Ró¿nicowanie warunków przep³ywu wód wspó³czesnych równi zalewowych
na Ni¿u Polskim na przyk³adzie doliny œrodkowej Wis³y
Tomasz Falkowski
1Differentiation of groundwater flow conditions in the floodplain areas of the Polish Lowland on the example of the Middle Vistula Valley. Prz. Geol., 63: 710–714.
A b s t r a c t. Differentiation of groundwater flow conditions within the floodplains of the river valleys in the Polish Lowlands may result from polygenesis of their valleys sections, as well as from the evolution of river systems, which lasts from the end of the Pleisto-cene. The investigations, which were carried out in the middle Vistula valley showed that important factor for differentiation of ground-water flow conditions within the floodplain could be also the influence of the basement of contemporary alluvia. In the sections where it forms morphological protrusions, the basement affects the flood waters flow which transforms upper part of floodplain lithological profile.
Keywords: floodplain, alluvial aquifer, alluvia basement protrusions
W regionalnych schematach kr¹¿enia wód podziem-nych doliny rzeczne s¹ uznawane za kolektory drenuj¹ce struktury wodonoœne rozcinanych wysoczyzn. Obraz ten odpowiada funkcji, jak¹ powierza siê dolinom rzecznym w kla-sycznych schematach kr¹¿enia wód podziemnych w zlew-ni (Freeze & Whiterspoon, 1967). W przypadku analizy warunków kr¹¿enia wód podziemnych w obrêbie poszcze-gólnych odcinków dolin/równi zalewowych stosowanie tego schematu bywa ograniczone. Przyczyn¹ tego jest czê-sto odmienna od klasycznych modeli (Davies, 1899) ich budowa geologiczna. Na obszarze Ni¿u Polskiego wynika ona najczêœciej z poligenezy odcinków dolin (Falkowski, 1995, 1999, 2002).
Zró¿nicowanie warunków kr¹¿enia wód podziemnych w obrêbie dna dolin rzecznych na Ni¿u Polskim jest zwi¹-zane tak¿e z ewolucj¹ systemów tych rzek, przebiegaj¹c¹ od schy³ku plejstocenu do dzisiaj (Falkowski, 1967, 1971; Kozarski & Rotnicki, 1977; Mycielska-Dowgia³³o, 1978; Starkel, 1983). W wiêkszoœci dolin w obrêbie równi zale-wowej wykszta³ci³y siê dwie strefy ró¿ni¹ce siê typem pro-filu litologicznego i warunkami hydrogeologicznymi. Pierwsza, ukszta³towana przez rzekê meandruj¹c¹, jest pokryta warstw¹ gliniastych mad o mi¹¿szoœciach w przy-padku Wis³y œrodkowej dochodz¹cych do 7 m. Druga to strefa tarasu wspó³czesnego (subborea³, subatlantyk), utworzonego przez rzekê roztokow¹ („dzik¹”; Falkowski, 1971). Forma ta charakteryzuje siê wiêksz¹ ró¿norodnoœ-ci¹ litologii i struktur sedymentacyjnych, z których jest zbudowana (Falkowski, 1967; Szumañski, 1986), co wyni-ka z du¿ego zró¿nicowania wielkoœci i dynamiki prze-p³ywów w czasie jej tworzenia. W profilu utworów facji wezbraniowej wspó³czesnych „dzikich” rzek wiêksz¹ czêœæ stanowi¹ utwory ma³o spoiste i niespoiste (Myœliñska, 1984), o wy¿szej w porównaniu z gliniastymi madami wodoprzepuszczalnoœci. Jak dowodz¹ doœwiadczenia powodzi pojawiaj¹cych siê w dolinach rzek na obszarze Ni¿u Polskiego od koñca lat 90. ub. wieku, ró¿nice pomiê-dzy przep³ywami ekstremalnymi w rzekach Ni¿u Polskie-go nadal powiêkszaj¹ siê (Ozga-Zieliñska, 1997). Czynnikiem, który wzmocni³ ten proces, poza antropopresj¹ i zmianami
klimatycznymi (Knox, 2000), jest ograniczenie zasiêgu przep³ywów wezbraniowych do strefy miêdzywala syste-mem wa³ów przeciwpowodziowych (Ko³odziejczyk, 2005). Erozja i depozycja wezbraniowa na powierzchni równi zalewowej maj¹ obecnie znacznie wiêksz¹ dynami-kê, poniewa¿ w obrêbie miêdzywala przebiegaj¹ one w wa-runkach wy¿szych stanów, a na obszarze zawala pojawiaj¹ siê gwa³townie po awariach obwa³owañ (Wierzbicki i in., 2013).
Celem prac, które prowadzono w dolinie œrodkowej Wis³y, by³o okreœlenie znaczenia wspó³czesnych procesów fluwialnych w kszta³towaniu siê (ewolucji) warunków kr¹¿enia wód podziemnych w obrêbie równi zalewowej. Okreœlenie zró¿nicowania pola filtracji wód podziemnych w holoceñskich strukturach aluwialnych mo¿e mieæ zna-czenie dla warunków zagospodarowania tych stref, szcze-gólnie w kontekœcie bezpieczeñstwa powodziowego (przesi¹ki, awarie wa³ów przeciwpowodziowych w wyni-ku erozji wewnêtrznej, przebiegaj¹cej w pod³o¿u budowli).
MATERIA£ I METODY
Do badañ wybrano odcinek doliny œrodkowej Wis³y. Na wstêpie za³o¿ono, ¿e dalsze ró¿nicowanie litologii obszaru równi zalewowej, sk³adaj¹cej siê z czêœci uformo-wanej przez rzekê meandruj¹c¹ oraz czêœci tworzonej wspó³czeœnie przez rzekê „dzik¹”, mo¿e zachodziæ w stre-fach koncentracji erozyjnej i depozycyjnej dzia³alnoœci wód wezbraniowych. W trakcie badañ wstêpnych poszuki-wano na powierzchni równi zalewowej zespo³ów œladów takiej erozji. Podstawowym materia³em by³y zdjêcia lotni-cze (czarno-bia³e panchromatyczne) oraz wysokorozdziel-cze zobrazowania satelitarne (NRG, RGB). Na odcinku œrodkowej Wis³y od Annopola do Modlina wytypowano w ten sposób do dalszych badañ 21 odcinków o przeciêtnej d³ugoœci oko³o 5 km (ryc. 1).
Za³o¿ono tak¿e, ¿e koncentracja œladów erozji wezbra-niowej mo¿e byæ zwi¹zana ze specyfik¹ budowy geolo-gicznej strefy korytowej, dlatego w nastêpnym etapie
1
Katedra Geoin¿ynierii, Wydzia³ Budownictwa i In¿ynierii Œrodowiska, Szko³a G³ówna Gospodarstwa Wiejskiego w Warszawie, ul. Nowoursynowska 159, 02-776 Warszawa; tomasz_falkowski@sggw.pl.
badañ w wytypowanych strefach przeprowadzono wierce-nia w korycie. Wiercewierce-nia rozmieszczano w przekrojach poprzecznych oddalonych od siebie o 1 km. W obrêbie przekroju odleg³oœci miêdzy wierceniami wynosi³y oko³o 100–200 m. Prace wykonywano zestawem do wierceñ rêcznych firmy Eijkelkamp, u¿ywaj¹c ³odzi pneumatycz-nych. Lokalizacjê punktów okreœlano za pomoc¹ odbiorni-ka kodowego DGPS. Wiercenia wykonywano tak¿e na powierzchni równi zalewowej. Punkty badawcze i granice form rzeŸby równi zalewowej by³y lokalizowane w terenie z wykorzystywaniem odbiorników kodowych DGPS.
W celu okreœlenia uk³adu nurtu wielkich wód i jego trwa³oœci w czasie w wyznaczonych odcinkach przeprowa-dzono badania echosonda¿owe. W badaniach wykorzysty-wano echosondê sprzê¿on¹ z odbiornikiem kodowym DGPS. Zestaw zamontowany na ³odzi motorowej umo¿li-wia³ rejestracjê po³o¿enia punktu pomiarowego oraz g³êbokoœæ koryta z czêstotliwoœci¹: jeden pomiar co 3 sekundy. Rzêdne zwierciad³a wody w korycie okreœlano za pomoc¹ zestawu GPS RTK, a tak¿e klasycznej niwelacji. Interpolacja wyników echosonda¿u by³a prowadzona w
pro-gramie Surfer. Wyniki badañ archiwizowano w bazie danych GIS.
WYNIKI I DYSKUSJA
Przeprowadzone badania pozwoli³y na stwierdzenie wystêpowania w 21 odcinkach koryta œrodkowej Wis³y stref (ryc. 1), w których pod³o¿e wspó³czesnych aluwiów tworzy morfologiczne kulminacje. W ich obszarze strop pod³o¿a aluwiów wystêpowa³ na g³êbokoœci do ok. 7 m poni¿ej poziomu œredniej wody. Poza kulminacjami sp¹g aluwiów stwierdzano na g³êbokoœci ponad 10 m (Falkow-ski, 2006). Na odcinku ma³opolskiego prze³omu rzeki powierzchnie kulminacji pod³o¿a aluwiów buduj¹ ska³y mezozoiczne i ich gliniaste zwietrzeliny (Falkowski, 2006). Na pozosta³ym obszarze w pod³o¿u aluwiów stwierdzano przewa¿nie spoiste osady neogenu oraz spoiste i gruboziar-niste osady plejstocenu. Ich powierzchnia w zdecydowanej wiêkszoœci przypadków jest przykryta rezydualnym bru-kiem.
Powierzchnia pod³o¿a wspó³czesnych aluwiów jest ods³aniana w dnie koryta w czasie wezbrañ. Jej morfologia oddzia³uje wtedy na uk³ad g³ównego nurtu wielkich wód, kieruj¹c ich strumieñ na powierzchniê równi zalewowej zawsze w tych samych miejscach (Falkowski, 2007). Prze-prowadzone w warunkach przep³ywu wielkich wód echo-sonda¿owe badania morfologii koryta wykaza³y zgodnoœæ uk³adu g³ównego nurtu z ukszta³towaniem powierzchni stropu pod³o¿a wspó³czesnych aluwiów (ryc 2). Jest on zgodny tak¿e z rozmieszczeniem form erozji i depozycji wezbraniowej na powierzchni równi zalewowej (Falkow-ski, 2007). Przed wybudowaniem wa³ów przeciwpowo-dziowych wody wezbrañ przep³ywa³y po powierzchni równi zalewowej tak¿e ci¹gami wyd³u¿onych starorzeczy. Znajduj¹ce siê na trasie przep³ywu formy by³y stopniowo zasypywane, jednoczeœnie z usuwaniem czêsto s³abo prze-puszczalnych namu³ów i torfów (Falkowska & Falkowski, 2014). U wylotu erozyjnych rynien przep³ywów wód wez-braniowych (krewas) znajduj¹ siê zazwyczaj rozleg³e stre-fy depozycyjne o typie glifów krewasowych. Genezê takich form z rejonu Magnuszewa Karabon (1980) wi¹za³ z wezbra-niami zatorowymi. Podobne formy, jednak powsta³e w cza-sie awarii wa³ów przeciwpowodziowych, opisywali w dolinie górnej Wis³y Gêbica i Soko³owski (2001) oraz w dolinie Nysy K³odzkiej – Zieliñski (2000).
Przep³ywy wezbraniowe „dzikiej”, roztokowej Wis³y zniszczy³y w wielu miejscach równi zalewowej seriê gli-niastych mad z okresu meandrowania, deponuj¹c na powierzchni erozyjnej warstwowane py³y, piaski pylaste, gliny pylaste oraz piaszczyste namu³y (Falkowski, 2006; Falkowska & Falkowski, 2015) (ryc. 3). Strefy wystêpo-wania erozyjnych rynien przep³ywów wezbraniowych, które powsta³y jeszcze przed budow¹ wa³ów przeciwpo-wodziowych, s¹ obecnie miejscami powtarzaj¹cych siê awarii tych budowli (Falkowski, 2007). Awarie takie powstaj¹ g³ównie w efekcie erozji wewnêtrznej przebie-gaj¹cej w pod³o¿u wa³u (Plichta, 2012; Wierzbicki i in., 2013). Sprzyja jej zró¿nicowanie przewodnoœci hydrau-licznej osadów buduj¹cych proksymaln¹ czêœæ równi zale-wowej oraz wystêpuj¹ce w nich znacznie wiêksze ni¿ przed wybudowaniem wa³ów przeciwpowodziowych gra-Ryc. 1. Rozmieszczenie analizowanych stref, w których
stwier-dzono wystêpowanie kulminacji trudno rozmywalnego pod³o¿a wspó³czesnych aluwiów
Fig. 1. Distribution of the studied zones where protrusions of alluvial basement built up with erosion-resistant deposits were detected
dienty hydrauliczne. Pojawiaj¹ siê one w czasie prze-chodzenia fali wezbraniowej, kiedy wody rzeki opieraj¹ siê o wa³ (Soko³owski & Mosiej, 1997; Plichta, 2012). Wed³ug Bujakowskiego (2015) wype³nienie rynien krewasowych luŸnymi aluwiami w czasie opadania fali wezbraniowej stworzy³o z nich uprzywilejowane drogi przep³ywu pod-ziemnego pomiêdzy korytem a aluwialn¹ warstw¹ wodo-noœn¹. Formy takie, wystêpuj¹ce w pod³o¿u wa³ów przeciwpowodziowych, stanowi¹ zagro¿enie dla ich stabil-noœci.
Zmiany charakteru hydrodynamicznego uregulowa-nych rzek w czasie przechodzenia fali wezbraniowej, prze-biegaj¹ce wed³ug schematu: rzeka drenuj¹ca – rzeka infiltruj¹ca – rzeka drenuj¹ca, a nawet same wahania poziomu wody w korycie, mog¹ powodowaæ stopniowe zwiêkszanie siê jego filtracyjnej opornoœci. Mechanizm tego procesu nie jest jednak w przypadku œrodkowej Wis³y zwi¹zany ze zjawiskiem kolmatacji, a z sufozj¹. W czasie obni¿ania siê zwierciad³a wody w korycie i w warstwach
piaszczystych wystêpuj¹cych w seriach osadów wezbra-niowych rzeki roztokowej, które buduj¹ brzegi koryta (por. Myœliñska, 1984), dochodzi do przekroczenia spadków krytycznych zwierciad³a znajduj¹cych siê w nich wód. Pia-ski te s¹ usuwane sufozyjnie, a pozbawiona podparcia war-stwa wy¿ej le¿¹cej gliniastej mady pochyla siê fleksuralnie (ryc. 4). Zetkniêcie siê kilku takich warstw doprowadza do powstania w brzegu koryta ci¹g³ego profilu utworów spo-istych s³abo przepuszczalnych nawet o du¿ych mi¹¿szoœ-ciach. W korycie Wis³y, w rejonie ujœcia Radomki, strop takiej pochylonej, gliniastej warstwy stwierdzono pod pia-skami korytowymi na g³êbokoœci 3,5 m poni¿ej poziomu œredniej wody (Falkowski, 2006).
WNIOSKI
Wyniki przeprowadzonych badañ wykazuj¹, ¿e ró¿-nicowanie siê warunków przep³ywu wód podziemnych w holoceñskich strukturach aluwialnych jest zwi¹zane Ryc. 2. Zwi¹zek uk³adu nurtu w korycie Wis³y (stan wysoki) z ukszta³towaniem powierzchni pod³o¿a aluwiów w rejonie ujœcia Radomki (odcinek nr 14 na ryc. 1) (wg Falkowskiego, 2006; uzupe³nione)
Fig. 2. Relationship between Vistula thalweg directions (high stage) and the morphology of the alluvia substrate in the vicinity of the mouth of the Radomka River (reach number 14 in Fig. 1) (according to Falkowski, 2006; supplemented)
Ryc. 3. Schematyczny przekrój geologiczny doliny Wis³y w okolicach Magnuszewa (odcinek nr 15 na ryc. 1) (wg Falkowskiej & Falkowskiego, 2015; zmienione)
Fig. 3. Schematic geological cross-section of the Vistula Valley in the vicinity of Magnuszew (the reach number 15 in Fig. 1) (according to Falkowska & Falkowski, 2015, modified)
Ryc. 4. Przeobra¿enie brzegów koryta w wyniku sufozji w piaszczystych warstwach miêdzymadowych. Linia przerywana (A) pokazuje po³o¿enie stropu warstwy gliniastej (B)
Fig. 4. Transformation of the channel bank as an effect of suffosion in sandy layer lying between loamy mud layers. Dashed line (A) shows position of the top of loamy mud layer (B)
przede wszystkim z procesami ewolucji œrodowiska flu-wialnego, a szczególnie z ich akceleracj¹ w wyniku wspó³czesnych zmian re¿imu hydrologicznego zlewni (zmiany klimatyczne, antropopresja). Zwiêkszenie g³êbo-koœci erozji wezbraniowej, zwi¹zane z du¿ymi ró¿nicami pomiêdzy stanami ekstremalnymi, spowodowa³o w ostat-nich dziesiêcioleciach wzrost wp³ywu trudno rozmywalne-go pod³o¿a wspó³czesnych aluwiów na koncentracjê nurtu wielkich wód. Skoncentrowane przep³ywy wezbraniowe usunê³y w wielu miejscach w ca³oœci lub czêœciowo war-stwê spoistych, s³abo przepuszczalnych mad, zastêpuj¹c j¹ seri¹ osadów piaszczysto-pylastych. Szczególne znaczenie dla wspó³czesnych warunków przep³ywu wód podziem-nych w obrêbie równi zalewowej œrodkowej Wis³y mog¹ mieæ wype³nione rynny krewasowe. S¹ one charaktery-stycznym elementem budowy geologicznej równi zalewo-wej w strefach wystêpowania kulminacji pod³o¿a aluwiów. Wahania stanów wody w rzece mog¹ powodowaæ tak¿e lokalne zmiany oporów filtracji koryta poprzez uruchomie-nie procesów sufozji w obrêbie serii osadów wezbranio-wych buduj¹cych brzegi koryta.
Ukszta³towane w ten sposób zró¿nicowanie warunków odp³ywu wód podziemnych do koryta Wis³y mo¿e zwiêk-szaæ zagro¿enie dla stabilnoœci odcinków wa³ów przeciw-powodziowych. Koncentracja strumieni wód podziemnych w serii aluwialnej stanowi¹cej ich pod³o¿e mo¿e sprzyjaæ powstawaniu w tych miejscach deformacji filtracyjnych. Strefy takie mo¿na identyfikowaæ na podstawie kryteriów morfogenetycznych.
Zasadnicza czêœæ prac by³a prowadzona w ramach dwóch tematów badawczych:
1. KBN 8 TO7G 020 21 Zwi¹zek dynamiki wybranych procesów korytowych ze zró¿nicowaniem rzeŸby i litologii pod³o¿a alu-wiów na przyk³adzie doliny Wis³y od Annopola do Modlina; 2. MNiI (KBN) 2P04E 069 29 Znaczenie czynników morfogene-tycznych w kszta³towaniu ró¿norodnoœci siedliskowej wybra-nych odcinków dolin rzek na Ni¿u Polskim.
LITERATURA
BUJAKOWSKI F. 2015 – Morfogenetyczne kryteria identyfikacji zró¿-nicowania filtracji w warstwie aluwialnej na przyk³adzie doliny œrod-kowej Wis³y. Manuskrypt rozprawy doktorskiej, Wydzia³ Budownictwa i In¿ynierii Œrodowiska SGGW w Warszawie.
DAVIS W.M. 1899 – The geographical cycle; Geogr. J., 14: 481–504. 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 surface processes and landforms, 40 (7): 876–887.
FALKOWSKI E. 1967 – Ewolucja holoceñskiej Wis³y na odcinku Zawichost–Solec i in¿yniersko-geologiczna prognoza jej dalszego roz-woju. Biul. Inst. Geol., 198 (4): 57–148.
FALKOWSKI E. 1971 – Historia i prognoza rozwoju uk³adu koryta wybranych odcinków rzek nizinnych Polski. Biul. Geol., 12: 5–121. FALKOWSKI T. 1995 – Schematy zasilania cieków wodami podziem-nymi w œwietle poligenezy dolin na Ni¿u. Wspó³czesne problemy hydrogeologii, tom VII, Kraków-Krynica: 251–257.
FALKOWSKI T. 1997 – Diversification of conditions and interflow volumes in morphogenetic sections of valleys within the lowland on the example of Toczna river; Annals of Warsaw Agricultural University – SGGW. Land Reclamation, 28: 31–39.
FALKOWSKI T. 1999 – Wyciœniêcia utworów spoistych w strefach krawêdziowych dolin rzecznych na Ni¿u Polskim jako elementy ogra-niczaj¹ce kontakt wód podziemnych doliny i wysoczyzny. Wspó³cze-sne Problemy Hydrogeologii, tom IX, Warszawa: 403–405.
FALKOWSKI T. 2002 – Zró¿nicowanie warunków odp³ywu podziem-nego w dolinach rzecznych jako element oceny zagro¿enia jakoœci wód. Prz. Geol., 50: 936–940.
FALKOWSKI T. 2006 – Naturalne czynniki stabilizuj¹ce wybrane odcinki strefy korytowej Wis³y œrodkowej. Wydawnictwo SGGW w serii Rozprawy Naukowe i Monografie, 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.
FREEZE H. & WHITERSPOON R. 1967 – Theoretical Analysis of Regional Water Flow. Resources Research, 3: 623–634.
GÊBICA P. & SOKO£OWSKI T. 2001 – Sedimentological interpreta-tion of crevasse splays formred during the extreme 1997 flood in the upper Vistula River valley (south Poland). Ann. Soc. Geol. Pol., 71: 53–62.
KARABON J. 1980 – Morfogenetyczna dzia³alnoœæ wód wezbranio-wych zwi¹zana z zatorami lodowymi w dolinie œrodkowej Wis³y. Prz.Geol., 9: 512–515.
KNOX J.C. 2000 – Sensitivity of modern and Holocene floods to cli-mate change. Quatern. Sc. Rev., 19: 439–457.
KO£ODZIEJCZYK U. 2005 – O potrzebie badañ geologiczno-in¿y-nierskich wa³ów przeciwpowodziowych na obszarze wschodniej czêœci Ni¿u Œrodkowoeuropejskiego. Prz. Geol., 53 (7): 582–585.
KOZARSKI S. & ROTNICKI K. 1977 – Valley floors and changes of river channel patterns in the North Polish Plain during the Late Wurm and Holocene. Quaestiones Geographicae, 4: 51–93.
MYCIELSKA-DOWGIA££O E. 1978 – Rozwój rzeŸby fluwialnej pó³nocno-zachodniej czêœci Kotliny Sandomierskiej w œwietle badañ sedymentologicznych. Rozprawy Uniwersytetu Warszawskiego, s. 120. MYŒLIÑSKA E. 1984 – Kryteria oceny in¿yniersko-geologicznych w³aœciwoœci mad. Kwart. Geol., 28: 143–162.
OZGA-ZIELIÑSKA M. 1997 – O koniecznoœci okreœlania dla rzek pol-skich maksymalnych wiarygodnych wezbrañ wywo³anych maksymal-nymi wiarygodmaksymal-nymi opadami. Forum naukowo-techniczne – POWÓD 1997, IMGW Warszawa, tom 2: 1–10.
PLICHTA A. 2012 – Stan urz¹dzeñ przeciwpowodziowych rzeki Wis³y w województwie Lubelskim. PowódŸ na Powiœlu lubelskim w 2010 roku. Hydrotechnika a ochrona przyrody. Towarzystwo Przyjació³ Janowca: 77–127.
SOKO£OWSKI J. & MOSIEJ K. 1997 – Ocena obwa³owañ po powo-dzi 1997 r. Forum Naukowo-Techniczne – PowódŸ 1997. Wstêpna oce-na przyczyn, rozmiarów i skutków, Ustroñ, IMGW Warszawa: 289–298.
STARKEL L. 1983 – The reflection of hydrologic changes in fluvial environment of the temperate zone during the last 15 000 years. [W:] Gregory J. (red.), Background to Paleohydrology. J. Wiley, Chichester: 213–234.
SZUMAÑSKI A. 1986 – Postglacjalna ewolucja i mechanizm transfor-macji dna doliny Dolnego Sanu. Zeszyty Naukowe AGH, Geologia: 12 (1): 5–92.
WIERZBICKI G., OSTROWSKI P., MAZGAJSKI M. &
BUJAKOWSKI F. 2012 – Using VHR multispectral remote sensing and LIDAR data to determine the geomorphological effects of over-bank flow on a floodplain (the Vistula River, Poland). Geomorphology, 183: 73–81.
ZIELIÑSKI T. 2000 – Sedymentologiczne skutki powodzi 1997 i 1998 roku w dorzeczu Górnej Nysy K³odzkiej. [W:] Ostaficzuk S. (red.), Dynamiczna ocena i prognoza geologicznych zagro¿eñ wywo³anych powodzi¹, na przyk³adzie Nysy K³odzkiej, Górnej So³y i Górnego Sanu-Solinki. Wydawnictwo IGSMiE PAN, Kraków: 105–136.
