Warunki rozwoju doliny Bugu na odcinku Horodło-Włodawa w czasie późnego vistulianu i w holocenie - Biblioteka UMCS

U N I V E R S I T A T I S M A R I A E C U R I E - S K £ O D O W S K A L U B L I N — P O L O N I A

VOL. LIV, 6 SECTIO B 1999

Zak³ad Geologii Instytut Nauk o Ziemi UMCS

Wojciech SZWAJGIER

Warunki rozwoju doliny Bugu na odcinku Horod³o–W³odawa w czasie póŸnego vistulianu i w holocenie

Evolution of the Bug river valley between Horod³o and W³odawa during Late Vistulian and Holocene

Problematyka procesów fluwialnych w polskiej literaturze geomorfologicz- nej do lat siedemdziesi¹tych nie stanowi³a przedmiotu szczególnych zaintereso- wañ. Nieliczne prace z tej dziedziny poœwiêcone by³y przede wszystkim osa- dom i morfologii dolin rzecznych. Warunki rozwoju doliny Bugu na odcinku Horod³o–W³odawa...

Dolina Bugu ju¿ na pocz¹tku wieku sta³a siê obiektem zainteresowañ wielu badaczy, przy czym najwiêcej uwagi poœwiêcano górnemu i dolnemu biegowi rzeki. Mimo trwaj¹cych od ponad 100 lat badañ geologicznych i geomorfologi- cznych w dorzeczu œrodkowego Bugu, informacje na temat warunków rozwoju doliny, a zw³aszcza najm³odszego – holoceñskiego – etapu ewolucji s¹ bardzo sk¹pe. Samej dolinie poœwiêcono tylko kilka prac (Rzechowski 1963, 1965;

Harasimiuk, Rzechowski, Szwajgier 1995a, b; Szwajgier 1997, 1998a, b).

W publikowanych pracach geologicznych i geomorfologicznych zwracano jednak¿e uwagê na wyraŸne odrêbnoœci doliny Bugu w stosunku do innych do- lin podobnej rangi (kwestie wp³ywu stref marginalnych zlodowacenia odry i warty na warunki rozwoju doliny, iloœæ i budowa teras, zmiany hydrograficz- ne).

Stan badañ w dolinie œrodkowego Bugu wskazuje na s³abe rozpoznanie bu- dowy geologicznej holoceñskiego dna doliny. W zwi¹zku z tym g³ównym ce- lem jest poznanie warunków rozwoju wspó³czesnego dna doliny Bugu na odcin- ku Horod³o–W³odawa. Wymaga³o to rozwi¹zania nastêpuj¹cych problemów:

– wp³yw budowy geologicznej i jej ewolucji na warunki rozwoju dna doli- ny Bugu;

– wzajemne zwi¹zki pomiêdzy stanami wody i wielkoœci¹ przep³ywów a zdolnoœci¹ transportow¹ rzeki oraz rozpoznanie cech hydrologicznych rzeki istotnych dla procesów geomorfologicznych;

– klasyfikacja form w obrêbie równi zalewowej i rozpoznanie budowy geo- logicznej tych form;

– okreœlenie genezy i wieku sklasyfikowanych form dna doliny.

Opracowaniem objêto odcinek doliny Matcze–W³odawa, który ma oko³o 80 km d³ugoœci, co stanowi oko³o 2/3 poleskiego odcinka doliny Bugu (od pó³- nocnej granicy Grzêdy Horodelskiej do ujœcia Krzny). Odcinek ten charakte- ryzuje siê specyficznym kszta³tem w planie póŸnovistuliañskiego i holoceñskie- go dna doliny – sk³ada siê z szeregu zwê¿eñ i rozszerzeñ dna doliny.

Ryc. 1. Mapa geologiczna bez utworów m³odszych od kredy wed³ug Wyrwickiej i Harasimiuka (1992) uzupe³niona; linie przerywane – uskoki, szrafura – strefy uskoków

Geological map with rocks to the Cretaceous ceiling acc. to Wyrwicka and Harasimiuk (1992) supplemented; broken lines – faults, diagonal hachure – zones of faults

Badany obszar le¿y w brze¿nej strefie platformy wschodnioeuropejskiej.

Czêœci po³udniowej (Obni¿enie Dubienki) prawie dok³adnie odpowiada zr¹b zwany Podniesieniem Kumowskim, a czêœæ pó³nocna le¿y w obrêbie Zapadli- ska W³odawskiego (ryc. 1). Podniesienie Kumowskie od po³udnia ogranicza uskok w³odzimierski, a od pó³nocy strefa dyslokacyjna Œwiêcicy, gdzie ampli- tuda dyslokacji w obrêbie paleozoiku przekracza 1000 m. Strefie dyslokacyjnej

Œwiêcicy odpowiada w przybli¿eniu tak zwany £uk Uhruski. Podniesienie Ku- mowskie i Zapadlisko W³odawskie przecinaj¹ podrzêdne dyslokacje (uskok Udalu, uskok W³odawki o kierunku SW–NE) oraz uskok Serebryszcza o kie- runku równoleg³ym do doliny Bugu. Paleozoiczny plan strukturalny jest w przybli¿eniu powtórzony przez uk³ad dyslokacji czytelny w pokrywie mezo- zoicznej.

Rzeki s¹ g³ównymi drogami transportu materia³u z obszarów l¹dowych do mórz i oceanów. Transport erodowanego materia³u nie jest procesem ci¹g³ym, lecz sk³ada siê z wielu etapów (erozji i depozycji), w wyniku czego nastêpuje czasowe gromadzenie lub erodowanie osadów aluwialnych. Proces ten jest bez- poœrednio zwi¹zany z powstawaniem nowych form w obrêbie dolin rzecznych i zachodzi nawet w bardzo stabilnych warunkach przep³ywu i obci¹¿enia rzeki.

Du¿a dynamika œrodowiska rzecznego sprawia, ¿e trwa³oœæ form jest ró¿na:

formy powstaj¹ce na dnie rzeki (np. ripplemarki) s¹ formami krótkotrwa³ymi, natomiast du¿e formy akumulacyjne rzeki meandruj¹cej (np. odsyp meandro- wy) s¹ formami d³ugotrwa³ymi (Allen 1965; Gradziñski 1973; Teisseyre 1985, 1990). W warunkach niestabilnych przep³ywów bardzo istotne s¹ osady depo- nowane w strefie pozakorytowej rzeki, gdzie akumulacja mo¿e nastêpowaæ w wa- runkach wody stoj¹cej lub zró¿nicowanych przep³ywów. W tej strefie oprócz form akumulacyjnych powstaj¹ równie¿ formy erozyjne i s¹ one zazwyczaj zwi¹zane z d³u¿szym przep³ywem wód pozakorytowych (Szwajgier 1998a).

Zespó³ procesów kszta³tuj¹cych równiê zalewow¹, traktowan¹ jako prze- strzeñ o wysokiej dynamice zmian, zale¿y nie tylko od rozmiarów, typu rzeki, warunków hydrodynamicznych, ich okresowych zmian, rodzaju niesionego ma- teria³u, ale tak¿e od budowy geologicznej pod³o¿a, ró¿nic w rzeŸbie terenu, ru- chów pionowych, warunków klimatycznych oraz obecnoœci i rodzaju szaty roœ- linnej.

Zmiany klimatu podczas ostatnich 30 tys. lat s¹ stosunkowo dobrze pozna- ne na obszarze Polski. Przejœcie od klimatu oceanicznego do kontynentalnego mia³o miejsce 25–20 ka BP, dobrze rozpoznawalny jest okres rozwoju zmarzli- ny i procesów eolicznych datowany na 20–15 ka BP. Zmiana klimatu na bar- dziej wilgotny i umiarkowany przebiega³a w trzech krótkich etapach: ok. 14,5 ka, 13 ka i 10 ka lat BP (Starkel 1997).

Przed faz¹ degradacji wieloletniej zmarzliny prawie p³askie dno doliny Bu- gu tworzy³y osady piaszczyste, a ówczesna rzeka mia³a cechy roztokowej.

Wielonurtowe koryto zajmowa³o prawie ca³e dno. Przy wysokich stanach wody w brze¿nych czêœciach dna doliny osadza³y siê utwory piaszczysto-mu³kowe, które buduj¹ ni¿sz¹ terasê nadzalewow¹ (Harasimiuk, Rzechowski, Szwajgier 1995a; Szwajgier 1998a).

W osadach buduj¹cych ni¿sz¹ terasê nadzalewow¹ w okolicy Dorohuska wystêpuj¹ struktury szczelinowe kontrakcji termicznej typu syngenetycznego, co wskazuje na wystêpowanie w tym czasie niskich temperatur rocznych po- wietrza oraz du¿ych gradientów termicznych. Daty uzyskane z osadów teraso- wych (ze strukturami mrozowymi) okreœlaj¹ ich wiek na fazê leszczyñsk¹.

W sp¹gowej czêœci tych osadów uzyskano datê TL 22 900 lat BP, a w stropo- wej 16 500 lat BP, co wskazuje, ¿e akumulacja trwa³a od fazy leszczyñskiej do fazy pomorskiej. Nastêpnie, w okresie miêdzy 16 500 a 15 000 lat BP wyst¹pi-

³a faza erozji, której rozmiary osi¹gnê³y ok. 8 m. W okresie 25–10 000 lat BP wyst¹pi³y istotne zmiany w ewolucji koryta Bugu, który przeorganizowa³ siê z rzeki roztokowej w rzekê roztokowo-meandruj¹c¹, a nastêpnie w rzekê o wielkich meandrach. Zmiany te warunkowa³ klimat. W okresie klimatu kon- tynentalnego (25–20 000 lat BP) Bug funkcjonowa³ jako rzeka roztokowa z przep³ywami zmniejszaj¹cymi siê, a wody wykorzystywa³y tylko czêœæ rozle- g³ego, p³askiego dna doliny. W okresie 20–15 000 lat BP funkcjonowanie kory- ta Bugu odbywa³o siê w podobnych warunkach z wyraŸnie roztokowym kory- tem i niewielkimi przep³ywami. U schy³ku tego okresu wraz z wilgotnieniem klimatu nast¹pi³a skokowa zmiana w ewolucji koryta Bugu. Nast¹pi³o przeor- ganizowanie siê koryta Bugu z roztokowego w roztokowo-meandruj¹ce, a w okresie 14–13 000 lat BP Bug osi¹gn¹³ fazê meandrów wielkopromien- nych. Rozwój meandrów wielkopromiennych w istotny sposób wp³yn¹³ na rzeŸbê dna doliny Bugu. Szerokie, prawie p³askie dno doliny umo¿liwia³o swo- bodny rozwój meandrów w obrêbie ca³ego dna doliny, a œlady ich dzia³alnoœci s¹ szczególnie dobrze zachowane w brze¿nych czêœciach dna doliny. W okresie póŸniejszym (od okresu atlantyckiego) przejœcie meandrów wielkopromiennych w meandry o mniejszych promieniach prowadzi³o do wyodrêbnienia siê pasa meandrowego. Meandruj¹ca rzeka wykorzystywa³a tylko czêœæ dna doliny Bu- gu, dziêki czemu w obrêbie dna doliny (poza pasem meandrowym) mog³y za- chowaæ siê we fragmentach formy zwi¹zane z faz¹ rozwoju meandrów wielko- promiennych. Ich obecnoœæ podkreœlaj¹ ³ukowate podciêcia krawêdzi terasy nadzalewowej tworz¹ce charakterystyczne, rozleg³e nisze.

Jak wskazuje analiza wystêpowania paleomeandrów wzd³u¿ doliny Bugu na odcinku kilkudziesiêciu kilometrów wykorzystywa³y one w swojej ewolucji niektóre nisze termokrasowe rozwijaj¹ce siê w krawêdzi terasy nadzalewowej.

Nisze termokrasowe wykorzystywane przez meandry wielkopromienne zawie- raj¹ osady zwi¹zane z dzia³alnoœci¹ rzeki oraz bardzo wyraŸne ³uki odsypów meandrowych. W innych niszach, morfologicznie podobnych, nie stwierdzono osadów zwi¹zanych z dzia³alnoœci¹ rzeki (np.w okolicy Stulna). W profilu ni-

szy termokrasowej dominuj¹ mu³ki i mu³ki piaszczyste, a w stropie torfy i na- mu³y powodziowe (Szwajgier 1998a). Powstanie nisz termokrasowych nale¿y wi¹zaæ z okresem degradacji wieloletniej zmarzliny.

Rzeka wielkopromienna wywiera³a znacz¹cy wp³yw na kszta³towanie siê rozleg³ej powierzchni dna doliny, w morfologii której wyró¿nia³y siê odcinane pêtle meandrów wielkopromiennych oraz powierzchnie odsypów meandro- wych. Rozwojowi meandrów tego typu towarzyszy³a erozja wg³êbna osi¹gaj¹ca znaczne rozmiary. W wyniku wcinaj¹cych siê meandrów wielkopromiennych powsta³y ró¿nej wielkoœci ostañcowe wyspy ni¿szej terasy nadzalewowej zazna- czaj¹ce siê w rzeŸbie wspó³czesnego dna doliny (najwyraŸniej widoczne na od- cinku doliny Bugu miêdzy Dubienk¹ a Dorohuskiem). Etap erozji nie przebie- ga³ jednostajnie i by³ uzale¿niony od wielkoœci przep³ywu. W fazie rozwoju meandrów wielkopromiennych erozja pog³êbi³a dolinê Bugu na badanym odcin- ku ok. 5–6 m.

Wraz z faz¹ meandrowania Bugu pojawiaj¹ siê czêste wezbrania i powo- dzie, co skutkuje narastaniem osadów powodziowych w postaci mu³ków piasz- czystych. Dla rzek meandruj¹cych bardzo istotny jest zwi¹zek pomiêdzy d³u- goœci¹ fali meandrowej, a wiêc i promieniem krzywizny meandru, a wielkoœci¹ przep³ywu (Dury 1965). Na podstawie parametrów zachowanych form paleo- meandrów mo¿na wnosiæ, ¿e najwiêksze przep³ywy kszta³towa³y rozwój mean- drów wielkopromiennych Bugu na prze³omie vistulianu i holocenu.

Z pocz¹tkiem holocenu na tereny Polski œrodkowowschodniej poza sosn¹ i brzoz¹ zaczynaj¹ wkraczaæ drzewa o wy¿szych wymaganiach termicznych.

Pierwszym gatunkiem, który osi¹ga wy¿sze wartoœci, ju¿ do kilku procent, w okresie preborealnym (10 200–9000 BP) jest wi¹z (Ulmus). Wêdrowa³ on z po³udniowego wschodu wzd³u¿ ³uku Karpat. Z postêpuj¹cym ociepleniem i sukcesj¹ roœlinnoœci drzewiastej na pocz¹tku okresu preborealnego (Starkel 1977; Ba³aga 1995; Zernickaja 1966) zachodzi³y szybkie zmiany re¿imu rzek, g³ównie w kierunku wyrównania przep³ywów. Zmiany te prowadzi³y do prze- kszta³cania siê koryt o obci¹¿eniu dennym w koryta o obci¹¿eniu zawiesino- wym, a to z kolei do zmniejszania siê szerokoœci koryt, promieni meandrów i wyodrêbnienia siê pasa meandrowego z tendencj¹ do zmniejszania jego szero- koœci. Okres borealny, wed³ug zgodnych pogl¹dów wielu autorów, cechowa³ siê obni¿eniem iloœci opadów, co w konsekwencji powodowa³o zmniejszenie siê odp³ywu i rozmiarów powodzi (Starkel 1997).

Od schy³ku okresu borealnego w dolinie Bugu nastêpuje stabilizowanie wê¿szego pasa meandrowego z meandruj¹cym korytem. Ukszta³towana szero- koœæ pasa meandrowego (ok. 300–400 m), szerokoœæ koryta (30–70 m) i wiel- koœæ promieni (200–300 m) meandrów nie odbiegaj¹ w zasadniczy sposób od wspó³czesnych. W obrêbie pasa meandrowego nastêpowa³a akumulacja pia- sków drobnych facji korytowej i mu³ków piaszczystych wa³u brzegowego i gli-

fów krewasowych. W pozosta³ej czêœci dna doliny osadza³y siê mu³ki facji po- wodziowej buduj¹ce mady.

W wielu dolinach rzecznych na prze³omie okresu borealnego i atlantyckie- go wyst¹pi³a mniej lub bardziej wyraŸna faza erozji (Gêbica, Starkel 1987).

W tych warunkach nast¹pi³o doœæ szybkie przeorganizowanie siê koryt mean- druj¹cych wielkopromiennych w koryta meandruj¹ce o znacznie mniejszych promieniach lub nawet w koryta meandruj¹co-anastomozuj¹ce w dolinie Bugu.

Zmniejszenie siê przep³ywów i ograniczenie iloœci transportowanego materia³u przez Bug przyczyni³o siê do tego, ¿e o charakterze rzeki w znacznym stopniu zaczê³y decydowaæ warunki lokalne. Wczeœniej ich ranga by³a zbyt ma³a, by powodowaæ skutki w funkcjonowaniu koryta. Zmiana typu meandrów odzwier- ciedli³a siê w charakterze aluwiów równi zalewowej: przejœcie od osadów pia- szczysto-mu³kowatych do mu³ków.

Okres atlantycki (8000–5000 BP) to optimum klimatyczne, w którym naj- wiêksze znaczenie maj¹ lasy liœciaste z dêbem, lip¹, wi¹zem, jesionem. Ich udzia³ w zbiorowiskach leœnych zale¿y od warunków siedliskowych. Na obsza- rach z przewag¹ gleb piaszczystych du¿e znaczenie ma tak¿e sosna. Wysoki udzia³ sosny w okresie atlantyckim jest notowany w diagramach py³kowych z Polesia (Ba³aga 1995; Zernickaja 1966).

Poprawa warunków klimatycznych (wzrost wilgotnoœci, rozwój roœlinnoœ- ci) w okresie atlantyckim o¿ywi³a procesy korytowe w dolinie Bugu. Zwiêksze- nie siê przep³ywów wp³ynê³o na pog³êbienie i poszerzenie koryta, a wzmo¿one procesy erozji bocznej w korycie przyœpiesza³y rozwój i odcinanie meandrów.

Odciête meandry stwarza³y doskona³e warunki do rozwoju fauny i flory.

W osadach wype³niaj¹cych starorzecza z okresu atlantyckiego przewa¿a fauna wodna, a nagromadzenie skorupek niekiedy jest niemal ska³otwórczym sk³adnikiem. Oprócz zdecydowanej przewagi fauny wodnej wystêpuj¹ skorupki

œlimaków ¿yj¹cych na podmok³ych ³¹kach i roœlinnoœæ typu szuwarowego. Li- cznie wystêpuj¹ te¿ gatunki typowe dla œrodowiska bagiennego.

W odró¿nieniu od innych dolin rzecznych (Nakonieczny 1967; Gêbica, Starkel 1987; Rotnicki 1982) w dolinie Bugu nie by³o warunków do sedymenta- cji organogenicznej na odcinku od Dorohuska po W³odawê. Jedynie w staro- rzeczach meandrów wielkopromiennych sedymentacja torfów zamyka stropowe ich wype³nienie, a mi¹¿szoœæ nie przekracza 1,5 m. Inna sytuacja jest na odcin- ku doliny Bugu miêdzy Horod³em a Dorohuskiem. Tu, w obrêbie dna doliny tworzy³y siê torfy w niewielkich, lokalnych zaklês³oœciach (np. okolice Matczy, Skryhiczyna) miêdzy wa³ami przykorytowymi a krawêdzi¹ terasy nadzalewo- wej. Niekiedy ³¹cz¹ siê one z torfami wype³niaj¹cymi boczne dolinki. Zupe³nie inne warunki panowa³y w dolinach dop³ywów Bugu. S¹ one zatorfione (np. do- lina We³nianki, Udalu, Uherki), a mi¹¿szoœæ przekracza nawet 6 m (Nakonie- czny 1967), czyli mniej wiêcej tyle, ile wynosi mi¹¿szoœæ holoceñskich mad

w dnie doliny Bugu. Œwiadczy to o blokowaniu ujœciowych odcinków dop³y- wów Bugu przez wy¿sze tempo agradacji w dolinie Bugu.

Proces sedymentacji organicznej w starorzeczach meandrów wielkopro- miennych Bugu rozpocz¹³ siê w schy³kowej fazie okresu atlantyckiego (Ba³aga 1997; Szwajgier 1998b).

W zbiorowiskach leœnych w m³odszym holocenie zachodz¹ zmiany wywo-

³ane nie tylko wkraczaniem nowych gatunków drzew, warunkami klimatyczny- mi czy procesami glebowymi (bielicowanie), ale i zwi¹zane z dzia³alnoœci¹ cz³owieka spowodowane wypalaniem czy wycinaniem lasów, gospodark¹ ho- dowlan¹ i rozwojem rolnictwa.

Osady m³odszego holocenu (okres subborealny, subatlantycki) facji poza- korytowej to przede wszystkim mady deponowane na równi zalewowej. Wyso- ka zawartoœæ wêglanu wapnia i sk³ad granulometryczny wskazuj¹, ¿e tworzy³y siê one w wyniku wzmo¿onej denudacji lessów z obszaru Grzêdy Horodelskiej (Alexandrowicz, Dolecki 1991).

Od schy³ku okresu atlantyckiego nie wystêpowa³y w obrêbie dna doliny Bugu zasadnicze zmiany. Ukszta³towane wówczas parametry rzeki zachowa³y swoje zasadnicze cechy, a zmiany zachodzi³y g³ównie w obrêbie pasa meandro- wego. Charakterystyczne jest natomiast wystêpowanie koryt anastomozuj¹cych i koryt powodziowych œwiadcz¹cych o awulsji, a nie swobodnej wêdrówce me- andrów (Harasimiuk, Rzechowski, Szwajgier 1993).

Wœród wielu geomorfologów i geologów zajmuj¹cych siê problematyk¹ rozwoju systemów rzecznych panuje doœæ zgodny pogl¹d, ¿e koryta anasto- mozuj¹ce nale¿y wyró¿niæ jako odrêbny typ rozwiniêcia. Koryta takie rozwijaj¹ siê jako przejaw przystosowania siê systemu rzecznego do malej¹cego spadku dna doliny. Bardzo podatne na rozwój tego typu systemów s¹ rzeki o obci¹¿e- niu zawiesinowym (Rust, Nanson 1986; Allen 1965; Teisseyre 1992; Harasi- miuk, Rzechowski, Szwajgier 1993).

Koryta anastomozuj¹ce rozwijaj¹ siê w okreœlonych warunkach, na stosun- kowo krótkich odcinkach. Jedn¹ z g³ównych przyczyn anastomozowania koryta Bugu s¹ ruchy tektoniczne zachodz¹ce w holocenie i wspó³czeœnie. Powoduj¹ one lokalne zmiany spadku dna doliny i zwê¿enia o charakterze prze³omów.

Tendencja do transformacji koryta z meandruj¹cego w anastomozuj¹ce pojawia siê powy¿ej stref dyslokacyjnych przecinaj¹cych poprzecznie dolinê Bugu (ryc. 1). Szczególnie wyraŸnie czytelne s¹ efekty transformacji powy¿ej Wa³u Uhruskiego (okolice Hniszowa), dla którego dobrze jest udokumentowana te- ktoniczna aktywnoœæ trzeciorzêdowa, w tym tak¿e plioceñska (Liszkowski 1975; Wyrwicka, Wyrwicki 1987; Haber 1989).

Pod wzglêdem hydrologicznym wspó³czesny Bug jest rzek¹ o zró¿nicowa- nych przep³ywach. Charakterystyczne s¹ du¿e spadki odp³ywów letnich (co jest typowe dla klimatu o cechach kontynentalnych), zasilanie roztopowe, wczesno-

Ryc. 2. G³ówne elementy morfologii doliny Bugu w Obni¿eniu Dubienki Main morphological elements of the Bug river valley in the Dubienka Depression

wiosenne powodzie, bardzo czêsto zatorowe, o stromych falach (Michalczyk 1986). W œwietle danych z literatury, g³ównie dotycz¹cych rzek kanadyjskich (Smith 1983) i australijskich (Allan, Pickup 1988), takie cechy hydrologiczne powoduj¹, ¿e rzeka jest podatniejsza na rozwój systemów anastomozuj¹cych.

W literaturze polskiej problematykê rzek anastomozuj¹cych podj¹³ Teissey- re (1985, 1990, 1992), a badania dotyczy³y przede wszystkim warunków wspó³czesnego rozwoju równin aluwialnych rzek Polski SW – g³ównie w czêœci dolin sudeckich i przedsudeckich, natomiast osady kopalne zwi¹zane z tym ty- pem rozwoju koryta rzecznego opisali Zwoliñski (1985), Harasimiuk (1991), Harasimiuk, Rzechowski, Szwajgier (1995).

Ryc. 3. Pozycja i typ rozwoju koryta Bugu na tle wykresu Leopolda i Wolmana (1957) Position and type of the Bug river channel in Leopold's and Wolman's diagram (1957)

Typ rzeki na badanym odcinku dobrze ilustruje ryc. 3, gdzie w uk³adzie wspó³rzêdnych (x – przep³yw Q w m/sek., y – spadek koryta w ‰) przedsta- wiono (Leopold, Wolman 1957) punkty, które tworz¹ charakterystyczne pola dla danego typu rzeki, tj. rzeki meandruj¹cej, roztokowej i prostej. Na wykres ten naniesiono punkty odnosz¹ce siê do koryta Bugu na odcinkach o ró¿nym spadku. Odcinki o ma³ym spadku tworz¹ zwarte pole, lekko rozci¹gniête o równoleg³ym u³o¿eniu do osi x, co œwiadczy o wp³ywie zmieniaj¹cego siê przep³ywu. To wyraŸnie wyodrêbniaj¹ce siê pole jest charakterystyczne dla rzeki anastomozuj¹cej. Odcinki o wiêkszym spadku wchodz¹ w pole okreœlone dla rzeki meandruj¹cej. Uk³ad pól dla poszczególnych typów rzek szczególnie dobrze ilustruje rzeki o przep³ywie w granicach 10–100 m/sek., a wiêc zakres, w którym mieœci siê Bug (spadek, przep³yw). WyraŸnie widaæ, ¿e ponad lini¹ znajduj¹ siê rzeki roztokowe, poni¿ej rzeki meandruj¹ce, a jeszcze ni¿ej rzeki anastomozuj¹ce (Leopold, Wolman 1957).

Najwiêksze zmiany w œrodowisku wspó³czesnego dna doliny Bugu na ba- danym odcinku wywo³ywane s¹ sezonowymi przep³ywami; one decyduj¹ o wielkoœci i kierunku tych zmian. Przy przep³ywach do pe³nokorytowych rze- ka zachowuje swój meandruj¹cy lub meandruj¹co-anastomozuj¹cy charakter.

Koryta tej rzeki s¹ stabilne, wciête w osady równi zalewowej zbudowanej z osadów kohezyjnych, a rzeka ma obci¹¿enie zawiesinowe.

Osady holoceñskie buduj¹ce dno doliny œrodkowego Bugu stanowi¹ najbar- dziej rozleg³¹ powierzchniê i reprezentuj¹ ró¿ne typy genetyczne. S¹ to piaski facji korytowej, mu³ki i mady facji pozakorytowej oraz mu³ki ilaste, mu³ki or- ganiczne i torfy wype³niaj¹ce starorzecza. Wiek osadów w zdecydowanej wiê- kszoœci zwi¹zany z rozwojem rzeki meandruj¹cej (na niektórych odcinkach anastomozujacej) i jest zawarty w przedziale ca³ego holocenu.

L I T E R A T U R A

A l e x a n d r o w i c z S. W., D o l e c k i L. 1991: Osady i malakofauna holoceñskiej terasy Bugu w Gródku ko³o Hrubieszowa Nauk. AGH, Geologia, 17, 1–2: 5–22.

A l l e n J. R. L. 1965: A review of the origin and characteristics of recent alluvial sediments.

Sedimentology, 89–191.

A l l a n G., P i c k u p G. 1988: History, Palaeochannels and Palaeofloods of the Finke River, Central Australia. Fluvial Geomorphology of Australia.

B a ³ a g a K. 1995: Jezioro Perespilno – analiza py³kowa laminowanej czêœci rdzenia. Mat. kon- ferencji „Problemy geomorfologii i paleomorfologii czwartorzêdu”, Lublin, 10–

11.04.1995.

B u r a c z y ñ s k i J., W o j t a n o w i c z J. 1983: Wp³yw zlodowacenia œrodkowopolskiego na rzeŸbê po³udniowej czêœci Polesia Lubelskiego. Ann. UMCS, sec. B, 35/36: 63–79.

D u r y G. H. 1965: Theoretical implications of underfit streams. US Geol. Survey Profes. Pa- per, 452–C, Waszyngton.

G ê b i c a P., S t a r k e l L. 1987: The evolution of the Vistula river valley at the northern mar- gin of the Niepo³omice Forest during last 15,000 years. [W:] Evolution of the Vistula river valley during the last 15,000 years. Part II Geogr. Stud., Special Issue, 4.

G r a d z i ñ s k i R. 1973: Wyró¿nianie i klasyfikacja kopalnych osadów rzecznych. Postêpy Nauk Geologicznych, 5. Wyd. Geologiczne. Warszawa.

H a b e r M. 1989: Dwa przekroje geofizyczne SW–NE w rejonie Che³ma Lubelskiego. Kwart.

Geol., 33, 3/4.

H a r a s i m i u k M. 1991: Vistulian glacial cycle of the fluvial processes development in the val- ley of the middle Wieprz river (SE Poland), Ann. UMCS, sec. B, 46, 5: 81–109.

H a r a s i m i u k M., R z e c h o w s k i J., S z w a j g i e r W. 1989a: Szczegó³owa Mapa Geologi- czna Polski 1 : 50 000, arkusz Dubienka (791). Pañstwowy Inst. Geol., Warszawa.

H a r a s i m i u k M., R z e c h o w s k i J., S z w a j g i e r W. 1989b: Objaœnienia do Szczegó³o- wej Mapy Geologicznej Polski 1 : 50 000, ark. Dubienka (791). Pañstwowy Inst. Ge- ol., Warszawa.

H a r a s i m i u k M., R z e c h o w s k i J., S z w a j g i e r W. 1993: Mapa Geomorfologiczna Pol- ski 1 : 50 000, ark. Dubienka (791). Inst. Nauk o Ziemi, UMCS Lublin.

H a r a s i m i u k M., R z e c h o w s k i J., S z w a j g i e r W. [w druku]: Objaœnienia do Mapy Geomorfologicznej Polski 1 : 50 000, ark. Dubienka (791). Inst. Nauk o Ziemi, UMCS Lublin.

H a r a s i m i u k M., R z e c h o w s k i J., S z w a j g i e r W. 1995a: Wp³yw ruchów neotektoni- cznych na warunki rozwoju równi zalewowej i koryta Bugu w Obni¿eniu Dubienki (Polesie Zachodnie). Ann. UMCS, sec. B, 48.

H a r a s i m i u k M., R z e c h o w s k i J., S z w a j g i e r W. 1995b: Problemy genezy i wieku te- ras nadzalewowych w dolinie Bugu w Obni¿eniu Dubienki. Mat. konferencji: „Proble- my geomorfologii i paleogeografii czwartorzêdu”, 10–11.04.1995, Lublin.

L e o p o l d L. B., W o l m a n M. G. 1957: River channel patterns; braided, meandering and straight. US Geol. Surv. Prof. Pap. 282–A: 36.

L i s z k o w s k i J. 1975: Wp³yw pionowych ruchów skorupy ziemskiej na kszta³towanie siê wa- runków hydrologicznych wodonoœców szczelinowych. [W:] Wspó³czesne i neotekto- niczne ruchy skorupy ziemskiej w Polsce, 1. Mat. Kraj. Symp, Warszawa.

M i c h a l c z y k Z. 1986: Warunki wystêpowania i kr¹¿enia wód na obszarze Wy¿yny Lubelskiej i Roztocza. UMCS, Lublin.

N a k o n i e c z n y S. 1967: Holoceñska morfogeneza Wy¿yny Lubelskiej. Rozprawa habilitacyj- na. UMCS, Lublin.

R o t n i c k i K. 1982: The method of retrodiction of former meandering river discharge and its significance for the investigation of river hydrology changes during the holocene. Abs- tracts of Papers, XI INQUA Congress, V. 2. int. Ass. Sediment. 7: 105–120.

R u s t B. R., N a n s o n G. C. 1986: Contemporary and Palaeochannel patterns and the late Quaternary Stratigraphy of Cooper Creek, Southwest Queensland, Australia. Earth Surface Processes and Landforms, 11.

R z e c h o w s k i J. 1963: M³odoczwartorzêdowe osady doliny Bugu w okolicy Dubienki. Ann.

UMCS, sec. B, 16: 37–60.

R z e c h o w s k i J. 1965: Facje m³odoczwartorzêdowe aluwiów dorzecza œrodkowego Bugu.

Kwart. Geol., 9, 1.

S m i t h D. G. 1983: Anastomosed fluvial deposits: modern examples from Western Canada.

Spec. Publ. Int. Ass. Sedim., 6.

S t a r k e l L. 1977: Paleogeografia holocenu. PWN, Warszawa.

S t a r k e l L. 1988: Historia dolin rzecznych w holocenie. Wszechnica PAN. Ossolineum, Wroc-

³aw: 87–107.

S t a r k e l L. 1997: The evolution of fluvial systems in the Upper Vistulian and Holocene in the territory of Poland. Landform Analysis, UŒ Katowice, 1: 7–18.

S z w a j g i e r W. 1997: The application of program „Surfer” to reconstruction of development of high-radius meander from the slope of Vistulian in the Bug valley near Dorohusk.

[W:] The late Pleistocene in eastern Europe; stratigraphy, paleoenvronment and cli- mate. INQUA–SEQS–Symposium. Vilnius.

S z w a j g i e r W. 1998a: Rozwój doliny Bugu w plejstocenie. [W:] G³ówne kierunki badañ geo- morfologicznych w Polsce – stan aktualny i perspektywy. IV Zjazd Geomorfologów Polskich. Lublin, 3–6.06.1998.

S z w a j g i e r W. 1998b: Warunki rozwoju paleomeandrów wielkopromiennych w dolinie Bugu pod Dorohuskiem. [W:] G³ówne kierunki badañ geomorfologicznych w Polsce – stan aktualny i perspektywy. IV Zjazd Geomorfologów Polskich. Lublin, 3–6.06.1998.

T e i s s e y r e A. K. 1985: Mady dolin sudeckich. Cz. 1: Ogólna charakterystyka œrodowiskowa na przyk³adzie zlewni górnego Bobru. Geologia Sudetica, XX, 1.

T e i s s e y r e A. K. 1990: Klasyfikacja rzek w œwietle systemu fluwialnego i geometrii hydrauli- cznej. Acta Univ. Wratisl. Prace Geolog-Mineral., 22. Wyd. Uniw. Wroc³awskiego, Wroc³aw.

T e i s s e y r e A. K. 1992: Rzeki anastomozuj¹ce – procesy i modele sedymentacji. Przeg. Ge- ol., 4: 241–248.

W y r w i c k a K., W y r w i c k i R. 1987: Przekrój geologiczny ³uku Uhruska. Kwart. Geol., 30, 3/4.

W o j t a n o w i c z J. 1995: Charakterystyka litologiczna i stratygrafia osadów plejstoceñskich w dolinie Bugu ko³o Uhruska. Ann. UMCS, sec. B, 48 (1993).

Z e r n i c k a j a V. P. 1966: Paleogeografia bia³oruskiego Polesia w póŸnym glacjale i holocenie.

Przegl¹d Geograf., 68, 1–2: 137–149.

Z w o l i ñ s k i Z. 1985: Sedymentacja osadów przyrostu pionowego na terasie zalewowej Parsê- ty. Badania Fizjogr. nad Polsk¹ Zachodni¹, A, 35.

S U M M A R Y

The purpose of the study was to present the development of conditions of the modern Bug river valley-floor between Horod³o and W³odawa. The influence of the geological structure and its evolution on the development of conditions of the valley-floor was defined, relations between water levels, discharge volumes and the river capacity were examined and hydrological features important for geomorphological processes were classified, their genesis defined.

In the final phase of the Vistulian climatic conditions determined the direction and intensity of fluvial processes, while in the Holocene the role of local conditions within the Bug valley-floor increased. The floor of the valley is formed of Holocene deposits of considerable genetic diversi- ty: sands of the channel facies and loams and alluvial soils of the extrachannel facies, as well as clayey silts, organic silts and peat in abandoned channels. The deposits reflect the development of the meandering (and anastomozing) river and are contained within the interval of the whole Holo- cene. Anastomozing of the channel is a reaction to the tectonic conditions.