu terenu LiDAR Fig. 1. A – Location of the Œnie¿nik Massif in the Lower Silesia area; B – The study area on LiDAR-based numerical terrain model
Wa¿nym elementem badañ by³a równie¿ analiza struktu-ralna ska³ pod³o¿a (uzupe³niona o kartowanie geomorfolo-giczne), która pos³u¿y³a do wskazania uwarunkowañ oraz nastêpstw rozwoju osuwiska na górze Œredniak. Obszar osuwiska objêto dotychczas badaniami geomorfologicz-nymi (Parzóch i in., 2012), meteorologiczgeomorfologicz-nymi (Urban, Foremnik, 2013), dendrochronologicznymi (Remisz i in., 2014) i geofizycznymi (Paszkiewicz, 2014). Wyniki badañ porównano z dotychczasowymi studiami tej formy osuwi-skowej, co stanowi³o podstawê do dyskusji nad jej genez¹.
UKSZTA£TOWANIE
I BUDOWA GEOLOGICZNA TERENU BADAÑ Badania prowadzono na SW stoku góry Œredniak (ryc. 1 i 2), nale¿¹cej do Masywu Œnie¿nika w Sudetach Wschodnich (Kondracki, 2002). Masyw Œnie¿nika ma for-mê rozrogu, w obrêbie którego grzbiety górskie rozchodz¹ siê w ró¿ne strony z najwy¿szego wzniesienia, tzw. punktu
zwornikowego Œnie¿nika (1425 m n.p.m.; Migoñ, 1996). Zachodnie ramiê tego rozrogu stanowi Œredniak (1210 m n.p.m.), który jest wzniesieniem o wyraŸnie sp³aszczonym wierzcho³ku, oddzielonym od pozosta³ych szczytów dolina-mi rzecznydolina-mi. Od pó³nocy grzbiet ten jest ograniczony przez dolinê potoku Wilczka, natomiast po stronie po³udniowej i zachodniej przez dolinê potoku Czarna. W szczytowych partiach Œredniaka pod wp³ywem surowego klimatu pery-glacjalnego rozwinê³y siê pola gruzowo-blokowe i loby soliflukcyjne (Traczyk, 1996), które w dolinie Czarnej tworz¹ zwarte pokrywy typu scree-slope (Traczyk, 1996). Charakterystyczne ska³ki wystêpuj¹ce na zachodnich i po-³udniowych stokach Œredniaka powsta³y z odpornych na wietrzenie ska³ gnejsowych. Ponadto na SW stokach wystê-puj¹ p³ytkie i w¹skie niecki stokowe, schodz¹ce do potoku Czarna. Mi¹¿szoœæ pokrywy glebowo-zwietrzelinowej na stokach Œredniaka jest niewielka. W górnych partiach stoku osi¹ga kilkanaœcie do kilkudziesiêciu centymet-rów i sukcesywnie wzrasta w kierunku dna doliny. Zbocza
Ryc. 2. Mapa geologiczna rejonu Œredniaka (wg Fr¹ckiewicz, Teisseyre’a 1977a, b, zmieniona i uzupe³niona) Fig. 2. Geological map of the Mt. Œredniak area (modified and supplemented by Fr¹ckiewicz, Teisseyre, 1977a, b)
doliny Czarnej, podcinaj¹cej stoki Œredniaka, porasta mo-nokultura œwierkowa.
Masyw Œnie¿nika obejmuje po³udniowo-zachodni¹ czêœæ metamorfiku L¹dka–Œnie¿nika, który wraz z meta-morfikiem bystrzycko-orlickim okreœla siê jako kopu³ê orlicko-œnie¿nick¹ (¯elaŸniewicz i in., 2011). Grzbiet Œredniaka znajduje siê w jej po³udniowo-wschodniej czê-œci i jest zbudowany ze ska³ proterozoicznych, zaliczanych do dwóch formacji: stroñskiej i giera³towsko-œnie¿nickiej (Fr¹ckiewicz, Teisseyre, 1977a, b). Formacja stroñska obej-muje ³upki ³yszczykowe i paragnejsy z wk³adkami kwarcy-tów i amfibolikwarcy-tów. Formacja giera³towsko-œnie¿nicka jest zbudowana z gnejsów oczkowych i warstewkowych. For-macje te kontaktuj¹ ze sob¹ wzd³u¿ uskoku o biegu N-S, przebiegaj¹cym w przybli¿eniu na linii grzbietu Œredniaka (Fr¹ckiewicz, Teisseyre, 1977a, b).
Osuwisko na Œredniaku w ca³oœci rozwinê³o siê na obszarze wystêpowania oczkowych gnejsów œnie¿nickich (ryc. 2, Fr¹ckiewicz, Teisseyre, 1977a), ok. 150 m na zachód od granicy z formacj¹ stroñsk¹.
Ponadto na obszarze badañ wystêpuj¹ czwartorzêdowe osady aluwialne, a tak¿e pokrywy blokowe, tworz¹ce rozleg³e rumowiska, m.in. na stokach Œredniaka, Ma³ego Œnie¿nika i Œnie¿nika.
METODYKA BADAÑ
Terenowe badania geomorfologiczne, geologiczne i geofizyczne przeprowadzono na Œredniaku wiosn¹ 2016 r., to jest po up³ywie blisko 5 lat od powstania na jego stoku osuwiska. W celu uszczegó³owienia zebranych danych oraz kontroli stanu osuwiska ponownych obserwacji doko-nano jesieni¹ 2017 r.
Badania geomorfologiczne
Jedn¹ z podstawowych metod rozpoznania osuwiska na Œredniaku by³o kartowanie geomorfologiczne, które mia³o na celu 1) rozpoznanie morfologii osuwiska i wykonanie szkicu geomorfologicznego, 2) precyzyjne wyznaczenie jego granic wsparte danymi z NMT LiDAR, 3) rozpozna-nie obecnoœci wód podziemnych i powierzchniowych.
W opisie morfologii osuwiska zastosowano nomenkla-turê zgodn¹ z Instrukcj¹ opracowania Mapy osuwisk i
tere-nów zagro¿onych ruchami masowymi w skali 1 : 10 000
(Grabowski i in., 2008) oraz klasyfikacjami Varnesa (1978) i Dikau i in. (1996). Do analizy geomorfometrycz-nej wykorzystano numeryczny model terenu LiDAR, który poddano przetwarzaniu w œrodowisku oprogramowania ArcGIS (Esri, USA). Na podstawie NMT LiDAR wyge-nerowano mapê cieniowanego reliefu w odcieniach sza-roœci (shaded relief map), która pos³u¿y³a do weryfikacji danych zebranych podczas obserwacji terenowych. Nastêp-nie, korzystaj¹c z danych LiDAR, opracowano mapê spad-ków i ekspozycji stospad-ków. Wykonano równie¿ mapê ró¿nicow¹ obszaru osuwiska. W tym celu zrekonstruowano pierwotn¹ powierzchniê stoku, usuwaj¹c z NMT LiDAR punkty tworz¹ce model formy osuwiskowej, i interpolowa-no interpolowa-now¹ siatkê punktów o rozdzielczoœci 1´ 1 m na bazie przyleg³ych powierzchni stokowych nieobjêtych ruchami masowymi. Nastêpnie w programie Surfer (Golden Soft-ware, USA) wykonano mapy ró¿nicowe przedstawiaj¹ce ubytek i przyrost masy osadów koluwialnych w obrêbie
for-my osuwiskowej. Dok³adnoœæ uzyskanego modelu defor-macji stoku skonfrontowano z wynikami kartowania geo-morfologicznego formy osuwiskowej i danymi z badañ geofizycznych. Na podstawie mapy ró¿nicowej wykonano równie¿ cieniowany model reliefu, obrazuj¹cy strefy depo-zycji materia³u koluwialnego i kierunki ruchu jego trans-portu. Model wysokoœciowy wykorzystano równie¿ do wykonania przekrojów geomorfologicznych, pomiarów d³ugoœci, szerokoœci i obliczenia pola powierzchni osuwi-ska.
Badania geologiczne
Równolegle z badaniami geomorfologicznymi prowa-dzono na Œredniaku szczegó³owe kartowanie geologiczne osuwiska w celu rozpoznania i wyznaczenia zasiêgu wychodni pod³o¿a skalnego w obrêbie formy osuwisko-wej. Punkty dokumentacyjne rejestrowano za pomoc¹ odbiornika GPS Nomad Juno ST (Trimble, USA), a tak¿e aplikacji mobilnej FieldMove Clino (Midland Valley Exploration Ltd., Wielka Brytania). Wykonano równie¿ pomiary mezostrukturalne w gnejsach (foliacja, spêkania), a tak¿e powierzchni poœlizgu materia³u osuwiskowego w górnej partii stoku objêtego ruchami masowymi. Pomiary elementów strukturalnych zestawiono na diagramie w pro-jekcji dolnej pó³kuli siatki Schmidta (ryc. 4). Wszystkie prezentowane materia³y kartograficzne opracowano w pro-jekcji PUWG 1992.
Badania geofizyczne
Na obszarze osuwiska przeprowadzono badania geora-darowe. Metoda ta nale¿y do grupy badañ radiofalowych i bazuje na emisji ultrakrótkich impulsów elektromagne-tycznych w g³¹b oœrodka, które ulegaj¹ t³umieniu, odbiciu i za³amaniu na powierzchniach ró¿ni¹cych siê w³aœciwoœ-ciami dielektrycznymi, oraz rejestracji fal odbitych przez antenê odbiorcz¹ (Daniels, 2004). Badanie to zrealizowano bezprzewodowym radarem Cobra Plug-In GPR firmy Radarteam Sweden AB z jednostk¹ steruj¹c¹ Mesa Rugged Notepad, wyposa¿on¹ w system GPS, dziêki czemu uzy-skano automatyczny zapis pozycji georadaru wzd³u¿ wykonywanego profilu. Podczas prac wykorzystano ante-nê nieekranowan¹ Sub-Echo 40 o czêstotliwoœci centralnej 52 MHz z sondowaniem w czasie rzeczywistym, o liczbie z³o¿eñ 64 000/s z zakresem czasowym 1600 ns. Podczas profilowañ, zgodnie z literaturowymi wartoœciami referen-cyjnymi (Daniels, 2004), przyjêto, ¿e przenikalnoœæ elek-tryczna pokryw stokowych ma tak¹ sam¹ wartoœæ (e = 25) jak przenikalnoœæ przesyconych glin piaszczystych. W efek-cie sondowañ georadarowych otrzymano obraz falowy w postaci echogramu. Skala pionowa echogramu zosta³a wyra¿ona zarówno w metrach, jak i w jednostkach czaso-wych. Konwersjê g³êbokoœciow¹ wykonano na podstawie zale¿noœci:
v= c
e [1]
gdzie:
v – prêdkoœæ propagacji fali elektromagnetycznej w oœrodku; c – prêdkoœæ œwiat³a w pró¿ni;
Ustalona w ten sposób prêdkoœæ propagacji fali elektro-magnetycznej przy wartoœci przenikalnoœci elektrycznej e = 25 wynosi³a 0,06 m ns–1
. Wartoœæ ta zosta³a nastêpnie wykorzystana na potrzeby wyznaczenia g³êbokoœci w pro-filu pionowym. Odleg³oœæ poziom¹ na echogramach wyra-¿ono w metrach na podstawie danych GPS dla punktu pocz¹tkowego i koñcowego ka¿dego profilu rejestrowane-go z wykorzystaniem odbiornika GPS z satelitarnym syste-mem wspomagania nawigacji SBAS, przy wspó³czynniku geometrycznej dok³adnoœci PDOP <2,0. Procedurê filtracji profili georadarowych wykonano w oprogramowaniu Prism2 (Radar System Inc., £otwa).
Na potrzeby badañ geofizycznych wykonano 12 profili georadarowych, zorientowanych poprzecznie i pod³u¿nie wzglêdem rozci¹g³oœci formy osuwiskowej (ryc. 3), o ³¹cznej d³ugoœci ok. 500 m i g³êbokoœci prospekcji dochodz¹cej do kilkunastu metrów. Spoœród zebranych sondowañ do dal-szej analizy wytypowano dwa profile georadarowe, zorien-towane poprzecznie do osi osuwiska, które cechowa³y siê najwiêksz¹ rozdzielczoœci¹ uzyskanych danych oraz obec-noœci¹ horyzontów refleksyjnych na echogramie. Filtracjê danych georadarowych poprzedzi³a procedura korekcji punktu zerowego pierwszej powierzchni refleksyjnej dla fali elektromagnetycznej, dokonana na podstawie analizy pojedynczej trasy. Przeprowadzone w kolejnym etapie przetwarzanie danych mia³o na celu 1) eliminacjê szumów t³a oraz 2) wzmocnienie sygna³u, co znacznie poprawi³o mo¿liwoœci interpretacji danych geofizycznych.
Pierwszy z dwóch profili georadarowych poddanych interpretacji, oznaczony jako GPR 1, mia³ d³ugoœæ 130 m, przebieg SE-NW i by³ zlokalizowany wzd³u¿ drogi leœnej ok. 10 m powy¿ej strefy Ÿród³owej osuwiska (ryc. 3). Efek-tywny zakres g³êbokoœciowy sondowania georadarowego wyniós³ 5–7,5 m p.p.t., a szczegó³ow¹ interpretacjê danych wykonano do g³êbokoœci 4,5 m (ryc. 6). Profil GPR 2 zosta³ przeprowadzony z u¿yciem niezmienionych parametrów pomiarowych, mia³ d³ugoœæ 31 m oraz przebieg SE–NW. Zosta³ on poprowadzony poprzecznie wzglêdem osuwi-ska w dolnej czêœci stoku (ryc. 7), w koñcowej czêœci nabrzmienia osuwiskowego. G³êbokoœæ uzyskanego echo-gramu poddanego dalszej analizie wynios³a ok. 5 m.
WYNIKI BADAÑ Formy rzeŸby
Osuwisko na SW stoku góry Œredniak (ryc. 3; tab. 1 i 2) ma rozci¹g³oœæ NE–SW i objê³o œrodkow¹ i doln¹ czêœæ stoku o powierzchni 0,55 ha (ryc. 4A; stan obecny). D³ugoœæ osuwiska wynosi 230 m, a szerokoœæ jest zmienna – od kilku metrów w strefie Ÿród³owej do ok. 30 m w dolnej partii osuwiska. Wystêpuj¹ca w górnej czêœci osuwiska strefa oderwania materia³u rozpoczyna siê ³ukowat¹ skarp¹ g³ówn¹ o wysokoœci 0,5 m i nachyleniu 45o (ryc. 4B). Wspomniana strefa oderwania materia³u tworzy pó³koliste zag³êbienie o wysokoœci do 1,4 m, gdzie ods³ania siê powierzchnia poœlizgu (ryc. 4C). W dó³ stoku strefa oder-wania przechodzi w wyraŸn¹ rynnê osuwiskow¹. Rynnê tê wype³nia materia³ koluwialny w postaci zwietrzeliny stokowej o frakcji piaszczysto-¿wirowej, wymieszanej z grubofrakcyj-nym rumoszem skalgrubofrakcyj-nym (>0,5 m) i roœlinnoœci¹, która uprzednio porasta³a stok. Œrodkowa i dol-na czêœæ osuwiska charaktery-zuje siê falist¹ morfologi¹. W tej czêœci osuwiska wykszta³ci³y siê bez³adnie rozmieszczone for-my powsta³e na skutek pe³zania gruntu. Boczne krawêdzie osu-wiska s¹ wyraŸnie zarysowane i podkreœlone przez obecnoœæ wa³ów brze¿nych o wysokoœci do 1 m. W dolnej czêœci stoku znajdowa³ siê pierwotnie jêzor osuwiskowy, który nasun¹³ siê na leœn¹ drogê i koryto potoku w dolinie Czarnej (ryc. 3).
¬
Ryc. 3. Szkic geomorfologiczny osuwiska na SW stokach Œredniaka w Masywie Œnie¿nika z lokalizacj¹ profili georadarowych
Fig. 3. Geomorphological sketch of the Mt. Œredniak landslide in the Œnie¿nik Massif with marked loca-tions of ground penetrating radar profiles
W trakcie prac porz¹dkowych, maj¹cych na celu udro¿-nienie potoku oraz oczyszczenie powierzchni drogi leœnej, materia³ jêzora zosta³ czêœciowo usuniêty, a teren zniwelo-wany. Maksymaln¹ mi¹¿szoœæ koluwium osuwiskowego (do 2,8 m) stwierdzono w nabrzmieniu koluwialnym wystêpuj¹cym w czo³owej strefie osuwiska. Na skutek przemieszczenia siê materia³u glebowo-zwietrzelinowego w pod³o¿u osuwiska ods³oni³y siê wychodnie gnejsów œnie¿nickich. Tworz¹ one izolowane formy w górnej i œrod-kowej czêœci osuwiska, a tak¿e w jego brze¿nych partiach. Osuwisko nie objê³o zasiêgiem wychodni skalnej o wyso-koœci do 2,5 m, znajduj¹cej siê na pó³noc od nabrzmienia koluwialnego (ryc. 4D). Na granicy tej wychodni i kolu-wium znajduj¹ siê wysiêki i odbywa siê odp³yw powierzchniowy, który zachodzi równie¿ po przeciwnej stronie nabrzmienia koluwialnego (ryc. 4E).
Do okreœlenia mi¹¿szoœci osadów koluwialnych wyko-rzystano mapê ró¿nicow¹ (ryc. 5) obrazuj¹c¹ zmiany mi¹¿-szoœci materia³u wzglêdem zrekonstruowanej pierwotnej powierzchni stoku. Metodykê wyznaczenia pierwotnej rzeŸby stoku za pomoc¹ map ró¿nicowych stosowano w Sudetach m.in. do wyznaczenia mi¹¿szoœci koluwiów osu-wiskowych (Kowalski, 2017b; Kowalski i in., 2018) i oceny ruchów pionowych na terenach eksploatacji górniczej (Kowalski, Maciejak, 2016). Analiza mapy ró¿nicowej (ryc. 5A) i opracowanego na jej podstawie cieniowanego modelu reliefu (ryc. 5B), a tak¿e przekrojów poprzecznych przez osuwisko (ryc. 5C) wskazuje, ¿e najwiêcej materia³u (do 1,4 m) zosta³o usuniête z górnej i œrodkowej czêœci osu-wiska, w przedziale wysokoœciowym 960–1068 m n.p.m.
Ryc. 4. A – Osuwisko na SW stokach Œredniaka; B – Strefa oderwania materia³u o nachyleniu 45o, ograniczona skarp¹ osuwiskow¹; C – Powierzchnia poœlizgu stanowi¹ca granicê miêdzy ska³ami pod³o¿a a zwietrzelin¹; D – Wychodnie skalne, które nie zosta³y objête przez osuwisko; E – wyd³u¿one zag³êbienie na granicy nabrzmienia koluwialnego i wa³u brze¿nego. Pomiary terenowe elementów strukturalnych (foliacja, spêkania, powierzchnia poœlizgu) zestawione na diagramie (dolna pó³kula siatki Schmidta). Na diagram naniesiono tak¿e uœrednion¹ orientacjê powierzchni stokowej
Fig. 4. A – Landslide on the SW slope of Mt. Œredniak; B – Depletion zone with an inclination 45olimited by a head scarp; C – Slip surface representing a boundary zone between the basement outcrop and the slope cover deposits; D – Basement outcrop unaffected by landslide; E – Longitudinal hollow along a boundary zone between the colluvial swell and the levee. Field measurements of structural elements such as foliation, fractures and slip surface presented in the lower hemisphere of Schmidt’s diagram, additionally marked with a mean orientation of slope plane
Tab. 2. Charakterystyka morfometryczna fragmentu stoku przy-leg³ego do osuwiska na górze Œredniak
Table 2. Morphometry of the fragmentary slope adjacent to the landslide at Mt. Œredniak
Typ stoku / Slope type prostolinijny / linear Nachylenie [°] / Average slope angle [°] 30 Azymut [°] / Azimuth [°] 220 D³ugoœæ stoku [m] / Slope length [m] 463 Wysokoœæ wzglêdna stoku [m]
Slope relative height [m] 290
Tab. 1. Charakterystyka morfometryczna osuwiska na Œredniaku Table 1. Morphometry of the Œredniak landslide
Powierzchnia [ha]
Landslide area [ha] 0,55
D³ugoœæ [m]
Length [m] 230
SzerokoϾ [m]
Width [m] 30
WysokoϾ max [m n.p.m.]
Max height [m a.s.l.] 1071
WysokoϾ min [m n.p.m.]
Min height [m a.s.l.] 927
Rozpiêtoœæ pionowa [m]
Vertical extent [m] 144
Nachylenie [°]
Average slope angle [°] 34
Azymut [°]
Ponadto ubytek masy obejmuje zag³êbienia wzd³u¿ nabrzmienia koluwialnego w dolnej partii stoku (do 1 m). Natomiast najwiêcej materia³u osuwiskowego (do 2,8 m) osadzi³o siê na wysokoœci 925–960 m n.p.m. Na podstawie morfologii koluwium osuwiskowego wyznaczono przypusz-czalny kierunek transportu przemieszczaj¹cego siê mate-ria³u (ryc. 5B).
Budowa geologiczna pod³o¿a osuwiska
W pod³o¿u formy osuwiskowej ods³aniaj¹ siê gnejsy œnie¿nickie barwy ró¿owo-czerwonej. Foliacjê w gnejsach podkreœlaj¹ wyd³u¿one soczewki kwarcowo-skaleniowe, a tak¿e blaszki ³yszczyków (muskowitu). Powierzchnia foliacji jest pofa³dowana i zapada w kierunku wschodnim
(azymut kierunku upadu: 88–108o
) pod k¹tami 45–85o
. Gnejsy s¹ nieregularnie spêkane. Wyró¿niono dwa g³ówne zespo³y spêkañ, z których pierwszy zapada w kierunku pó³nocnym (340–26o
) pod zmiennymi k¹tami 54–90o
, a dru-gi w kierunku zachodnim (263–275o) pod k¹tami 59–83o. Analiza strukturalna (ryc. 4D) wykaza³a, ¿e foliacja i zespo³y spêkañ s¹ zorientowane skoœnie pod k¹tem ok. 40–45o wzglêdem orientacji d³u¿szej osi osuwiska (NE–SW) i kie-runku ruchu koluwiów osuwiskowych. W górnej czêœci osuwiska przemieszczaj¹cy siê materia³ glebowo-zwie-trzelinowy ods³oni³ nieregularn¹ powierzchniê poœlizgu, równoleg³¹ do stoku i skoœn¹ do biegu powierzchni foliacji w gnejsach. Powierzchnia ta zapada pod k¹tem ok. 43oku SW i nie jest genetycznie zwi¹zana z wyznaczonymi zespo³ami spêkañ (ryc. 4C).
Ryc. 5. A – Mapa ró¿nicowa obszaru osuwiska wykonana na podstawie NMT LiDAR i zrekonstruowanej pierwotnej powierzchni stoku; B – Cieniowany model reliefu wykonany na podstawie mapy ró¿nicowej. Na modelu zobrazowano strefy depozycji materia³u koluwialnego (skala barwna) oraz kierunki jego transportu (oznaczone strza³kami); C – Przekroje poprzeczne przez osuwisko na Œredniaku – skala pionowa przekrojów przewy¿szona dwukrotnie
Fig. 5. A – Differential map of the landslide area based on LiDAR DEM and reconstructed primary slope plane; B – Shaded relief model based on differential map from Fig. 5.A. The depositional zones (colored scale) and direction of mass movements (arrows) are marked; C – Perpendicular cross-sections through the Œredniak landslide – 2x vertical exaggeration
Dane georadarowe
Do rozpoznania uwarunkowañ rozwoju osuwiska i struktury wewnêtrznej osadów koluwialnych wybrano dwa profile georadarowe: GPR 1 – przebiegaj¹cy ponad osuwi-skiem i GPR 2 – przecinaj¹cy jêzor osuwiska (ryc. 3). Nie-stety, w profilach zlokalizowanych w œrodkowej czêœci rynny osuwiskowej nie uzyskano zadowalaj¹cych wyników sondowania georadarowego, co mo¿na wyjaœniæ niewielk¹ mi¹¿szoœci¹ osadów stokowych na tym odcinku lub ich brakiem.
Wyniki analizy pojedynczej trasy sondowania w pro-filu GPR 1 wykaza³y znaczny wzrost amplitudy sygna³u – w zakresie miêdzy 1,35 a 2,10 m p.p.t. (ryc. 6C). Poziom ten skorelowano nastêpnie z horyzontami refleksyjnymi H1 i H2 (ryc. 6B), które obrazuj¹ strefy potencjalnych zluŸ-nieñ ska³ pod³o¿a do g³êbokoœci 2,5–3 m p.p.t. Zjawisko to, w po³¹czeniu z niewielk¹ mi¹¿szoœci¹ pokrywy glebo-wo-zwietrzelinowej, mog³o sprzyjaæ lokalnej koncentracji du¿ej iloœci wód opadowych w trakcie rozlewnych opadów deszczu o maksymalnej sumie dobowej 117,2 mm, odnoto-wanej w dniu 21 lipca 2011 r. na stacji Miêdzygórze (Urban, Foremnik, 2013), w okresie bezpoœrednio poprze-dzaj¹cym uruchomienie osuwiska. Natomiast wykazana metod¹ GPR obecnoœæ stref g³êbszych spêkañ dodatkowo wp³ynê³a na wzrost efektywnoœci migracji wód opado-wych z powierzchni drogi leœnej w g³¹b oœrodka.
Profil GPR 2 ujawni³ dwa g³ówne horyzonty refleksyjne i wiele struktur drugorzêdnych (ryc. 7A, B). Górny hory-zont odzwierciedla strefê przypowierzchniow¹ koluwium, z kolei horyzont le¿¹cy na g³êbokoœci 2,5–2,8 m p.p.t.
zinterpretowano jako granicê koluwium i ska³ pod³o¿a, która stanowi jednoczeœnie powierzchniê poœlizgu osuwi-ska. W œrodkowej czêœci profilu odnotowano maksymaln¹ mi¹¿szoœæ osadów koluwialnych, dochodz¹c¹ do ok. 2,8 m, co jest zgodne z wynikami kartowania geomorfologiczne-go i map¹ ró¿nicow¹. Pionowa zmiennoœæ rozmieszczenia refleksów w œrodkowej czêœci profilu GPR 2 (na dystansie 10–22 m) w zakresie 0,5–2,5 m p.p.t. prawdopodobnie jest zwi¹zana z urozmaicon¹ morfologi¹ strefy koluwialnej osuwiska (ryc. 4D, E). Taki uk³ad mo¿na wi¹zaæ ze zjawi-skiem pakietowego deponowania materia³u koluwialnego w strefie nabrzmienia koluwialnego w nastêpstwie nag³ego spadku dynamiki transportu (Starheim i in., 2013).
G³êbsze horyzonty refleksyjne (do 5 m p.p.t.) odzwier-ciedlaj¹ nierozpoznane w terenie powierzchnie nieci¹g³oœci w gnejsach. Wyniki badañ georadarowych wskaza³y, ¿e budowa wewnêtrzna osadów nabrzmienia koluwialnego odzwierciedla ró¿norodny rozk³ad horyzontów refleksyj-nych, co ukazuje z³o¿on¹ morfologiê tej formy.
DYSKUSJA
Dotychczasowe wyniki badañ formy osuwiskowej na Œredniaku (Parzóch i in., 2012; Urban, Foremnik, 2013; Paszkiewicz, 2014; Remisz i in., 2014) zosta³y uzupe³nio-ne o profilowania georadarowe i szczegó³ow¹ analizê strukturaln¹ ska³ pod³o¿a. Ponadto wykorzystanie danych LiDAR w analizie rzeŸby osuwiskowej, a tak¿e opracowa-na opracowa-na ich podstawie mapa ró¿nicowa osuwiska umo¿liwi³y precyzyjne okreœlenie przyrostu mi¹¿szoœci osadów kolu-wialnych wzglêdem pierwotnej powierzchni stoku, co nie
Ryc. 6. A – Echogram georadarowy GPR 1 z zaznaczonymi strefami zluŸnieñ ska³ pod³o¿a podkreœlonymi ci¹g³ymi horyzontami refleksyjnymi (czarne linie): 1 – dolna podbudowa drogi, 2 – granica zwietrzeliny i litego pod³o¿a, 3– spêkania; B – Echogram poddany procedurze filtrowania, linia TL wskazuje pozycjê pojedynczej trasy georadarowej zobrazowanej na ryc. 6C wraz z lokalizacj¹ i g³êbokoœci¹ horyzontów refleksyjnych H1 i H2; C – Rozk³ad amplitudy wychyleñ (szara krzywa – 1) oraz t³umienia fali elektromagnetycznej (czarna krzywa – 2), szar¹ ramk¹ podkreœlono zakres g³êbokoœciowy horyzontów
Fig. 6. A – GPR 1 echogram with areas of rock dissintegration highlighted by continuous reflection horizons (black lines): 1 – road base, 2 – boundary zone between a weathered and an intact rock, 3 – joints; B – Filtered echogram, trace line (TL) with an individual trace line inspection depicted in Fig. 6C with location and a depth of reflection horizons H1 and H2; C – distribution of wiggle trace changes (grey line – 1) and EM wave attenuation (black line – 2), grey box marks horizontal plot correlation
by³o dotychczas mo¿liwe ze wzglêdu na brak wysokoroz-dzielczych danych wysokoœciowych.
Zintegrowanie wyników badañ georadarowych, analiz geomorfometrycznych i pomiarów strukturalnych umo¿li-wi³o kompleksowe rozpoznanie obszaru osuwiska na Œred-niaku (ryc. 8A). Tak dobrane metody badawcze przyczyni³y siê do zminimalizowania wieloznacznoœci interpretacji wyników sondowañ georadarowych, która czêsto bywa podnoszona w literaturze (por. Karczewski i in., 2011).
Wyniki badañ georadarowych potwierdzaj¹ obserwa-cje hydrogeologiczne (Campbell, 1975), które wskazuj¹, ¿e wzmo¿one opady powoduj¹ powstanie tymczasowego zwierciad³a wód podziemnych na granicy strefy aeracji, gdzie nastêpuje szybka infiltracja, i strefy saturacji, w obrêbie której dochodzi do przes¹czania i koncentracji wód równolegle do powierzchni stokowej (Campbell, 1975). W efekcie tego procesu lokalnie w utworach stokowych gromadz¹ siê wody zawieszone (Perazzolo i in., 2004), które powoduj¹ wzrost ciœnienia porowego (Wang, Sassa, 2003) i zmniejszaj¹ tym samym stabilnoœæ stoku. W aspekcie fizycznym zmiany stosunków wodnych na sto-ku powoduj¹ 1) zmniejszenie wytrzyma³oœci na œcinanie i 2) wzrost naprê¿eñ œcinaj¹cych (Selby, 1993) w pokry-wach stokowych i skalnym pod³o¿u. W efekcie zmian rów-nowagi fizycznej stoku i ca³kowitego przesycenia wod¹ pokrywy glebowo-zwietrzelinowej o niewielkiej mi¹¿szo-œci mo¿e dojœæ do nag³ego zsuwu materia³u stokowego. Wydaje siê, ¿e taki proces nast¹pi³ na SW stokach Œrednia-ka, co doprowadzi³o do powstania osuwiska.
Paradoksalnie, zwarta monokultura œwierkowa, porastaj¹ca stoki Œredniaka, nie wp³ynê³a na zwiêkszenie
stabilnoœci stoku, ze wzglêdu na p³ytki, przypowierzchnio-wy system korzenioprzypowierzchnio-wy. Sugerowano równie¿ (Remisz i in., 2014), ¿e zmniejszenie stabilnoœci stoków Œredniaka mo-g³o poœrednio wynikaæ z przekszta³ceñ antropogenicznych, zwi¹zanych z intensywn¹ gospodark¹ leœn¹ i rozbudow¹ systemu dróg i szlaków leœnych w Masywie Œnie¿nika.
Wed³ug Paszkiewicza (2014) rozwój osuwiska na Œred-niaku móg³ byæ uwarunkowany uskokiem o biegu NW–SE, rozpoznanym w jego górnej czêœci na podstawie przepro-wadzonych sondowañ elektrooporowych i sejsmiki refrak-cyjnej. Paszkiewicz (2014) na podstawie wykonanych badañ geofizycznych stwierdzi³, ¿e domniemany uskok wp³yn¹³ na zwiêkszenie infiltracji wód opadowych i w konsekwen-cji poœrednio na rozwój osuwiska. Obecnoœæ tej dyslokakonsekwen-cji nie zosta³a jednak potwierdzona ani w obrazie georadaro-wym, ani w trakcie prac kartograficznych wykonanych przez autorów.
Obraz morfologii osuwiska uzyskany przez autorów niniejszej pracy jest odmienny od obserwacji Parzócha i in. (2012). Wi¹¿e siê to z przeprowadzeniem kartowania geo-morfologicznego na obszarze formy czêœciowo ju¿ zmie-nionej. Ponowne obserwacje ujawni³y wiêkszy udzia³ wychodni skalnych w obrêbie osuwiska, co umo¿liwi³o precyzyjne zidentyfikowanie powierzchni nieci¹g³oœci w górnej partii stoku (ryc. 4C), wzd³u¿ której dosz³o do prze-mieszczenia materia³u osuwiskowego. Ods³oniêcie ska³ pod³o¿a w obrêbie osuwiska jest poœrednio zwi¹zane z pe³zaniem gruntu, co zosta³o zaobserwowane w œrodko-wej i dolnej partii osuwiska.
Badane osuwisko zosta³o opisane przez Parzócha i in. (2012) jako forma translacyjna, przejawiaj¹ca cechy prze-Ryc. 7. Echogram georadarowy GPR 2 wykonany w strefie dystalnej osuwiska (A) oraz jego interpretacja (B) z zaznaczonymi strefami przemieszczeñ i akumulacji materia³u osuwiskowego, horyzontami refleksyjnymi opisanymi w tekœcie oraz nagromadzeniami bloków skalnych; symbole m1 i m2 wskazuj¹ strefy brze¿ne g³ównego nabrzmienia koluwialnego, oznaczone w trakcie badañ georadarowych w programie Prism Mobile
Fig. 7. GPR 2 echogram performed within a distal zone of the landslide (A) and its interpretation (B) with areas of debris material displacement and accumulation, reflection horizons described in the text and accumulated rock blocks; symbols m1 and m2 reflect external parts of colluvial swell marked in the field during GPR works with a Prism Mobile software
mieszczeñ sp³ywowych, co jest zgodne z obserwacjami autorów, przeprowadzonymi w strefie koluwialnej osuwi-ska. Wzmiankowana przez Parzócha i in. (2012) skarpa wtórna w górnej czêœci osuwiska (s. 202, tam¿e) nie zosta³a udokumentowana. Najprawdopodobniej forma ta uleg³a zatarciu w wyniku póŸniejszych, p³ytkich ruchów masowych, takich jak zsuwy zwietrzelinowe i pe³zanie gruntu.
Wed³ug autorów niniejszego artyku³u w pierwszej kolejnoœci materia³ stokowy uleg³ oderwaniu wzd³u¿ udoku-mentowanej powierzchni poœlizgu w górnej czêœci stoku, stanowi¹cej jednoczeœnie granicê miêdzy ska³ami pod³o¿a a zwietrzelin¹ (ryc.4C, 8B), przyjmuj¹c formê skoncentro-wanego zsuwu translacyjnego (sensu Bober, 1984). Pod-czas przemieszczania siê materia³ skalny uleg³ up³ynnieniu i zosta³ grawitacyjnie przetransportowany w formie osuwi-ska sp³ywowego, trac¹c jednoczeœnie sw¹ pierwotn¹ struk-turê. Wskazuj¹ na to niskie wa³y brze¿ne, wykszta³cone wzd³u¿ formy osuwiskowej, a tak¿e urozmaicona morfolo-gia rynny osuwiskowej. Przejœcie osuwiska translacyjnego w sp³yw na d³ugich stokach górskich jest mo¿liwe dziêki zwiêkszeniu masy transportowanego materia³u w wyniku
zawodnienia oraz wzrostu prêdkoœci jego przemieszczenia (Migoñ, 2006).
W œwietle wykonanych badañ brak jest natomiast dowodów na dwuetapowy przebieg procesów osuwisko-wych, postulowany przez Parzócha i in. (2012), obejmuj¹cy w pierwszej kolejnoœci osuniêcie pokryw zwietrzelino-wych w dolnej czêœci stoku i póŸniejszy zeœlizg materia³u glebowo-zwietrzelinowego w górnej czêœci osuwiska. Pro-ces ten doprowadzi³by do powstania niewielkiej niszy osu-wiskowej w dolnych partiach stoku, a w dalszej kolejnoœci do wype³nienia powsta³ego w ten sposób zag³êbienia przez koluwium m³odszego osuwiska, które zosta³o zainicjowane w górnej czêœci stoku (por. ryc. 4). Formy powsta³e w na-stêpstwie tych procesów by³yby widoczne w obrazie geofi-zycznym w dolnej czêœci osuwiska, a nie zaobserwowano ich. Przeciwnie, zestawienie danych p³yn¹cych z analiz morfometrycznych (ryc. 5), sondowañ georadarowych (ryc. 7B) i obserwacji terenowych wskazuje, ¿e zasiêg g³êbokoœciowy rynny osuwiskowej nie jest du¿o wiêkszy ni¿ odczytany z mapy ró¿nicowej. W zwi¹zku z tym mo¿na uznaæ, ¿e powierzchnia poœlizgu nie mia³a du¿ego zakrzy-wienia w przekroju poprzecznym i jest prawie p³aska, co Ryc. 8. A – Schematyczny model p³ytkiego osuwiska translacyjnego na Œredniaku w relacji do struktur
geologicznych wraz z zaznaczonymi sondowaniami GPR; B – Strefa oderwania osuwiska na granicy zwietrzeliny i litego pod³o¿a gnejsowego z zaznaczonymi g³ównymi elementami strukturalnymi: spêkania, foliacja, powierzch-nia poœlizgu
Fig. 8. A – Diagrammatic sketch of a shallow translational landslide on Mt. Œredniak slopes and its relation to geological structure, sites for GPR sounding marked; B – Landslide depletion zone evolved at the boundary zone between weathered and fresh gneissic bedrock with marked main structural elements: joints, foliation, sliding planes
nie potwierdza wzmiankowanego przez Parzócha i in. (2012) dwuetapowego rozwoju osuwiska na Œredniaku.
Osuwisko na Œredniaku nie objê³o ska³ krystalicznych pod³o¿a i rozwinê³o siê skoœnie do stwierdzonych po-wierzchni strukturalnych, takich jak foliacja i spêkania (ryc. 8A). Najprawdopodobniej w przypadku tego typu p³ytkich osuwisk zwietrzelinowych rzeŸba stoku ma znacz-nie wiêkszy wp³yw na ich rozwój ni¿ budowa geologiczna (D³ugosz, 2011). Tym samym, zgodnie z powszechnie stosowanymi podzia³ami ruchów masowych (np. Klecz-kowski, 1955; Bober, 1984; Grabowski i in., 2008; Margie-lewski, 2009), osuwisko na Œredniaku nale¿a³oby okreœliæ jako formê konsekwentno-zwietrzelinow¹, rozwiniêt¹ wzd³u¿ powierzchni poœlizgu w przybli¿eniu równoleg³ej do stoku i odpowiadaj¹cej granicy zwietrzelina – ska³y pod³o¿a (ryc. 4C, 8B), co jest zgodne z obserwacjami Parzócha i in. (2012).
PODSUMOWANIE
Autorzy artyku³u przeprowadzili sondowania georada-rowe, które umo¿liwi³y kompleksow¹ analizê obszaru osu-wiska na Œredniaku w relacji do zebranych danych kartograficznych i informacji p³yn¹cych z numerycznego modelu terenu, wskazuj¹c tym samym na utylitarne zna-czenie wykonanych badañ, z potencja³em do prowadzenia dalszych analiz i interpretacji. Po³¹czenie wielu technik badawczych – badañ geofizycznych i analiz GIS, uzu-pe³nionych o pomiary strukturalne, stanowi szybk¹ i sku-teczn¹ metodê inwentaryzacji, analizy i prezentacji uwarunkowañ rozwoju osuwisk i zwi¹zanych z nimi prze-kszta³ceñ rzeŸby terenu. Natomiast odpowiednio dobrana metodyka prac geofizycznych, pozwalaj¹ca zobrazowaæ i podkreœliæ zmiennoœæ wykszta³cenia osadów i budowy pod³o¿a, umo¿liwia skuteczne rozpoznanie architektury wewnêtrznej osadów osuwiskowych i stref zluŸnienia pod³o¿a skalnego, a tak¿e estymacjê mi¹¿szoœci koluwium. Wyniki przeprowadzonych badañ podkreœlaj¹ równie¿ potencja³ wykorzystania numerycznych modeli terenu nie tylko do identyfikacji i rozpoznania obszarów osuwisko-wych, ale równie¿ do opracowania szczegó³owych map ró¿nicowych osadów koluwialnych. Dziêki mapie ró¿nico-wej i cieniowanemu modelowi reliefu precyzyjnie okreœlo-no mi¹¿szoœæ materia³u, który zosta³ usuniêty z górnej strefy osuwiska na SW stokach Œredniaka na skutek zsuwu translacyjnego, oraz jego mi¹¿szoœæ w œrodkowej i dystal-nej czêœci formy osuwiskowej, gdzie zosta³ zdeponowany.
Zalet¹ sondowañ geofizycznych, przeprowadzonych przy u¿yciu nieekranowanej anteny georadarowej, by³ brak koniecznoœci kontaktu aparatury z pod³o¿em, co w tak trudnych warunkach terenowych, jak na stromych stokach Œredniaka, znacz¹co u³atwi³o przeprowadzenie badañ w sposób ci¹g³y. Zastosowana czêstotliwoœæ (52 MHz) umo¿-liwi³a uzyskanie zadowalaj¹cej rozdzielczoœci rozpoznania stref o zwiêkszonej mi¹¿szoœci koluwium, co w przypadku osuwiska na Œredniaku by³o wystarczaj¹ce do zrealizowa-nia za³o¿onych celów. Nale¿y jednak zauwa¿yæ, ¿e u¿ycie zestawu anten o wy¿szych czêstotliwoœciach (niedostêp-nych dla autorów w trakcie prowadzenia badañ) mog³oby poprawiæ rozdzielczoœæ danych GPR.
Przeprowadzona analiza z pozoru prostej formy osuwi-skowej, o ma³o zró¿nicowanej morfologii, pozwoli³a na uznanie przydatnoœci zintegrowanych metod badawczych do analiz i okreœlania skali przekszta³ceñ stoków sudeckich,
jako skutecznej metody badania terenów zagro¿onych ruchami masowymi.
Podatnoœæ stoku na ruchy masowe jest zwi¹zana z wie-loma czynnikami, najczêœciej powi¹zanymi ze sob¹ (Za-buski i in., 1999). G³ównym impulsem aktywuj¹cym osuwisko na Œredniaku by³y wzmo¿one opady deszczu, które s¹ najczêœciej wymienianym w literaturze czynni-kiem inicjuj¹cym p³ytkie osuwiska i sp³ywy na obszarach górskich (Caine, 1980; Guzzetti i in., 2008). Ponadto cechy morfologiczne warunkuj¹ce rozwój osuwiska na Œrednia-ku obejmuj¹ du¿e ró¿nice wysokoœci, zmiany nachylenia stoku (20–45o), jego znaczn¹ d³ugoœæ (463 m), a tak¿e obec-noœæ pokrywy glebowo-zwietrzelinowej o niewielkiej mi¹¿szoœci (ok. 0,5 m). Przemieszczenie mas skalnych obejmowa³o prawdopodobnie zeœlizg zwartej pokrywy glebowo-zwietrzelinowej w górnej partii osuwiska wzd³u¿ udokumentowanej powierzchni poœlizgu, a nastêpnie jego transformacjê w osuwisko sp³ywowe na skutek up³ynnie-nia materia³u stokowego.
Autorzy pragn¹ serdecznie podziêkowaæ Profesorowi Piotro-wi MigonioPiotro-wi oraz anonimowemu RecenzentoPiotro-wi za wnikliwe i cenne uwagi, które przyczyni³y siê do znacznego udoskonalenia pierwotnej wersji artyku³u. Podziêkowania kierujemy równie¿ do Mgr. Aleksandra Kowalskiego za konstruktywn¹ krytykê i cenne wskazówki techniczne. Dziêkujemy firmie MPWiK S.A. z Wroc³awia za udostêpnienie georadaru Cobra Plug-In GPR na potrzeby wykonania badañ terenowych. Informujemy, ¿e wykorzystaliœmy dane cyfrowe LiDAR zgodnie z licencj¹ nr DIO.DFT.DSI.7211.1619.2015_PL_N, wydan¹ w dniu 7 kwiet-nia 2015 r. oraz DIO.DFT.7211.9874.2015_PL_N, wydan¹ w dniu 25 wrzeœnia 2015 r. przez g³ównego geodetê kraju dla WNo-ZiKŒ UWr.
LITERATURA
BICHLER A., BOBROWSKY P., BEST M., DOUMA M., HUNTER J., CALVERT T., BURNS R. 2004 – Three-dimensional mapping of a landsli-de using a multi geophysical approach: the Quesnel Forks landslilandsli-de. Landslides, 1: 29–40.
BOBER L. 1984 – Rejony osuwiskowe w polskich Karpatach fliszowych i ich zwi¹zek z budow¹ geologiczn¹ regionu. Biul. Pañstw. Inst. Geol., 340: 115–158.
BOSSOWSKI A., CYMERMAN Z., GROCHOLSKI A., IHNATOWICZ A. 1994 – Szczegó³owa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1 : 25 000. Ark. Jedlina Zdrój. Pañstw. Inst. Geol., Warszawa.
CAINE N. 1980 – The rainfall intensity: duration control of shallow landslides and debris flow. Geografiska Ann. Ser. A, Physical Geogr., 62 (1/2): 23–27.
CAMPBELL R.H. (red.) 1975 – Soil Slips, debris flow, and rainstorms in the Santa Monica Mountains and vicinity, Southern California. USGS Professional Paper 851, United States government Printing Offi-ce, Washington.
CASCINI L., CIURLEO M., DI NOCERA S. 2017 – Soil depth recon-struction for the assessment of the susceptibility to shallow landslides in fine-grained slopes. Landslides, 14: 459–471.
DANIELS D. (red.) 2004 – Ground Penetrating Radar (2nd ed.). The Institution of Electrical Engineers, London.
DIKAU R., BRUNSDEN D., SCHROTT L., IBSEN M.L. (red.) 1996 – Landslide Recognition. Wiley, Chichester.
D£UGOSZ M. (red.) 2011 – Podatnoœæ stoków na osuwanie w polskich Karpatach fliszowych. IGiPZ PAN, Warszawa.
DON J., JERZYKIEWICZ T., TEISSEYRE A.K., WOJCIECHOWSKA I. 1979 – Szczegó³owa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1:25 000. Ark. Lubawka. Wyd. Geol., Warszawa.
DUBICKI A., S£OTA H., ZIELIÑSKI J. (red.) 1999 – Dorzecze Odry. Monografia powodzi. Lipiec 1997. Seria Atlasy i Monografie. IMiGW, Warszawa, 23–44.
FRANKE D., HORNUNG J., HINDERER M. 2015 – A combined study of radar facies, lithofacies and three-dimensional architecture of an alpi-ne alluvial fan (Illgraben fan, Switzerland). Sedimentology, 62: 57–86. FR¥CKIEWICZ W., TEISSEYRE H. 1977a – Objaœnienia do Szcze-gó³owej Mapy Geologicznej Sudetów w skali 1 : 25 000, Ark. Miêdzy-górze. Wyd. Geol., Warszawa.
FR¥CKIEWICZ W., TEISSEYRE H. 1977b – Szczegó³owa Mapa Geo-logiczna Sudetów w skali 1 : 25 000, Ark. Miêdzygórze. Wyd. Geol., Warszawa.
GRABOWSKI D., MARCINIEC P., MROZEK T., NESCIERUK P., R¥CZKOWSKI W., WÓJCIK A., ZIMNAL Z. (red.) 2008 – Instrukcja opracowania Mapy osuwisk i terenów zagro¿onych ruchami masowymi w skali 1: 10 000. Min. Œrod., Warszawa.
GROCHOLSKI A. 1971 – Szczegó³owa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1: 25 000. Ark. Mieroszów. Wyd. Geol., Warszawa.
GUZZETTI F., PERUCCACCI S., ROSSI M., STARK C.P. 2008 – The rainfall intensity-duration control of shallow landslides and debris flow: an update. Landslides, 5: 3–17.
JAHN A., KOZ£OWSKI S., WISZNIOWSKA T. (red.) 1989 – Jaskinia NiedŸwiedzia w Kletnie. Badania i udostêpnianie. Ossolineum, Wroc³aw –Warszawa–Kraków–Gdañsk–£ódŸ.
KAMIÑSKI M., ZIENTARA P., KRAWCZYK M. 2014 – Wykorzysta-nie tomografii elektrooporowej do badania osuwisk – osuwisko Dzianisz (po³udniowo-zachodnie Podhale). Prz. Geol., 62: 198–203.
KARCZEWSKI J., ORTYL £., PASTERNAK M. (red.) 2011 – Zarys metody georadarowej. Wyd. drugie popr. i rozsz. Wyd. AGH.
KASPRZAK M., BIERNACKA J., CHOMICZ J., MICHNIEWICZ A. 2014 – Morfologia i osady ma³ych dolin denudacyjnych w masywie Gar-batki (Góry Suche). Przyr. Sudetów, 17: 199–212.
KASPRZAK M., SOBCZYK A. 2017 – Searching for the void: im-proving cave detection accuracy by multi-faceted geophysical survey reconciled with LiDAR DTM. Zeit.f. Geom., 61: 45–59.
KLECZKOWSKI A. 1955 – Osuwiska i zjawiska pokrewne. Wyd. Geol., Warszawa.
KONDRACKI J. (red.) 2002 – Geografia regionalna Polski. PWN, War-szawa.
KOWALSKI A. 2017a – Rozmieszczenie i geneza form osuwiskowych w prze³omowej dolinie Bobru w okolicach Wlenia (Sudety Zachodnie). Prz. Geol., 65: 629–641.
KOWALSKI A. 2017b – Ruchy masowe a interpretacja budowy geolo-gicznej – przyk³ad osuwiska na górze Drogosz w paœmie Zaworów (Sudety Œrodkowe). Prz. Geol., 65: 96–104.
KOWALSKI A., MACIEJAK K. 2016 – Zastosowanie metod geomorfo-metrycznych w analizie deformacji powierzchni terenu spowodowanych dzia³alnoœci¹ górnicz¹ na przyk³adzie kopalni Nowy Koœció³ (Stare Zag³êbie Miedziowe, synklinorium pó³nocnosudeckie). Biul. Pañstw. Inst. Geol., 466: 137–146.
KOWALSKI A., WAJS J., KASZA D. 2018 – Monitoring of anthropoge-nic landslide activity with combined UAV and LiDAR-derived DEMs – a case study of the Czerwony W¹wóz landslide (SW Poland, Western Sudetes). Acta Geodynam. Geomater., 15 (2): 117–129.
MARGIELEWSKI W. 2009 – Problematyka osuwisk strukturalnych w Karpatach fliszowych w œwietle zunifikowanych kryteriów klasyfikacji ruchów masowych – przegl¹d krytyczny. Prz. Geol., 57 (10): 905–917. MIGOÑ P. 1996 – Zarys rozwoju geomorfologicznego Masywu Œnie¿ni-ka. [W:] Jahn A., Koz³owski A., Pulina M. (red.), Masyw Œnie¿niŒnie¿ni-ka. Zmiany w œrodowisku przyrodniczym. Wyd. PAE, Wroc³aw: 35–45. MIGOÑ P. (red.) 2006 – Geomorfologia. Wyd. Nauk. PWN.
MIGOÑ P. 2008 – Wspó³czesna ewolucja rzeŸby Sudetów i ich Przedgó-rza. [W:] Starkel L., Kotarba A., Kostrzewski A., Krzemieñ K. (red.), Wspó³czesne przemiany rzeŸby Polski. Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Uniwersytet Jagielloñski, Kraków: 135–163.
MIGOÑ P., KACPRZAK A., MALIK I., KASPRZAK M. 2014a – Formy osuwiskowe w Górach Kamiennych (Sudety Œrodkowe) – kryteria iden-tyfikacji i oceny zagro¿eñ. Landform Analysis, 26: 39–60.
MIGOÑ P., KACPRZAK A., MALIK I., KASPRZAK M., OWCZAREK P., WISTUBA M., PÁNEK T. 2014b – Geomorphological, pedological and dendrochronological signatures of a relict landslide terrain, Mt Garbatka (Kamienne Mts), SW Poland. Geomorphology, 219: 213–231. MIGOÑ P., KASPRZAK M. 2011 – Morfologiczny zapis ruchów maso-wych na progach morfologicznych Gór Sto³omaso-wych w œwietle numerycznego modelu wysokoœci o du¿ej rozdzielczoœci. Przyr. Sudetów, 14: 115–124. MIGOÑ P., PÁNEK T., MALIK I., HRÁDECKÝ J., OWCZAREK P., ŠILHÁN K. 2010 – Complex landslide terrain in the Kamienne Mounta-ins, Middle Sudetes, SW Poland. Geomorphology, 124: 200–214. MOŒCICKI W.J., ANTONIUK J. 2006 – Badania geoelektryczne na przedpolu osuwiska w kopalni diabazu NiedŸwiedzia Góra ko³o Krzeszo-wic. Kwart. AGH Geologia, 32 (4): 389–404.
PARZÓCH K., MIGOÑ P. 2010 – Zdarzenia ekstremalne w systemie sto-kowym – grawitacyjne ruchy masowe i erozja gleb. [W:] Migoñ P. (red.), Wyj¹tkowe zdarzenia przyrodnicze na Dolnym Œl¹sku i ich skutki. IGiRR UWr, Wroc³aw: 205–239.
PARZÓCH K., PAWLIK £., SOLARSKA A., WITEK M. 2012 – Osuwi-sko na stokach Œredniaka w Masywie Œnie¿nika K³odzkiego w 2011 roku. Przyr. Sudetów, 15: 197–208.
PASZKIEWICZ M. 2014 – Rozpoznanie uwarunkowañ geologicznych i obecnego stanu osuwiska na zboczu Œredniaka (Masyw Œnie¿nika). Pr. magist., Arch. UWr, Wroc³aw: 1–44.
PERAZZOLO L., BICA A.V.D., BRESSANI L.A., FLORES J.A.A., AZAMBUJA E., MARTINS F.B. 2004 – Governing features of the stabili-ty of colluvium slope over basalt. [W:] Lacerda W.A., Ehrlich M., Fontoura S.A.B., Say¹o A.S.F. (red.), Landslide: Evaluation and Stabilization. Tay-lor & Francis Group, London: 993–998.
PETRONINO L., BOAGA J., CASSIANI G. 2016 – Characterization of the Vajont landslide (North-Eastern Italy) by means of reflection and sur-face wave seismic. J. Appl. Geoph., 128: 58–67.
PILECKI Z., HARBA P. 2015 – Wstêpne wyniki badania budowy i w³aœciwoœci osuwiska metod¹ interferometrii sejsmicznej z wykorzysta-niem wysokoczêstotliwoœciowego szumu sejsmicznego. Zesz. Nauk. IGSMiE PAN, 89: 63–76.
PILECKI Z., K£OSIÑSKI J., PILECKA E., KARCZEWSKI J., ZIÊTEK J. 2008 – Wp³yw zawodnienia osuwiska na rozpoznanie granic jego nie-ci¹g³oœci metodami falowymi. Gosp. Sur. Miner., Polska Akademia Nauk. Inst. Gosp. Sur. Miner. i Ener., 24 (2/3): 427–444.
PORSANI J.L., SAUCK W.A., JUNIOR A.O.S. 2006 – GPR for mapping fractures and as a guide for the extraction of ornamental granite from a quarry: A case study from southern Brazil. J. Appl. Geoph., 58: 177–187. PULINOWA M.Z. (red.) 1972 – Procesy osuwiskowe w œrodowisku sztucznym i naturalnym. Dokumentacja Geograficzna, Instytut Geografii PAN, Warszawa.
REMISZ J., BIJAK SZ., PARZÓCH K., WITEK M. 2014 – Czy da³o siê przewidzieæ? – osuwisko na Œredniaku w œwietle informacji z przyrostów rocznych. Stud. i Mat. CEPL w Rogowie, 16, 40 (3): 122–129. SASS O., KRAUTBLATTER M. 2007 – Debris flow-dominated and rockfall-dominated talus slope: Genetic models derived from GPR measurements. Geomorphology, 86: 176–192.
SAWICKI L. 1968 – Szczegó³owa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1 : 25 000, Ark. Miêdzylesie. Wyd. Geol., Warszawa.
SCHROTT L., SASS O. 2008 – Application of field geophysics in geo-morphology: Advances and limitations exemplified by case studies. Geo-morphology, 93: 55–73.
SELBY M.J. (red.) 1993 – Hillslope materials and processes. Oxford Univ. Press, Oxford.
STARHEIM C., GOMEZ C., HARRISON J., KAIN C., BREWER N. J., OWEN K., HADMOKO D.S., PURDIE H., ZAWAR-REZA P., OWENS I., WASSMER P., LAVIGNE F. 2013 – Complex internal architecture of a debris-flow deposit revealed using ground-penetrating radar, Cass, New Zealand. New Zealand Geographer, 69: 26–38.
SYNOWIEC G. 2003 – Formy osuwiskowe w Górach Kamiennych. Prz. Geol., 51: 59–65.
TRACZYK A. 1996 – Formy i osady peryglacjalne w Masywie Œnie¿-nika K³odzkiego. Acta UWr 1808, Pr. Inst. Geogr., Seria A, Geogr. Fiz., 8: 111–119.
UHLEMANN S., HAGEDORN S., DASHWOOD., MAURER H., GUNN D., DIJKSTRA T., CHAMBERS J. 2016 – Landslide characteri-zation using P- and S-wave seismic refraction tomography – The impor-tance of elastic moduli. J. Appl. Geoph., 134: 64–76.
URBAN G., FOREMNIK I. 2013 – Szkody w infrastrukturze leœnej w lasach Masywu Œnie¿nika wyrz¹dzone przez opady rozlewne w lipcu 2011 roku i ich uwarunkowania. Sylwan, 157: 95–103.
VARNES D.J. 1978 – Slope movement types and processes. [W:] Landsli-des: Analysis and Control. Washington D.C., Transportation and Road Research Board, Nat. Ac. Of Sc., Special Report, 176: 11–35.
WANG G., SASSA K. 2003 – Pore-pressure generation and movement of rainfall-induced landslides: effects of grain size and fine-particle content. Engineer. Geol., 69: 109–125.
WEHR A., LOHR U. 1999 – Airborne laser scanning – an introduction and overview. ISPRS J. Photogram. Remote Sensing, 54 (2–3): 68–82. WILCZYÑSKA J. 1962 – Budowa geologiczna wschodniej czêœci arku-sza Miêdzylesie (okolice Potoczka). Pr. magist., Arch. Uwr, Wroc³aw. ZABUSKI L., THIEL K., BOBER L. (red.) 1999 – Osuwiska we fliszu Karpat polskich: geologia, modelowanie, obliczenia statecznoœci. Wyd. Inst. Budow. Wodnego PAN, Gdañsk.
¯ELANIEWICZ A., ALEKSANDROWSKI P., BU£A Z., KARN-KOWSKI P.H., KONON A., OSZCZYPKO N., ŒL¥CZKA A., ¯ABA J., ¯YTKO K. (red.) 2011 – Regionalizacja tektoniczna Polski. Komitet Nauk Geologicznych PAN, Warszawa.
¯URAWEK R. 1998 – Geomorfologiczne skutki katastrofalnych opadów deszczu i powodzi w lipcu 1997 r. w dorzeczu Wilczki (Sudety Wschod-nie). [W:] Pêkala K. (red.), Zjazd Geomorfologów Polskich. G³ówne kie-runki badañ geomorfologicznych w Polsce. Stan aktualny i perspektywy. Wyd. UMCS Lublin, 229–233.
Praca wp³ynê³a do redakcji 18.01.2018 r. Akceptowano do druku 20.08.2018 r.
Cena 12,60 zł (w tym 5% VAT) TOM 66 Nr 10 (PAŹDZIERNIK) 2018 Indeks 370908 ISSN-0033-2151
Realizacja zadań publicznych
a ramy prawne instytutów badawczych
Badania hydrogeologiczne
w drugim 50-leciu istnienia PIG
Monitorowanie procesu hydrokompakcji
Pomiary georadarowe i analizy
czyka na str. 636. Fot. M. Makoœ
Cover photo: Landslide occured in 2011 on Mt. Œredniak in the Œnie¿nik Massif (Eastern Sudetes) – see article by M. Makoœ and A. Sob-czyk on p. 636. Photo by M. Makoœ
