Geomorfologiczne skutki powodzi

Transkrypt

1 VII Zjazd Geomorfologów Polskich kraków 2005 Geomorfologiczne skutki powodzi w kotlinach podkarpackich 1. Wstęp W artykule zwrócono uwagę na znaczenie ekstremalnych zdarzeń powodziowych w modelowaniu rzeźby równin zalewowych obszarów przedgórskich w warunkach naturalnych (bez obwałowań) i w okresie zabudowy hydrotechnicznej (XIX-XX w.). Powodzie w kotlinach wywołane są kilkudniowymi opadami rozlewnymi lub/i ulewami w okresie lata albo wiosennymi roztopami w karpackiej części dorzecza górnej Wisły. Około 30% powierzchni kotlin zajmują stożki napływowe i równiny zalewowe kształtowane przez powodzie w ciągu ostatnich kilkunastu tysięcy lat. Są one obecnie gęsto zasiedlone i wykorzystane gospodarczo. W ciągu ostatnich lat nastąpiły znaczne zmiany w przebiegu i natężeniu procesów fluwialnych spowodowane regulacją koryt i budową wałów przeciwpowodziowych. 2. Środowiska depozycji i facje osadów powodziowych Rejestracja zdarzeń powodziowych ma miejsce na równinach zalewowych zbudowanych z facji aluwiów korytowych i osadów pozakorytowych akumulowanych w formie wałów brzegowych, stożków krewasowych i basenów popowodziowych (ryc. 1A). Swobodna migracja krętego koryta po dnie doliny następuje wskutek erozji bocznej działającej wzdłuż zewnętrznych brzegów zakola. U wewnętrznych brzegów zakoli przyrastają piaszczyste odsypy meandrowe, składane na brukach korytowych, zawierające czasami powalone pnie drzew. Odsypy meandrowe są nadbudowywane aluwiami pozakorytowymi. Pojedynczy pakiet osadów powodziowych składa się z trzech członów sedymentacyjnych (Klimek 1974). Dolny człon mułkowy pochodzi

2 134 Ryc. 1. Modele sedymentacji w strefie przykorytowej równi zalewowej (Gębica 2005) A. Model akumulacji stożków krewasowych w wyniku przerywania naturalnych wałów brzegowych (levees). B. Stożki powodziowe akumulowane na przedpolu wyrwy erozyjnej powstałej w wyniku przerywania wałów przeciwpowodziowych.

3 Geomorfologiczne skutki powodzi w Kotlinach Podkarpackich 135 z fazy narastania fali powodziowej, środkowy piaszczysty deponowały wody o największych prędkościach podczas kulminacji fali powodziowej, stropowa warstwa mułkowa powstawała podczas opadania fali powodziowej i zmniejszenia prędkości przepływu. W strefie wałów przykorytowych nakładają się warstwy osadów z kolejnych wezbrań, co w stanie kopalnym utrudnia rejestrację pojedynczych zdarzeń. Przerywanie naturalnych wałów prowadzi do akumulacji żwirów i piasków osadów tzw. glifów krewasowych (stożków powodziowych) nadbudowujących równinę (Zieliński 1998). W strefie objętej długotrwałymi wezbraniami, w basenach popowodziowych, odkładane są osady z dużym udziałem frakcji ilastej powstałej w wyniku dekantacji z wód powodziowych. Zawierają one lokalnie wkładki torfów. Podczas większych wezbrań następuje ścinanie zakoli, powstają starorzecza. Są one wypełniane osadami jeziornymi, torfami i przewarstwiane osadami mineralnymi (ryc. 1A). 3. Przykłady form i osadów powstałych podczas dawnych powodzi Przed regulacją i budową wałów ochronnych wody powodziowe zalewały całą powierzchnię równiny, przeważała boczna migracja koryt. W strefie przykorytowej o szerokości 1-1,5 km sypane były naturalne wały brzegowe przerywane w czasie ekstremalnych wezbrań. Sprzyjały one częstym przerzutom koryt. Takie opuszczone wskutek przerzutów systemy starorzeczy (około 5000 lat i ponad 4400 lat BP) zostały rozpoznane w dolinie Wisły na wschód od Niepołomic (Gębica, Starkel 198; Kalicki i in. 1996). Po przerzuceniu koryta Wisły na północ, systemy starorzeczy położone bliżej Wisły były przemodelowane przez wody powodziowe, które utworzyły rynny krewasowe i stożki widoczne na zdjęciach lotniczych (Baumgart-Kotarba 1991). Boczna migracja koryta Wisły spowodowała podcinanie Wysoczyzny Proszowickiej i odcięcie pagórów meandrowych ostańców terasy lessowej. Podobne zjawiska przerzutów koryt notowane są na stożku Raby, około 3600 lat BP (Gębica 1995) oraz stożku Wisłoka, poniżej Rzeszowa, gdzie kręta rynna Starego Wisłoka została opuszczona podczas powodzi w połowie XVIII w. (Strzelecka 1958). Większe tempo przyrostu mad pylastych i pylasto-piaszczystych w obrębie wałów przykorytowych obserwujemy od okresu rzymskiego (Starkel 2001). Zwiększenie częstotliwości wezbrań w okresie małej epoki lodowej (XVI-poł. XIX w.) było przyczyną powstawania szerokich koryt roztokowych zarejestrowanych na starych mapach z XVIII i XIX w., m.in. w dolinie dolnego Sanu (Szumański 1977), Wisłoki (Klimek 1974) i Dunajca. 4. Wpływ regulacji koryt i obwałowań na przebieg procesów fluwialnych Wielkie powodzie w XIX i XX w. skłoniły ludzi do bezpośredniej ingerencji w funkcjonowanie systemu fluwialnego. Działalność ta polegała na regulacji koryt, budowie obwałowań, zbiorników retencyjnych i melioracjach wodnych. W wyniku

4 136 wyprostowywania i zwężania koryt meandrowych nastąpiło zwiększenie ich spadku, któremu towarzyszyło powszechne pogłębianie koryt (Klimek 1983). Budując wały przeciwpowodziowe w odległości od kilkudziesięciu do kilkuset metrów od brzegów koryt i wysokości 4-5 metrów, ograniczono obszar zalewów od 20% do kilku procent szerokości dna doliny. Równocześnie przy ograniczeniu zalewów wzrosły między wałami wahania stanów wody sięgające ponad 10 m (Punzet 1991). Równina koryt roztokowych z XIX w. zaczęła pełnić funkcję równiny zalewowej nadbudowywanej aluwiami pozakorytowymi, których miąższość sięga np. nad Wisłoką często 2-3 m (Klimek 1974, Starkel 1998), a nad Wisłą koło Oświęcimia około 2,5 m (Czajka 2000). W rejonie Sandomierza występują w międzywalu wały brzegowe zbudowane z laminowanych pakietów mułkowo-piaszczystych. Wskazuje to, że znaczna ilość zawiesiny transportowana z Karpat zatrzymywana jest w czasie wezbrań między wałami przeciwpowodziowymi (Dembowski 1984, Łajczak 1995). Przewaga erozji rzecznej nad akumulacją ma miejsce w odcinkach nieuregulowanych i obecnie pogłębianych koryt (np. Wisłok w Rynnie Podkarpackiej). Powstała w ten sposób niższa równina zalewowa (terasa łęgowa) o wysokości 3-5 m i szerokości od kilkudziesięciu do kilkuset metrów. Wyższy stopień równiny zalewowej (terasa rędzinna) o wysokości 8-10 m obecnie nie jest zalewany nawet podczas największych wezbrań. Skala wahań stanów wody wskazuje, że gdyby nie było obwałowań, uległyby zalaniu współczesne dna dolin rzecznych wraz z niższymi fragmentami plejstoceńskich teras nadzalewowych. Zdarza się to w czasie katastrofalnych wezbrań, kiedy wody powodziowe nie mieszczą się między wałami i wały ulegają przerwaniu. Ostatni raz takie zdarzenia miały miejsce w dolinie Wisły w 1997, 1998 i 2001 r. Największy zasięg i geomorfologiczne skutki powodzi wystąpiły w lipcu 1997 r. w dolinie Wisły, kiedy został zalany obszar o powierzchni 126 km 2 między Szczucinem a Połańcem. W miejscach naturalnych przerwań wałów utworzyły się ponad 10 m głębokości kotły eworsyjne oraz stożki powodziowe o długości 600 m nałożone na żyzne mady wiślane (Gębica, Sokołowski 1999). Kształt stożków, miąższość i typy strukturalne osadów nawiązywały do ukształtowania podłoża, zabudowy, pokrycia terenu przez roślinność. Miąższość zdeponowanych osadów przekraczała miejscami 150 cm. W dolnej części stożków dominowały osady piaszczyste spływów warstwowych, natomiast w stropie żwiry, głazy, toczeńce ilaste osady spływu gęstościowego (Gębica, Sokołowski 2001). Opisanych podczas powodzi w 1997 r. form stożków nie można traktować jako bezpośrednich analogów form tworzących się w warunkach naturalnych (bez obwałowań). Różnice w budowie dają się wyjaśnić wyższą energią wód raptownie przerywających wysokie i sztuczne wały przeciwpowodziowe w porównaniu z wodami rozmywającymi naturalne wały przykorytowe zbudowane z materiału drobnoziarnistego. Można przypuszczać, że podobne formy będą się tworzyły częściej, gdyż nie obwałowanych rzek jest coraz mniej (ryc. 1B). 5. Podsumowanie W Kotlinach Podkarpackich, przed regulacją i budową wałów (XIX i pocz. XX w.) wody powodziowe zalewały prawie całą powierzchnię równiny. Przeważała boczna

5 Geomorfologiczne skutki powodzi w Kotlinach Podkarpackich 137 migracja koryt, wkładanie aluwiów w rozcięcia korytowe i nadbudowa równiny madami. Na rozległych równinach zalewowych w strefie przykorytowej sypane były naturalne wały brzegowe, sprzyjające częstym przerzutom koryt. Regulacja rzek i budowa wałów przeciwpowodziowych spowodowały ograniczenie zalewów powodziowych i wzrost wahań stanów wody sięgający 10 m. Obszar międzywala spełnia obecnie funkcję równiny zalewowej, na której są składane osady pozakorytowe. Podczas katastrofalnych powodzi (np. w 1997) wały ulegają przerwaniu i w tych miejscach, na madowych glebach akumulowane są stożki powodziowe o miąższości ponad 1,5 m. Literatura Czajka A., 2000, Sedymentacja pozakorytowa aluwiów w strefie międzywala Wisły w Kotlinie Oświęcimskiej, Przegl. Geol., 48, 3, Baumgart-Kotarba M., 1991, The alluvial plain of the Vistula river near the Grobla Forest in the light of air photo interpretation, Geogr. Stud., Spec. Issue, 6, IGiPZ PAN, Dembowski R., 1984, Erozja i sedymentacja w międzywalu Wisły między ujściem Raby i Uszwicy, Holocen okolic Krakowa, Mat. Symp., Kraków, Gębica P., 1995, Evolution of the Vistula valley and of alluvial fans of the Raba and Uszwica rivers between Uście Solne and Szczurowa in the Vistulian and Holocene, Geogr. Stud., Spec. Issue, 8, Gębica P., Sokołowski T., 1999, Catastrophic geomorphic processes and sedimentation in the Vistula Valley between the Dunajec and Wisłoka mouths during the 1997 flood, southern Poland, [w:] R.K. Borówka (red.), Quaternary Studies in Poland, Spec. Issue, The Conference on Late Glacial, Holocene and Present-day Evolution of Coastal Geosystems of Southern Baltic, Poznań, , Gębica P., Sokołowski T., 2001, Sedimentological interpretation of crevasse splays formed during extreme 1997 flood in the upper Vistula river valley (South Poland), Ann. Soc. Geol. Polon., 71, Gębica P., Starkel L., 1987, Evolution of the Vistula river valley at thenorthern margin of the Niepołomice Forest during the last years, Geogr. Stud., Spec. Issue, 4, Kalicki T., Starkel L., Sala J., Soja R., Zernickaya V.P., 1996, Subboreal paleochannel system in the Vistula valley near Zabierzów Bocheński (Sandomierz Basin), Geogr. Stud., Spec. Issue, 9, IGiPZ PAN, Klimek K., 1974, The structure and mode of sedimentation of the flood-plain deposits in the Wisłoka valley (South Poland), Studia Geomorph. Carpatho-Balcanica, 8, Klimek K., 1983, Erozja wgłębna dopływów Wisły na przedpolu Karpat, [w:] Z. Kajak (red.), Ekologiczne podstawy zagospodarowania Wisły i jej dorzecza, PWN, Warszawa-Łódź. Łajczak A., 1995, Potential rates of the present-day overbank sedimentation in the Vistula valley at the Carpathians Foreland, Southern Poland, Questiones Geographicae 17/18, 1991/92, Punzet J., 1991, Przepływy charakterystyczne, [w:] I. Dynowska, M. Maciejewski (red.), Dorzecze górnej Wisły, 1, PWN, Warszawa, Kraków,

6 138 Starkel L., 1998, Funkcja powodzi w środowisku przyrodniczym dorzecza górnej Wisły, [w:] Powódź w dorzeczu górnej Wisły w lipcu 1997 roku, Konf. Nauk., Kraków, 7-9 maja 1998 r., Oddział PAN Kraków, Starkel L., 2001, Historia doliny Wisły od ostatniego zlodowacenia do dziś, Monografie IGiPZ PAN, 2, ss Strzelecka B., 1958, Historyczna dokumentacja niektórych młodszych zmian hydrograficznych na brzegu Karpat, Czas. Geogr., 29, 4, Szumański A., 1977, Zmiany układu koryta dolnego Sanu w XIX i XX wieku oraz ich wpływ na morfogenezę tarasu łęgowego, Studia Geomorph. Carpatho-Balc., 11, Zieliński T., 1998, Litofacjalna identyfikacja osadów rzecznych, [w:] E. Mycielska-Dowgiałło (red.), Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartość interpretacyjna, Warszawa, Wydział Ekonomii Uniwersytet Rzeszowski ul. Ćwiklińskiej Rzeszów