Radomska Szkoła Wyższa w Radomiu Radom University in Radom. Annual Reports of Education, Health and Sport

Transkrypt

1 Radomska Szkoła Wyższa w Radomiu Radom University in Radom Annual Reports of Education, Health and Sport Edited by Iwona Czerwińska Pawluk Jan Falkowski Hanna Żukowska Mirosława Szark-Eckardt Wiesława Pilewska Walery Zukow Open Access Radom 2014

2 Radomska Szkoła Wyższa w Radomiu Radom University in Radom Annual Reports of Education, Health and Sport Edited by Iwona Czerwińska Pawluk Jan Falkowski Hanna Żukowska Mirosława Szark-Eckardt Wiesława Pilewska Walery Zukow Open Access Radom

3 Scientific Council prof. zw. dr hab. geo. Z. Babiński (Poland), prof. zw. dr hab. med. T. Chumachenko (Ukraine), prof. zw. dr hab. techn. R. Cichon (Poland), prof. zw. dr hab med. N. Dragomiretskaya (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. V. Ezhov (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. J. Falkowski (Poland), prof. zw. dr hab. med. A. Gozhenko (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. M. Grodzynskyi (Ukraine), prof. zw. dr hab. I. Grygus (Ukraine), prof. zw. dr hab med. A. Gudyma (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. S. Gulyar (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. W. Hagner (Poland), prof. zw. dr hab. med. I. Karwat (Poland), prof. zw. dr hab. med. M. Kyryliuk (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. Y. Limansky (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. A. Melnik (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. V. Mizin (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. B. Nasibullin (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. O. Obodovskyi (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. I. Samosiuk (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. L. Shafran (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. I. Shmakova (Ukraine), prof. zw. dr hab. med.a. Svirskiy (Ukraine), prof. zw. dr hab. O. Sokolov (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. V. Stebliuk (Ukraine), prof. zw. dr hab. S. Yermakov, (Ukraine), prof. dr hab. med. A. Avramenko, doc. PaedDr. Elena Bendíková, PhD. (Slovakia), prof. dr hab. K. Buśko (Poland), dr hab. med. E. Gozhenko (Ukraine), prof. dr hab. H. Knapik (Poland), dr hab. R. Muszkieta (Poland), prof. dr hab. med. W. Myśliński (Poland), prof. dr hab. M. Napierała (Poland), prof. dr hab. M. Pastuszko (Poland), prof. dr hab. K. Prusik (Poland), prof. dr hab. M. Zasada (Poland), dr med. L. Butskaia (Ukraine), dr I. M. Batyk (Poland), dr M. Cieślicka (Poland), dr med. M. Charzynska-Gula (Poland), doc. dr n. med. V. Cherno (Ukraine), dr med. K. Cywinski (Poland), dr med. I. Czerwinska Pawluk (Poland), dr biol. S. Dolomatov (Ukraine), dr med. M. Dzierzanowski (Poland), dr med. M. Hagner-Derengowska (Poland), dr med. B. Jędrzejewska (Poland), dr med. U. Kazmierczak (Poland), dr med. K. Kiczuk (Poland), dr Z. Kwaśnik (Poland), dr med. T. Madej (Poland), dr med. E. Mikolajewska (Poland), dr D. Mikolajewski (Poland), dr med. B. Muszynska (Poland), dr med. A. Nalazek (Poland), dr med. N. Novikov (Ukraine), dr med. K. Nowacka (Poland), dr med. G. Polak (Poland), dr med. P. Prokopczyk (Poland), dr med. A. Radziminska (Poland), dr med. L. Sierpinska (Poland), dr Daves Sinch (Republic of India), doc. dr A. Skaliy (Ukraine), dr T. Skaliy (Ukraine), dr B. Stankiewicz (Poland), dr med. E. Trela (Poland) Editorial Board Stefan Adamcak (Slovakia), Pavol Bartik (Slovakia), Elena Bend^kova (Czech Republic), Janusz Bielski (Poland), Krzysztof Buśko (Poland), Mirosława Cieślicka (Poland), Jerzy Eksterowicz (Poland), Włodzimierz Erdmann (Poland), Tomasz Frołowicz (Poland), Attila Gilanyi (Hungary), Igor Grygus (Ukraine), Halina Guła-Kubiszewska (Poland), Paweł Izdebski (Poland), Sergii Iermakov (Ukraine), Tetyana Iermakova (Ukraine), Jana Jurikova (Czech Republic), Vlastimila Karaskova (Czech Republic), Jacek Klawe (Poland), Mariusz Klimczyk (Poland), Alicja Kostencka (Poland), Frantisek Langer (Czech Republic), Eligiusz Madejski (Poland), Jiri Michal (Slovakia), Ludmila Miklankova (Czech Republic), Emila Mikołajewska (Poland), Viktor Mishchenko (Ukraine), Stanisław Mocek (Poland), Mirosław Mrozkowiak (Poland), Radosław Muszkieta (Poland), Anna Nalazek (Poland), Marek Napierała (Poland), Jerzy Nowocień (Poland), Piotr Oleśniewicz (Poland), Władysław Pańczyk (Poland), Wiesława Pilewska (Poland), Miroslava Pridalova (Czech Republic), Krzysztof Prusik (Poland), Krzysztof Sas-Nowosielski (Poland), Aleksandr Skaliy (Ukraine), Tetyana Skaliy (Ukraine), Ewa Sokołowska (Poland), Błażej Stankiewicz (Poland), Robert Stępniak (Poland), Aleksander Stuła (Poland), Naoki Suzuki (Japan), Mirosława Szark-Eckardt (Poland), Maciej Świątkowski (Poland), Hrychoriy Tereschuk (Ukraine), Hryhoriy Vasjanovicz (Ukraine), Mariusz Zasada (Poland), Tetyana Zavhorodnya (Ukraine), Walery Żukow (Poland), Hanna Żukowska (Poland) Advisory Board Zygmunt Babiński (Poland), Yuriy Briskin (Ukraine), Laszló Csernoch (Hungary), Kazimierz Denek (Poland), Miroslav Dutchak (Ukraine), Karol Gorner (Slovakia), Kazimierz Kochanowicz (Poland), Jerzy Kosiewicz (Poland), Stanisław Kowalik (Poland), Tadeusz Maszczak (Poland), Mikolaj Nosko (Ukraine), Jerzy Pośpiech (Poland), Eugeniusz Prystupa (Ukraine), Robert Szeklicki (Poland), Jitka Ulrichova (Czech Republic). Reviewers: prof. zw. dr hab. geo. Z. Babiński (Poland), doc. PaedDr. Elena Bendíková, PhD. (Slovakia), prof. zw. dr hab. med. T. Chumachenko (Ukraine), prof. zw. dr hab. techn. R. Cichon (Poland), prof. zw. dr hab. med. N. Dragomiretskaya (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. V. Ezhov (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. J. Falkowski (Poland), prof. zw. dr hab. med. A. Gozhenko (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. M. Grodzynskyi (Ukraine), prof. zw. I. Grygus (Ukraine), prof. zw. A. Gudyma (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. S. Gulyar (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. W. Hagner (Poland), prof. zw. dr hab. med. I. Karwat (Poland), prof. zw. dr hab. med. M. Kyryliuk (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. Y. Limansky (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. A. Melnik (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. V. Mizin (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. B. Nasibullin (Ukraine), prof. zw. dr hab. geo. O. Obodovskyi (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. I. Samosiuk (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. L. Shafran (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. I. Shmakova (Ukraine), prof. zw. dr hab. O. Sokolov (Ukraine), prof. zw. dr hab. med. V. Stebliuk (Ukraine), prof. zw. dr hab. S. Yermakov, (Ukraine), prof. dr hab. med. A. Avramenko, prof. dr hab. K. Buśko (Poland), dr hab. med. E. Gozhenko (Ukraine), prof. dr hab. H. Knapik (Poland), prof. zw. dr hab. geo. A. Melnik (Ukraine), prof. dr hab. R. Muszkieta (Poland), prof. dr hab. med. W. Myśliński (Poland), prof. dr hab. M. Napierała (Poland), prof. dr hab. M. Pastuszko (Poland), prof. dr hab. K. Prusik (Poland), prof. dr hab. M. Zasada (Poland), prof. dr hab. med. W. Zukow (Poland), dr I. M. Batyk (Poland), dr med. L. Butskaia (Ukraine), doc. dr n. med. V. Cherno (Ukraine), dr M. Cieślicka (Poland), dr med. I. Czerwinska Pawluk (Poland), dr biol. S. Dolomatov (Ukraine), dr med. N. Novikov (Ukraine), doc. dr A. Skaliy (Ukraine), dr T. Skaliy (Ukraine), dr B. Stankiewicz (Poland), dr med. E. Trela (Poland) E d i t o r s - i n - C h i e f Anatoliy Gozhenko Walery Zukow C o - e d i t o r s Radosław Muszkieta Marek Napierała A s s o c i a t e E d i t o r s Iwona Czerwinska Pawluk Mariusz Klimczyk Mirosława Cieślicka Adam Szulc S e c r e t a r y Bartłomiej Niespodziński The Author(s) This articles is published with Open Access at Annual Reports of Education, Health and Sport of Radomska Szkoła Wyższa w Radomiu, Poska, Radom University in Radom, Poland Open Access This articles is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. Attribution You must attribute the work in the manner specified by the author or licensor (but not in any way that suggests that they endorse you or your use of the work). Noncommercial You may not use this work for commercial purposes. Share Alike If you alter, transform, or build upon this work, you may distribute the resulting work only under the same or similar license to this one. Declaration on the original version. Because of the parallel version of the magazine publishing traditional (paper) and of electronic (online), Editors indicates that the main version of the magazine is to issue a "paper" Zawartość tegoż czasopisma jest objęta licencją Creative Commons Uznanie autorstwa-użycie niekomercyjne-na tych samych warunkach 3.0 Publishing House: Radomska Szkoła Wyższa w Radomiu, Radom University in Radom Str. Zubrzyckiego Radom Tel.: med.@rsw.edu.pl Printing House: Radomska Szkoła Wyższa w Radomiu, Radom University in Radom Str. Zubrzyckiego Radom Tel.: med.@rsw.edu.pl ISBN DOI s. Liczba znaków: (ze streszczeniami i okładką). Liczba grafik: 152 x znaków (ryczałt) = znaków. Razem: Liczba znaków: (ze streszczeniami, okładką i grafikami) = 21,075 arkuszy wydawniczych. 316 p. Number of characters: (with abstracts). Number of images: 152 x 1000 characters (lump sum) = characters. Total: Number of characters: (with abstracts, summaries and graphics) = 21,075 sheet publications. 2

4 Content: Introduction Ozy - wyjątkowe formy rzeźby polodowcowej w krajobrazie Pojezierza Krajeńskiego i ich potencjalne znaczenie w rozwoju geoturystyki Adam Krupa, Monika Kozłowska-Adamczak, Mirosław Rurek, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski, Mikhailo Grodzynskyi 3 PDF 2013;3(15):11-24 Projekt koncepcji geoparku o randze lokalnej pod PDF nazwą "Krajna - polodowcowa kraina ozów", jako produkt finalny opracowania strategii rozwoju turystyki Lokalnej Grupy Działania Stowarzyszenia "Nasza Krajna" - raport z badań Monika Kozłowska-Adamczak, Adam Krupa 2013;3(15):25-34 Depozycja i postdepozycyjne deformacje osadów ozu - PDF stanowisko Wielowicz-Wielowiczek, Pojezierze Krajeńskie Adam Krupa 2013;3(15):35-40 Rzeźba terenu krawędzi Pojezierza Krajeńskiego i PDF Pradoliny Noteci-Warty Adam Krupa 2013;3(15):41-44 Zmienność warunków sedymentacji ozu - stanowisko PDF Wielowicz-Wielowiczek, Pojezierze Krajeńskie Adam Krupa 2013;3(15):45-49 Morfologia den zanikłych jezior na obszarze PDF ZAŁĄCZNIKI Pojezierza Krajeńskiego Michał Pasierbcki, Adam Krupa 2013;3(15):50-74 Morfogeneza ozu obrowskiego (Pojezierze Krajeńskie) PDF Adam Krupa 2013;3(15):75-87

5 Uwarunkowania występowania i dynamika wypływów PDF wód podziemnych w obszarach sandrowych na przykładzie środkowej części zlewni Wdy Danuta Szumińska, Karolina Fabianowska 2013;3(15): Wpływ istniejącej zabudowy hydrotechnicznej i PDF rozbudowy infrastruktury miejskiej na morfologię koryta Brdy w odcinku bydgoskim Danuta Szumińska 2013;3(15): Zmienność wieloletnia warunków bioklimatycznych w PDF II połowie XX wieku w Polsce w godzinach okołopołudniowych na podstawie uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego Monika Okoniewska, Mirosław Więcław 2013;3(15): Zmiany temperatury powietrza w Polsce w XX wieku PDF na tle cyrkulacji atmosferycznej Monika Okoniewska 2013;3(15): Ogólne cechy cyrkulacji wód w zbiorniku włocławskim PDF na podstawie obliczeń symulacyjnych P. Gierszewski, S.A. Poddubnyi, V.V. Zakonnov 2013;3(15): Charakterystyka wydmy w Emilianowie Ewelina Rogulska, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski, Adam Krupa, Mirosław Rurek Charakterystyka wydmy w Tarkowie Dolnym z uwzględnieniem wpływu działalności antropogenicznej Paulina Dembińska, Marcin Hojan, Mirosław Rurek, Adam Krupa, Tomasz Giętkowski Obiekty sportowo-rekreacyjne jako składniki krajobrazu kulturowego miasta Włocławek na początku XXI wieku Mariusz Grabski, Zbigniew Podgórski, Dariusz Brykała Turystyka winiarska na Ziemi Lubuskiej historycznie uwarunkowana konieczność czy nowatorskie rozwiązanie? Przemysław Charzyński, Anna Nowak, Zbigniew Podgórski 4 PDF 2013;3(15): PDF 2013;3(15): PDF 2013;3(15): PDF 2013;3(15): Dzikie wysypiska w gminie Szamocin - wczoraj i dziś PDF Magdalena Hojan, Marcin Hojan, 2013;3(15):

6 Tomasz Giętkowski, Adam Krupa, Mirosław Rurek Walory turystyczne Kanionu Dniestru PDF Anatolij Melnyk 2013;3(15): Rozwój fizyczny i sprawność motoryczna zawodników PDF trenujących i nie trenujących speedrower. The physical development and motor efficiency in training players and high-twin towns Mariusz Klimczyk, Marcin Jerzy Paradziński 2013;3(15): Lokalne zmiany środowiska przyrodniczego wywołane PDF działalnością Bobra Europejskiego (CASTOR FIBER L. w okolicy Trzebcin (powiat tucholski) Mirosław Rurek 2013;3(15): Wpływ działalności bobrów na rzeźbę małych dolin na przykładzie doliny Gajdówki, południowe Bory Tucholskie, Polska Mirosław Rurek, Adam Krupa, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski Znaczenie badawcze suchych dolin wiszących w Borach Tucholskich Mirosław Rurek, Adam Krupa, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski 5 PDF 2013;3(15): PDF 2013;3(15): Charakterystyka wydmy w Wybranowie koło Janowca PDF Wielkopolskiego Mirosław Rurek 2013;3(15): Zasoby przyrodnicze rozwoju turystyki i rekreacji w PDF Karpackim Parku Narodowym Anatolij Melnyk 2013;3(15): Mechanizm tworzenia się mikroform korytowych na PDF dolnej Wiśle w okolicach Bydgoszczy Łukasz Pieron, Marcin Hojan 2013;3(15): Chrystkowo - a thematic tourist village is a new offer for tourism PDF

7 Maria Dombrowicz 2013;3(15): Uwarunkowania i wielkość opadu eolicznego na PDF wybrzeżu klifowym wyspy Wolin Marcin Hojan 2013;3(15): Digofrenopedagogy as a sub-discipline of Special PDF Pedagogy in the search for innovative pedagogical and therapeutic effects of working with people with intellectual disabilities Arleta Magdalena Rogozińska 2013;3(15):

8 7

9 8

10 9

11 Introduction We hope that a varied program of the Annual Reports of Education, Health and Sport will answer your expectations. We believe that the Annual Reports of Education, Health and Sport will contribute to raising the knowledge, skills and abilities of doctors, therapists, physiotherapists, nurses, psychologists, biologists, researchers, practitioners and health workers interested in rehabilitation, physiotherapy, tourism and recreation. Annual Reports of Education, Health and Sport, corresponding to the modern challenges of global health specialists collect articles from those areas of the leading centers of renowned foreign and domestic. Many of them present state of art in their field. This will be particularly valuable for young doctors in the specialization, and students. Welcome to familiarize yourself with this issue all relevant hazards and health, life and safety at work in tourism, recreation, rehabilitation, physiotherapy, nursing organization to work safely and missions in these conditions, the influence of environmental conditions on public health. Authors from abroad and the country will present an overview of contemporary challenges and solutions in these areas. The issue concerns the text of the wider work for human health, tourism, recreation, physiotherapy, nursing, wellness and rehabilitation, including the economics of health care. The Author(s) This articles is published with Open Access at Annual Reports of Education, Health and Sport. RSW. Radom. Poland Open Access This articles is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. Attribution You must attribute the work in the manner specified by the author or licensor (but not in any way that suggests that they endorse you or your use of the work). Noncommercial You may not use this work for commercial purposes. Share Alike If you alter, transform, or build upon this work, you may distribute the resulting work only under the same or similar license to this one. 10

12 Adam Krupa, Monika Kozłowska-Adamczak, Mirosław Rurek, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski, Mikhailo Grodzynskyi. Ozy wyjątkowe formy rzeźby polodowcowej w krajobrazie Pojezierza Krajeńskiego i ich potencjalne znaczenie w rozwoju geoturystyki. Eskers - unique glacial landforms in the landscape of the Krajna Lakeland and their potential importance in the development of geotourism. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: OZY WYJĄTKOWE FORMY RZEŹBY POLODOWCOWEJ W KRAJOBRAZIE POJEZIERZA KRAJEŃSKIEGO I ICH POTENCJALNE ZNACZENIE W ROZWOJU GEOTURYSTYKI Eskers - unique glacial landforms in the landscape of the Krajna Lakeland and their potential importance in the development of geotourism Adam Krupa*, Monika Kozłowska-Adamczak*, Mirosław Rurek*, Marcin Hojan*, Tomasz Giętkowski*, Mikhailo Grodzynskyi* *Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy STRESZCZENIE. Celem pracy jest przedstawienie ozów, występujących w krajobrazie Pojezierza Krajeńskiego w wyjątkowej koncentracji, jako szczególnie atrakcyjnego składnika przyrody nieożywionej. Włączenie najciekawszych ozów jako geostanowisk w system szlaków pieszych i rowerowych pieszych w okolicy, a tym samym również podstawowych informacji na temat geomorfologii i geologii tych form i ich otoczenia powinno wywrzeć pozytywny wpływ na Krajnę jako mikroregion turystyczny. Słowa kluczowe: geoturystyka, Pojezierze Krajeńskie, rzeźba polodowcowa, ozy. Wprowadzenie Formuła tradycyjnego podejścia do turystyki masowej zaczyna tracić na autentyczności, a ludzie coraz częściej poszukują nowych miejsc i atrakcji turystycznych (Lamparska Wieland 2004) pozwalających na przeżycie ekscytujących i inspirujących doznań. Dlatego też, nie dziwi fakt, że w literaturze przedmiotu w ciągu kilku ostatnich lat coraz większym zainteresowaniem badawczym wśród polskich naukowców cieszy się problematyka związana z geoturystyką np. K. Kozina (2008), A. Kicińska i J. Finga (2011), Golonka i in. (2012). Wobec faktu, że termin geoturystyka jest stosunkowo młody i nadal szuka swego miejsca pomiędzy geologią, ochroną środowiska a turystyką, to aktualne definicje ukazują geoturystykę, jako dział (formę) turystyki poznawczej nastawionej na przeżycia estetyczne, bazującej na poznawaniu określonych obiektów (stanowiska geologiczne), ich zespołów oraz procesów geologicznych i doznawaniu w kontakcie z nimi określonych wrażeń (Kurek 2007). Oznacza to, że głównym motywem uprawiania geoturystyki jest zwiedzanie i poznawanie obiektów przyrody nieożywionej. Zdaniem W. Kurka (2007) chodzi zarówno o obiekty naturalne (np. masywy górskie, pustynie, wybrzeża morskie, przełomy rzeczne, wodospady, jaskinie, odsłonięcia skał i minerałów, różne formy rzeźby terenu, itd.), jak i obiekty związane z przekształceniem surowców geologicznych na cele gospodarcze (np. tereny górnicze 11

13 kopalń, kamieniołomów, żwirowni, wykorzystanie kamienia i innych surowców w architekturze, itd.). Współcześnie do zasobów geoturystycznych zaliczyć także należy: muzea geologiczne, wystawy i giełdy minerałów, skał i skamieniałości oraz kamieni szlachetnych. Idealnymi, z punktu widzenia geoturystyki, obiektami wartymi wyeksponowania ze względu na walory naukowo dydaktyczne oraz estetyczne stają się współcześnie formy ozowe, które stanowią ważny element morfogenezy krajobrazów polodowcowych. Warto podkreślić, że formy ozowe występujące na obszarach zlodowaconych w plejstocenie znane są badaczom już od ponad 100 lat. Pojęcie ozu (ang. esker) rozumianego, jako wydłużony, wąski i kręty wał, bądź też pozostający w ciągu pagórów zbudowanych z piasków i żwirów o glacjofluwialnym pochodzeniu ukształtowało się jeszcze w XIX wieku. Używano wówczas dość dowolnie (zamiennie) terminów esker i kame, czyli kem (Holmes 1883). Prawdopodobnie pierwszego wyraźnego rozróżnienia obu terminów dokonał J. Geikie, w pracy The Great Ice Age (1894, za: Morse 1907), choć dyskusje w tej kwestii trwały dłużej (Gregory 1912) i nadal są podejmowane (Terpiłowski 2008). Należy dodać, że badania form ozowych nie ograniczają się obecnie wyłącznie do stref zlodowaceń plejstoceńskich czy współczesnych, ponieważ formy tego typu opisywane są również na obszarach zlodowaconych jeszcze w paleozoiku. Przykładem są opisy form powstałych podczas zlodowacenia Hirnantian (późny ordowik), na obszarze Gondwany dzisiejszy Niger (Denis i in 2007). Badania ozów podejmowano się najczęściej w krajach skandynawskich (Leiviskä 1928, Glückert i Kontturi 1972, Wiśniewski 1974), Irlandii (Warren i Ashley 1994, Delaney 2001a,b) oraz w Kanadzie (Saunderson 1975, Banerjee i McDonald 1975). W Polsce również stosunkowo wcześnie zainteresowano się formami ozowymi. Poza pracami niemieckich geologów z początku XX wieku, z terenu ówczesnych Niemiec (Jentzsch 1906, Korn 1913, Sonntag 1919), należy wyróżnić badania A. Malickiego (1929), który po raz pierwszy w syntetyczny sposób przedstawił poglądy na powstanie ozów. Kolejnych istotnych obserwacji, w tym odkryć wielu ozów dokonano zwłaszcza w latach 50. i 70. XX w. (m.in. Galon 1952, Michalska 1971, Murawski 1973). W tym czasie uszczegółowiono dane na temat budowy tych form i dokonywano prób określenia ich genezy oraz oceny ich znaczenia w krajobrazie polodowcowym (Murawski 1973). Wobec tak wielkiego zainteresowania badań naukowych problematyką ozów rodzi się dodatkowy argument, ażeby przy odpowiednim sposobie wyeksponowana najciekawszych z nich, część form ozowych mogła służyć nie tylko nauce, ale także być udostępniana dla pasjonatów osób interesujących się genezą budowy Ziemi i morfologią obszarów polodowcowych. Istotne jest, ażeby w myśl zrównoważonego rozwoju móc ciekawsze ozy oddawać także do dyspozycji różnych form turystyki przyrodniczej, w tym przede wszystkim geoturystyki. Warto podkreślić, że rzeźba polodowcowa, do której niewątpliwie zaliczamy formy ozowe, w ostatnich latach (choć niezbyt jeszcze licznie) staje się podstawą do tworzenia sieci tzw. geoparków o różnej randze. Przykładem niech będzie Norwegia i geopark Gea Norvegica (o randze europejskiej) utworzony w 2006 r. czy geopark Meklemburg Ice Age w Niemczech stworzony w 2004 r., który jest pamiątką po Wielkiej Epoce Lodowcowej ze względu na występujące na jego terytorium moreny, jeziora polodowcowe i głazy narzutowe (Kozina 2008, s. 295). Również na obszarze Pojezierza Krajeńskiego podjęto pierwsze próby stworzenia geoparku, ale o randze lokalnej. Podstawą stworzonej w latach koncepcji geoparku pod nazwą Krajna Polodowcowa Kraina Ozów stało się wykorzystanie zróżnicowania potencjału geoturystycznego Krajeńskiego Parku Krajobrazowego w postaci obiektów geologicznych i geomorfologicznych badanego obszaru ze szczególnym zwróceniem uwagi na interesujące formy polodowcowej rzeźby terenu, a w szczególności form ozowych, a także systemów rynien jeziornych, wysoczyzn morenowych, 12

14 kemów i drumlinów (Strategia Rozwoju Turystyki Lokalnej Grupy Działania Stowarzyszenie Nasza Krajna projekt koncepcji geoparku ). Zakres przestrzenny i metody badań Obszar badawczy, niniejszego opracowania, stanowi fragment Pojezierza Krajeńskiego, które wchodzi w skład makroregionu Pojezierza Południowopomorskiego (Kondracki 2009). Pojezierze Krajeńskie położone jest między południkowo biegnącymi dolinami rzek sandrowych: Gwdy na zachodzie i Brdy na wschodzie. Od północy graniczy z równinami: Charzykowską i Tucholską, które są w istocie sandrem zajmowanym przez górne dorzecze Brdy. Od południa natomiast Pojezierze Krajeńskie ograniczone jest pradoliną Noteci. Tak wyznaczony obszar zajmuje powierzchnię 4380 km² (Kondracki 2009) i przy tej wielkości jest on bardzo zwarty. Wybrane do badań formy ozowe znajdują się w środkowej części Pojezierza Krajeńskiego. Prace badawcze zaś prowadzone były w oparciu o metody kartowania geomorfologicznego, wierceń geologicznych i analizy sedymentologicznej dostępnych odsłonięć budowy geologicznej form w żwirowniach. Warto podkreślić, że na przestrzeni rozciągającej się od okolic Mąkowarska na wschodzie, aż poza Złotów na zachodzie (czyli w obrębie historycznej Krajny), do chwili obecnej stwierdzono występowanie 50 form uznawanych za ozy. W swojej rozciągłości południkowej obszar występowania tych form ogólnie wyznaczają miejscowości: Tuchola na północy i Łobżenica na południu. Tak określony teren ma powierzchnię około 1500 km², w związku z tym zagęszczenie form ozowych na tym obszarze wynosi 0,03 oz/ km 2, czyli przeciętnie 1 forma przypada na około 30 km². Trzeba zaznaczyć, że większość tych form znajduje się na terenie samego Krajeńskiego Parku Krajobrazowego, choć niektóre z nich (w tym jedne z najlepiej zachowanych i interesujących) położone są poza jego granicami. Tylkow jednym przypadku zostały objęte formą ochrony przyrody a jest to Obszar Chronionego Krajobrazu Ozów Wielowickich w gminie Sośno¹. Stan rozpoznania ozów na Pojezierzu Krajeńskim Do chwili obecnej na Pojezierzu Krajeńskim rozpoznano 50 form określanych, jako ozy, z których kilkanaście zasługuje na wyróżnienie ich, jako szczególnie interesujących geostanowisk, prezentujących i promujących dziedzictwo przyrody nieożywionej. Warto podkreślić, że pierwsze prace geologiczne prowadzone przez geologów niemieckich, pracujących na tym terenie związane były z budową linii kolejowych. Wymagało to nie tylko szczegółowej analizy rzeźby terenu, ale również rozpoznania budowy geologicznej w celu tworzenia wykopów, nasypów i budowy mostów. Pokłosiem tych prac stały się publikacje dotyczące geologii Pomorza (m. in. Sonntag 1919). Jednakże pierwszy z ozów na Pojezierzu Krajeńskim został odnaleziony w sposób przypadkowy i opisany w 1906 r. przez A. Jentzscha w pracy pt. Ein Os bei Borowke in Westpreussen. Współcześnie oz znany jest pod nazwą oz Szynwałd Przepałkowo i należy do najciekawiej wykształconych i najlepiej zachowanych tego typu form na badanym obszarze (Pasierbski 2003). Kolejny oz został opisany w pracy Geologie von Westpreussen przez P. Sonntaga i nazwany przez niego ozem Bismarcka (Sonntag 1919). W latach 70. XX w. T. Murawski (1973) rozdzielił go na dwie odrębne formy, czyli: oz Stawnica-Złotów oraz oz Święta-Złotów. Z okresu międzywojennego brakuje jakichkolwiek doniesień o nowych ozach na Pojezierzu Krajeńskim. Dopiero w 1952 roku R. Galon opisał odkryty przez siebie oz Płosków-Wielowiczek (dziś Wielowicz-Wielowiczek), który jest jedyną do tej pory formą ozową objętą ochroną prawną pod nazwą Obszaru Chronionego Krajobrazu Ozów 13

15 Wielowickich 1. Istotne prace badawcze, które przyniosły odkrycie kolejnych ozów na obszarze badawczym, przeprowadził w latach 60. i 70. XX w. T. Murawski. Należą do nich m.in. Mapa Morfogenetyczna Wysoczyzny Krajeńskiej z 1969, niepublikowana praca doktorska z 1973 r. zawierająca opis 14 ozów 2 z tego obszaru (w tym 3 opisane już wcześniej w literaturze przez Jentzsch 1906, Sonntag 1919 i Galona 1952), zestawienie podstawowych danych o ozach Krajny opublikowane w Dokumentacji Geograficznej w 1974r czy dwie notatki o ozach Wielowicz-Wielowiczek oraz o ozie Komierowo-Szynwałd (1961a, b), a także artykuł szczegółowo opisujący oz Mąkowarsko - Kamionka (1985). W 1991 roku ukazała się praca D. Czernickiej Chodkowskiej dokumentująca wiedzę o ozach rozpoznanych na terenie całej Polski, wśród nich autorka zaprezentowała trzy nowe ozy z obszaru Pojezierza Krajeńskiego, znane obecnie jako: oz Pamiętowo-Kęsowo, oz Dąbrowa-Lutówko i oz nad jez. Juchacz (Butrymowicz, Murawski, Pasierbski 1978; Pasierbski 2003). Do odkrycia kolejnych ozów przyczyniły się nowe badania moren więcborskich (Pasierbski 1996) oraz prace geologiczne nad Szczegółową Mapą Geologiczną Polski w skali 1: arkusze Więcbork i Sępólno Krajeńskie (Pasierbski i Niewiarowski 1996, 1998). W oddzielnej publikacji zaprezentowano ozy w Kamieniu Krajeńskim, stanowiące unikalny przykład krzyżowania się tych form (Pasierbski i Krupa, 2000). Wymienione powyżej ozy, oraz pozostałe formy, do tej pory nigdzie nie opisane, zostały umieszczone na mapie morfogenetycznej w najnowszym opracowaniu dotyczącym genezy rzeźby środkowej części Pojezierza Krajeńskiego (Pasierbski 2003). Do najnowszych opracowań na temat ozów Pojezierza Krajeńskiego należy opis ozu Pamiętowo Kęsowo, położonego na niewielkim polu drumlinowym (Pasierbski i Krupa, 2004), opis ozu obrowskiego leżącego w niecce glacjalnej błót obrowskich (Krupa 2005), a także nowe materiały dotyczące Ozu Galona, ozu Wzgórze Grzywa i ozu łąskiego (Krupa 2006a, b). Warto wspomnieć, że w latach przeprowadzono badania geomorfologiczne i geologiczne wybranych form w ramach projektu badawczego MEiN nr 2 P04E , których fragment stanowi podstawę niniejszego opracowania. 1 Nazwa Ozy Wielowicke jest myląca, gdyż w rzeczywistości znajduje się tam tylko jeden oz, który został nazwany Ozem Galona od nazwiska swojego odkrywcy. R. Galon (1952) określił ten oz jako subglacjalny. 2 Cytowany autor T. Murawski szczegółowo przedstawił w swojej rozprawie doktorskiej 6 ozów, w tym: oz Komierowo Szynwałd obecnie rozdzielony na dwa ozy: komierowski i Szynwałd-Przepałkowo, (Jentzsch 1906), oz Włościbórz-Komierowo, oz Niechorz-Świdwie obecnie rozdzielony na dwa ozy: Niechorz-Siedlisko i Niechorz-Świdwie (Pasierbski 2003), oz Wielowicz-Wielowiczek, czyli tzw. oz Galona, oz Toninek-Tonin obecnie Huta-Tonin (Pasierbski 2003), oz Mąkowarsko Kamionka obecnie rozdzielony na dwa ozy: Kamionka-Dziedzinek i Dziedzinek- Mąkowarsko (Pasierbski 2003)). Dodatkowo T. Murawski skrótowo przedstawił swoje obserwacje kolejnych form: oz Wilcza Góra Wiskitno (obecnie oz Wzgórze Grzywa, (Krupa 2006b), oz w Lucimiu, oz Górowatki-Skic obecnie rozdzielony na dwa ozy: Rudna-Górowatki i Górowatki-Skic, (Pasierbski 2003), oz Święta-Złotów (Sonntag 1919, znany jako oz Bismarcka ), oz Stawnica-Złotów (Sonntag 1919, znany jako oz Bismarcka ), oz Kamień Krajeński-Probostwo obecnie oz kamieński (Pasierbski 2003), oz Kamień Krajeński-Płocicz obecnie oz Kamień Krajeński jez. Brzuchowo (Pasierbski 2003), oz Płocicz-Witkowo obecnie oz jez. Brzuchowo-Dąbrowa (Pasierbski 2003). 14

16 Najciekawsze przykłady form ozowych badanego obszaru wartych wyeksponowania dla geoturystyki ze względu na unikatowe walory naukowo dydaktyczne i estetyczne 1. Oz Wielowicz Wielowiczek (tzw. oz Galona) Ciąg pagórków i wałów określany mianem ozu Wielowicz-Wielowiczek został w większej części odkryty i opisany przez profesora R. Galona, jako oz Płosków-Wielowiczek (Galon, 1952). Później był również obiektem badań T. Murawskiego (1973), M. Pasierbskiego (2003) i A. Krupy (2006). Jest to jedyna spośród tego typu form na Pojezierzu Krajeńskim, która podlega prawnej ochronie, jako Obszar Chronionego Krajobrazu Ozów Wielowickich. Oz Galona jest jedną z kilku położonych blisko siebie form ozowych o przebiegu NE SW. Formy te występują na obszarach wysoczyzny morenowej, w sąsiedztwie rynien subglacjalnych, a zakończone są zwykle w rozległych, zatorfionych nieckach glacjalnych. Tak samo jest w przypadku ozu Wielowicz-Wielowiczek. Liczy on 4,5 km długości. Składa się na niego ciąg 9 dłuższych wałów i pojedynczych pagórków (Ryc.1), których większość jest już wyeksploatowana. W otoczeniu ozu, szczególnie we wschodniej części, występuje powierzchnia wysoczyzny morenowej urozmaiconej, z rzadka, przez niewielkie pagórki. W zachodniej części powierzchnia wysoczyzny staje się płaska i przechodzi w dno niecki glacjalnej o nazwie Bagno Roztoki (Pasierbski 2003). Oz, począwszy od wschodniego krańca przebiega wzdłuż płytkiego i wąskiego obniżenia o płaskim, wypełnionym torfem dnie. Wał ozowy występuje na przemian po lewej, bądź po prawej stronie tego obniżenia. Prawdopodobnie jest to forma rynny subglacjalnej, która może być syngenetyczna z ozem. Najbardziej czytelną formę o wysokości ponad 12 m od dna rynny posiada kręty wał będący wschodnim krańcem ozu (Ryc.1, punkt A). W części środkowej wał ozu ma bardziej prostolinijny przebieg i wysokość do około 10 m licząc od dna obniżenia. Kolejne odcinki ozu są słabo zaznaczone w krajobrazie i dopiero w części zachodniej pojawiają się pagórki o wysokościach względnych do około 10 m. Zachodni kraniec ozu Galona stanowi naturalny wał o wysokości 3-4 m. W swoim północno-wschodnim krańcu oz rozpoczyna się stosunkowo wysokim i krętym grzbietem, będącym kulminacją lokalnego krajobrazu (Ryc.2). W tym miejscu usytuowane jest najciekawsze stanowisko badawcze dające wgląd w budowę tej części formy. 15

17 Ryc. 1. Szkic hipsometryczny obszaru położenia ozu Wielowicz-Wielowiczek. A stanowisko badawcze. Oznacza to, że w tym punkcie można wyznaczyć potencjalne geostanowisko, które pozwoli zarówno naukowcom, jak i osobom odwiedzającym obszar badawczy zapoznać się nie tylko z genezą budowy ozu, ale także poznać historię geologiczną tej części Pojezierza Krajeńskiego. Kręty grzbiet okryty jest częściowo gliną morenową, która występuje na skłonach grzbietu oraz w miejscach obniżania się przebiegu jego linii. Środek formy został wyeksploatowany, przez co widoczny stał się przekrój wału przez jego najwyższą część, gdzie nie ma pokrywy gliniastej. W ozie dominują osady piaszczysto-mułowe. Spąg osadów położony jest około 12 m poniżej dna odsłonięcia i jest to najprawdopodobniej dno erozyjnego rozcięcia powstałego pod lądolodem (Ryc.3). Osady analizowanego stanowiska są w całym przekroju formy bardzo drobnoziarniste jak na formę uznawaną za oz. Występują one w postaci litofacji charakterystycznych raczej dla form kemowych i to w znacznej części o charakterze limnoglacjalnym, zwłaszcza w partiach stropowych. 16

18 Ryc. 2. Północno-wschodni kraniec ozu Wielowicz-Wielowiczek. A potencjalne geostanowisko do celów naukowo-dydaktycznych, jak i obserwacji geoturystycznych. Z drugiej strony, osady te wypełniają dość głębokie rozcięcie erozyjne. Wypełnienie to jest zaś efektem późniejszych procesów depozycyjnych, zachodzących w warunkach hydrodynamicznych całkiem odmiennych od tych przepływów subglacjalnych, które rozcinały osady podłoża lądolodu, a więc związanych z występowaniem swobodnego zwierciadła wody. 17

19 Ryc. 3. Przekrój geologiczny ozu Wielowicz-Wielowiczek. A stanowisko badawcze A (potencjalne geostanowisko do celów naukowo-dydaktycznych, jak i obserwacji geoturystycznych). 2. Oz Wzgórze Grzywa i Oz Łąski Ozy Wzgórze Grzywa i Łąski znajdują się w zachodniej części Pojezierza Krajeńskiego, na zapleczu form czołowomorenowych więcborskiej strefy marginalnej. Jest ona tu zachowana szczątkowo, głównie w postaci pojedynczych masywów uznanych za zdrumlinizowane, bądź też tzw. megadrumliny. Jedynym miejscem występowania wyraźnych ciągów morenowych jest obszar otoczenia rozległego zagłębienia końcowego, znaczącego rozwój i zanik wypustu lodowego z więcborskiej strefy marginalnej, w okolicy miejscowości Wiskitno i Łąsko Małe (Pasierbski 2003). Badane ozy należą do form o bardzo wyraźnym wykształceniu morfologicznym w postaci ciągłych wałów. Są to również jedne z ostatnich, zachowanych niemal w całości ozów położonych na obszarze poza granicami Krajeńskiego Parku Krajobrazowego. Obie formy występują bardzo blisko siebie i w części północnej krzyżują się ze sobą, tworząc układ nożycowy (Krupa 2006b). To unikatowe miejsce staje się zatem potencjalnym punktem (geostanowiskiem) idealnym do propagowania wartości naukowo-dydaktycznych o ozach, a jednocześnie staje się świetnym i atrakcyjnym stanowiskiem do obserwacji geoturystycznych. 18

20 W części wschodniej badanego terenu (ryc. 4) występuje podłużne obniżenie wypełnione materiałem biogenicznym (torfy i gytie). Najprawdopodobniej jest to forma rynny subglacjalnej o niewyraźnych zboczach i zakolowym przebiegu w planie. Z pewnością osady biogeniczne, wypełniające dno formy, kryją bardziej urozmaiconą rzeźbę. Środkiem tego obniżenia biegnie grzbiet ozu łąskiego, o długości około 5 km. Jest to niemal ciągła forma, wąska i stosunkowo niska, o wysokości do kilku metrów ponad poziom terenu, z jedną wyraźną kulminacją w miejscu połączenia w części północnej z grzbietem ozu Wzgórze Grzywa (ryc. 4). Ponieważ podłużne obniżenie, w którym występuje oz ma dno wyrównane osadami biogenicznymi, można sądzić, że część stoków wału ozowego jest nimi do pewnej wysokości zakryta. Budowa tego ozu została rozpoznana wyłącznie dzięki wykonaniu sondowań geologicznych (ryc. 4, punkt A), ponieważ wszelkie wcześniej istniejące w jego obrębie odsłonięcia zostały zrekultywowane. Osady budujące oz łąski to niemal wyłącznie piaski oraz drobno- i średnioziarniste żwiry z domieszką mułów w części stropowej. Osady żwirowe napotkano w większej ilości w spągu osadów ozu. Osady te wypełniają w badanym przekroju wąską i stosunkowo głęboką rynnę (ryc. 5). Ma ona około 20 m głębokości przy szerokości około 25 m. Sam grzbiet wznosi się w tym miejscu od ok. 3,5 do 4 metrów ponad otoczenie. Rynna została wycięta w gliniastym podłożu, co z pewnością miało duży wpływ na bardzo wyraźny kształt profilu poprzecznego tunelu (ryc. 5). Znaczne zakorzenienie tej formy wskazuje, że pierwszym etapem jej tworzenia było wycięcie subglacjalnego tunelu. Gliniaste podłoże sprzyjało kanałowemu odpływowi wody roztopowej, która w tej sytuacji geologicznej nie mogła w znaczącej ilości odpływać w sposób gruntowy. W kolejnych etapach następowało wypełnianie tak powstałej rynny osadem glacjofluwialnym. Podsumowanie Zaprezentowane w niniejszym opracowaniu, przykłady ozów należą do najciekawszych form tego rodzaju na Pojezierzu Krajeńskim, zaś unikatowe wykształcenie ozu Wzgórze Grzywa jest wyjątkowe w skali całej Polski. Form ozowych na obszarze badawczym jest zdecydowanie więcej, bo 50, zaś większość z nich występuje w centralnej i północnej części Krajny w otoczeniu jezior, łąk, lasów i pól uprawnych. Z powodu piaszczystej budowy wewnętrznej pełnią one ważną rolę w ekosystemie zarówno roślin, jak i zwierząt 3 (stanowią miejsce bytowania m.in. lisów i innych zwierząt kopiących nory). Warto podkreślić, że ozy wymagają także ochrony, ponieważ podlegają najczęściej dzikiej eksploatacji. Wiele z nich, na obszarze Pojezierza Krajeńskiego, niemal całkowicie zniknęło. Należy, zatem podjąć próby, ażeby objąć najciekawsze z nich, a leżące już poza granicami Krajeńskiego Parku Krajobrazowego (np. przedstawiony oz Wzgórze Grzywa) prawną ochroną, chociażby jako obszary chronionego krajobrazu. Tak jak dzieje się to w przypadku omówionego w niniejszym opracowaniu Ozu Wielowicz Wielowiczek (zwanego ozem Galona), który 14 czerwca 1991 roku mocą Rozporządzenia nr 9/91 Wojewody Bydgoskiego objęty został prawną ochroną Obszaru Chronionego Krajobrazu Ozów Wielowickich o ogólnej powierzchni 815 ha. Oczywistym jest, że niektóre spośród ozów krajeńskich zdecydowanie zasługują nawet na miano rezerwatu przyrody. Warto podkreślić, że w Polsce istnieje tylko jeden rezerwat przyrody nieożywionej tego typy. Jest to rezerwat o nazwie Ozy Kiczarowskie chroniący ozy w województwie zachodniopomorskim. 3 Dla porównania można przywołać obszar Arktyki Kanadyjskiej, gdzie długie wały ozów biegnące po terenach mokradeł są szlakami wędrówek zwierząt kopytnych i drapieżników (Desjarlais 1998). Jak się okazuje w Polsce również, choć na znacznie mniejszą skalę, mamy do czynienia ze spełnianiem przez ozy takich funkcji szczególnie nory zwierząt kopiących i ryjących). 19

21 Ryc. 4 Szkic hipsometryczny położenia ozu łąskiego. W północnej części widoczne połączenie z ozem Wzgórze Grzywa odbiegającym w kierunku SW stanowisko badawcze A (potencjalne geostanowisko). 20

22 Ryc.5. Przekrój geologiczny ozu łąskiego. A stanowisko badawcze A (potencjalne geostanowisko do celów naukowo-dydaktycznych, jak i obserwacji geoturystycznych). Warto pamiętać, że oprócz działań ochroniarskich ozy mogą pomóc w realizowaniu celów naukowo-dydaktycznych i turystycznych. Stąd też, morfologiczne wykształcenie form ozowych w postaci krętych wałów i pagórów (nieraz o sporej wysokości) niezwykle urozmaica młodoglacjalny krajobraz Pojezierza Krajeńskiego i dzięki temu wpływa na atrakcyjność turystyczną regionu. Dodatkowo umiejętnie wykorzystanie wiedzy na temat genezy powstania ozów i racjonalne wyeksponowanie walorów estetycznych i dydaktycznych tych form (np. w postaci tematycznych szlaków turystycznych) może wspomóc promowanie form turystyki przyrodniczej, w tym geoturystyki na obszarze badawczym. Jedynym z ciekawych i stosunkowo nowych sposobów promocji przyrody nieożywionej i geoturystyki na obszarze Pojezierza Krajeńskiego jest, stworzona w latach , koncepcja projektu geoparku o randze lokalnej pod nazwą Krajna Polodowcowa Kraina Ozów. Idea powstającego geoparku bazuje na wcześniej utworzonych formach ochrony dziedzictwa przyrodniczego i obiektach kulturowych, w tym przede wszystkim Krajeńskim Parku Krajobrazowym i Obszarze Chronionego Krajobrazu Ozów Wielowickich. Docelowo, powstająca inicjatywa, ma za zadanie upowszechniać wiedzę geologiczną i geomorfologiczną o interesujących formach polodowcowej rzeźby terenu Pojezierza Krajeńskiego i Krajny (w tym przede wszystkim krajeńskich ozach) w sposób możliwie najbardziej atrakcyjny dla różnych grup odbiorców. Literatura: 21

23 Banerjee I. B., McDonald B. C., 1975, Nature of esker sedimetation, [w:] Jopling A. V. i McDonald B. C. [red.], Glaciofluvial and Glaciolacustrine Sedimentation: SEPM Special Publication 23, ss Butrymowicz N., Murawski T., Pasierbski M., 1978, Mapa Geologiczna Polski 1: , ark. Chojnice, Wyd. A, Wyd. Geol. Warszawa. Czernicka-Chodkowska D., 1991, Formy ozowe na obszarze Polski, PAN-Muzeum Ziemi. Delaney C., 2001a, Morphology and sedimentology of the Rooskagh Esker, Co. Roscommon, Irish Journal of Earth Sciences, vol. 19, Delaney C., 2001b, Esker Formation and the Nature of Deglaciation: the Ballymahon Esker, Central Ireland, North West Geography, vol. 1, nr 2, Manchester Geographical Society, ss Denis M., Buoncristiani J.F., Konate M., Guiraud M., The origin and glaciodynamic significance of sandstone ridge networks from the Hirnantian glaciations of the Djado Basin (Niger), Sedimentology 54, ss Desjarlais, A., 1998, An Evaluation of Wolf Den Habitat on Eskers in the Slave Geological Province, Yellowknife, NT, Department of Indian Affairs and Northern Development: 21. Holmes T. V., 1883, On eskers or kames, The Geological Magazine, 10, str Galon R., 1952, Formy polodowcowe okolic Więcborka, Stud. Soc. Sci. Torun., sec. C, vol. 1, nr 5, ss ,Toruń. Geikie J., 1894, The great ice age and its relation to the antiquity of man; London: Edward Stanford. Glückert G., Kontturi O., 1972, On esker formations in Nousiainen, SW-Finland, Geological Society of Finland, Bulletin 44, part 1. Golonka J., Doktor M., Krobicki M., Miśkiewicz K., Bartuś T., Stadnik R., Waśkowska A., 2012, Transgraniczny geopark pieniński jako stymulator rozwoju regionu [w:] Sadowski P. red. nauk.), Rozwój turystyki kulturowej i przyrodniczej na pograniczu polsko-słowackim, Wydawnictwo Podhalańska Państwowa Wyższa Szkoła Zawodowa w Nowym Targu, Nowy Targ, s Gregory J. W., 1912, The Relations of Kames and Eskers, The Geographical Journal, vol. 40, No. 2, ss Jentzsch A., 1906, Ein Os bei Borowke in Westpreussen, Jb. der Preuss. Geol. Landesanstalt, Bd. 27, Berlin. Kicińska A., Figna J., 2011, Korzyści wynikające z rozwoju turystyki specjalnych zainteresowań na obszarach geoparków, Problemy Ekologii Krajobrazu, tom XXIX, s Kondracki J., 2009, Geografia regionalna Polski, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Korn J., 1913, Über ein den Wongrowitz Schockener Os, Jb. D. Kgl. Preuss. Geol. Landesanst, Bd. 31 (1). Kozina K., 2008, Formy rzeźby spotykane w europejskich geoparkach, Landform Analysis, vol. 9, s Krupa A., 2005, Morfogeneza ozu obrowskiego (Pojezierze Krajeńskie), [w:] Środowisko przyrodnicze w badaniach geografii fizycznej, Promotio Geographica Bydgostiensia, tom 2, ss Krupa A., 2006a, Oz Wielowicz Wielowiczek (Oz Galona) geneza formy w świetle aktualnych badań, [w:] Idee i praktyczny uniwersalizm geografii, Inst. Geogr. i Przestrz. Zagosp. PAN, Dokumentacja Geograficzna nr 32, ss Krupa A., 2006b, Ozy okolic Wilcza i Łąska Wielkiego, [w:] Drogami wędrówek i badań Profesora Rajmunda Galona w 100-ną rocznicę urodzin, przewodnik sesji terenowych, 22

24 Ogólnopolski Zjazd Geografów Polskich, 55 Zjazd Polskiego Towarzystwa Geograficznego, Toruń, ss Kurek W., 2007, Turystyka, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Lamparka-Wieland, 2004, Dlaczego wędrujemy śladami dawnych Gwarków: geoturystyka na podziemnych trasach turystycznych Polski [w:] Problemy turystyki, vol. XXVII, z. 3 4, Instytut Turystyki, Warszawa, Leiviskä I., 1928, Über die Ose Mittelfinlands. Die Entstehung des materials und der Formen der Ose, Fennia 51, No 4, Helsinki. Lundqvist J., 1999, Scandinavian eskers, global climatic relationships, and solar forcing, Geological Quarterly, 34 (2), ss Malicki A., 1929, O poglądach na powstanie ozów, Czasop. Geogr., t. 7, z. 2-3, Lwów, ss Michalska Z., 1971, Zagadnienia genezy ozów na tle wybranych przykładów z obszaru Polski Środkowej, Studia Geologica Polonica, vol. XXXVI, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Morse W. C., 1907, The Columbus Esker, The Ohio Naturalist, vol.vii, nr 4, The Biological Club of the Ohio State University, ss Murawski T., 1961a, Esker and kames near Wielowiczek (E of Więcbork), [w:] Excursion from the Baltic to the Tatras, Part I, North Poland, VIth INQUA Congress, ss Murawski T., 1961b, Kames in the neighbourhod of Śmiłowo, [w:] Excursion from the Baltic to the Tatras, Part I, North Poland, VIth INQUA Congress, str Murawski T., 1969, Mapa Morfogenetyczna Wysoczyzny Krajeńskiej 1: , IGiPZ PAN, Toruń. Murawski T., 1973, Ozy Wysoczyzny Krajeńskiej i ich rola w krajobrazie polodowcowym, Maszynopis w Bibl. Uniw. Gdańskiego. Murawski T., 1974, Ozy Wysoczyzny Krajeńskiej i ich rola w krajobrazie polodowcowym, Dok. Geogr. 6, ss Murawski T., 1985, Oz Mąkowarsko - Kamionka, Przegl. Geogr., t. LVII, z. 4, ss Pasierbski M., 1996, Więcborskie moreny czołowe w świetle nowych badań, AUNC, Geogr. 28, Toruń, ss Pasierbski M., Krupa A., 2000, Morfologia, budowa wewnętrzna i mechanizm rozwoju ozów koło Kamienia Krajeńskiego, [w:] Dawne i współczesne systemy morfogenetyczne środkowej części Polski Północnej, Przewodnik wycieczek terenowych, Toruń, ss Pasierbski M., Krupa A., 2004, Położenie i budowa ozu Pamiętowo-Kęsowo (Pojezierze Krajeńskie), Przegl. Geogr., t. 76, ss Pasierbski M., Niewiarowski W., 1996, Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: , ark. Więcbork, Arch. Państw. Inst. Geol. Warszawa. Pasierbski M., Niewiarowski W., 1998, Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1: , ark. Sępólno Krajeńskie, Arch. Państw. Inst. Geol. Warszawa. Pasierbski M., 2003, Rzeźba, budowa wewnętrzna i mechanizm przekształceń więcborskiej strefy marginalnej,top Kurier, Toruń. Rozporządzenia nr 9/91 Wojewody Bydgoskiego z dnia 14 czerwca 1991 roku o powołaniu Obszaru Chronionego Krajobrazu Ozów Wielowickich. Saunderson H. C., 1975, Sedimentology of the Brampton esker and its associated deposits: an empirical test of theory, [w:] Jopling A. V. i McDonald B. C. [red.], Glaciofluvial and Glaciolacustrine Sedimentation: SEPM Special Publication 23, ss Sonntag P., 1919, Geologie von Westpreussen, Berlin. 23

25 Strategia rozwoju turystyki lokalnej grupy działania stowarzyszenie Nasza Krajna projekt koncepcji geoparku o nazwie Krajna - Polodowcowa Kraina Ozów jako produkt finalny opracowania strategii rozwoju turystyki, , LGD Nasza Krajna, Sępólno Krajeńskie. Terpiłowski S., 2008, Kemy jako wskaźnik deglacjacji Niziny Podlaskiej podczas zlodowacenia Warty, Wyd. UMCS, Lublin. Warren W. P., Ashley G. M., 1994, Origins of the ice contact stratified ridges (eskers) of Ireland, Journal of Sedimentary Research A: Sedimentary Petrology and Processes, vol. A64, nr 3, ss Wiśniewski E., 1974, Geneza ozu Lamminharju (Południowa Finlandia), Przegl. Geogr., t. XLVI, z. 4, ss ABSTRACT. The aim of the paper is to present eskers, occurring in the area of Krajna Lakeland in a particular concentration, as a very attractive landscape and a very important part of inanimate nature. Inclusion of the most interesting eskers in the existing system of bicycle and pedestrian paths in the area, thereby also provide basic geomorphology and geology facts should have a positive impact on Krajna as a tourist attraction. Key words: geotourism, Krajna Lakeland, glacial relief, eskers. 24

26 Monika Kozłowska-Adamczak, Adam Krupa, Projekt koncepcji geoparku o randze lokalnej pod nazwą Krajna Polodowcowa Kraina Ozów, jako produkt finalny opracowania Strategii Rozwoju Turystyki Lokalnej Grupy Działania Stowarzyszenia Nasza Krajna - raport z badań przeprowadzonych w latach Krajna Postglacial Land of Eskers Geopark project conception as a final product of the Tourism Development Strategy preapared for the Local Group of Action Nasza Krajna research report conducted in Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: PROJEKT KONCEPCJI GEOPARKU O RANDZE LOKALNEJ POD NAZWĄ KRAJNA POLODOWCOWA KRAINA OZÓW, JAKO PRODUKT FINALNY OPRACOWANIA STRATEGII ROZWOJU TURYSTYKI LOKALNEJ GRUPY DZIAŁANIA STOWARZYSZENIA NASZA KRAJNA RAPORT Z BADAŃ PRZEPROWADZONYCH W LATACH Krajna Postglacial Land of Eskers Geopark project conception as a final product of the Tourism Development Strategy preapared for the Local Group of Action Nasza Krajna research report conducted in Monika Kozłowska Adamczak*, Adam Krupa* *Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy STRESZCZENIE. Podstawą tworzonego geoparku są przede wszystkim przyrodnicze walory (zasoby) turystyczne Krajeńskiego Parku Krajobrazowego wykazujące różnorodność w postaci obiektów geologicznych i geomorfologicznych. Dzięki idei geoparku wspomniane formy mogłyby zostać udostępnione dla edukacji i dydaktyki oraz dla nie ingerujących w środowisko form turystyki np. geoturystyki. Jednocześnie cała koncepcja ma pomóc zaktywizować lokalną społeczność m.in. poprzez działania twórcze i gospodarcze. Słowa kluczowe: geoturystyka, geopark, ozy, zrównoważony rozwój, geocentra, Pojezierze Krajeńskie Wprowadzenie W ciągu kilku ostatnich lat coraz większym zainteresowaniem badawczym wśród polskich naukowców m.in. Z. Alexandrowicz i S.W. Alexandrowicz (2004), Z. Alexandrowicz (2006), K. Kozina (2008), A. Kicińska i J. Finga (2011), Golonka i in. (2012) cieszy się problematyka związana z ideą powstawania geoparków różnej rangi zarówno w kraju, jak i na całym świecie 1. Pod względem przedmiotu ochrony, nawiązują one do 1 Koncepcja tworzenia geoparków w Europie ma już współcześnie ok. 15 letnią historię, a jednymi z pierwszych etapów wyznaczania zasad powoływania geoparków były zdaniem Z. Alexandrowicz (2006, s ) m.in.: zorganizowane w maju 1996 r. w Rzymie w II Międzynarodowe Sympozjum ProGEO nt. ochrony dziedzictwa geologicznego koncepcja międzynarodowego Rezerwatu Litosfery/Geosfery, odpowiednika Rezerwatu Biosfery MAB/UNESCO, Generalna Konferencja UNESCO nt. uchwalenia wstępnego programu i budżetu na potrzeby biura ds. tworzenia sieci geoparków, która odbyła się w lutym 1997 r. w Paryżu, 25

27 rezerwatów biosfery, które powstały w ramach programu UNESCO Man and The Biosphere (MAB) jeszcze w latach 90. XX w.. Różnica między nimi polega jednak na tym, że w rezerwacie biosfery geologia oraz geomorfologia są celem podrzędnym ochrony, w przeciwieństwie do geoparków, które stawiają sobie za cel nadrzędny ochronę spuścizny geologicznej na danym terenie (Kicińska, Finga 2011, s. 22). Zgodnie z definicją polskiego Ministerstwa Środowiska pojęcie geoparku opisane jest, jako obszar o zdefiniowanych granicach, zawierający pojedyncze lub mozaikowo rozłożone obiekty o wybitnych walorach geologicznych (tzw. geotopy), wartościowe dla geoturystyki i edukacji, które zostały udokumentowane w drodze przeprowadzonej inwentaryzacji i oceny ( r.). przy tej okazji warto zwrócić uwagę, że geoparki same w sobie nie stanowią prawnej formy ochrony przyrody przewidzianej zapisami ustawy o ochronie przyrody z 16 kwietnia 2004 r. (Dz.U. z 2009 r., Nr 151, poz z późn. zm.), mimo to są współcześnie ważnym elementem w ochronie i promocji przyrody nieożywionej oraz propagowania wszelkich form turystyki przyrodniczej, w tym przede wszystkim geoturystyki na różnych szczeblach działalności organizacyjnej krajów. Dlatego też zdaniem m.in. A. Kicińskiej i J. Fingi (2011) idea geoparku łączy w sposób zrównoważony i kompleksowy potrzebę ochrony dziedzictwa przyrodniczego z jego udostępnieniem turystycznym. Dodatkowo, co podkreślają m.in. K. Kozina (2008), J. Golonka i in. (2012), założeniem funkcjonowania geoparków na świecie o różnej randze (zarówno lokalnej, krajowej, jak i geoparków o znaczeniu europejskim i ogólnoświatowym) jest przynoszenie zróżnicowanych korzyści społecznych, ekonomicznych i przyrodniczych danemu obszarowi objętemu taką koncepcją. Dodatkowo idea geoparku może stymulować poprawę warunków życia mieszkańców na obszarze objętym jego zasięgiem, a co najważniejsze zachęcać miejscową ludność do pełnienia aktywnej roli w funkcjonowaniu takiego geoparku. Dodatkowo jest to teren, gdzie można prowadzić badania i doświadczenia naukowe (Kozina 2008, s. 293). Wpisując się, zatem w światowy trend zainteresowań geoturystyką, a przede wszystkim wykorzystując zróżnicowanie potencjału geologicznego i geomorfologicznego obszaru młodoglacjalnego Pojezierza Krajeńskiego uznano, że warto podjąć działania zmierzające do powołania w tym regionie geoparku o randze lokalnej 2. Stąd też w drugiej połowie 2011 roku podczas spotkania Lokalnej Grupy Działania Stowarzyszenia Nasza Krajna z siedzibą w Sępólnie Krajeńskim (woj. kujawsko-pomorskie) podjęto decyzję o realizacji na obszarze gmin Więcbork, Sępólno Krajeńskie i Sośno koncepcji projektu geoparku pod nazwą Krajna Polodowcowa Kraina Ozów. Warto podkreślić, że obecnie projekt stanowi trzon Strategii Rozwoju Turystyki tylko tych trzech gmin wchodzących w skład LGD. Jednakże docelowo planuje się, ażeby z czasem koncepcja rozrosła się na pozostałe fragmenty Pojezierza Krajeńskiego (również te obejmujące gminy znajdujące się w granicach woj. wielkopolskiego). Oddolność inicjatywy projektu tworzonego geoparku jest efektem wspólnych działań pomiędzy (Strategia Rozwoju Turystyki LGD ): przedstawicielami świata nauki pracownikami Instytutu Geografii Uniwersytetu Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, podjęcie decyzji UNESCO o utworzeniu kategorii ochrony Geopark, porównywalnej z Rezerwatem Biosfery MAB/UNESCO, służącej promocji i zabezpieczaniu dziedzictwa geologicznego w powiązaniu ze strategią regionalnego rozwoju ekonomiczno-społecznego (Paryż, luty 1999 r.). 2 Koncepcja tworzenia geoparku o randze lokalnej integralnie związana jest z koncepcją rozwoju lokalnego i regionalnego, których wyznacznikiem jest oddolność podejmowanych decyzji na rzecz rozwoju swojego najbliższego otoczenia i regionu (Strategia Rozwoju Turystyki LGD ). 26

28 organami ochrony przyrody przedstawicielami Krajeńskiego Parku Krajobrazowego z siedzibą w Więcborku, pracownikami Nadleśnictwa Runowo Krajeńskie, oraz inicjatywą LGD Nasza Krajna z siedzibą w Sępólnie Krajeńskim. Warto podkreślić, że głównymi pomysłodawcami i inicjatorami tego przedsięwzięcia są pracownicy Instytutu Geografii Uniwersytetu Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy w składzie: dr Adam Krupa adiunkt w Zakładzie Badań Czwartorzędu oraz mgr Monika Kozłowska-Adamczak asystent w Zakładzie Geografii Turystyki. Zakres przestrzenny prac projektowych. Pod względem administracyjnym dotychczasowy obszar projektowanego geoparku o nazwie Krajna Polodowcowa Kraina Ozów obejmuje swym zasięgiem tylko 3 gminy: Więcbork, Sępólno Krajeńskie i Sośno położone w północno-zachodniej części województwa kujawsko-pomorskiego w powiecie sępoleńskim wchodząc jednocześnie w granice obszaru działania LGD Stowarzyszenia Nasza Krajna z siedzibą w Sępólnie Krajeńskim. Co ważne, to już w 1998 r. z inicjatywy społeczności lokalnych żyjących na tym obszarze został utworzony Krajeński Park Krajobrazowy, który dzisiaj staje się podstawą do utworzenia geoparku o randze lokalnej zgodnie z przesłanką o wykorzystywaniu stref o szczególnych predyspozycjach na poziomie lokalnym 3 (Alexandrowicz, Alexandrowicz 2004). Zdaniem pomysłodawców, inicjatorów i głównych wykonawców projektu idealnym, z badawczego punktu widzenia, dużym geostanowiskiem geoparku mógłby stać się (pozostający poza obrębem Krajeńskiego Parku Krajobrazowego), ale pozostający nadal w granicach administracyjnych gminy Sośno Obszar Chronionego Krajobrazu Ozów Wielowickich, który w myśl art. 6 ust. 1 ustawy o ochronie przyrody z 16 kwietnia 2004 r. (Dz.U. z 2009 r., Nr 151, poz z późn. zm.) stanowi formę ochrony przyrody, która także może zostać wykorzystana jako podstawa do realizowania koncepcji geoparku o randze lokalnej (Strategia Rozwoju Turystyki LGD , s. 50 ): Warto podkreślić, że zgodnie z podziałem fizycznogeoraficznym Polski wg J. Kondrackiego (2002) analizowany obszar badawczy leży w mezoregionie Pojezierza Krajeńskiego, zaś sam projektowany geopark (wchodzący w skład LGD Nasza Krajna ) zajmując łącznie ok. 627,79 km 2 stanowi zaledwie 14,3 % powierzchni całego regionu (ryc.1.) Najważniejsze cele stworzenia koncepcji geoparku o randze lokalnej pod nazwą Krajna Polodowcowa Kraina Ozów oraz oczekiwane efekty. Podstawą tworzonego geoparku docelowo jest wykorzystanie przede wszystkim potencjału geoturystyczny Krajeńskiego Parku Krajobrazowego wykazujący georóżnorodność w postaci obiektów geologicznych i geomorfologicznych Pojezierza Krajeńskiego znajdującego się w zasięgu obszaru badawczego. Zdaniem twórców przedsięwzięcia szczególną uwagę należy zwrócić na interesujące formy polodowcowej rzeźby terenu, które dzięki koncepcji geoparku mogłyby być promowane. Należą do nich przede wszystkim: systemy rynien jeziornych, ozy, kemy, wysoczyzny morenowe, drumliny, 3 Strefami o szczególnych predyspozycjach do podjęcia działań zmierzających do utworzenia geoparku o randze lokalnej są parki krajobrazowe, które obejmują rozległe tereny o dużym znaczeniu dla nauk o Ziemi i posiadają duży potencjał geoturystyczny (Alexandrowicz, Alexandrowicz 2004). 27

29 głazy narzutowe, odkrywki geomorfologiczne, naturalne punkty widokowe itd. Ryc. 1. Granice planowanego geoparku (obszar połączonych gmin Sępólno Krajeńskie, Więcbork i Sośno) na tle ukształtowania powierzchni Pojezierza Krajeńskiego Treść załącznika nr 2 do projektu tworzonego geoparku 4 (Strategia Rozwoju Turystyki LGD ) wskazuje wyraźnie, że dzięki koncepcji geoparku wspomniane formy mogłyby zostać udostępnione dla edukacji i dydaktyki oraz dla nie ingerujących w środowisko form turystyki (przede wszystkim dla geoturystyki i turystyki przyrodniczej). 4 Załącznik nr 2 do projektu koncepcji tworzonego geoparku stanowi formularz anonimowej ankiety pt. Projekt geoparku o nazwie Krajna Polodowcowa Kraina Ozów, który został wykorzystany do przeprowadzenia badań socjologicznych wśród mieszkańców i przedstawicieli władz lokalnych w 3 gminach wchodzących w skład LGD Stowarzyszenia Nasza Krajna (tj. Więcborka, Sępólna Krajeńskiego i Sośna). Ankieta oprócz zestawu 11 rozbudowanych pytań i metryczki zawiera szerokie wprowadzenie do problematyki tworzonego geoparku. Autorzy projektu szczególną uwagę zwrócili na zaznajomienie respondentów z zasięgiem obszaru projektu, wskazali na najważniejsze cele i argumenty przemawiające za stworzeniem na tym terenie geoparku. 28

30 Cała koncepcja zaś w efekcie końcowym może pomóc zaktywizować lokalną społeczność m.in. poprzez działania twórcze i gospodarcze, ponieważ geopark to nie tylko nastawienie na pokazywanie walorów przyrodniczych (przede wszystkim geologicznych i geomorfologicznych), ale również prezentacja kultury i wskazanie na atrakcyjność regionu. Planowany geopark, to również możliwości zarobkowania mieszkańców na szeroko pojętej turystyce np. poprzez: - organizację imprez geoturystycznych, edukacyjnych i ekologicznych dla dzieci i młodzieży szkolnej, - rozwój punktów informacji geoturystycznej, - sprzedaż specjałów lokalnych wypieków, nalewek, miodów itd. pochodzących z własnej produkcji stworzonych wg tradycyjnych rodzinnych receptur, - sprzedaż rękodzieła artystycznego promującego gminy, - rozwój gospodarstw agroturystycznych i małej gastronomii, - itd. Dlatego też do najważniejszych argumentów przemawiających za stworzeniem geoparku o randze lokalnej pod nazwą Krajna Polodowcowa Kraina Ozów należą wg (załącznik nr 2 do projektu tworzonej koncepcji): - szczególne nagromadzenie na niewielkiej powierzchni stanowisk i obiektów geologicznych i geomorfologicznych ilustrujących specyfikę Pojezierza Krajeńskiego, - istnienie dziedzictwa kulturowego i bogactwa przyrody ożywionej, mającego wyraźny związek z geologicznym wykształceniem obszaru objętego projektem geoparku. - Harmonogram prac i pierwsze wymierne efekty realizacji projektu. Realizacja założeń projektu geoparku o nazwie Krajna Polodowcowa Kraina Ozów miała charakter wieloetapowy i rozłożony w czasie. Harmonogram prac zespołu roboczego objął łącznie 4 główne fazy działań podzielone dodatkowo na kilka szczegółowych zadań merytorycznych realizowanych sukcesywnie w okresie od listopada 2011 r. (początek prac koncepcyjnych) do września 2012 r. (prezentacja wyników badań na forum) tab. 1. Najdłuższym, bo trwającym w sumie 5 miesięcy (od stycznia do maja 2012 r.), a zarazem kluczowym dla realizacji przedsięwzięcia etapem były prace terenowe. Ważnym elementem tej części projektu było przeprowadzenie z mieszkańcami i samorządowcami gmin objętych projektem tzw. konsultacji społecznych. W tym celu autorzy przedsięwzięcia wykorzystując stworzony formularz ankiety (stanowiący załącznik nr 2 do projektu) przeprowadzili w okresie r. techniką ankiety środowiskowej anonimowe badania docierając do respondentów zarówno za pośrednictwem wybranych do badania szkół powiatu sępoleńskiego, jak i rozprowadzając ankiety na sesjach rad gmin i miast badanych gmin. Celem ankiety było z jednej strony zbadanie społecznego odzewu na pomysł stworzenia koncepcji geoparku, z drugiej zaś ocenienie gotowości i poziomu aktywności gospodarczej mieszkańców do podjęcia nowych działań na rzecz rozwoju turystyki w regionie. Wyniki analiz ankiet 5 (przede wszystkim sugestie, pomysły i podpowiedzi ankietowanych dotyczące wskazania ciekawych i wartych poznania, a nie wszystkim znanych, miejsc i obszarów przyrodniczo cennych w gminach objętych projektem) stały się podstawą do przeprowadzenia na ich podstawie drugiej fazy badań terenowych, tj. 5 W teren rozprowadzono łącznie 1992 szt. ankiet, z czego z badania wróciło tylko 564 szt., co stanowi odsetek równy zaledwie 28,31% wszystkich ankiet. Po wstępnej weryfikacji odrzucono, aż 154 sztuki, wobec czego do dalszych analiz uwzględniono łączną liczbę zaledwie 410 ankiet (125 wypełnionych przez mężczyzn i 285 przez kobiety) Strategia Rozwoju Turystyki LGD , s

31 inwentaryzacji przyrodniczo urbanistycznej (tab. 1). Celem tej części prac było zweryfikowanie w terenie wskazanych przez respondentów miejsc i obiektów (potencjalnych geostanowisk), z drugiej strony określenie zróżnicowania geopotencjału przyrodniczego i kulturowego obszaru. Dodatkowym elementem inwentaryzacji było sprawdzenie rodzaju i wielkości istniejącego zainwestowania turystycznego głównie bazy noclegowej (stan na 2012 r.) pomocnej później przy obsłudze potencjalnego ruchu turystycznego obszaru badawczego. Tab. 1. Harmonogram etapów realizacji koncepcji geoparku o nazwie Krajna Polodowcowa Kraina Ozów stanowiącej trzon Strategii Rozwoju Turystyki gmin wchodzących w skład LGD Nasza Krajna z siedzibą w Sępólnie Krajeńskim (synteza) - zaktualizowany. Lp. 1 Etap prac Etap prac koncepcyjnych Planowane działanie realizacja prac diagnostycznych związanych z opracowaniem problemu badawczego turystyki na obszarze badań LGD Stowarzyszenia Nasza Krajna oraz merytorycznej koncepcji geoparku w świetle istniejących badań naukowych prace polegające na przygotowaniu materiału wyjściowego do prac terenowych Orientacyjny termin realizacji działań m-c listopad grudzień 2011 r. 2 Etap prac terenowych badania socjologiczne mieszkańców i przedstawicieli władz lokalnych w gminach wchodzących w skład LGD Stowarzyszenia Nasza Krajna, w celu zbadania społecznego odzewu na stworzenie koncepcji geoparku i przebadania poziomu aktywności gospodarczej mieszkańców do podjęcia nowych działań na rzecz rozwoju turystyki zbadanie potencjału przyrodniczego i kulturowego oraz poziomu zainwestowania turystycznego (głównie bazy noclegowej) gmin wchodzących w skład LGD Nasza Krajna m-c styczeń luty marzec 2012 r. m-c marzec kwiecień maj 2012 r. 3 Etap prac analitycznych realizacja prac analitycznych zebranych materiałów w wyniku przeprowadzonych badań terenowych; merytoryczne opracowania cząstkowe oraz całościowe ujęcie opracowania realizacja prac technicznych związanych z przygotowaniem i opracowaniem ostatecznej wersji geoparku wchodzącego w skład LGD Nasza Krajna m-c kwiecień maj czerwiec 2012 r. miesiąc lipiec 2012 r. 4 Etap prezentacji wyników badań prezentacja wyników badań na forum wojewódzkim r. 30

32 Źródło: Strategia Rozwoju Turystyki LGD ( , s. 6). Realizacja długiego etapu prac terenowych pozwoliła na sukcesywne włączanie równolegle trwających opracowań analitycznych (tab. 1). Największym osiągnięciem tej części projektu okazało się być m.in.: wytypowanie 3 grup geostanowisk: 1) obiektów geologicznych i geomorfologicznych, 2) obiektów kulturowych, 3) innych obiektów stanowiących podstawę do określenia potencjalnych rodzajów i form turystyki mogących rozwinąć się na obszarze tworzonego geoparku przy wykorzystaniu znacznej części Krajeńskiego Parku Krajobrazowego; w szczególności chodzi o możliwość propagowania geoturystyki i wszelkich mało ingerujących w środowisko form turystyki, wytypowanie dwóch potencjalnych centrów (tzw. geocentrów) projektowanego geoparku i wskazanie na miejscowości szczególnie predysponowane do tej roli (Więcbork i Sępólno Krajeńskie), wskazanie na konkretne obiekty użyteczności publicznej predysponujące do koordynowania i/lub pełnienia roli centrów skupiających przede wszystkim funkcje poznawczo-edukacyjne (dydaktyczne czy naukowe), turystyczne (w tym geoturystyczne), a także funkcje ekonomiczne związane szczególnie z obsługą turystyki, stworzenie mapy projektowanego geoparku "Krajna - Polodowcowa Kraina Ozów" obrazującej przestrzenne rozmieszczenie obiektów geologicznych i kulturowych (w tym wybrane obiekty architektoniczne) oraz lokalizację proponowanych geocentrów na obszarze tworzonego geoparku wchodzącego w granice administracyjne LGD Stowarzyszenia "Nasza Krajna" (ryc. 2). Należy podkreślić, że jednym z najważniejszych efektów realizowanych prac, było zgodnie z harmonogramem (tab. 1), zaprezentowanie wyników badań szerszemu gronu odbiorców. Ostatecznie, ten etap przybrał formę warsztatów szkolenia przeznaczonych nie tylko dla zainteresowanych problematyką turystyczną mieszkańców gmin Więcbork, Sępólno Krajeńskie i Sośno, ale także dla: przedstawicieli samorządu terytorialnego wszystkich szczebli, lokalnych liderów i reprezentantów Lokalnych Grup Działania, zainteresowanych lokalnych przedsiębiorców, szczególnie z branży turystycznej. Stąd też, w dniu r. w Więcborku przy ul. Mickiewicza 24 odbył się pierwszy dzień warsztatu w ramach organizowanego przez Stowarzyszenie LGD Nasza Krajna szkolenia pt. "Promocja lokalnego waloru turystyczno-krajoznawczego oraz możliwości i sposoby pozyskiwania środków zewnętrznych na te działania", którego współprowadzącymi byli m.in. głowni pomysłodawcy projektu. Celem przeprowadzonego warsztatu było m.in.: zaprezentowanie przykładów działań mogących promować lokalne walory turystyczne i wskazanie na sposoby wydłużenia sezonu turystycznego na obszarze Pojezierza Krajeńskiego, uświadomienie uczestnikom warsztatów, że Turystyka masowa traci na autentyczności. Dlatego wciąż poszukujemy nowych miejsc i nowych atrakcji (Lamparska-Wieland, 2004); w tej sytuacji, jedynym ze sposobów poprawy takiego stanu rzeczy jest koncepcja geoparku, jako stosunkowo młodej formy promocji przyrody nieożywionej i geoturystyki, a przede wszystkim przybliżenie uczestnikom warsztatów wyników badań koncepcji tworzonego geoparku o nazwie Krajna Polodowcowa Kraina Ozów stanowiącej trzon Strategii Rozwoju Turystyki gmin wchodzących w skład Stowarzyszenia LGD 31

33 Nasza Krajna, jako namacalnego dowodu na ciekawą promocję lokalnych walorów turystycznych i krajoznawczych obszaru, na którą w przyszłości można starać się o pozyskanie środków finansowych z UE. 32

34 Ryc. 2. Geopark Krajna Polodowcowa Kraina Ozów. Mapa inwentaryzacyjna obiektów dziedzictwa geologicznego i kulturowego na obszarze LGD Stowarzyszenie Nasza Krajna. 33

35 Podsumowanie Projekt koncepcji geoparku o randze lokalnej pod nazwą Krajna Polodowcowa Kraina Ozów stanowi produkt finalny dokumentu o nazwie Stratega Rozwoju Turystyki Lokalnej Grupy Działania Stowarzyszenia Nasza Krajna z siedzibą w Sępólnie Krajeńskim. Opracowanie udostępniane jest do publicznego wglądu na stronie internetowej LGD pod następującym adresem: Obecnie (stan na 2013 r.) trwają prace nad próbą wdrożenia poczynionych w projekcie założeń. Literatura i netografia Alexandrowicz Z., Alexandrowicz S.W., 2004, Geoparks the most valuable landscape parks in southern Poland. Pol. Geol. Inst. Spec. Pap., 13: Alexandrowicz Z., 2006, Geoparki nowe wyzwanie dla ochrony dziedzictwa geologicznego, Przegląd Geologiczny, vol. 54, nr 1. Golonka J., Doktor M., Krobicki M., Miśkiewicz K., Bartuś T., Stadnik R., Waśkowska A., 2012, Transgraniczny geopark pieniński jako stymulator rozwoju regionu [w:] Sadowski P. (red. nauk.), Rozwój turystyki kulturowej i przyrodniczej na pograniczu polsko słowackim, Wydawnictwo Podhalańska Państwowa Wyższa Szkoła Zawodowa w Nowym Targu, Nowy Targ, s oficjalna strona Ministerstwa Środowiska RP Kicińska A., Figna J., 2011, Korzyści wynikające z rozwoju turystyki specjalnych zainteresowań na obszarach geoparków, Problemy Ekologii Krajobrazu, tom XXIX, s Kondracki J., 2002, Geografia regionalna Polski, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Kozina K., 2008, Formy rzeźby spotykane w europejskich geoparkach, Landform Analysis, vol. 9, s Lamparka-Wieland, 2004, Dlaczego wędrujemy śladami dawnych Gwarków: geoturystyka na podziemnych trasach turystycznych Polski [w:] Problemy turystyki, vol. XXVII, z. 3 4, Instytut Turystyki, Warszawa, Strategia rozwoju turystyki lokalnej grupy działania stowarzyszenie Nasza Krajna projekt koncepcji geoparku o nazwie Krajna - Polodowcowa Kraina Ozów jako produkt finalny opracowania strategii rozwoju turystyki, , LGD Nasza Krajna, Sępólno Krajeńskie. Ustawa o ochronie przyrody z 16 kwietnia 2004 r. (Dz.U. z 2009 r., Nr 151, poz z późn. zm.) ABSTRACT. The basis of the created geopark are primarily natural tourist values (resources) of the Krajenski Landscape Park showing the diversity in the form of geological and geomorphological objects. With the idea of a geopark these forms could be made available for education and teaching, and to forms of tourism such as geotourism which do not interfere with environment. At the same time the whole concept is to help energize the local community, among others, through creative and economic activities. Key words: geotourism, geopark, eskers, sustainable development, geoturystyka, geopark, geocenters, Krajna Lakeland 34

36 Adam Krupa, Depozycja i postdepozycyjne deformacje osadów ozu stanowisko Wielowicz-Wielowiczek, Pojezierze Krajeńskie. Deposition and postdepositional deformations of the esker Wielowicz-Wielowiczek pit, Krajna Lakeland. Journal of Health Sciences. 2013;3(14), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst stanowi rozdział w monografii Plejstoceńskie środowiska sedymentacyjne Pojezierza Pomorskiego, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego, Bydgoszcz, 2009, s , ISBN DEPOZYCJA I POSTDEPOZYCYJNE DEFORMACJE OSADÓW OZU STANOWISKO WIELOWICZ-WIELOWICZEK, POJEZIERZE KRAJEŃSKIE Deposition and postdepositional deformations of the esker Wielowicz-Wielowiczek pit, Krajna Lakeland Adam Krupa Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. Oz Wielowicz-Wielowiczek był przedmiotem szeregu badań w ciągu ostatnich kilkudziesięciu lat. Aktualne badania umożliwiają uszczegółowienie budowy tej formy, ustalenie jej genezy i odniesienie się do badań poprzedników. Istniejące odsłonięcia pozwoliły na analizę litofacjalną osadów oraz wykonanie wierceń geologicznych, dzięki czemu ustalono głębokość zakorzenienia osadów glacjofluwialnych w erozyjnej rynnie subglacjalnej. Słowa kluczowe: ozy, rynny subglacjalne, vistulian Wprowadzenie Ciąg pagórków i wałów określany jako oz Wielowicz-Wielowiczek został odkryty i opisany przez Galona jako oz Płosków-Wielowiczek (Galon, 1952). Był również obiektem badań Murawskiego (1973), Pasierbskiego (2003) i autora (Krupa, 2006). Jest jedną z kilku blisko siebie położonych form ozowych o przebiegu północno-wschodnim - południowozachodnim. Formy te występują na obszarze wysoczyzny morenowej, w bliskości rynien subglacjalnych, a zakończone są zwykle w rozległych, zatorfionych nieckach glacjalnych, tak samo jest w przypadku ozu Wielowicz-Wielowiczek. Liczy on około 4 km długości. W swoim północno-wschodnim krańcu rozpoczyna się stosunkowo wysokim i krętym grzbietem, będącym kulminacją lokalnego krajobrazu. W tym miejscu usytuowane jest najciekawsze stanowisko badawcze, dające wgląd w budowę tej części formy (ryc. 1). Kręty grzbiet w kształcie odwróconej litery S obłożony jest częściowo gliną morenową, która występuje na skłonach grzbietu oraz w miejscach obniżania się przebiegu jego linii. Środek formy został wyeksloatowany, przez co widoczny stał się przekrój wału w jego najwyższej części, gdzie nie posiada pokrywy gliniastej. W ozie dominują osady piaszczysto-mułowe. Spąg osadów położony jest około 12 m poniżej dna odsłonięcia i jest to najprawdopodobniej dno erozyjnego rozcięcia powstałego pod lądolodem (ryc. 2). 35

37 Budowa ozu i warunki jego powstania Osady piaszczyste, które stanowią większość widocznych w odsłonięciu sedymentów, są wykształcone jako litofacje Sh, Src oraz miejscami Sp (ryc. 3). W dolnej części występuje więcej osadów zdeponowanych z riplemarków wstępujących (Src) w niskoenergetycznych warunkach przepływu wody. Kierunki wstępowania riplemarków są często zmienne między poszczególnymi pakietami osadów. Są one przewarstwiane i ścinane piaskami o warstwowaniu poziomym (Sh), świadczącymi o okresowych wartkich przepływach w formie zalewu warstwowego. W dolnej części sporadycznie występują drobnoziarniste litofacje Fw oraz Fv, znaczące okresy niemal całkowitego braku przepływu. Miejscami napotykano laminy ilaste, świadczące o dekantacji drobnoziarnistej frakcji z wody stojącej. Te najdrobniejsze osady podlegały erozji. Klasty iłu zdeponowane zostały w ławicach piaszczystych. Stwierdzono obecność takiej piaszczystej ławicy o wyraźnym warstwowaniu przekątnym (litofacja Sp). Z kolei, powyżej niej, zaobserwowano ławicę o bardzo słabo zaznaczającym się warstwowaniu przekątnym. Ich powstanie można wiązać z pogłębieniem przepływu i przemieszczaniem się odsypów poprzecznych. Ryc. 1. Szkic hipsometryczny NE odcinka ozu Wielowicz-Wielowiczek (A - lokalizacja odsłonięcia) 36

38 Ryc. 2. Schematyczny przekrój geologiczny badanego odcinka ozu Wielowicz-Wielowiczek W centralnej części profilu, poza litofacją Sp, występują powszechnie piaszczyste litofacje Sh, znaczące wyrównanie dna w warunkach górnego reżimu przepływu. Górną część profilu stanowią głównie osady mułowe z niewielką domieszką iłu (litofacje Fv), składane przy prawie całkowitym braku przepływu. Są one prze- warstwiane mniej lub bardziej rytmicznie warstewkami piasków litofacji Sh, które stopniowo zanikają ku górze profilu. Sukcesję osadów wieńczy glina morenowa, która występuje na obu zboczach ozu, gdzie osiąga miąższość 2-4 m. Glina masywna zalega zgodnie na osadach mułowych. Brak przewarstwień i struktur spływowych wskazuje, że prawdopodobnie nie jest to glina redeponowana. Jest ona zdeformowana razem z osadami mułowymi i piaszczystymi ozu przez uskoki zrzutowe normalne (ryc. 4), które charakteryzuje zrzut na zewnątrz formy. Łączny zrzut uskoków po stronie północnej odsłonięcia wynosi co najmniej 6 m. Tak duży zrzut może dowodzić, że osad został zgromadzony w stosunkowo wąskim tunelu bądź miejscami w szczelinie otwartej. Wówczas wysokie w stosunku do szerokości rozpadliny ściany lodowe w procesie wytapiania mogą dać odpowiednią przestrzeń do osadzania się zrzucanych skrzydeł formy. Nieznane są rozmiary deformacji uskokowych z południowej strony odsłonięcia, gdzie rozpoznano tylko dwa uskoki o sporym zrzucie kilku metrów, ale prawdopodobnie są tam również kolejne. Osady analogiczne do tych z odsłonięcia są spotykane na całej długości tej formy, jednak występują głównie w przypowierzchniowej części ozu. Głębiej spotykane są osady nieco grubszych frakcji. Osady analizowanego 37

39 stanowiska - jak na formę uznawaną za oz - są w całym przekroju formy bardzo drobnoziarniste. Występują one w postaci litofacji charakterystycznych raczej dla form kemowych, i to w znacznej części o charakterze limnoglacjalnym, zwłaszcza w partiach stropowych. Z drugiej strony, osady te wypełniają dość głębokie rozcięcie erozyjne (ryc. 2). Wypełnienie to jest zatem efektem późniejszych procesów depozycyjnych, zachodzących w warunkach hydrodynamicznych całkiem odmiennych od tych przepływów subglacjalnych, które rozcinały osady podłoża lądolodu (ryc. 5). Ryc. 3. Profil sedymentologiczny badanego odcinka ozu Wielowicz-Wielowiczek (kod litofacjalny wg Zielińskiego, 1995; strzałki wskazują kierunek paleoprądów mierzony w osadach o warstwowaniu przekątnym płaskim lub w riplemarkach prądowych) 38

40 Ryc. 4. Obraz odsłonięcia w ozie Wielowicz-Wielowiczek (1 - muł i piasek drobny o strukturze zaburzonej procesami peryglacjalnymi i pedogenezą; 2 - glina zwałowa; 3 - muły laminowane poziomo, przewarstwiane drobnym piaskiem; 4 - piaski średnie warstwowane poziomo; 5 - muły o laminacji falistej; 6 - piaski średnie o laminacji riplemarków wstępujących; 7 - piaski średnie i grube o warstwowaniu przekątnym, płaskim) Ryc. 5. Geneza ozu Wielowicz-Wielowiczek 39

41 + Literatura Galon, R. (1952), Formy polodowcowe okolic Więcborka, Studia Societatis Scientiarum Torunensis (Sectio C) 5, Toruń Krupa, A. (2006), Oz Wielowicz-Wielowiczek (Oz Galona) geneza formy w świetle aktualnych badań, Idee i praktyczny uniwersalizm geografii, Dokumentacja Geograficzna 32, Murawski, T. (1973), Ozy Wysoczyzny Krajeńskiej i ich rola w krajobrazie polodowcowym, maszynopis w Bibliotece Uniwersytetu Gdańskiego (niepublikowane) Pasierbski, M. (2003), Budowa wewnętrzna i mechanizm przekształceń więcborskiej strefy marginalnej, Top Kurier, Toruń Zieliński, T. (1995), Kod litofacjalny i litogenetyczny - konstrukcja i zastosowanie, [w:] E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rutkowski (red.), Badania osadów czwartorzędowych, WGiSR UW, Warszawa, ABSTRACT. Wielowicz-Wielowiczek Esker has been the subject of several studies over the past several years. Current research allow detailing the construction of this form, to determine its origin and reference to previous research. Existing sand pits allowed the lithofacial analysis of sediments and geological drilling, so the authors determined the rooting of the glaciofluvial sediments in the subglacial channel. Key words: eskers, subglacial channels, vistulian 40

42 Adam Krupa, Rzeźba terenu krawędzi Pojezierza Krajeńskiego i pradoliny Noteci -Warty. Relief of the edge of the Krajna Lakeland and Notec-Warta ice-marginal streamway. Journal of Health Sciences. 2013;3(14), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst stanowi rozdział w monografii Walory turystyczne drogi wodnej E-70 na terenie województwa kujawsko-pomorskiego, Urząd Marszałkowski Województwa Kujawsko- Pomorskiego, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego, Bydgoszcz 2009, s , ISBN RZEŹBA TERENU KRAWĘDZI POJEZIERZA KRAJEŃSKIEGO I PRADOLINY NOTECI-WARTY Relief of the edge of the Krajna Lakeland and Notec-Warta ice-marginal streamway Adam Krupa Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. Pojezierze Krajeńskie jest jedną z większych wysoczyzn polodowcowych w obszarze ostatniego zlodowacenia na terenie naszego kraju. Jego południowa granica jest jednocześnie krawędzią pradoliny Noteci-Warty, która funkcjonowała u schyłku ostatniego zlodowacenia. Cechuje ją występowanie wielu znaczących form rzeźby jak moreny czołowe czy doliny erozyjno-denudacyjne. Wielu badaczy zajmowało się problemem rozwoju pradoliny znaczonego przez liczne poziomy teras. Szczególnie istotnym zagadnieniem jest wystąpienie zjawiska przełomu rzeki Wisły pod Fordonem co wynika z kilku istotnych procesów związanych z recesją lądolodu. Słowa kluczowe: Pojezierze Krajeńskie, pradolina Noteci-Warty, wysoczyzna morenowa Pojezierze Krajeńskie jest jedną z większych wysoczyzn polodowcowych w obszarze ostatniego zlodowacenia na terenie naszego kraju. Dość zwartym płatem zalega na przestrzeni od Jeziora Charzykowskiego i Borów Tucholskich po pradolinę Noteć i-warty. Po stronie zachodniej ograniczone jest sandrem i doliną rzeki Gwdy, natomiast od wschodu sandrem i doliną rzeki Brdy. Na południu opada wyraźną i wysoką krawędzią ku terasom pradolinnym. Krawędź Pojezierza Krajeńskiego, jak i obszar wysoczyzny bezpośrednio przylegający do niej od północy, na całej swojej długości jest nadbudowany dużymi, izolowanymi wzgórzami moren spiętrzonych, pośród których króluje masyw Dębowej Góry o wysokości 192,4 m n.p.m., położony na zachód od Nakła (Osiek nad Notecią). W kierunku Bydgoszczy rzeźba morenowa stopniowo wygasa, choć mniejsze formy lego typu można prześledzić do krawędzi sandru Brdy (Zielonczyn i Kruszyn). Określa się je jako moreny nadnoteckie. W porównaniu ze współczesnym poziomem dna doliny, leżącym na wysokości m n.p.m. w okolicy Nakła, Dębowa Góra osiąga szczególnie dużą wysokość względną na tym obszarze, liczącą około 140 m. Wzgórza morenowe w swojej budowie zawierają porwaki osadów pliocenu (Szupry- c/yński, 1958), głównie iły plioceńskiego jeziorzyska, 41

43 którego północna krawędź znajdowała się najprawdopodobniej w północnej części Pojezierza Krajeńskiego. Osady te musiały podlegać egzaracji podczas kolejnych zlodowaceń. Wobec tego bardzo możliwe, że są to formy przetrwałe jako relikt stref morenowych starszych od zlodowacenia Wisły. Poza formami morenowymi obszar wysoczyzny jest wyrównany, miejscami rozcięty przez doliny rzeczne (Łobżonka, Rokitka). Dodatkowo, bezpośrednio w strefie zaplecza moren nadnoteckich występuje południowy odcinek rynny byszewskiej, dokładnie opisanej przez M. Pasierbskiego (2003) i jednej z najdłuższych w obszarze Pojezierzy Południowopomorskich (ryc. 1). Krawędź Pojezierza Krajeńskiego jest pocięta przez doliny erozyjne o charakterystycznym przebiegu z północnego wschodu na południowy zachód. Wyraźnie nawiązują one do ukierunkowania obniżeń między formami morenowymi na powierzchni wysoczyzny. Obniżenia te w głębi obszaru pojezierza są bezodpływowe, typowe dla krajobrazu młodoglacjalnego. Ryc. 1. Pradolina Noteci-Warty i Wysoczyzna Krajeńska 42

44 Istotnym faktem geograficznym jest przebieg działu wodnego między dorzeczami Wisły i Odry między Nakłem a Bydgoszczą, gdzie przecina on pradolinę i biegnie w kierunku północno-zachodnim na obszarze Pojezierza Krajeńskiego (ryc. 1). Obydwa dorzecza wielkich rzek połączone są w pradolinie Kanałem Bydgoskim. Taki przebieg działu wodnego w tym miejscu jest uwarunkowany strukturą geologiczną głębszego podłoża, tj. położeniem wału kujawsko-pomorskiego oraz tektoniką solną. Przyczyniły się do tego również ruchy izostatyczne tych struktur po ustąpieniu lądolodu zlodowacenia Wisły. Wcześniej bez przeszkód pradoliną Noteci-Warty odpływały wody roztopowe lądolodu oraz rzeczne, dopływające z południa. Wzdłuż południowej krawędzi Pojezierza Krajeńskiego pradolina łączy dwie duże kotliny, a mianowicie Kotlinę Toruńską w części wschodniej oraz Kotlinę Ujską po stronie zachodniej (u wylotu doliny Gwdy do pradoliny). Problem genezy pradoliny Noteci-Warty, a szerzej Pradoliny Toruńsko-Eberswadzkiej był rozpatrywany przez wielu badaczy począwszy od G. Maasa (1904), P. Woldstedta (1932), po J. Szupryczyńskiego i J. Kozarskiego (1958) oraz R. Galona (1961, 1968). Pradolina rozwijała się głównie poprzez zbieranie wód roztopowych spływających sprzed czoła lądolodu pomorskiego. Większość badaczy była zdania, że pradolina powstawała stopniowo i funkcjonowała na różnych odcinkach niezależnie, by w pewnym momencie stać się całością. Wówczas to dopiero prowadziła wody począwszy od Jeziora Drwęckiego i doliny Drwęcy aż do ujścia Warty. Wcześniej mogły w miejscu jej przebiegu istnieć w powierzchni zagłębienia wieku eemskiego, wypełniane od końca zlodowacenia warty osadami zastoiskowymi i jeziornymi (Galon, 1961). Możliwe, że takie zagłębienia tworzyły się również w trakcie recesji lądolodu Wisły z fazy poznańskiej i postoju na linii moren subfazy krajeńskiej (Mojski, 2005). Wody uchodzące z moren subfazy krajeńskiej i tworzące na Pojezierzu Krajeńskim niewielkie sandry musiały uchodzić właśnie do tej strefy m.in. w obszarze dzisiejszej dolnej części doliny Gwdy. Sądzi się, że ilość wód roztopowych nie była zbyt duża, jednak na samej powierzchni Pojezierza Krajeńskiego lądolód pozostawił dziesiątki form ozów i innych form szczelinowych, co oznacza istnienie systemu drenażu tego obszaru, więc stosunkowo duży dopływ wody do pradoliny z tego kierunku istniał przez pewien czas. R. Galon połączył systemy teras w dolinie Drwęcy a także Brdy i wyznaczył terasę XI tegoż systemu jako najwyższą. Kolejne, niższe poziomy terasowe do VI włącznie kształtował przepływ w kierunku zachodnim, przy czym w poziomie przejściowym, poniżej terasy X swoje wody w Kotlinę Toruńską wprowadziła Wisła. Wraz z unoszeniem się działu wodnego i rozwojem przełomu Wisły pod Fordonem pradolina stopniowo przestała kierować całą masę wód na zachód. Przez pewien czas funkcjonował odpływ w kierunku zachodnim i również na północ, czego śladem są terasy VIII - VIa (Galon 1961, Weckwerth 2004), określane z tego powodu jako bifurka- cyjne. Niższe poziomy terasowe związane są już wyłącznie z odpływem rzecznym w dolinach rzek Brdy i Wisły. Literatura Galon R., Morfologia doliny i sandru Brdy, Stud. Soc. Sei. Tor., Sectio C, vol. 1., Toruń. Galon R., Morphology of the Noteć-Warta (or Toruń-Eberswalde) Ice Marginal Streamway, Prace Geogr., IG PAN, nr 29. Galon R., Nowe fakty i zagadnienia dotyczące genezy pradoliny Noteci- Warty i dolin z nią związanych, Przegl.Geogr., t. XL, z. 4. Maas G., Das Thorn-Eberswalder Tal und seine Endmoränen, Ztschr. Deutsch. Geol. Ges., Bd. 56. Mojski J., Ziemie polskie w czwartorzędzie - zarys morfogenezy, PIG, Warszawa. Pasierbski M., Rzeźba, budowa wewnętrzna i mechanizm przekształceń 43

45 więcborskiej strefy marginalnej, Top Kurier, Toruń. Szupryczyński J., Kozarski J., Terasy pradoliny Noteci między Naklem, a Miliczem, Przegl. Geogr., t. XXX, z. 4. Szupryczyński J., Relief and Geological Structure of Dębowa Góra, Bulletin de L'Academie Polonaise des Sciences, Serie des sei. chim., geol. et geogr., vol. VI, No. 6. Woldstedt P., Über Randlagen der letzten Vereisung in Ostdeutschland und Polen und über die Herausbildung des Netze-Wartha Urstromtales, Jahrb. Preuss. Geol. Lamdesamt., Bd.52. ABSTRACT. Krajna Lakeland is one of the largest glacial uplands of the last ice age in our country. Its southern boundary is also the edge of the Notec-Warta ice-marginal streamway, which operated at the end of the last glaciation. It is characterized by the presence of many major forms of relief as moraines, erosion and denudation valleys. Many researchers have dealt with the problem of the development of the streamway labeled by many levels of terraces. A particularly important issue is the occurrence of the phenomenon of the turn of the Vistula river in Fordon as a result of a number of important processes related to ice-sheet recession. Key words: Krajna Lakeland, ice-marginal streamway, morainic upland 44

46 Adam Krupa, Zmienność warunk ów sedymentacji ozu, - stanowisko Skic, Pojezierze Krajeńskie. Variability of the sedimentary conditions of the esker - Skic pit, Krajna Lakeland. Journal of Health Sciences. 2013;3(14), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst stanowi rozdział w monografii Plejstoceńskie środowiska sedymentacyjne Pojezierza Pomorskiego, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego, Bydgoszcz, 2009, s , ISBN ZMIENNOŚĆ WARUNKÓW SEDYMENTACJI OZU STANOWISKO WIELOWICZ-WIELOWICZEK, POJEZIERZE KRAJEŃSKIE Variability of the sedimentary conditions of the esker - Skic pit, Krajna Lakeland Adam Krupa Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. Oz skicki jest jedną z kilku form na Pojezierzu Krajeńskim o charakterystycznym, równoleżnikowym przebiegu. Taki układ jest jednocześnie prostopadły do dużych rynien subglacjalnych, jak i do innych form ozowych. W prezentowanym odsłonięciu oz cechuje zmienność litofacjalna, którą można wiązać z rytmem procesów topnienia lądolodu. Słowa kluczowe: Pojezierze Krajeńskie, ozy, rynny subglacjalne, vistulian Wprowadzenie Oz skicki położony jest w środkowo-zachodniej części Pojezierza Krajeńskiego, kilka kilometrów na północ od Łobżenicy. Jest jedną z kilku form na Pojezierzu Krajeńskim o charakterystycznym, równoleżnikowym przebiegu. Taki układ jest jednocześnie prostopadły do dużych rynien subglacjalnych, jak i do innych form ozowych. Spotykane są również miejsca krzyżowania się ozów i rynien, a także samych ozów (Krupa, 2000). Dodatkowo znamienne jest równoległe ułożenie tych form do stref morenowych, które występują m.in. w okolicach Więcborka. Wałom ozu skickiego towarzyszy rynna subglacjalna z jeziorem Ostrowite, którą można uznać za syngenetyczną z tym ozem. Oz przebiega wzdłuż owej rynny i w swoim najlepiej wykształconym odcinku położony jest w dnie jeziora, z którego wynurza się jako podłużna i wąska wyspa (rys. 1). W swoim biegu oz skicki przekracza także rynnę subglacjalną o ukierunkowaniu południkowym. Jest to rynna Jeziora Czarnego, która kontynuując się w kierunku południowo-wschodnim jest wypełniona wodami Jeziora Sławianowskiego, jednego z największych w tej części Pojezierza Krajeńskiego. Krzyżowanie się rynien z formami ozowymi jest spotykane na tym obszarze częściej. Pierwotnie oz skicki łączono z podobnie ukierunkowanym, położonym na wschód ozem Rudna-Górowatki (Murawski, 1973), jednak obecnie wydaje się, że są to dwie oddzielne formy, których końce rozsunięte są od siebie o około 2 km. Mimo to, badana forma należy do najdłuższych na tym obszarze (około 10 km, wraz z niewielkimi przerwami). 45

47 Budowa ozu i warunki jego powstawania W prezentowanym odsłonięciu oz cechuje zmienność litofacjalna, którą można wiązać z rytmem procesów topnienia lądolodu. Osady stanowią głównie piaski o warstwowaniu poziomym (litofacje Sh) oraz żwiry o warstwowaniu przekątnym, płaskim (litofacja Gp). Rzadziej spotykane litofacje to piaski o warstwowaniu przekątnym, płaskim (Sp), piaski o przekątnej laminacji riplemar- kowej (Sr) oraz osady drobnoziarniste, głównie mułowo-piaszczyste (FSw), obserwowane najczęściej w stropie osadów glacifluwialnych. Dominujące litofacje Sh i Gp wypełniają całą szerokość formy i ciągną się na całej długości odsłonięcia. Piaski litofacji Sh były składane w warunkach płytkiego przepływu warstwowego. Spotykane są w nich powierzchnie erozyjne, spowodowane silniejszym przepływem wody. Tak wykształcone ławice piasków mają miąższość do około 2 m, w stropie których następuje ostra, miejscami erozyjna granica litologiczna, spowodowana występowaniem ławic żwirowych lub żwirów-piaszczystych o warstwowaniu przekątnym, płaskim (litofacja Gp bądź GSp). Rys. 1. Szkic hipsometryczny środkowej części ozu skickiego (A- lokalizacja odsłonięcia) Dowodzi to nagłej zmiany warunków hydrodynamicznych. Obserwowane są wkraczające kolejno na siebie ławice o miąższościach od około 30 cm do około 1 m. Świadczą one o gwałtownym zwiększeniu koncentracji transportu i dużym tempie agradacji. Ponadto, o ile litofacje Sh znaczą etap wyrównania dna w górnym reżimie przepływu, tak litofacje Gp oznaczają nadbudowę tego dna o duże formy odsypów poprzecznych. Kierunek przyrastania tych form depozycyjnych pokrywał się z osią morfologiczną obserwowanej wałowej formy terenu bądź też był do niej lekko skośny (rys. 1 i 2). Taką zmienność litologiczną, przy niemal całkowitym braku drobnoziarnistych osadów, powstających na znacznie niższych poziomach energii, należy uznać za charakterystyczną dla szybko 46

48 Rys. 2. Przekrój geologiczny badanego odcinka ozu skickiego 1. glina morenowa, głazy; 2. torf; 3. kreda jeziorna; 4. muł; 5. piasek średni; 6. żwir drobny i średni, żwir piaszczysty; 7. muł i piasek drobny; 8. miejsca wierceń rosnących i gwałtowanie opadających wezbrań ablacyjnych. Osady glacifluwialne, których obecność stwierdzono dzięki wierceniom wykonanym w dnie odsłonięcia, są identyczne z tymi obserwowanymi w ścianach żwirowni. Występują rytmicznie w profilu pionowym i reprezentują prawdopodobnie takie same litofacje, jak opisane powyżej. Odsłonięcie położone jest w części wału, która półwyspem wchodzi w wody jeziora, w przeszłości natomiast niemal cały wał był otoczony wodą od strony południowej, o czym świadczą osady jeziorne stwierdzone wierceniami (rys. 3). Są to osady mułowe i kreda jeziorna. Wiercenia wykonane na pobliskiej wyso- czyźnie morenowej wykazały obecność dwóch warstw gliny zwałowej, rozdzielonej poziomem glacifluwialnym. Dolny poziom gliny jest rozcięty w miejscu przebiegu wału ozowego. Osady ozu nie zostały przewiercone do spągu. Fakt rozcinania warstwy gliny przez osady glacifluwialne ozu sugeruje istnienie w tym miejscu tunelu subglacjalnego. Natomiast na powierzchni wału występuje niewielkiej miąższości pokrywa warstwowanej gliny, pochodząca najprawdopodobniej z procesów spływania materiału morenowego do szczeliny. Stwierdzono w niej również obecność pojedynczych głazów, które mogły odpaść ze ścian lodowych. Spośród dotychczas obserwowanych na Pojezierzu Krajeńskim form uznawanych za ozy, oz skicki jest jednym z najlepiej wykształconych morfologicznie. Natomiast w budowie wewnętrznej wyróżnia go rytmiczność następowania po sobie w profilu pionowym ławic piaszczystych o warstwowaniu poziomym oraz żwirowych o warstwowaniu przekątnym, płaskim. Osady te są włożone w głęboką rynnę subglacjalną. Brak jednak dowodów na ich depozycję w subgla- cjalnych warunkach. Ponadto osady przykrywające serię glacifluwialną są raczej pochodzenia spływowego. Sugeruje to depozycję osadów badanego odcinka ozu skickiego w warunkach rozpadliny powstałej na linii przebiegu tunelu subglacjalnego. Natomiast rytm sedymentacji osadów można wiązać z postępującą ablacją i okresowym przeciążeniem osadem wód roztopowych płynących szczelinami lądolodu. 47

49 Ryc. 3. Rys. 3. Profil sedymentologiczny badanego odcinka ozu skickiego (kod litofacjalny wg Zielińskiego, 1995) Literatura Murawski T. (1973), Ozy Wysoczyzny Krajeńskiej i ich rola w krajobrazie polodowcowym, 48

50 maszynopis w Bibliotece Uniwersytetu Gdańskiego Zieliński, T. (1995), Kod litofacjalny i litogenetyczny - konstrukcja i zastosowanie, [w:] E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rutkowski (red.), Badania osadów czwartorzędowych, WGiSR UW, Warszawa, Krupa, A. (2000), Porównanie budowy wewnętrznej wybranych ozów Pojezierza Krajeńskiego, maszynopis pracy magisterskiej, Instytut Geografii UMK, Toruń ABSTRACT. Skic Esker is one is one of several forms on the Krajna Lakeland with characteristic latitudinal course. This arrangement is also perpendicular to the large subglacial channels and to the other eskers of the researched area. In the present sand pit esker is characterized by a significant lithofacial variability, which can be associated with the rhythm of the ice sheet melting processes. Key words: Krajna Lakeland, eskers, subglacial channels, vistulian 49

51 Michał Pasierbski, Adam Krupa, Morfologia den znikłych jezior na obszarze Pojezierza Krajeńskiego. Morphology of the dissapeared lakes bottoms of the Krajna Lakeland area. Journal of Health Sciences. 2013;3(14), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst stanowi rozdział w monografii Środowisko geograficzne w badaniach geografii fizycznej, Promotio Geographica Bydgostiensia, tom 4, Bydgoszcz 2009, s , ISBN MORFOLOGIA DEN ZANIKŁYCH JEZIOR NA OBSZARZE POJEZIERZA KRAJEŃSKIEGO Morphology of the dissapeared lakes bottoms of the Krajna Lakeland area. Michał Pasierbski*, Adam Krupa* *Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. Autorzy w oparciu o analizy dokumentacji torfowych i badania terenowe, odtwarzają rzeźbę sześciu niecek zanikłych jezior. Wskazują ponadto, że wspólną cechą, która wyróżnia te zanikłe już jeziora są występujące w nich zakończenia ozów, które na podobieństwo podlodowych rzek uchodziły do tych zbiorników. Natomiast analiza miejsca i sposobu zalegania kredy jeziornej pozwala na postawienie tezy, że jeziora te istniały już w warunkach subglacjalnych, tj. około 16,8 ka BP. Słowa kluczowe: Pojezierze Krajeńskie, ostatnie zlodowacenie, niecki glacjalne, niecki jeziorne, ozy, drumliny, gytia Wprowadzenie Morfologia den zanikłych jezior na obszarach zlodowaconych stanowi nowy, niepodejmowany dotychczas temat badawczy. Jest on jednak na tyle istotny, że może przyczynić się do wyjaśnienia genezy dawnych mis jeziornych, które zazwyczaj uznawane są za wytopiskowe (Marks 1996). Tymczasem, jak wynika ze szczegółowych badań autorów, w dnach tych zanikłych jezior, pod osadami biogenicznymi występuje rzeźba egzaracyjna. W powyższej sytuacji bryły martwego lodu, które z pewnością w nich zalegały, nie wywarły już większego wpływu na ich genezę. Obniżenia te, jak należy sądzić, tworzyły się w trakcie zlodzenia obszaru, a następnie były konserwowane przez lód lodowcowy aż do jego wytopienia się. Jednakże proces wytapiania się martwego lodu nie miał już większego wpływu na charakter tych obniżeń. Autorzy w oparciu o analizę dokumentacji torfowych (Dziak 1959,1962; Herman 1958; Ruksza 1958) oraz sondy mechaniczne, odtwarzają rzeźbę sześciu niecek zanikłych jezior na Pojezierzu Krajeńskim. Dają opis osadów wypełniających te dawne zbiorniki, oraz wskazują, że pierwsze jeziora powstawały tu jeszcze w warunkach subglacjalnych, tj. około 16,8 ka BP. 50

52 Obszar badań Obszar badań rozpościera się od rynny byszewskiej na wschodzie aż po jezioro Juchacz na zachodzie i obejmuje 6 rozległych obniżeń wypełnionych osadami torfu i gytii (ryc. 1. A - F). Jak okazuje się, te zanikłe już jeziora należały do największych zbiorników wodnych na Pojezierzu Krajeńskim i, chociaż obecnie pozostały po nich tylko podmokłe łąki, to jednak, z uwagi na duży obszar, część z nich ma swoje nazwy, a mianowicie: Las Mesy (B), Łąki Mazurskie (C), Błota Roztoki (E) i Bagno Głusza (F). Zostały one utrwalone na starych mapach topograficznych jeszcze w okresie międzywojennym, przez Wojskowy Instytut Geograficzny, a obecnie występują na szczegółowych mapach w skali 1: Z uwagi na swoje położenie w otoczeniu innych form, były one już wcześniej przedmiotem zainteresowania np. przy okazji badań na kształtem mis jeziornych (Pasierbski 1994, Pasierbski 2001), lub przy rozpatrywaniu budowy geologicznej różnych fragmentów więcborskiej strefy marginalnej (Pasierbski 1995a, 2000a, 2003). Niewątpliwie jednak pewną wspólną cechą, która wyróżnia te zanikłe już jeziora, są występujące w nich zakończenia wałów ozowych (ryc. 1 A, B, C, D, E, F), które na podobieństwo podlodowych rzek uchodziły do tych zbiorników, stąd też w miejscach ich ujścia" zaznacza się znaczne wypłycenie niecek, spowodowane akumulacją drobnych piasków, mułków ilastych z przewarstwieniami kredy jeziornej, a w końcowym etapie samej kredy jeziornej. Charakterystyka rzeźby den zanikłych jezior w nawiązaniu do form je otaczających Spośród sześciu niecek zanikłych jezior, które były przedmiotem badań, dwie z nich położone są w depresjach końcowych (ryc. 1 A, F). Pozostałe występują w różnej wielkości obniżeniach, lecz ich pozycja w odniesieniu do przekształconych walów morenowych nie jest jednoznaczna, ażeby można było u/nać je za depresje końcowe. Wynika to m.in. z tego, że występują one zarówno na zapleczu, jak i na przedpolu moren. 51

53 Ryc. 1. Lokalizacja obszarów badawczych. Objaśnienia: 1. Przeobrażone moreny czołowe; 2. Niecki zanikłych jezior; 3. Wały ozów; 4. Rynny wytworzone przez erozję wodną; 5. Rynny wytworzone przez erozję lodowcową; 6. Sandry Charakterystykę morfologii den zanikłych jezior oraz ich otoczenia przedstawiamy w następującej kolejności: a) niecka zanikającego jeziora Juchacz; b) niecka zanikłego jeziora Las Mesy; c) niecka zanikłego jeziora Łąki Mazurskie; d) niecka zanikłego jeziora na południe od Zboża; e) niecka zanikłego jeziora Błota Roztoki; f) niecka zanikłego jeziora Bagno Głusza. Ad. a. Niecka zanikającego jeziora Juchacz (ryc.l A) Niecka ta położona jest między Jazdrowem na południu i Zaleśniakiem na północy (zał. 1), w dnie depresji końcowej lobu lodowcowego o charakterze wypustowym. Południowe otoczenie depresji końcowej stanowi przekształcony luk morenowy o strukturze glacjotektonicznej (Pasierbski 1995a, 2003). Natomiast w części zachodniej tego łuku, zaznacza się wąska i kręta rynna subglacjalna, a także towarzyszący jej oz Zaleśniak - Jazdrowo, składający się z kilkunastu segmentów. W położeniu tej rynny nie byłoby nic nadzwyczajnego, gdyby nie fakt, że rozcina ona wspomniany już wcześniej łuk morenowy (ryc. 2). Dowodzi to, że rynna subglacjalna jest młodsza od łuku morenowego i jednocześnie starsza, lub syngenetyczna w stosunku do wału ozowego. 52

54 Ryc. 2. Ukształtowanie dna i miąższość osadów biogenicznych w zanikłej części jeziora Juchacz na tle otaczających form. Objaśnienia: 1. Moreny czołowe; 2. Drumliny; 3. Wały ozów; 4. Rynny subglacjalne; 5. Terasy jeziorne Od północnej strony depresji końcowej widoczna jest kolejna rynna i towarzyszący jej wał ozowy Juchacz. Rynna ta urywa się tuż przy krawędzi depresji końcowej, natomiast wał ozowy zaznacza się jeszcze po wschodniej stronie jeziora w postaci niewyraźnego grzbietu, który w znacznej mierze został zniszczony przez eksploatację. W otoczeniu tego ozu widoczne są także pojedyncze drumliny. Depresja końcowa zalega w poziomie m n.p.m. i rozpościera się na linii NE - SW osiągając 3 km długości oraz 1,3 km szerokości w części południowej. Natomiast niecka zanikającego jeziora Juchacz zajmuje jedynie (jej osiową część depresji, a jej otoczenie stanowią równiny torfowe. Ryc. 3. Przekrój geologiczny przez depresję końcową jeziora Juchacz. Objaśnienia: 1. Piaski, mułki, kreda jeziorna; 2. Torf; 3. Gytia torfowa Analiza dokumentacji torfowej (Dziak 1962) oraz dodatkowo wykonane sondy ujawniły w dnie depresji końcowej obecność gliniastych wałów, układających się zgodnie z osią jeziora Juchacz (ryc. 3). Rozdzielają one współczesną nieckę jeziora od trzech pozostałych, wypełnionych już osadami torfu i gytii. Najgłębsza z nich to niecka po północnowschodniej stronie jeziora, w której występuje około 5 m osadów biogenicznych (2,5 m gytii i 2,4 m torfu mszystego). Pozostałe dwie niecki, znacznie płytsze od poprzedniej, znajdują się w południowej części depresji końcowej. Charakteryzują się one różną miąższością gytii (ryc. 3), ponieważ w niecce po zachodniej stronie jeziora Juchacz znajduje się zaledwie 0,3 m gytii, podczas gdy we wschodniej prawie 1,6 m. Obecne jezioro Juchacz jest zbiornikiem płytkim, ponieważ jego średnia głębokość nie przekracza 2 m, a w czasie suchych okresów letnich jego poziom obniża się jeszcze o 0,8 m. Wtedy też doskonale widać kamieniste dno północnej części jeziora. Pierwotny zbiornik, jaki utworzył się w depresji końcowej, po wytopieniu się lodu lodowcowego, miał znacznie większy zasięg, świadczą o tym piaski z kredą jeziorną (ryc. 1, 2) zalegające 2,5 m wyżej od obecnej linii brzegowej. Ad. b. Niecka zanikłego jeziora Las Mesy (ryc.l B) 53

55 Niecka o długości 5,5 km, zmiennej szerokości od 1,2 km na wschodzie do 2,5 km na zachodzie i o powierzchni liczącej prawie 8 km 2, usytuowana jest w północnej części więcborskich moren czołowych. Moreny te stanowią naturalną oprawę zachodniej części tego zanikłego jeziora. Powodują one ponadto dość duże deniwelacje, dochodzące tu nawet do 30 m. Znacznie inaczej wygląda otoczenie wschodniej części, gdzie przeważa zdrumlinizowana powierzchnia wysoczyzny morenowej, która w sposób jednostajny przechodzi w nieckę dawnego jeziora Las Mesy (zał. 2, ryc. 4). Stąd też niecka ta wykazuje niejako dwa oblicza: wyjątkowo urozmaiconą pod względem rzeźby część zachodnią, oraz płaską, a nawet monotonną część wschodnią. Podobnie zresztą zmienia się kształt jej brzegów z zachodu na wschód (Pasierbski 2001). Obecna powierzchnia zanikłego jeziora Las Mesy (zał. 2), wbrew pozorom nie jest płaska, lecz nachyla się z zachodu na wschód. Najwyżej wznosi się ona w części zachodniej, gdzie zalega w poziomie 124,4 m n.p.m., a następnie w sposób jednostajny obniża się aż do 121,7 m n.p.m. w części wschodniej. Pomimo tej ogólnej tendencji, którą można obserwować w ukształtowaniu powierzchni, w jej topografii daje się zauważyć ponadto gliniastą wyspę na północ od miejscowości Dalkowo, a także nietypowe jezioro Czarne (zał. 2), które nie ma stałej linii brzegowej. Jezioro to stanowi pozostałość po bardzo rozległym zbiorniku, liczącym początkowo 8 km 2 powierzchni. W przeciwieństwie do współczesnej powierzchni zanikłego jeziora, rzeźba jego dna ma ścisły związek z morfologią otoczenia. Jak okazuje się gliniasta wyspa wysterczająca ponad torfowisko stanowi grzbiet drumlinu (ryc. 4). Drumlin ten o wysokości 7 m i długości 0,5 km zbudowany jest z piaszczystej gliny zwałowej z głazami, a jego dłuższa oś nawiązuje do kierunku drumlinów występujących po północnej i południowej stronie niecki zanikłego jeziora. Natomiast otoczenie drumlinu stanowią dwa niezbyt szerokie zagłębienia, które swoim kształtem przypominają niecki międzydrumlinowe (ryc. 4). Stanowią one jednocześnie najgłębsze miejsca w tym dawnym jeziorze, tj. 9,8 m i 9,1 m. Te dość duże głębokości są charakterystyczne tylko dla zachodniej części niecki. Wschodnia część jest Ryc. 4. Ukształtowanie dna i miąższość osadów biogenicznych zanikłego jeziora Las Mesy. Objaśnienia znaków: ryc

56 o połowę płytsza i wykazuje ponadto zdecydowaną asymetrię zboczy, na kierunku północ - południe (ryc. 4). Rzeźba dna i asymetria zboczy tej dość rozległej niecki wskazuje, że kształtowała się ona pod wpływem dynamicznego oddziaływania lądolodu. Natomiast lód lodowcowy, który z czasem zamienił się w bryły martwego lodu, miał tylko nieznaczny wpływ na modyfikację samej niecki i jej kształtu. Osady wypełniające zachodnią część niecki to przede wszystkim gytia węglanowa z wtrąceniami piasku noszącego ślady obróbki eolicznej, lub szarych nuilków piaszczystych (ryc. 5, przekroje A-B i C-D). Miąższość tej warstwy wynosi około 2 m, a w jej stropie dało się zauważyć ślady rozmycia. Powyżej zalega gytia torfowa, o miąższości od 2,5 m do 3,1 m, którą przykrywa 5-cio metrowa warstwa torfu trzcinowego, przechodzącego w turzycowy, a miejscami także mszysty. Wschodnia część niecki zanikłego jeziora Las Mesy jest prawie o połowę płytsza (ryc. 5, przekrój E-F). To wypłycenie może mieć związek z ozem Niechorz - Świdwie, który dochodzi do niecki (ryc. 4), a następnie niejako rozpływa się" na płaskiej powierzchni, która następnie nachyla się tworząc dno dawnego zbiornika. To wypłycenie zbiornika wpłynęło prawdopodobnie na akumulację gytii, której miąższość osiąga tu maksymalnie 1 m. Ryc. 5. Przekroje geologiczne przez nieckę zanikłego jeziora Las Mesy. Objaśnienia: 1. Torf; 2. Gytia torfowa; 3. Gytia węglanowa; 4. Gytia piaszczysta W sąsiedztwie opisywanego zbiornika występują jeszcze dwa zanikłe jeziora, tj. Łąki Mazurskie i niecka koło miejscowości Zboże. Podczas najwyższych stanów wody 55

57 zbiorniki te łączyły się w jedną całość, a mogą o tym świadczyć niewielkie doliny wód roztopowych występujące między nimi. W tym ostatnim zbiorniku, tj. koło miejscowości Zboże został opracowany diagram pyłkowy dla profilu Wysoka (Noryśkiewicz 1997), z którego wynika, że początek osadzania się gytii przypada tutaj na alleród, nie jest to jednak jednoznaczne z okresem powstania niecki jeziornej. Ad.c. Niecka zanikłego jeziora Łąki Mazurskie (ryc. 1 C) Łąki Mazurskie to lokalna nazwa podmokłego torfowiska rozpościerającego się między Wysoką Krajeńską na zachodzie, Szynwałdem na wschodzie i Wielowiczem na południu (zał. 3). Niegdyś istniało tu rozległe jezioro, które z uwagi na olbrzymie prace melioracyjne przestało istnieć w połowie XIX wieku (Pasierbski 1994). Zbiornik ten miał 5,6 km długości, 1,6 km szerokości, a jego powierzchnia wynosiła przeszło 5,1 km 2. Otoczenie tego zanikłego jeziora tworzy wysoczyzną morenowa płaska z pojedynczymi drumlinami, która bez wyraźnego załomu przechodzi w jego nieckę. Jedynie w zachodniej części, gdzie znajduje się dużych rozmiarów drumlin, wznoszący się ponad 20 m w stosunku do otoczenia, niecka jest bardziej czytelna. Natomiast w północnowschodniej części zanikłego jeziora znalazł.swoje ujście" jeden z dłuższych ozów Pojezierza Krajeńskiego, tj. oz Przepałkowo - Szynwałd (Pasierbski 2003). Oz ten na przestrzeni kilku kilometrów ma bardzo wyrazisty grzbiet, wznoszący się przeciętnie 4 m ponad otoczenie, mimo, że jest formą zakorzenioną. Jego zakończenie natomiast tworzą radialnie układające się grzbiety na podobieństwo nieforemnego wachlarza (ryc. 6). Ryc. 6. Ukształtowanie dna i miąższość osadów biogenicznych zanikłego jeziora Łąki Mazurskie. Objaśnienia znaków: ryc

58 Współczesna powierzchnia Łąk Mazurskich zalega w poziomie 118,5 m n.p.m., a jedynie w jej środkowej części, w otoczeniu dołów potorfowych, występuje najniższy punkt, tj. 117,7 m n.p.m. Ukształtowanie dna niecki od strony północno-wschodniej ma charakter wyrównanej powierzchni, opadającej łagodnie w kierunku środka (ryc. 6). Następnie widoczny jest załom (3 m wysokości), za którym dno zalega już na głębokości około 5 m, w postaci płaskiej powierzchni, a wypłycenie niecki zaznacza się dopiero w zachodniej części, tj. koło Wysokiej Krajeńskiej. Osady wypełniające nieckę zanikłego jeziora to przede wszystkim gytia glonowa, która maksymalnie osiąga miąższość 2,5 m w najgłębszej części dawnego zbiornika (ryc. 7, przekrój C-D) i stopniowo wyklinowuje się w kierunku północno-wschodnim (ryc. 7, przekrój A-B). Jej strop miejscami wykazuje ślady rozmycia, mające kształt płytkich dolin. Gytię przykrywa natomiast zmiennej miąższości warstwa torfu turzycowego, wynosząca tu od 0,6 m do 4,0 m maksymalnie. Ryc. 7. Przekroje geologiczne przez nieckę zanikłego jeziora Łąki Mazurskie. Objaśnienia: 1. Żwir; 2. Piaski, mułki, kreda jeziorna; 3. Torf; 4. Gytia glonowa Brak wyraźnej krawędzi między niecką zanikłego jeziora a otaczającą wysoczyzną morenową, były przyczyną szczegółowego rozpoznania osadów otaczających nieckę. Badania te ujawniły m.in., że pod cienką warstwą gliny zwałowej (0,3-0,5 m) przykrywającej końcówkę ozu Przepałkowo - Szynwałd zalega kreda jeziorna. Ponadto kredę jeziorną odkryto po północnej i południowej stronie niecki zanikłego jeziora Łąki Mazurskie (ryc. 6). Zalega ona miejscami pod przykryciem gliniastych piasków na głębokości 0,4-0,7 m i osiąga miąższość 1,2 m. 57

59 Kreda jeziorna występująca pod gliną zwałową na grzbiecie ozu, była badana pod kątem zawartości pyłków roślin. Jak się jednak okazało, nie zawierała ona ich w ogóle. W powyższej sytuacji jest bardzo prawdopodobne, że pierwszy zbiornik, który tu powstał był to niewątpliwie zbiornik podlodowy. Stanowił on lokalną bazę erozyjną dla rzek sub- i inglacjalnych, a być może w niektórych tunelach, gdzie płynęły rzeki, wytworzyły się wały ozowe. Ad. d. Niecka zanikłego jeziora koło Zboża (ryc. 1 D) Niecka ta rozpościera się między Wysoką Krajeńską na wschodzie i miejscowością Zboże na północy (zał. 4). Jej długość wynosi 3,3 km, szerokość 0,8-1,3 km, a powierzchnia 2,4 km 2. Jej otoczenie stanowią trzy największe drumliny, występujące w środkowej części Pojezierza Krajeńskiego, tj. drumlin w Wysokiej Krajeńskiej na wschodzie, drumlin w Dalkowie na zachodzie i w Zbożu na północy (Pasierbski 1995b, 2000b, 2003). Ponadto w południowej części niecki widoczny Jest zdrumlinizowany wał morenowy, wznoszący się maksymalnie do 140,1 m n.p.m. z dobudowanym do niego drumlinem. Takie otoczenie niecki powoduje, że deniwelacje między grzbietami wspomnianych drumlinów a jej powierzchnią przekraczają 30 m. Ma to również duży wpływ na kształt niecki, która charakteryzuje się obecnością licznych półwyspów i zatok, szczególnie w części południowej, oraz kilku gliniastych wysp w części północnej. Jednocześnie po stronie północnowschodniej widoczny jest wał ozowy, którego palczaste" zakończenie wtapia się w nieckę. Współczesna powierzchnia zanikłego jeziora zalega w poziomie m n.p.m., jedynie ponad tą powierzchnię wystają gliniaste wyspy. Pewne urozmaicenie stanowią tu również doły potorfowe i rowy melioracyjne. Najdłuższy z nich wyprowadza nadmiar wody z opisanego już wcześniej obniżenia Las Mesy (zał. 4). Ukształtowanie dna niecki nawiązuje do rzeźby otaczających ją form (ryc. 8) i charakteryzuje się obecnością kilku podłużnych obniżeń, występujących na przemian z grzbietami drumlinów. Cechą charakterystyczną jest również to, że obniżenia te wykazują wzrost głębokości w kierunku południowym. 58

60 Ryc. 8. Ukształtowanie dna i miąższość osadów biogenicznych w zanikłym jeziorze koło Zboża. Objaśnienia znaków: ryc. 2. Wypełnienie dolnej części niecki stanowi cienka warstwa ciemnoszarego iłu (0,3 m), na którym zalega gytia. Miąższość gytii jest zmienna i wynosi odpowiednio 0,6-3,8 m w części zachodniej oraz 0,5-4,8 m w części wschodniej. Strop gytii jest nierówny, wykazuje liczne zagłębienia, które powodują, że torf, który przykrywa gytię wykazuje dość duże zróżnicowanie miąższości od 0,5 do 2,3 m. Bezpośrednio do niecki przylega płaska powierzchnia terasy jeziornej, zbudowanej z mułków piaszczystych i kredy jeziornej, w którą wtapia się palczaste zakończenie wału ozowego (ryc. 8). Miąższość kredy jeziornej i mułków piaszczystych jest niewielka i zazwyczaj nie przekracza 0,3 m, a o obecności lub braku kredy jeziornej na tym obszarze można przekonać się obserwując kolor kopców usypanych przez krety. Ad. e. Niecka zanikłego jeziora Błota Roztoki (ryc. 1 E) Niecka zanikłego jeziora Błota Roztoki znajduje się na wschód od Więcborka między miejscowościami Roztoki i Suchorączek. Ma ona wydłużony kształt, osiągający maksymalnie 2,7 km długości, przy zmiennej szerokości 0,3-0,6 km i powierzchni około 1,2 km 2 (zał. 5). Jej otoczenie zdecydowanie różni się od poprzednio opisywanych, ponieważ od strony północnej do niecki przylega wysoczyzną morenowa o wysokościach m n.p.m. która stopniowo, bez wyraźnego załomu przechodzi w nieckę Błota Roztoki. Natomiast od strony południowej wznosi się masyw morenowy, o wyjątkowo urozmaiconej rzeźbie i dużych wysokościach względnych, przekraczających 30 m. Kontrast ten potęguje jeszcze wyjątkowo stroma ściana masywu, opadająca w kierunku niecki zanikłego jeziora pod kątem prawie 40 (zał. 5). 59

61 Ryc. 9. Ukształtowanie dna i miąższość osadów biogenicznych w zanikłym jeziorze Błota Roztoki. Objaśnienia znaków: ryc. 2. Powierzchnia zanikłego jeziora stanowi obszar płaski, wznoszący się od 117 m n.p.m. w części północno-wschodniej i obniżający się do 115,4 m n.p.m. na południowym zachodzie. Pewne urozmaicenie w ukształtowaniu powierzchni powodują dwa wzniesienia, występujące w części wschodniej, które wysterczają 5 m ponad powierzchnię zanikłego jeziora. Są one w całości zbudowane z gliny zwałowej. Ponadto w części środkowej daje się zauważyć trzy duże doły potorfowe, które podczas wysokich stanów wody tworzą rozlewisko odwadniane przez Orlę. Obok dołów potorfowych, występuje tu jeszcze innego typu zbiornik, utworzony w wyrobisku po eksploatacji żwiru. Jak okazało się, w jego miejscu znajdował się końcowy segment wału ozowego Suchorączek (ryc. 9). Został on w całości wyeksploatowany, a w jego miejscu występuje teraz zbiornik o głębokości 4-6m. Ten końcowy fragment ozu Suchorączek (Pasierbski 2003), występujący jeszcze w podlodowym jeziorze, spełniał prawdopodobnie rolę ujściowego odcinka rzeki płynącej w tunelu lodowcowym. Nie wykluczone jest również, że podobną rolę spełniał także końcowy fragment ozu Galona, widoczny we wschodniej części niecki (zał. 5, ryc. 9). 60

62 Ryc. 10. Kreda jeziorna pod gliną zwałową na grzbiecie ozu. A: kreda jeziorna; B: glina zwałowa Analiza ukształtowania dna tego zanikłego jeziora ujawniła, że obok końcowego fragmentu wału ozowego, występującego w zachodniej części, znajduje się tu kilka różnej wielkości niecek. Osie dłuższe tych obniżeń nawiązują do przeważającego kierunku ułożenia drumlinów w obrębie wysoczyzny morenowej (ryc. 9). Ponadto niecki te wykazują zbliżoną głębokość, tj, 7,1 m; 6,8 m; 7,2 m; 7,4 m i skrajna 8,4 m. Są one ponadto rozdzielone grzbietami o wysokości 3 do 3,5 m lub, jak już wspomniano uprzednio, gliniastymi drumlinami (część wschodnia). Jak należy wnioskować z rzeźby dna tego zanikłego jeziora, powstało ono niewątpliwie w przeobrażonej depresji końcowej. Natomiast analiza południowego zbocza i powierzchni masywu morenowego dowodzi, że został on przekroczony przez lądolód. Odrębnym zagadnieniem są tutaj osady wypełniające nieckę tego zanikłego jeziora, jak również przedział czasowy, w którym ten zbiornik mógł powstać. Jak wynika z wierceń, dno niecki tego zanikłego jeziora wyścieła warstwa ciemnoszarego iłu o miąższości 0,3-0,5 m, który lokalnie wykazuje domieszki piasku. Powyżej zalega ciągła warstwa gytii o zróżnicowanej miąższości, a mianowicie: w nieckach wynosi ona 4,2-4,9 m, natomiast na grzbietach rozdzielających poszczególne niecki tylko 0,7-1,2 m. Ponadto w zachodniej części tego zanikłego jeziora, dolna warstwa gytii o miąższości 0,6 m wykazuje wkładki piasku, których nie stwierdzono w części wschodniej. Gytię przykrywa z kolei warstwa torfu, której miąższość kształtuje się odpowiednio: 1,5-3,5 m w części zachodniej i 1,3-2,9 m w części wschodniej. Analiza budowy wewnętrznej tej części ozu Suchorączek, która znalazła się w obrębie niecki zanikłego jeziora wykazała, że wał ozowy stanowił formę częściowo zakorzenioną", utworzoną w warunkach subglacjalnych. Świadczy o tym obecność gliny 61

63 zwałowej, zarówno na grzbiecie formy, jak i na jej stokach. Natomiast pod gliną zwałową znaleziono ciągłą warstwę kredy jeziornej o miąższości 0,2-0,3 m (ryc. 10). Kreda ta miejscami zawiera bryły gliny zwałowej, które na podobieństwo dropstonów nie tylko tkwią w niej, ale powodują deformacje sposobu jej zalegania (ryc. 11). Oznacza to, że glina zwałowa zaczęła wytapiać się ze stopy lądolodu już w trakcie akumulacji kredy jeziornej. Ponadto, w miejscach występowania grubych piasków lub żwirów, kreda przenikała wgłąb tej warstwy nawet na 1,5 m tworząc swoiste zacieki" (ryc. 12). Natomiast analizy palinologiczne próbek kredy wykazały w niej całkowity brak pyłków roślin. Potwierdza to, że kreda jeziorna osadzała się w zbiorniku, który istniał tu już w warunkach subglacjalnych. Ryc. 11. Warstwa kredy jeziornej zdeformowana przez wytapiającą się glinę zwałową. A: kreda jeziorna; B: glina zwałowa; C: piaski i żwiry ozu Z sekwencji zalegania kredy jeziornej można wnioskować, że w owym czasie wał ozowy był już w pełni uformowany. Natomiast kiedy wody roztopowe przestały płynąć tym tunelem do podlodowego jeziora, wtedy doszło do akumulacji kredy jeziornej. Ponadto, wydaje się bardzo prawdopodobne, że jezioro to oddziaływało termicznie, powodując ablację subglacjalną. Stąd też należy domniemywać, że w końcowym etapie lód lodowcowy nie wpływał już na kształt niecki. Ad. f. Niecka zanikłego jeziora Bagno Głusza (ryc. 1F) Niecka zanikłego jeziora Bagno Głusza znajduje się w depresji końcowej lobu Wiskitna, usytuowanego między Łąskiem Małym na wschodzie i Wiskitnem na zachodzie. Depresja ta ma około 2,5 km długości, 1,6 km szerokości i otoczona jest w części południowej podwójnym łukiem morenowym, który wykazuje wyraźne ślady drumlinizacji. Deniwelacje między dnem depresji końcowej a łukiem morenowym wynoszą niespełna 20 m (zał. 6). Natomiast niecka zanikłego jeziora Bagno Głusza zajmuje jedynie centralną część depresji, a ponadto nie stanowi jednolitej formy (ryc. 13). Składa się ona 62

64 niejako z jednego większego i trzech mniejszych akwenów, rozdzielonych dość licznie występującymi tu grzbietami drumlinów. Współczesna powierzchnia zanikłego jeziora Bagno Głusza zalega w poziomie 121,0 m n.p.m. i charakteryzuje się obecnością dość licznych wysp gliniastych - drumlinów, które wystają ponad jej powierzchnię na wysokość 1-2 m. Natomiast w otoczeniu niecki występuje płaska powierzchnia terasy jeziornej, zbudowanej z mułków piaszczystych i kredy jeziornej (zał. 6, ryc. 13), do której nawiązuje wał ozowy Wilcza Góra. Ryc. 12. Draperyjne zacieki kredy jeziornej w żwirach ozu Ukształtowanie dna zanikłego jeziora ujawnia w jego powierzchni dwie większe niecki układające się na kierunku północ - południe, oraz kilka drugorzędnych. Niecka północna (ryc. 13) jest nieznacznie płytsza od południowej, ponieważ jej głębokość wynosi 3,2 m, podczas, gdy południowa jest o 0,4 m głębsza. Pozostałe są znacznie płytsze i wykazują zaledwie 1-1,5 m głębokości. Osady je wypełniające stanowi gytia i torf turzycowy. Miąższość gytii wynosi 1,6 m w niecce południowej, 1,2 m w północnej i zaledwie 0,3 m w pozostałych. Gytię przykrywa warstwa torfu turzycowego o zmiennej miąższości 1,4-2,1 m. W końcowym segmencie wału ozowego Wilcza Góra, położonego w poziomie terasy jeziornej, znaleziono podobnie, jak w przypadku ozów Przepałkowo - Szynwałd i 63

65 Suchorączek kredę jeziorną występującą pod gliną zwałową. Jest to zatem kolejny z podlodowych zbiorników, który występował na badanym terenie, już w trakcie recesji lądolodu z więcborskiej strefy marginalnej. Ryc. 13. Ukształtowanie dna i miąższość osadów biogenicznych w zanikłym jeziorze Bagno Głusza. Objaśnienia znaków: ryc. 2. Dyskusja Podjęta przez autorów problematyka dotycząca rzeźby niektórych den zanikłych jezior, miała na celu ustalenie roli martwego lodu w kształtowaniu się mis jeziornych na obszarze Pojezierza Krajeńskiego. Tymczasem jak okazało się, te najbardziej klasyczne niecki o kształcie wytopisk nie zawdzięczają swego pochodzenia bryłom martwego lodu. Natomiast zdecydowana większość jezior, jaka zachowała się jeszcze na tym obszarze to jeziora rynnowe. Wśród nich wyróżnia się takie, które tworzyły się przy udziale wody płynącej, także pod ciśnieniem hydrostatycznym (Ussing 1903; Woldstedt 1923; Galon 1965, 1982; Kozarski 1966/1967, 1994) oraz przy udziale erozji lodowcowej (Woldstedt 1952; Gripp 1964; Pasierbski 1975, 1979 i inni). Wychodząc z powyższego 64

66 podziału należy zgodzić się z poglądem, że bryły martwego lodu występowały niewątpliwie w tych nieckach, których geneza wiązała się z erozyjną działalnością lądolodu - tzw. fiordy nizinne według Grippa (1964). Znacznie trudniej jest jednak umiejscowić bryły martwego lodu w rynnach jeziornych, gdzie czynnikiem rzeźbotwórczym była woda i to często pod ciśnieniem hydrostatycznym. Wynika to m.in. z następujących powodów: 1. Zachowanie się tych rynien i występujących w nich jezior było możliwe tylko w sytuacji, kiedy występująca w nich woda ulegała zamarzaniu. Stąd też lód zimowy, a nie lodowcowy wpływał na ich finezyjny kształt i konserwował niecki. 2. Przy założeniu, że rynny te były konserwowane przez bryły martwego lodu niemożliwa staje się koegzystencja rynien i ozów, jako erozyjnych i akumulacyjnych form pochodzenia fluwialnego. 3. Zarówno Galon (1965, 1982), jak i Kozarski (1966/1967) uznawali progi w rynnach, jako efekt erozji wodnej (kotły eworsyjne), a nie zasypanie brył martwego lodu jak to interpretuje Marks (1996). 4. Jest mało prawdopodobne, ażeby bryły martwego lodu przyczyniły się do powstania najgłębszych jezior rynnowych, jak: Jez. Hańcza m; Drawsko - 83 m; Wigry - 73 m. 5. Trudna do wyjaśnienia przy pomocy brył martwego lodu, wydaje się kwestia krzyżowania się rynien, szczególnie kiedy ma to miejsce w jednej niecce jeziornej np. Jez. Drawsko, Nidzkie, Rajgrodzkie, Sławianowskie, Witosławskie a także Wdzydze, Roś i wiele innych. Wśród wymienionych tu dwóch typów rynien, przeważająca większość to rynny, które powstały w efekcie erozyjnej działalności wody płynącej. Natomiast rynny i niecki jeziorne, które zawdzięczają swoje pochodzenie erozji glacjalnej są raczej nieliczne: Jez. Charzykowskie, Żarnowieckie, Miedwie (Pasierbski 1979), rynna Jezior Żnińskich (Niewiarowski 1992), rynna byszewska (Pasierbski 2000, 2003). W tych rynnach z pewnością zalegały bryły martwego lodu. Wśród wymienionych tu rynien znajduje się także rynna byszewska, która wyróżnia się swoistą piętrowością, wynikającą z nakładania się dwóch różnych pod względem genetycznym i wiekowym rynien, tj. starszej, wytworzonej przez erozję wody płynącej, oraz rynny młodszej, ukształtowanej nad nią przez erozję lodowcową. Obydwie rynny różnią się nie tylko kształtem, ale także szerokością i głębokością (zał. 7). Natomiast z przekroju podłużnego wynika, że kształt dna rynny wytworzonej przez erozję wody jest niezwykle urozmaicony, bowiem występuje w niej 15 jezior, a deniwelacje sięgają 65 m. Natomiast dno rynny wytworzonej przez erozję lodowcową jest wyrównane, prawie płaskie, z nielicznymi wałami drumlinów koło Buszkowa. Powyższy przykład rynny jako jedyny na obszarze ostatniego zlodowacenia w Polsce, pokazuje także jej fragment na obszarze sandru Brdy (zał. 8). Występuje tam wyłącznie dolna część rynny, powstała w wyniku erozyjnej działalności wody, natomiast dno rynny glacjalnej zostało rozmyte przez wody roztopowe sandru Brdy. Oznacza to także, że podczas odpływu wód roztopowych z moren fazy pomorskiej, tj. około l6,2 ka BP jeziora występujące w tej rynnie: Krzywe, Piaseczno i Stoczek jeszcze nie istniały, były konserwowane przez lód zimowy, a nie bryły martwego lodu. Jednocześnie w nieckach Las Mesy, Łąki Mazurskie, Bagna Roztoki, Bagno Głusza i innych, istniały już jeziora subglacjalne. 65

67 Wnioski Analiza rzeźby den zanikłych jezior wykazała w nich występowanie: drumlinów, różnej wielkości niecek i zagłębień o charakterze ukierunkowanym oraz form akumulacyjnych, tj. końcówek ozów. Ujawniła ponadto, że ozy kończące się w tych zanikłych jeziorach, wykazują obecność kredy jeziornej, zalegającej pod gliną zwałową. Oznacza to, że kreda jeziorna osadzała się w tych zbiornikach, już po uformowaniu się ozów, lecz w warunkach subglacjalnego jeziora, bowiem tkwią w niej bryły gliny zwałowej na podobieństwo dropstonów (ryc.ll.). Dowodzi to również tego, że wcześniej te podlodowe zbiorniki stanowiły bazę erozyjną dla rzek sub- i inglacjalnych. Stąd też niektóre z tych tuneli zostały wypełnione rumowiskiem i w konsekwencji powstały wały ozowe. Badania te dowiodły także obecności ablacji subglacjalnej i znikomej roli brył martwego lodu w kształtowaniu się niecek jeziornych, tym samym potwierdziły one wcześniejsze obawy Marksa (1996). Czas tworzenia się tych pierwszych jezior, przypada prawdopodobnie już na okres recesji lądolodu z więcborskiej strefy marginalnej i wynosi około 16,8 ka BP. Datują to m.in.ozy, które w tym czasie były już w pełni uformowane. Nie istniały natomiast jeszcze jeziora rynnowe, a przynajmniej te, które występują we wspomnianej już rynnie byszewskiej. Wytopiły się one znacznie później, tj. po powstaniu sandru Brdy, być może w tym samym czasie, jak niektóre z jezior północnej części Pojezierza Krajeńskiego (Nowaczyk 1994), chociaż zdaniem Błaszkiewicza (2003), który prowadził badania na sąsiednim Pojezierzu Starogardzkim, intensywność wytapiania się lodu zmieniała się w czasie i najszybciej zachodziła w alleródzie. Literatura Błaszkiewicz M., 2003, Wybrane problemy późnoglacjalnej i wczesnoholoceńskiej ewolucji mis jeziornych na Wschodnim Pomorzu, Przegl. Geogr., 75 (4), s Dziak W., 1959, Dokumentacja geologiczna torfowiska Nowy Dwór- Więcbork, Katedra Torfoznawstwa SGGW. Dziak W., 1962, Dokumentacja geologiczna torfowiska Adamowo - Iłowo, PTGleb. Warszawa. Galon R., 1965, Some newproblemsconcerningsubglacialchannels, Geogr. Pol., 6, s , Warszawa. Galon R., 1982, Zagadnienie genezy i wieku rynien podlodowcowych na Niżu Polskim na przykładzie rynny strzyżyńskiej w Borach Tucholskich, AUNC, Geogr., 17, s Gripp Iv, 1964, Erdgeschichte von Schleswig- Holstein, Neumünster i H. Herman P., 1958, Dokumentacja geologiczna torfowisk w miejscowości Świdwie, IMUZ. Kozarski S., 1966/1967, The origin of subglacial channels in the North Polish and North German Plain, Bull. Soc. Amis d. Sei. e Lettr.,Poznań. Kozarski S., 1994, Geneza rynien subglacjalnych na Niżu Polsko - Niemieckim, warsztaty teren.: Geomorfologia i osady strefy litoralnej jezior", Charzykowy, Poznań. Marks L., 1996, Rola martwego lodu w kształtowaniu mis jeziornych obecnych pojezierzy, Acta Geogr. Lodz., 71, s Niewiarowski W., 1988, Levels in subglacial channels and their signification in determining the channel origin and evolution, Geogr. Pol., 55, s Niewiarowski W., 1992, Morphogenesis of the Żnin channel as an example of a subglacial channel of complex origin in the Polish Lowland, Quest. Geogr., Spec. Iss., 3. Noryśkiewicz B., 1997, Analiza palynologiczna osadów w profilu Wysoka, Arch. Państw. Inst. Geol., Warszawa. 66

68 Nowaczyk B., 1994, Wiek jezior i problemy zaniku brył pogrzebanego lodu na przykładzie sandru Brdy w okolicy Charzykowy, warsztaty teren.: Geomorfologia i osady strefy litoralnej jezior", Charzykowy, Poznań. Pasierbski M., 1975, Uwagi o genezie niecki Jeziora Charzykowskiego, AUNC, Geogr, 11,35, s Pasierbski M., 1979, Remarks on the genesis of subglacial channels in Northern Poland, Eiszeitalter u. Geg. 29, Hannover. Pasierbski M., 1994, Stopień zaniku jezior w zależności od kształtu i genezy niecki na przykładzie środkowej części Pojezierza Krajeńskiego, AUNC, Geogr., 27, s Pasierbski M., 1995a, Morfologia i struktura moren czołowych lobu jeziora Juchacz, [w:] Krajobrazy Krajny, Przew. Wyc., 44 Zjazd PTG, Toruń. Pasierbski M., 1995b, Wysoka - krajobraz pola drumlinowego, [w:] Krajobrazy Krajny, Przew. Wyc., 44 Zjazd PTG, Toruń. Pasierbski M., 2000a, Wysoka Krajeńska, Morfologia i budowa drumlinu i jego otoczenia, [w:] Dawne i współczesne systemy morfogenetyczne środkowej części Polski Północnej, V Zjazd Geom. Pol., września 2000, Toruń. Pasierbski M., 2000b, Morfogeneza rynny byszewskiej, [w:] Dawne i współczesne systemy morfogenetyczne środkowej części Polski Północnej, V Zjazd Geom. Pol., września 2000, Toruń. Pasierbski M., 2001, Budowa geologiczna i kształt torfowiska Las Mesy, Arch. Kuj.- Pom. U. W. w Bydgoszczy. Pasierbski M., 2003, Rzeźba, budowa wewnętrzna i mechanizm przekształceń więcborskiej strefy marginalnej, Top Kurier, Toaiń. Ruksza S., 1958, Dokumentacja geologiczna torfowiska Łąki Mazurskie, Geotorf, Warszawa. Ussing N.V., 1903, Ora fyllands Hedesletter og Teorienefor deres Dannelse, Danske Vidensk. Selsk. Forh., Kobenhaven. Woldstedt P., 1923, Studien an Rinnen und Sanderflachen in Norddeutschland, Ib. Preuss. Geol. Landesanstalt 42, Berlin. Woldstedt P., 1952, Die Entstehung der Seen in den ehemals vergletscherten Gebieten, Eiszeitalter u. Geg. 2, s ABSTRACT. The authors reconstruct the relief of six bottoms of dissapeared lakes on the basis of field research and peat bog records. Moreover, they show that the common feature distinguishing these lakes is the occurence of eskers tailpieces. Similarly to subglacial rivers, the eskers flew into the water basins. The analysis of place and manner in which the lake bog was once deposited leads to conclusion that the lakes had existed in subglacial conditions as early as in 16,8 ka BP. Key words: Krajna Lake District, last glaciation, lake depression, eskers, drumlins, gyttia Załączniki Zał. 1. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikającego jeziora Juchacz Zał. 2. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Las Mesy Zał. 3 Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Łąki Mazurskie Zał. 4. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora koło Zboża Zał. 5. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Błota Roztoki Zał. 6. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Bagno Głusza 67

69 Zał. 7. Szkic hipsometryczny fragmentu rynny byszewskiej koło Byszewa Zał. 8. Profil podłużny rynny byszewskiej. Zał. 1. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikającego jeziora Juchacz 68

70 Zał. 2. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Las Mesy 69

71 Zał. 3 Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Łąki Mazurskie 70

72 Zał. 4. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora koło Zboża Zał. 5. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Błota Roztoki 71

73 72

74 Zał. 6. Szkic hipsometryczny otoczenia zanikłego jeziora Bagno Głusza Zał. 7. Szkic hipsometryczny fragmentu rynny byszewskiej koło Byszewa A: rynna powstała w wyniku erozji glacjalnej; B: rynna wytworzona przez erozję wody płynącej Zał. 8. Profil podłużny rynny byszewskiej. Objaśnienia: 1. Dno rynny wytworzonej przez erozję wody płynącej; 2. Dno rynny powstałej przez erozję glacjalną; 3. Wielkość egzaracji, 73

75 liczona między dnem rynny glacjalnej i powierzchnią wysoczyzny morenowej; 4. Osady piaszczyste sandru Brdy 74

76 Adam Krupa, Morfogeneza ozu obrowskiego, Pojezierze Krajeńskie. Morphogenesis of the Obrowo Esker, Krajna Lakeland. Journal of Health Sciences. 2013;3(14), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst stanowi rozdział w monografii Środowisko przyrodnicze w badaniach geografii fizycznej, Promotio Geographica Bydgostiensia, tom 2, Bydgoszcz 2005, s , ISBN MORFOGENEZA OZU OBROWSKIEGO (POJEZIERZE KRAJEŃSKIE) Morphogenesis of the Obrowo Esker (Krajna Lakeland) Adam Krupa Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. Na podstawie szczegółowego kartowania geomorfologicznego i analizy odsłonięć, autor ukazuje budowę ozu obrowskiego oraz współwystępujących z nim form rzeźby centralnej części obrowskiej niecki glacjalnej. Zebrany materiał umożliwia ustalenie genezy rzeźby badanego obszaru. Słowa kluczowe: Pojezierze Krajeńskie, ostatnie zlodowacenie, ozy, niecki glacjalne. Wprowadzenie Ozy należą z pewnością do charakterystycznych form rzeźby polodowcowej, spotykanych na Niżu Polskim. Na ogół jednak, z racji niewielkiej zajmowanej przez nie przestrzeni, nie dominują one w krajobrazie, przez co wydają się być tylko uzupełnieniem znanego inwentarza form rzeźby. Zwykle też są one stosunkowo nieliczne i występują w dużym rozproszeniu. Pod tym względem Pojezierze Krajeńskie szczególnie się wyróżnia. W środkowej części tego obszaru, w pasie od Złotowa na zachodzie po Koronowo na wschodzie, rozpoznano do tej pory aż 46 form ozowych. Według aktualnych badań, takie nagromadzenie ozów na Pojezierzu Krajeńskim jest jednym z dowodów szybkiego awansu czoła lądolodu o charakterze szarży (Pasierbski, 2003). Powstałe przekształcenia w rzeźbie dają obraz trudny do odczytania, jednak ozy są jednym z ważniejszych wskaźników sposobu zachowania się lądolodu (Knudsen, 1995). Na Pojezierzu Krajeńskim występują one w bardzo różnych sytuacjach, m. in. na grzbietach moren czołowych, przebiegają w poprzek rynien subglacjalnych, czy też są zakorzenione w sandrach (Pasierbski, 2003). Trudno je tutaj powiązać z istniejącymi na Krajnie ciągami moren. Pierwsze z ozów Pojezierza Krajeńskiego zostały odkryte przez badaczy niemieckich. Były to ozy: Szynwałd - Przepałkowo (Jentzsch, 1906, za: Pasierbski, 2003) oraz Stawnica - Złotów (Sonntag, 1919, za: Pasierbski, 2003). Badania powojenne przyniosły odkrycie ozu Płosków - Wielowiczek (Galon, 1952), zwanego dziś ozem Galona od nazwiska odkrywcy. Kolejnych 10 nowych form przedstawił, wraz z wcześniej opisanymi, T. Murawski (1973) w niepublikowanej pracy doktorskiej. Częściowo można je odnaleźć na nieco wcześniejszej Mapie Morfogenetycznej Wysoczyzny Krajeńskiej (Murawski, 1969). 75

77 Ten sam autor, w oddzielnej publikacji z 1985 roku, przedstawił szczegółowo budowę i genezę ozu Mąkowarsko - Kamionka. Jednak większość form rozpoznano niedawno w wyniku badań geomorfologicznych (Pasierbski, 1996) i opracowań kartograficznych (Pasierbski, Niewiarowski, 1996, 1998). Spośród nich kilka przedstawiono w pracy magisterskiej (Krupa, 2000). W oddzielnej publikacji zaprezentowano ozy w Kamieniu Krajeńskim, stanowiące unikalny przykład krzyżowania się tych form (Pasierbski, Krupa, 2000). Do najnowszych opracowań na temat ozów Pojezierza Krajeńskiego należy opis ozu Pamiętowo - Kęsowo, położonego na niewielkim polu drumlinowym (Pasierbski i Krupa, 2004). Ozy wymienione powyżej, oraz pozostałe, do tej pory nigdzie nie opisane, zostały umieszczone na mapie morfogenetycznej w najnowszym opracowaniu dotyczącym genezy rzeźby środkowej części Pojezierza Krajeńskiego (Pasierbski, 2003). Do tych ostatnich należy, przedstawiony w niniejszej pracy, oz obrowski. Ryc. 1. Położenie obrowskiej niecki glacjalnej. Obszar badań i metody badawcze Oz obrowski jest położony najdalej na północ spośród wszystkich dotychczas rozpoznanych ozów Pojezierza Krajeńskiego. Znajduje się on pośrodku rozległego, bagnistego obniżenia pomiędzy miejscowościami Obrowo i Kęsowo (ryc. 1.). Obniżenie to, w przeszłości w dużej części bezodpływowe, jest dziś drenowane przez sieć rowów oraz jeden większy, uregulowany ciek, Wytrych, którego wody kierują się na południe, do doliny rzeki Kamionki. W północnej części omawianej niecki znajduje się jedno większe jezioro, Obrowo, z którego bierze początek Wytrych. Oprócz tego istnieje kilka mniejszych, zanikających jezior i sporo stawów powstałych po wydobyciu torfu. Z danych uzyskanych z dokumentacji geologicznej złóż torfu tego obszaru (Bernat, 1957) wynika, że 76

78 w przeszłości również był to teren zabagniony, a występowanie gytii ograniczone jest do wąskich pasów wokół istniejących jeszcze jezior. Obszar niecki zajęty jest przez lasy, łąki i trzcinowiska. Dno niecki jest nierówne. Obok płaskich powierzchni torfowisk występują liczne, niewielkie pagórki i płaty wyniesione do kilku metrów ponad otoczenie. Do najlepiej wyrażonych pod tym względem należy ciąg pagórków ozu obrowskiego, biegnący od okolic jeziora Obrowo do początku subglacjalnej rynny Wytrycha (ryc. 2.). Obszar niecki, znaczony jako rozległe sandrowe wytopisko, pojawił się na wspomnianej we wprowadzeniu Mapie Morfogenetycznej Wysoczyzny Krajeńskiej T.Murawskiego (1969). 77

79 Ryc. 2. Szkic hipsometryczny obszaru położenia ozu obrowskiego. A-B linia przekroju geologicznego przedstawionego na rycinie 5. Występujące w jej dnie wyniosłości, w tym pagórki ozu, zostały tam zinterpretowane jako ostańce poziomów sandrowych. Zaliczono do nich również niższe powierzchnie morenowe, położone na wschód i na południe od niecki. Dokonane przy okazji pracy nad ozem w pobliskim Kęsowie obserwacje terenowe wpłynęły na podjęcie bardziej szczegółowych badań w rejonie niecki obrowskiej. Badania rozpoczęto od analizy mapy topograficznej w skali 1 : arkusz Kęsowo oraz dostępnych dokumentacji, m. in. dokumentacji geologicznej złóż torfu. Prace terenowe polegające na szczegółowym kartowaniu geomorfologicznym pozwoliły odpowiedzieć na pytania dotyczące budowy pagórków w dnie niecki i ich przypuszczalnej genezy. W istniejących odsłonięciach i punktach wierceń świdrem glebowym dokonano analizy i klasyfikacji osadów pod względem strukturalnym i teksturalnym, przy czym do opisu litofacji użyto kodu litologicznego w wersji podanej przez T. Zielińskiego (1995). Wykonano również pomiary deformacji nieciągłych znalezionych w ozie. Przygotowano niezbędną dokumentację fotograficzną i rysunkową w postaci map i diagramów, których najważniejszą część zamieszczono w pracy. Morfologia ozu obrowskiego Ciąg pagórków ozowych składa się z 6 odcinków. Domniemaną długość ozu, policzoną razem z występującymi w jego przebiegu przerwami, oceniono na około 2000 m. Jest to zatem dość krótka forma, typowa dla Pojezierza Krajeńskiego (Murawski, 1974). Z analizy mapy topograficznej (ryc. 2.) wynika, że podstawa ozu znajduje się na wysokości od około 118,5 m n.p.m. w części północnej i obniża się do około 115,5 m n.p.m. w części południowej, gdzie oz kończy się gwałtownie na skraju rynny Wytrycha. Poziom torfowiska, w którym tkwi oz, obniża się zatem o około 3 m w kierunku południowym, to jest w kierunku spływu wody ze środkowej części niecki. Pagórki ozu wznoszą się ponad torfowisko odpowiednio od około 0,5 m w odcinku północnym, poprzez 3 m w części środkowej, po 5-7 m w ostatnim, południowym odcinku. Sprawia to wrażenie wynurzania się" ozu z dna zatorfionej niecki. Początek ozu jest trudny do wyznaczenia z samej tylko morfologii, stąd konieczne stało się poznanie litologii obszaru w okolicy jeziora Obrowo. Oz rozpoczyna się nieco na południe od jeziora wąskim i ledwo zaznaczającym się na mapie grzbiecikiem o wysokości 0,5 do 1,5 m i szerokości m. W tym miejscu, środkiem grzbietu biegnie polna droga do Obrowa. Trudno tu mówić o jakiejś znaczącej formie rzeźby, w terenie bowiem, bez analizy mapy topograficznej, trudno wskazać ten fragment ozu. Oz wg opisów, które można znaleźć w literaturze, to przede wszystkim forma rzeźby terenu (Niewiarowski, Hennig, 2000). W tym przypadku grzbiet osadzony jest w torfowisku, o czym świadczy litologia obszaru i nie można powiedzieć, że ozu tu nie ma. Zatorfienie niecki to w końcu efekt późniejszych procesów w podmokłym terenie. Drugi wyróżniony odcinek wznosi się do wysokości około 2,5 m. Od strony zachodniej opływa go Wytrych (ryc. 2.). 78

80 Trzeci wyraźny odcinek pojawia się kilkadziesiąt metrów dalej, po dość gwałtownym skręcie w kierunku południowo - wschodnim. Wysokość tego odcinka sięga również 2,5 m. W jego południowej części przeprowadzony został przekop rowu, co pozwoliło na określenie litologii powierzchni formy. Czwarty odcinek pojawia się po kolejnej, krótkiej przerwie, którą wykorzystuje Wytrych, przechodząc na wschodnią stronę grzbietu. Od strony południowo - zachodniej tego pagórka znajduje się płat niskiej wysoczyzny morenowej. Pagórek ozu ma tu długość ok. 400 m i wysokość 1,5 do 3,5 m. Przerwę między czwartym a piątym odcinkiem ozu ponownie wykorzystuje Wytrych, kierując się na zachodnią stronę grzbietu, wprost do rynny subglacjalnej. Kolejny, piąty odcinek ozu to owalny pagórek o wysokości ok. 7 m, który nosi nazwę Lisia Góra. Ponieważ w piaszczystej formie znajdują się liczne nory świadczące o bytowaniu lisów, wskazuje to na ważną i dość unikalną rolę takich form w środowisku przyrodniczym obszarów bagiennych. Najokazalszy jest południowy, szósty odcinek ozu, w formie wąskiego (30-40 m), długiego na około 190 m wału o dość wyrównanej powierzchni grzbietowej. Jego wysokość względna sięga około 6-7 m. Ma on przebieg południkowy i kończy się na skraju rynny Wytrycha. Od strony wschodniej przyrasta do niego niski i szeroki grzbiet, którego budowa wewnętrzna nie pozwala zaliczyć do form ozowych i ma on raczej związek z podobnymi, choć mniejszymi grzbiecikami położonymi dalej w kierunku wschodnim. Należałoby zwrócić uwagę na przerwy w ciągłości ozu, zwłaszcza w jego środkowej i południowej części, gdzie pagórki są najwyższe. Takie luki mogą świadczyć o tym, że osady ozu składane były częściowo na lodzie, którego wytopienie spowodowało zniszczenie formy. Prawdopodobne jest też działanie erozyjne wód roztopowych, spływających z niecki w kierunku południowym. Oba czynniki mogły oddziaływać morfotwórczo na grzbiet ozu. Powstałe w ten sposób przerwy zostały wykorzystane podczas meliorowania tego terenu, kiedy to wykopano rów Wytrycha. Układ pagórków ozowych wykazuje wyraźne zmiany kierunku. Prawdopodobnie ma to związek z przebiegiem szczeliny w lądolodzie, być może był to system szczelin podłużnych, zgodnych z kierunkiem ruchu lodu, oraz poprzecznych, prostopadłych do kierunku ruchu. Budowa wewnętrzna ozu obrowskiego Budowę geologiczną ozu przedstawiono na przykładzie czwartego odcinka, o przebiegu NW - SE, położonego w odległości m od płata wysoczyzny (ryc.4). Stopniowa eksploatacja kruszywa pozwoliła prześledzić budowę ozu w kilku kolejnych intersekcjach prostopadłych do osi morfologicznej formy. Z powodu wysokiego poziomu wód gruntowych nie udało się określić całkowitej miąższości osadów glacjofluwialnych. Obserwacje sięgnęły do 4 m. Jednak, w połączeniu z danymi uzyskanymi z wierceń świdrem glebowym, można przynajmniej w przybliżeniu mówić o genezie powierzchniowej części ozu. W badanej odkrywce (ryc. 3.) oz budują piaski i żwiry o warstwowaniu horyzontalnym bądź nachylonym (litofacje GSl, Sh, Sl), rzadziej przekątnym płaskim czy 79

81 rynnowym (litofacje St, Sp). Charakterystyczne jest naprzemianległe występowanie ławic piaszczystych i żwirowych. W obrębie każdej z nich można zauważyć kilkakrotnie powtarzające się sekwencje cechujące się zwykle drobniejącym ku górze ziarnem. Jest to szczególnie widoczne w przypadku warstw żwirowych, które przechodzą ku górze w żwir piaszczysty, aż do piasków (SGh, Sh). Ryc. 3. Budowa wewnętrzna ozu obrowskiego w przekroju poprzecznym do osi morfologicznej formy; A - lokalizacja odsłonięcia; B - odsłonięcie (litofacje: SGm masywny, piaszczysto-żwirowy osad ablacyjny; GSm żwir piaszczysty, masywny; GSl żwir piaszczysty o warstwowaniu nachylonym; Sh piaski warstwowane horyzontalnie; Sl piaski o warstwowaniu nachylonym; St piaski o warstwowaniu rynnowym; Sp piaski o warstwowaniu przekątnym płaskim; FSr mułki piaszczyste o uwarstwieniu ripplemarków wstępujących; Fw mułki o warstwowaniu falistym; CaCO3 - warstwa osadu wzbogaconego w węglany); C diagram biegu płaszczyzn normalnych uskoków zrzutowych (O oś morfologiczna formy). Warstwowanie w obrębie żwirów jest słabo widoczne, częściowo jest to struktura masywna (litofacje GSm, SGm). Takie ławice gruboziarnistych osadów, znajdowanych w rozcięciach erozyjnych, świadczą o rytmicznie powtarzających się wysokoenergetycznych spływach wód roztopowych, co w warunkach otwartej szczeliny określić można jako hyperconcentrated flow". W osadzie wyraża się to właśnie poprzez jego masywną strukturę (Delaney, 2002). Ponadto gruboziarniste osady pochodzące z początku opadania fali wezbrania, są na ogół źle wysortowane. Wśród otoczaków żwirowych zdarzają się także 80

82 małe głazy. Możliwe, że ich transport był krótki, a więc mogą pochodzić z mas błota morenowego spływającego do szczeliny. Dalsze opadanie fali wezbraniowej powoduje zrzut drobniejszych i lepiej wysortowanych frakcji o dłuższym czasie transportu. Warstwowanie pozostaje prawie bez zmian. Dno jest płaskie, co dowodzi jeszcze stosunkowo dużej energii płynącej wody przy jednoczesnym spłyceniu koryta (Zieliński, 1998). W jednym przypadku udało się znaleźć zapis zamierania przepływu wody w szczelinie. Stanowi go pakiet mułków przewarstwiony osadem węglanowym. Mułki i drobnoziarniste piaski mułkowate, występujące pod warstwą kredy, dowodzą zamierania przepływu. W szczelinie przy słabym przepływie, a nawet jego braku, mógł spokojnie opadać na dno najdrobniejszy materiał niesiony w zawiesinie oraz taki, który ulegał wytrąceniu z wody (węglany). Ustanie przepływu wody w szczelinie można wiązać z rytmem ablacji, na co wskazywać mogą powtarzające się charakterystyczne struktury i tekstury osadów. Aktualne badania nad pochodzeniem wytrąceń węglanu wapnia w osadach polodowcowych wskazują, że ta warstwa o miąższości do kilku centymetrów może być zapisem warunków zimowych, kiedy to dopływ wód subglacjalnych do szczeliny musiał być niewielki. Takie wody wykazują silne zmineralizowanie. Okresowe zamarzanie wody powoduje wytrącanie zawartych w nich soli i ich krystalizację (Bukowska - Jania, 2003). Zawarty w wodzie węglan wapnia pochodzi z rozpuszczania węglanowej zawiesiny, wynoszonej przez wody subglacjalne z rozmywanej moreny dennej. Na wskazane pochodzenie warstwy węglanów wskazuje fakt konserwowania przez nią starszych, mułkowo - piaszczystych form dna. Węglany przykryte są przez mułki i mułki piaszczyste wskazujące na powolne wznowienie przepływu wody. Są one w stropie porozcinane przez ławicę żwirów. Po odsłonięciu fragmentu powierzchni warstw mułkowych okazało się, że wcięcia erozyjne mają charakter wydłużonych, przypuszczalnie zgodnie z kierunkiem paleoprądów, bruzd, wypełnionych gruboziarnistym materiałem. Bruzdy te sięgają warstwy węglanowej, w którą są wciśnięte żwirowe otoczaki, co jest kolejnym dowodem na sedymentację węglanów w warunkach otwartej szczeliny. Równie ważnym dowodem jest stromy uskok rozcinający m.in. warstwę węglanów, o zrzucie ok. 20 cm (ryc. 3). Uskok ten można wiązać z końcowym etapem rozwoju formy, tj z wytapianiem martwego lodu w jej otoczeniu. Rozcięcia erozyjne i wypełniający je gruby materiał jest zapisem gwałtownego wezbrania wód roztopowych. Podobne sekwencje, tj drobnoziarniste osady, rozcięte przez koryta wypełnione żwirami i piaskiem gruboziarnistym obserwowane były w pionowym profilu kilkakrotnie, choć nigdy w całym przekroju poprzecznym, co jest efektem turbulentnego ruchu płynącej wody. Miejscami obserwowano ponad warstwą mułkową dość łagodne, bez wyraźnej erozji, stopniowe przejścia do warunków górnego płaskiego dna. Profil litologiczny (ryc. 4.) ukazuje więc na tym poziomie pełniejszy zapis w stosunku do obserwowanego wcześniej (ryc. 3.). Występują w nim generalnie drobniejsze osady, za wyjątkiem jego dolnej części, gdzie widoczne są żwiry o nachylonym układzie (Gl), wskazujące na wysokoenergetyczne środowisko, tworzenie się tzw. podłogi żwirowej. Powyżej dominują piaszczyste litofacje o uwarstwieniu horyzontalnym, (Sh, Sl). Wypełniają one cały 81

83 przekrój poprzeczny szczeliny. Miejscami pojawiają się piaszczyste litofacje o warstwowaniu przekątnym płaskim (Sp), będące dowodem głębszego przepływu, w którym mogły tworzyć się średnich rozmiarów odsypy poprzeczne w stosunku do kierunku przepływu wody. Pomierzone kierunki paleoprądów wskazują na niezmienny, południowy kierunek przepływu wody w badanym odcinku. Ryc. 4. Budowa wewnętrzna ozu obrowskiego na tle jego otoczenia; A lokalizacja odsłonięcia; B szkic litologiczny; C obraz przestrzenny budowy wewnętrznej ozu (1-4 miejsca wierceń i odkrywek); D profil litologiczny osadów ozu (litofacje: SGm 82

84 masywny piaszczysto-żwirowy osad ablacyjny; Gl żwiry o warstwowaniu nachylonym; Sh piaski warstwowane horyzontalnie; Sl piaski o warstwowaniu nachylonym; SFm spływowy osad piaszczysto-mułkowy, masywny; FSr mułki piaszczyste o uwarstwieniu ripplemarków wstępujących; Fw mułki o warstwowaniu falistym; CaCO3 warstwa osadu węglanowego). W jednym przypadku znaleziono osad spływowy, piaszczysto - mułkowy, o masywnej strukturze (SFm). Kilka kolejnych jęzorów spływowych jest podkreślonych nieco grubszym ziarnem piasku. Ostatnim etapem sedymentacji w szczelinie wydają się być masywne piaski ze żwirem (SGm), o pochodzeniu ablacyjnym, prawdopodobnie też przeobrażone przez procesy peryglacjalne. Na stokach formy stają się one bardziej gliniaste (DSGm), a jednocześnie wzbogacone są o różnej wielkości głazy, pochodzące z wytapiania lodowych ścian. Ponieważ istnienie takiego osadu na obu dłuższych stokach formy wskazuje na kontakt z lodem, można w przybliżeniu, uwzględniając dyslokacje wywołane topnieniem lodu, określić szerokość szczeliny w tym miejscu na około m. W jednym przypadku, wykonany w szóstym odcinku ozu szurf pozwolił stwierdzić obecność spływowej, warstwowanej gliny o miąższości około 0,5 m. Wiercenia dokonane w pozostałych odcinkach ozu ukazały brak zwartej pokrywy gliny zwałowej na jego grzbiecie, co sugeruje genezę formy, jako powstałej w szczelinie otwartej. Wskazują na to również liczne deformacje nieciągłe w postaci uskoków zrzutowych normalnych, o zrzutach skierowanych głównie na zewnątrz formy. Biegi płaszczyzn tych uskoków są mniej więcej równoległe do osi morfologicznej grzbietu. Mogły więc powstać jedynie w wyniku wytopienia ścian lodowych, wspierających złożony w szczelinie osad glacjofluwialny (ryc. 3.). Forma rzeźby (w swojej powierzchniowej części, oraz tej obłożonej" przez osady biogeniczne) określona jako oz obrowski, jest zatem formą szczelinową, powstałą w warunkach szczeliny otwartej, w martwym lodzie. Ryc. 5. Budowa geologiczna dnia niecki obrowskiej (lokalizacja przekroju na rycinie 2). Morfologia i budowa wewnętrzna form z otoczenia ozu obrowskiego Analizując mapę hipsometryczną badanego obszaru (ryc. 2.) można stwierdzić, że z generalnie wyrównanej powierzchni torfowiska, oprócz przedstawionego, dominującego tu 83

85 ozu, wyrastają też liczne mniejsze, mniej lub bardziej regularne formy. Zwykle mają owalny lub nieco wydłużony kształt i niewielką wysokość, od 0,5 do 3,5 m ponad poziom torfowiska. Wydają się mieć one większy związek z płatami wysoczyzny, jak na przykład w południowo - zachodniej części tego obszaru, gdzie torfowiska wkraczają w nie małymi zatokami. Niestety, badania terenowe ujawniły brak jakichkolwiek odsłonięć. Większość form udało się jednak przewiercić do podstawy. Okazało się, że zbudowane są one niemal w całości z gliny zwałowej, czasem z piaszczystą pokrywą ablacyjną (ryc. 5). W związku z tym uznano je za nierówności w dnie niecki, powstałe w wyniku egzaracji i akumulacji glacjalnej. Obniżenie obrowskie jest więc niecką glacjalną. Przykładów podobnych obniżeń jest na Pojezierzu Krajeńskim więcej, także z występującymi w ich dnie wałami i pagórkami ozów, na przykład Bagno Roztoki z ozem Suchorączek, czy wnętrze lobu Wiskitna z ozem Wzgórze Grzywa (Pasierbski, 2003). Jak wynika z dokumentacji geologicznej złóż torfu oraz własnych wierceń, pokłady tej kopaliny osiągają w niecce obrowskiej 4-5 i więcej metrów miąższości, przez co niektóre ze stwierdzonych tu gliniastych pagórków, są niejako utopione" w torfie, a przez to w rzeczywistości okazalsze i nie stanowią tylko drobnych nierówności. Tego typu formy można również zaobserwować w pozostałych nieckach znajdowanych na terenie Pojezierza Krajeńskiego, i możliwe, że są to drumliny. Dyskusja Oz obrowski w świetle podanych dowodów jest formą powstałą w szczelinie otwartej. Wskazuje na to brak zwartej pokrywy gliny zwałowej na grzbiecie, za wyjątkiem płaszcza osadów ablacyjnych, w tym kamienistej gliny na stokach formy. Ponadto, za istnieniem szczeliny otwartej przemawia obecność licznych uskoków zrzutowych normalnych, których biegi są zgodne z osią morfologiczną ozu i które wskazują na składanie osadów glacjofluwialnych na kontakcie z lodem. Z danych nieopublikowanych (Pasierbski, informacja ustna), z wiercenia wykonanego w ostatnim, szóstym pagórku ozu wynika, że osadów ozowych, pod powierzchnią terenu, jest tu jeszcze około 4 m. Obserwacje dotyczące miąższości torfu obok tego odcinka ozu, uzyskane niedawno, pokazują, że jest go tam przynajmniej 3-4 m. Przy braku dokładniejszych danych dotyczących miąższości osadów ozu nie można jednak określić, czy pierwszym etapem tworzenia się ozu był tunel subglacjalny, czy też może szczelina otwarta, sięgająca spągu lądolodu. Zestawienie tych danych nie wskazuje, żeby osad ozu był złożony w tunelu wciętym w podłoże lądolodu. Z literatury wiadomo, że oz może być formą poligeniczną, gdzie początkowy etap jego powstawania wiąże się ze środowiskiem subglacjalnym, a kolejny z otwartą szczeliną, utworzoną przez zawalenie stropu tunelu lodowego (Michalska, 1971). Tunel subglacjalny obecnie rozumie się, jako: 1 - wcięty w podłoże pod lodem, w warunkach przepuszczalnego i nieskonsolidowanego (rozmywalnego) podłoża (tunel typu N, Brennand, 2000) oraz 2 - wcięty w stopę lądolodu (tunel typu R), w warunkach nieprzepuszczalnego lub słabo przepuszczalnego podłoża (skały lite, ilaste, gliny zwałowe? ). W przypadku, gdy oz formuje się w tunelu typu R, który ulega otwarciu (zawaleniu), po czym następuje sedymentacja w szczelinie otwartej, na grzbiecie formy nie ma gliny 84

86 zwałowej typu melt - out, a dowodów genezy subglacjalnej ozu należy szukać w osadach, które mogłyby pochodzić z wytapiania ze stropu tunelu grubszych frakcji i opadania zawartych w zawiesinie części drobniejszych, czy też ze spływania błota morenowego ze ścian tunelu. Badany oz, jako formę rzeźby dna obrowskiej niecki glacjalnej, zawdzięczamy głównie akumulacji w otwartej szczelinie lodowej. Odpływ wody następował w kierunku południowym i musiał być związany z rytmem ablacji, co uwidocznione jest w postaci skrajnie zmiennego uziarnienia w profilu pionowym. Pewną rzadkością są w ozach osady węglanowe, których pierwotne pochodzenie z sedymentacji w szczelinie zostało poparte przez współwystępujące struktury, na przykład uskoki zrzutowe. Z niewątpliwie pierwotnie ciągłego wału pozostał ciąg pagórków, a luki między nimi mogą dowodzić, że osady glacjofluwialne były na tych odcinkach składane na lodzie. Być może są one też efektem współdziałającej erozji wód spływających z niecki. Oz dość gwałtownie urywa się na początku rynny subglacjalnej Wytrycha. Czy w tym miejscu również kończyła się szczelina, czy też biegła dalej, wzdłuż rynny? Odpływ wody z pewnością odbywał się w tym kierunku, gdzie bazą dla wód płynących szczeliną mógł być szerszy trakt powstały na zawalonej rynnie subglacjalnej. Obrowska niecka glacjalna wyścielona jest gliną zwałową, która buduje również liczne drobne formy wypukłe, wystające z torfowiska. Część z nich, z powodu otoczenia torfami o dość dużej miąższości ma z pewnością znacznie większe rozmiary. Możliwe, że są to drumliny. Nieco dalej na południe od opisywanego obszaru, jeszcze nad rynną Wytrycha, pojawiają się na obniżonym w stosunku do otoczenia płacie wysoczyzny morenowej drumliny, które stanowią grupę łączoną z niewielkim skupiskiem tych form w pobliskim Kęsowie (ryc. 1.). Oz obrowski, powstały w szczelinie otwartej lądolodu, jest wobec pozostałych pagórków występujących w niecce formą młodszą, a prawdopodobnie jedną z najmłodszych form rzeźby opisywanego obszaru. Wnioski W wyniku przeprowadzonych obserwacji, okazało się, że w dnie niecki obrowskiej występuje forma ozowa, zaś liczne, niewielkie pagórki są zbudowane głównie z gliny zwałowej. Niecce można przypisać (przynajmniej w badanej, środkowej części) genezę glacjalną. Wg poprzednich interpretacji (Murawski,1969), badany obszar stanowiło rozległe, sandrowe wytopisko, a występujące w jego dnie pagórki były ostańcami poziomów sandrowych. Oz obrowski jest formą ostatecznie wykształconą w szczelinie otwartej lądolodu, na co wskazują m.in. brak pokrywy gliny na grzbiecie, czy też obecność uskoków zrzutowych w całym przekroju poprzecznym badanego segmentu. Brak dokładniejszych danych geologicznych na temat miąższości osadów nie pozwala odpowiedzieć na pytanie, czy początkiem tworzenia ozu była faktycznie szczelina otwarta, czy też mógł być to niewielki subglacjalny tunel. W budowie wewnętrznej można doszukać się pewnego rytmu sedymentacji, związanego z rytmem ablacji lądolodu. Wskazują to pionowe zmiany uziarnienia, od drobnych piasków i mułków, po gruboziarniste piaski i żwiry. Często obserwowana 85

87 masywna lub horyzontalna struktura tych ostatnich wskazuje na dużą energię wód płynących szczeliną lodową. Stwierdzono obecność osadu węglanowego, wytrącanego prawdopodobnie z wody bogatej w węglan wapnia, co wynika m. in. z obecności struktur erozyjnych, związanych z przepływem wód roztopowych o charakterze wezbrania, oraz deformacyjnych, takich, jak uskoki zrzutowe, które można wiązać z procesem wytapiania ścian szczeliny lodowej i osiadania złożonego w niej osadu. Węglany mogły wobec tego osadzić się jedynie w powstałym w szczelinie okresowym zbiorniku wodnym, a wytrącały się podczas jego zamarzania. W przedłużeniu ciągu pagórków ozu obrowskiego w kierunku południowym, położona jest rynna subglacjalna Wytrycha, pomiary paleoprądów wskazują południowy kierunek odpływu wody. Morfologiczna zgodność położenia obu form nie jest prawdopodobnie przypadkowa i można sądzić, że wody płynące szczeliną kierowały się do owej rynny. Literatura Bernat J., Dokumentacja geologiczna złóż torfu Dolina rzeki Kicz" Przedsiębiorstwo Poszukiwania i Badań Torfu Geotorf", Warszawa. Brennand T. A., Deglacial water drainage and glaciodynamics: inferences from Laurentide eskers, Canada, Geomorphology 32, s Bukowska - Jania E., Rola systemu lodowcowego w obiegu węglanu wapnia w środowisku przyrodniczym, Wydawnictwo Uniwesytetu Śląskiego, Katowice. Delaney C., Sedimentology of a glaciofluvial landsystem, Lough Ree area, Central Ireland: implications for ice margin characteristic during Devensian Deglatiation, Sedimentary Geology, 149, s Galon R., Formy polodowcowe okolic Więcborka, Stud. Soc. Sci. Tor., 1 (5), Geogr. et Geol., s Knudsen Ó., Concertina eskers, Bruarjokull, Iceland, an indicator of surge type glacier behaviour, Quarternary Science Reviews, 14 (5), s Krupa A., Porównanie budowy wewnętrznej wybranych ozów Pojezierza Krajeńskiego, praca magisterska, UMK, Toruń, praca magisterska. Michalska Z., Zagadnienia genezy ozów na tle wybranych przykładów z obszaru Polski Środkowej, Studia Geologica Polonica, vol.xxxvi, Wyd. Geol., Warszawa. Murawski T., Mapa Morfogenetyczna Wysoczyzny Krajeńskiej, IG i PZ, PAN, Toruń. Murawski T., 1973, Ozy Wysoczyzny Krajeńskiej i ich rola w krajobrazie polodowcowym, maszynopis w Bibl. Uniw. Gdańskiego. Murawski T., Ozy Wysoczyzny Krajeńskiej i ich rola w krajobrazie polodowcowym, Dok. Geogr. 6. Murawski T., Oz Mąkowarsko - Kamionka, Przegl. Geogr., 47 (4), s Niewiarowski W., Hennig B., Ozy Pojezierza Chełmińsko Dobrzyńskiego i południowo - zachodniej części Garbu Lubawskiego. Stopień ich przekształcenia antropogenicznego i potrzeby ochrony, AUNC, Geogr., 30, Toruń. 86

88 Pasierbski M., Więcborskie moreny czołowe w świetle nowych badań, AUNC, Geogr., 28, Toruń. Pasierbski M., Budowa wewnętrzna i mechanizm przekształceń więcborskiej strefy marginalnej, Top Kurier, Toruń. Pasierbski M., Krupa A., Morfologia, budowa wewnętrzna i mechanizm rozwoju ozów koło Kamienia Krajeńskiego, (w:) Dawne i współczesne systemy morfogenetyczne środkowej części Polski Północnej, V Zjazd Geomorfologów Polskich, Toruń. Pasierbski M., Krupa A., Położenie i budowa ozu Pamiętowo Kęsowo (Pojezierze Krajeńskie), Przegl. Geogr., t. 76, s Pasierbski M., Niewiarowski W., Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1 : , ark. Więcbork, Arch. Państw. Inst. Geol. Warszawa. Pasierbski M., Niewiarowski W., Szczegółowa mapa geologiczna Polski 1 : , ark. Sępólno Krajeńskie, Arch. Państw. Inst. Geol. Warszawa. Zieliński T., Kod litofacjalny i litogenetyczny - konstrukcja i zastosowanie, (w:) Mycielska-Dowgiałło E., Rutkowski J. (red.), Badania osadów czwartorzędowych, Warszawa, s ABSTRACT. On the basis of the detailed geomorphological mapping and outcrops analysis, the author shows the internal structure of Obrowo Esker and landforms that are connected with it in the central part of the Obrowo glacial depression. Collected data enable to establish landform genesis of the researched area. Keywords: Krajna Lakeland, last glaciation, eskers, glacial depression 87

89 Danuta Szumińska, Karolina Fabianowska, Uwarunkowania występowania i dynamika wypływów wód podziemnych w obszarach sandrowych na przykładzie środkowej części zlewni Wdy. The occurrence and dynamics of groundwater outflows in outwash plain areas illustrated with the example of the central part of the Wda drainage basin. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Uwarunkowania występowania i dynamika wypływów wód podziemnych w obszarach sandrowych na przykładzie środkowej części zlewni Wdy The occurrence and dynamics of groundwater outflows in outwash plain areas illustrated with the example of the central part of the Wda drainage basin Danuta Szumińska 1, Karolina Fabianowska Instytut Geografii, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy dszum@ukw.edu.pl 1 STRESZCZENIE. W artykule przedstawiono wyniki badań przeprowadzonych na obszarze sandrowym, w środkowej części zlewni Wdy, których celem była inwentaryzacja naturalnych wypływów wody i wyznaczenie stref źródłowych, obserwacja wydajności, temperatury i przewodności wody w obrębie wybranych obiektów. Na badanym obszarze zaobserwowano 109 naturalnych wypływów wody, z dominującym typem wypływów podzboczowych, a wskaźnik gęstości źródeł uzyskał wysoką wartość 0,27 źr km -2. Pojedyncze wypływy wody cechują się niewielką wydajnością, rzadko przekraczającą 0,11 l s -1 i przeważnie nieskoncentrowanym charakterem. Wydajność stref źródliskowych może przekraczać jednak 10 1 s -1. Wypływy wody na badanym obszarze drenują trzy poziomy wodonośne: nadglinowy, międzyglinowy I i międzyglinowy II, a lokalizacja wypływów wskazuje na zasilanie głównie z pierwszego poziomu międzyglinowego. Wypływy wody charakteryzują się znaczną stabilnością odpływu, zwłaszcza w profilach zlokalizowanych bezpośrednio poniżej stref źródliskowych. Największe wahania przepływów poniżej stref źrodliskowych związane są z okresowym utrudnieniem infiltracji w przemarznięte podłoże oraz zahamowaniem odpływu wskutek budowy tam bobrowych. Słowa kluczowe: wypływ wód podziemnych, źródło, strefa źródliskowa, sandr, rynna subglacjalna, Bory Tucholskie, zlewnia Wdy Wstęp Źródła są specyficznym obiektem hydrograficznym, w którym następuje połączenie między wodami podziemnymi a powierzchniowymi. Ze względu na swój punktowy charakter są często trudne do identyfikacji, a wypływy wody o niewielkiej wydajności traktowane są marginalnie, bądź całkowicie nie zauważane. Najbardziej widoczne w krajobrazie są obiekty o dużej wydajności, bądź takie, które użytkowane są przez człowieka. Dla gospodarki ludzkiej największe znaczenie mają źródła dostarczające wodę pitną. Pomimo wielu prób nadal występują pewne rozbieżności w stosowaniu pojęcia źródło. Termin ten używany jest w zależności od indywidualnego podejścia do typologii i klasyfikacji (Puk, 2007). Autorzy przyjęli stosowany przez P. Moniewskiego (2004) termin naturalne wypływy wód podziemnych dla określenia wszystkich form kontaktu wód 88

90 podziemnych z powierzchnią oraz rozdzielając pojęcie wypływów nieskoncentrowanych (wycieków, wysięków, młak) od źródeł sensu stricte. Zespoły źródeł występujących w bliskim sąsiedztwie (Pazdro, 1983) bądź podmokłe obszary, gdzie skupione są zarówno źródła, jak i wysięki, wycieki i młaki określono jako strefy źródliskowe. Ponadto stosowano pojęcia związane z klasyfikacjami na podstawie: wydajności (Moniewski, 2007, Pazdro, 1983), zmienności (Tomaszewski, 1989), temperatury (Wieczysty, 1982), mineralizacji (Moniewski, 2007), typu wodonośca (Tomaszewski, 1989) oraz odniesienia do form morfologicznych (Humnicki, 2006). Badania źródeł w Polsce obejmowały do tej pory głównie obszary górskie i wyżynne, ze względu na ich dużą liczebność i znaczną wydajność na tym obszarze. Koncentrowanie się przez badaczy na źródłach wyłącznie w rozumieniu wypływów skoncentrowanych, spowodowało uznanie obszaru Niżu Polskiego za ubogi krenologicznie (Pazdro, 1983, Moniewski, 2004). Określa się, iż powstaniu źródeł na Niżu nie sprzyjają małe deniwelacje terenu i nieciągłość warstw wodonośnych (Dynowska, Pociask-Karteczka, 1999). Pomimo postępu w badaniu obszarów źródliskowych na obszarze nizinnym, wciąż można uznać rozpoznanie zjawiska wypływów wody w tej części kraju za niewystarczające (Moniewski, 2004). P. Jokiel (1997) uważa z kolei, że występowanie na mapie krenologicznej Polski (...) wielu białych plam nie oznacza braku źródeł w tych rejonach. Wynika raczej z braku zainteresowania tym tematem przez lokalnych badaczy. Do obszarów na Niżu Polskim, o relatywnie dobrym rozpoznaniu krenologicznym można zaliczyć rejon Wzniesień Łódzkich (Moniewski, 2004), dorzecze Parsęty (Mazurek, 2005, 2006, 2008), pradolinę Redy-Łeby (Fac-Beneda, Hryniszak, 2007) oraz teren województwa pomorskiego (Fac-Beneda, 2008). Wszystkie cytowane prace wskazują na znacznie większą liczbę faktycznie występujących wypływów wód podziemnych, w stosunku do kartowania hydrograficznego związanego z wykonaniem map hydrogeologicznych i hydrograficznych. Cel i metody badań W niniejszej pracy zaprezentowano wyniki badań przeprowadzonych w obrębie południowej części mezoregionu Borów Tucholskich, który obejmuje swoim zasięgiem rozległą powierzchnie sandrów Wdy i Brdy. Badany obszar zlokalizowany jest w obrębie zlewni Wdy, w pobliżu jej zachodniego wododziału ze zlewnią Brdy. Na prostokątnym obszarze o powierzchni 63,3 km 2 przeprowadzono inwentaryzację naturalnych wypływów wody i wyznaczono strefy źródliskowe (ryc. 1) Do szczegółowych badań, obejmujących obserwację wydajności, temperatury i przewodności wody, wytypowano dwa obszary o przebiegu równoleżnikowym. Obydwa zlokalizowane są w obrębie rynien subglacjalnych, wykorzystywanych przez cieki. Pierwszy, o powierzchni 3,15 km 2, stanowi zachodnią część rynny odwadnianej przez Dopływ z Łąskiego Pieca (nazewnictwo wg Mapy Podziału Hydrograficznego Polski, na mapach topograficznych ciek nosi nazwę Golianka), który jest prawobrzeżnym dopływem Prusiny. Drugi, o powierzchni 4,04 km 2, odwadniany jest przez Dopływ spod Zdrojów, uchodzący obecnie do sztucznego Zbiornika Żur na rzece Wdzie (ryc. 1). Inwentaryzację oraz kartowanie terenowe wypływów wody przeprowadzono w październiku 2008 roku oraz marcu 2009 roku, a ich położenie określono przy pomocy odbiornika GPS. Na podstawie obserwacji terenowych i map topograficznych wyznaczono 6 punktów pomiarowych na ciekach zbierających wody z wypływów (ryc. 1), w których przeprowadzono pomiary natężenia przepływu młynkiem hydrometrycznym. Pomiary wydajności wybranych pojedynczych wypływów przeprowadzono przy użyciu przelewu prostokątnego Penceleta o prostokątnym otworze o wymiarach 50x200 mm. Pomiary prowadzone były w odstępach dwumiesięcznych od listopada 2007 roku do października 89

91 2008 roku. W wybranych punktach badawczych, w strefie nurtu, wykonywano także pomiary temperatury i przewodności elektrolitycznej wody. Na podstawie Map topograficznych w skali 1:10000 (arkusze Zdroje i Łążek) wykonano numeryczny model terenu badanego obszaru w programie ArcGIS 8.0. Warunki hydrogeologiczne przeanalizowano na podstawie dokumentacji hydrogeologicznych (Wojewódzkie Archiwum Geologiczne w Bydgoszczy) oraz istniejących map geologicznych i hydrogeologicznych (Makowska, 1974; Muter, 2002; Jurys, Woźniak, 2006), a zasięg melioracji na podstawie publikowanych materiałów kartograficznych oraz map ewidencji gruntów w skali 1:5000, dla wsi Szarłata oraz Łążek (Archiwum Biura Terenowego Wojewódzkiego Zarządu Melioracji i Urządzeń Wodnych w Świeciu). Dane meteorologiczne, dla roku hydrologicznego 2008, pozyskano ze strony Ryc. 1. Obszar badań na tle rzeźby terenu (opracowano na podstawie map topograficznych w skali 1:10000, arkusz Zdroje i Łążek oraz badań własnych) 1- wody stojące, 2- cieki, 3- miejsowości, 4- zakłady przemysłowe, 5- skrajne punkty wysokościowe, 6- zasięg lasów, 7- obszary źródliskowe, 8- punkty pomiaru przepływu, przewodności elektrolitycznej i temperatury wody 90

92 Na podstawie uzyskanych wyników inwentaryzacji źródeł obliczono wskaźnik gęstości dla całego obszaru badawczego oraz dla obszarów badań szczegółowych. Przy jego obliczeniach uwzględniono zamiast pojedynczych wypływów, źródliska (strefy źródliskowe) (Moniewski, 2004). W celu sklasyfikowania wypływów pod względem zmienności w czasie zastosowano współczynnik nieregularności wieloletniego odpływu (R): R = Qmax/Qmin gdzie: Qmax - maksymalna zaobserwowana wartość przepływu, Qmin - minimalna zaobserwowana wartość przepływu J. Tomaszewski (1989) w zależności od uzyskanych wartości wyróżnia wypływy stałe (1<R<2), mało zmienne (2<R<10), zmienne (10<R<50), bardzo zmienne (R>50), okresowe (pojawiające się w określonych sezonach) oraz epizodyczne (funkcjonujące w krótkim okresie czasu). Uwarunkowania geograficzne występowania stref źródliskowych W krajobrazie badanego obszaru dominuje rozległa równina sandru Wdy, która sąsiaduje z Wysoczyzną Świecką. Przeciętna rzędna terenu wynosi m n.p.m. W wyrównanej powierzchni sandru wyraźnie zaznaczają się głębokie, równoległe do siebie, ukierunkowane równoleżnikowo rynny subglacjalne (Januszewski, 2008; Jurys, Woźniak, 2006) (ryciny 1 i 2), wcinające się zarówno w utwory sandrowe, jak i znajdujące się pod nimi utwory morenowe. Powierzchnia sandru nachylona jest w kierunku wschodnim, czyli w kierunku dolin rzek Prusiny i Wdy. W części zachodniej osiąga wysokości m, w części wschodniej m. Pomimo, że przeciętny spadek terenu jest niewielki i wynosi około 1%, to deniwelacje pomiędzy powierzchnią sandru a dnem rynien lokalnie dochodzą do m. Badany obszar pokrywają w całości utwory czwartorzędowe, plejstoceńskie osady lodowcowe i fluwioglacjalne oraz holoceńskie osady fluwialne, limniczne i biogeniczne. W strukturze utworów powierzchniowych dominują piaski i żwiry pochodzenia wodnolodowcowego ukształtowane w fazie pomorskiej (cześć północna) i poznańskodobrzyńskiej (część południowa) zlodowacenia Wisły (Jurys, Woźniak, 2006). Miąższość poziomu czwartorzędowego sięga 100 metrów w miejscowości Cekcyn, 130 metrów w Zdrojach i aż 157 metrów we Wierzchach (Piekarska, 2002). Pod osadami czwartorzędowymi nawiercono osady trzeciorzędowe w postaci piasków i iłów mioceńskich. Osady te leżą na warstwie kredowych margli, o rzędnej stropu m p.p.t. Utwory czwartorzędowe tworzą naprzemianległe warstwy piasków średnioi drobnoziarnistych oraz glin zwałowych, w których występują dwie główne warstwy wodonośne piętra czwartorzędowego. Warstwa górna, przypowierzchniowa, o zwierciadle swobodnym na głębokości do 10 m, występuje w utworach nadglinowych (Muter, 2002). Zasilana jest głównie z infiltrujących opadów atmosferycznych, co przy braku izolacji powoduje, iż jest narażona na zanieczyszczenia. Druga to warstwa międzymorenowa, o napiętym zwierciadle wody, które ulega stabilizacji kilka metrów poniżej poziomu terenu. Rzędna spągu tej warstwy to ok m n.p.m. Lokalnie występuje także II warstwa międzymorenowa. Odpływ wód podziemnych odbywa się generalnie w kierunku wschodnim, w kierunku doliny Wdy, która stanowi główną strefę drenażu. Obszar badań znajduje się, według podziału regionalnego, w regionie V pomorskim, który charakteryzuje się 91

93 odnawialnością zasobów wód systemu czwartorzędowego na poziomie poniżej 100 m 3 24h - 1 km -2 (Paczyński, 1993). Ryc. 2. Geomorfologia obszaru badań (Jurys, Woźniak, 2006) W obrębie rynien powszechny jest wypływ wody podziemnej na powierzchnię w postaci źródeł. Rynny rozcinają zarówno utwory sandrowe, jak i znajdujące się pod nimi utwory morenowe. W takich warunkach dochodzi do drenażu górnej oraz międzymorenowej warstwy wodonośnej, a w związku z dość dużą wydajnością wypływów, w strefach przykrawędziowych tworzą się rozległe nisze źródliskowe (fot. 1). Formy te są aktywne morfologicznie. Wypływająca woda podziemna powoduje rozmywanie i pogłębianie dna nisz, a dominującymi procesami są osuwanie, spełzywanie i spłukiwania materiału z krawędzi. W sąsiedztwie stref źródliskowych istnieje niewiele źródeł zanieczyszczeń, jakimi mogą być składowiska odpadów, oczyszczalnie ścieków i obiekty przemysłowe. W związku z przeważającym użytkowaniem leśnym (70,3%) otaczającego obszaru brak jest zagrożeń obszarowych. Niepokojącym zjawiskiem jest natomiast składowanie odpadów przez 92

94 lokalnych mieszkańców w niektórych niszach źródliskowych oraz w korytach cieków. Zagrożenia dla funkcjonowania obszarów źródliskowych związane są z prowadzoną gospodarką łąkową. Dla potrzeb użytkowania łąk dna rynien zostały zmeliorowane (Szumińska, 2006, Szumińska, Absalon, 2012), a rowy zbierają wodę wypływającą z licznych źródeł występujących w strefach przyzboczowych. Fot. 1. Nisza źródliskowa w północnym zboczu rynny rzeki Golianki (Mosty II) (K. Fabianowska, r.) Rozmieszczenie i typy wypływów wód podziemnych Podczas badań terenowych rozpoznano 109 naturalnych wypływów wody. W liczbie tej zawierają się źródła właściwe, możliwe do wyróżnienia organoleptycznego, wypływy nieskoncentrowane (wycieki, wysięki), a także, w przypadku trudności z wyodrębnieniem pojedynczych wypływów w strefie intensywnego drenażu, grupy wypływów (wysięków). Wskaźnik krenologiczny (wskaźnik gęstości źródeł), dla całego badanego obszaru wyniósł 0,27 źr km -2, co jest wynikiem zbliżonym do innych terenów północnej Polski (Moniewski, 2004). W poszczególnych obszarach badawczych wartość wskaźnika jest zróżnicowana, w strefie Łąski Piec wynosi 3,5 źr km -2, natomiast w strefie Zdroje 1,5 źr km -2. Uźródłowienie niektórych fragmentów osiąga zatem wartości typowe dla obszarów górskich (Pazdro, 1983, Moniewski, 2004), jednak badane źródła charakteryzują się niewielką wydajnością. Ponad 90% obserwowanych wypływów wody należy do wypływów podzboczowych, gdyż drenaż wód odbywa się głównie w strefach krawędziowych rynien subglacjalnych, u podnóża zboczy. W tym położeniu przeważają wypływy warstwowe-kontaktowe o descensyjnym charakterze, powstające na styku piasków wodnolodowcowych i glin zwałowych, co jest typowe dla występowania źródeł na Niżu (Pazdro, 1983). W wielu 93

95 miejscach obiekty układają się w linię wypływów. W rejonie miejscowości Gajdówek zaobserwowano źródła przykorytowe o znacznej wydajności. Wypływ odbywa się tuż powyżej zwierciadła wody. Na tym samym obszarze występuje jedyny wypływ wody o charakterze ascensyjnym (fot. 2). Woda wydostaje się na powierzchnię z niewielkiego obniżenia, położonego na terasie, w dolinie cieku spod Gajdówka. O wypływie wody pod działaniem siły hydrostatycznej świadczy pulsacyjny ruch rozluźnionego i grząskiego piasku kurzawkowego na dnie obniżenia (Fac-Beneda, 2008). Sondowanie tyczką mierniczą wykazały, iż grząski piasek ma miąższość co najmniej 1 metra. Wypływająca woda gromadzi się w obniżeniu, a następnie, w formie linijnej, odpływa w kierunku cieku. Na drodze odpływu utworzył się próg wysokości 0,7 metra, dzięki czemu wykształcił się niewielki wodospad. U podnóża dochodzi do erozji, która podmywa próg i doprowadza do jego cofania. Fot. 2. Źródło ascensyjne w okolicach Gajdówka (fot. K. Fabianowska, r.) Niewielki procent wypływów, przeważnie o nieznacznej wydajności, ma charakter zboczowy. Zaobserwowano również nieliczne młaki. Formy te mają niewielką powierzchnię i charakter młak ewapotranspiracyjno-wypływowych, w których utrzymuje się stan równowagi pomiędzy stratami na parowanie a dopływem wody podziemnej, a odpływ z nich jest okresowy (Tomaszewski, 1989). Wydajność pojedynczych wypływów jest niewielka i jedynie w kilku przypadkach przekracza 0,1 l s -1, czyli wypływy wody należą do VI, VII i VIII klasy wydajności (Pazdro, 1983). Większe wydajności notuje się traktując wypływy łącznie, jako grupy bądź źródliska. Wydajność dla wybranych obszarów źródliskowych, bądź ich części waha się od 0,25 l s -1, dla małych grup wypływów, do ponad 14 l s -1 w przypadku największych źródlisk (tab. 1). Wypływy występują w szerokim zakresie wysokości od 77,5 m n.p.m. do 108,75 m n.p.m., co związane jest z urozmaiceniem rzeźby terenu. Dominują wypływy zlokalizowane w przedziale m n.p.m. (ryc. 3), które stanowią 77,4% wszystkich wypływów. Związane jest to z usytuowaniem obiektów w obrębie zboczy rynien 94

96 subglacjalnych, dolin wód roztopowych oraz dolinek rozcinających wzgórza morenowe. Obiekty położone na tych wysokościach drenują I międzyglinowy poziom wodonośny. Wodonoścem są tutaj piaski drobnoziarniste pochodzenia fluwioglacjalnego leżące na glinie stadiału środkowego zlodowacenia Wisły oraz przykryte gliną stadiału górnego (głównego) tego zlodowacenia (Januszewski, 2008). Warstwa wodonośna położona pod gliną pochodzącą ze stadiału środkowego drenowana jest przez obiekty położone poniżej 90 m n.p.m. (16%). Występują one głównie w głęboko wciętej dolinie Dopływu ze Zdrojów. Niespełna 7% wypływów położonych jest powyżej 105 m n.p.m. Zasilane są one z warstwy przypowierzchniowej (naglinowej). Wypływy te charakteryzują się niskimi wydatkami i należą do wypływów zboczowych. Tab. 1. Pomiary wydajności w wybranych punktach obszaru badań (źródło: badania własne, dane udostępnione przez M. Januszewskiego i M. Rurka) Lp. Miejsce pomiaru Wydajność [l s- 1 ] Metoda 1 Mosty I - ujście 14,5 młynkowa 2 Mosty I - cz. zachodnia 0,35 przelewowa 3 Mosty I - cz. wschodnia 0,65 przelewowa 4 Gajdówko 10,1 młynkowa 5 Szarłata I 0,32 przelewowa 6 Szarłata II 0,25 przelewowa 7 Zdroje II 10 przelewowa 8 Gołyjon II 5,4 przelewowa 9 Gołyjon III 1,55 przelewowa liczba wypływów wysokość [m n.p.m.] Ryc. 3. Liczba wypływów wody w poszczególnych klasach wysokości (opracowano na podstawie badań własnych) Ogólne prawidłowości w rozmieszczeniu wypływów wody potwierdzają dominujący kierunek spływu wody na wschód. Znajdujące się na drodze odpływu rynny subglacjalne stanowią główne odbiorniki wód podziemnych i to w ich obrębie zachodzi najbardziej intensywny drenaż warstw wodonośnych. 95

97 Szczegółowe badania pozwoliły na wyróżnienie dwóch głównych stref źródliskowych, a w ich czternastu obszarów źródliskowych. Podstawowym kryterium było występowanie w obrębie wspólnej niszy, drugorzędnym, posiadanie wspólnego odpływu (w przypadku braku wykształcenia niszy źródliskowej). Dwie główne wyznaczone strefy zasilania obejmują obszary badań szczegółowych: Łąski Piec (ŁP) (ryc. 4) na północy i Zdroje (Z) (ryc. 5) w części południowej. Ryc. 4. Rozmieszczenie obszarów źródliskowych w strefie Łąski Piec W strefie Łąski Piec wydzielono dziewięć obszarów źródliskowych (ryc. 4) W centralnej części występuje największa, rozgałęziona, nisza badanego obszaru o wydłużonym kształcie, którą wyodrębniono jako źródlisko Mosty I (ŁP M1). Znajduje się ona w północnozachodniej części torfowiska Mosty. W północnej części torfowiska występuje mniejsza nisza o półkolistym kształcie określona jako Mosty II (ŁP M2). W obrębie Mostów występują jeszcze dwie strefy występowania wypływów wody, które nie wykształciły wyraźnych form niszowych. Jedna z nich występuje w części południowej (ŁP M3), druga w części zachodniej (ŁP M4). Kolejne nisze źródliskowe powstały w zboczach rynny, które ograniczają torfowisko Gołyjon (ryc. 4). Wszystkie mają kształt półokrągły. W południowym zboczu wykształciło się źródlisko Gołyjon I (ŁP G1), w którym zadomowiły się bobry. W części zachodniej zaobserwowano dwie nisze, większą w części południowej (Gołyjon II ŁP G2) i mniejszą na północy (ŁP G3). Nisze te wykształciły się prawdopodobnie w wyniku intensywnej infiltracji z położonego na zachodzie, 15 metrów wyżej niż Gołyjon, torfowiska Kępiak. Wzmożona migracja wody doprowadza do uruchomienia w tym miejscu erozji wstecznej (Januszewski, 2008). Ostatnim źródliskiem na tym obszarze jest Gołyjon IV (ŁP 96

98 G4). Stanowi go rozcięcie erozyjne w północnym zboczu rynny, którego płaskie dno wykorzystywane jest jako łąka. W strefie Łąski Piec wyróżnić można jeszcze jeden obszar źródliskowy, głęboko wcięty wąwóz pomiędzy torfowiskiem Gołyjon a Mosty (Wąwóz ŁP W). W strefie przykrawędziowej wąwozu występują liczne wypływy, przeważnie o niewielkiej wydajności. W strefie Zdroje wyodrębniono pięć obszarów źródliskowych (ryc. 5). W części zachodniej charakterystyczny jest brak wyraźnie wykształconych nisz źródliskowych. Często występują wypływy przykorytowe. Wszystkie wypływy wody zasilają ciek, nazywany Gajdówką. Na podstawie tego kryterium wydzielono obszar źródliskowy Gajdówka (Z G). Kolejnym wydzielonym obszarem bez wykształconych nisz, jest rejon na północny-wschód od miejscowości Zdroje (Zdroje I Z1), gdzie swój początek bierze ciek Zdrojanka. W północnej części występuje obszar źródliskowy bezimiennego dopływu Zdrojanki Zdroje II (Z2). W strefie tej występuje płytka nisza źródliskowa, z której odpływ wynosi około 6 l s -1, oraz obniżenie o średnicy ponad 30 metrów, z licznymi wysiękami i podsiękami o niewielkiej wydajności. Dwie wyraźnie wykształcone nisze wyodrębniono w strefie krawędziowej w obrębie obszaru Szarłata. W północnym zboczu wyróżnia się szeroka, ale słabo wcięta w krawędź, nisza nazwana Szarłata I (Z S1). W zboczu północno-wschodnim wykształciła się kolejna nisza (Szarłata II Z S2) o mniejszej szerokości, ale mocniej wcięta. Ryc. 5. Rozmieszczenie obszarów źródliskowych w strefie Zdroje Poza wyznaczonymi obszarami źródliskowymi istnieją także pojedyncze wypływy, których nie należy wiązać z innymi, występującymi w zespołach (grupach). Występują między innymi w dolinie Dopływu spod Zdrojów, w pobliżu miejscowości Pruskie oraz poza niszami w obrębie torfowiska Gołyjon i Stawy. 97

99 listopad grudzień styczeń luty marzec kwiecień maj czerwiec lipiec sierpień wrzesień październik Odpływ z wybranych stref źródliskowych w roku hydrologicznym 2008 Rok hydrologiczny 2008, w którym prowadzono obserwacje hydrologiczne wypływów charakteryzował się warunkami pogody odbiegającymi od średnich wartości wieloletnich, głównie w przypadku temperatury powietrza. Średnia temperatura powietrza w roku hydrologicznym 2008 wyniosła 8,7 0 C, czyli o prawie 2 0 C przekroczyła średnią z lat (dane dla wielolecia za A. Woś, 1999). Wynika to głównie z dodatniej temperatury średniej we wszystkich miesiącach (ryc. 6) i wyższej temperatury w okresie letnim. Zaledwie w ciągu 30 dni średnia temperatura spadła poniżej zera, przy czym jedynie w czasie kilku dni na początku stycznia temperatura osiągnęła prawie 10 0 C (ryc. 7). Suma opadów w badanym roku wyniosła 625 mm, podczas gdy średnia z okresu wyniosła 633 mm (Szumińska, 2006). Opad charakteryzował się równomiernym rozkładem pomiędzy półroczem chłodnym i ciepłym. Maksymalną sumę opadów zanotowano w sierpniu (105 mm), natomiast minimalną w maju (5 mm). Najsuchszy okres wystąpił pomiędzy 19 kwietnia a 12 czerwca, kiedy zanotowano jedynie 6 mm opadu (ryc. 7). Najwyższy jednostkowy opad zanotowano 13 lipca (36 mm). Pokrywa śnieżna wystąpiła jedynie przez kilkanaście dni i osiągnęła maksymalną miąższość 7 centymetrów. Przeciętnie utrzymywała się pokrywa śnieżna o grubości 1-2 cm. mm Opad Temperatura 0 C Ryc. 6. Średnia temperatura powietrza oraz sumy opadów w poszczególnych miesiącach roku hydrologicznego 2008 dla stacji Chojnice (opracowano na podstawie W celu określenia charakterystyki odpływu z wybranych stref źródliskowych wytypowano sześć stanowisk pomiarowych (ryc. 1). Cztery z nich zlokalizowano w strefie Łąski Piec: Wąwóz punkt zbiorczy dla wód odwadniających torfowisko Gołyjon i wąwóz erozyjny, Mosty I odpływ z największej niszy badanego obszaru, Mosty-Stawy na cieku zbierającym wody z wypływów w obrębie Gołegojonu i Mostów, Łąski Piec reprezentuje sumaryczny odpływ z całej strefy. Dwa ze stanowisk zlokalizowano w strefie Zdroje: Gajdówko odpływ z obszaru źródliskowego Gajdówko (Z G) i Szarłata odpływ z obszaru źródliskowego cieku Zdrojanka. 98

100 Najbardziej stabilny odpływ obserwuje się w stanowiskach Wąwóz, Mosty i i Gajdówko (tab. 2, ryc. 8), czyli w niewielkiej odległości od obszarów źródliskowych. Wskaźnik zmienności wydatku nie przekracza tu 1,7, co pozwala określić wypływy jako stałe bądź bardzo regularne. W przypadku stanowisk zlokalizowanych na ciekach w pewnej odległości od wypływów wody, wskaźnik zmienności wzrasta i osiąga wartość 2, co pozwala sklasyfikować je jako wypływy mało zmienne. Odpływ z torfowiska Gołyjon wraz z wodą z największej niszy stanowi od 60 do 80% przepływu na stanowisku Mosty Stawy, odpływ w tym profilu natomiast to około 50-70% przepływu w profilu ujściowym Łąski Piec. Na stanowisku Mosty-Stawy w dwóch terminach pomiarowych nie zanotowano przepływu (ryc. 8). W styczniu i maju doszło do przegrodzenia koryta cieku, poniżej punktu pomiaru, przez tamę bobrową. Przy czym w styczniu wywołało to podpiętrzenie wody i powstanie cofki na znacznym odcinku. Prawdopodobną przyczyną tego stanu, w związku z ujemną temperaturą (średnia dobowa nawet do 10 0 C), było powstanie zatoru lodowego bądź uszczelnienie śryżem tamy bobrowej. W tych warunkach woda w profilu stagnowała. Tama powstała w okresie zimowym na Goliance i została usunięta przez ludzi, gdyż doprowadzała do podtapiania okolicznych łąk. W krótkim czasie zwierzęta na nowo przegrodziły koryto cieku, co wymogło ponowną interwencję człowieka. Zaburzenia przepływu widoczne były także na stanowisku w Łąskim Piecu, gdzie zanotowano obniżenie przepływów w czasie zatamowania odpływu w profilu Mosty-Stawy. W czasie zimy na zatrzymanie odpływu w zbiorniku bobrowym nałożył się półtoramiesięczny okres o niskich sumach opadów atmosferycznych i niskich temperaturach powietrza (od początku grudnia do połowy stycznia). W styczniu zaobserwowano niższe odpływy także w pozostałych profilach. Natomiast przed minimum odpływu zanotowanym w maju w profilach Mosty-Stawy i Łąski Piec wystąpił okres wysokich sum opadów atmosferycznych, więc w tym przypadku dominujące znaczenie miało zatrzymanie wody w stawie stworzonym przez bobry. W strefie Zdroje na stanowisku Gajdówko obserwuje się bardzo wyrównane przepływy (ryc. 8), średnia wydajność tego obszaru źródłowego tylko nieznacznie przekracza 10 l s -1, a wskaźnik zmienności wydatku wynosi 1,4. W odmienny sposób kształtują się wahania przepływu na stanowisku Szarłata (ryc. 10), które reprezentuje odpływ z obszarów źródliskowych cieku Zdrojanka Z1, Z2, Z S1 i Z S2 (ryc. 5). Daje się zauważyć zmniejszenie odpływającej ilości wody w styczniu, po okresie bezdeszczowym oraz po podobnym okresie w maju. Później następuje zwiększenie ilości opadów (z maksimum na trzy dni przed pomiarem), jednak nie ma to odzwierciedlenia w zmierzonym odpływie, gdyż w lipcu zanotowano minimum przepływu. Przyczyną było zatrzymanie części wody z wypływów, powyżej miejsca pomiaru, przez tamę bobrową. Budowla funkcjonowała jedynie w krótkim okresie czasu, po czym została usunięta przez człowieka. We wrześniu nastąpił ponowny wzrost odpływu. W związku z znacznymi wahaniami wskaźnik zmienności wyniósł 2,3. Tab. 2. Miary przepływu i temperatura wody w poszczególnych punktach pomiarowych Stanowisko Qśr [l s -1 ] Qmax [l s -1 ] Qmin [l s -1 ] R Kategoria zmienności Tśr [ 0 C] Wąwóz 24,95 34,83 21,49 1,6 bardzo regularne 8,5 Mosty I 14,4 16,06 13,02 1,2 bardzo regularne 8,6 Mosty - Stawy 60,75 83,6 44,55 1,9 bardzo regularne 8,55 Łąski Piec 92,98 131,02 64,91 2,0 mało zmienne 8,1 Gajdówko 10,7 12,26 9,01 1,4 bardzo regularne 9,2 Szarłata 39,2 48,73 21,58 2,3 mało zmienne 9,75 99

101 Ryc. 7. Temperatura powietrza i wysokość opadów w poszczególnych dniach roku hydrologicznego 2008 dla stacji Chojnice (opracowano na podstawie l s Łąski Piec Mosty - Stawy Wąwóz Mosty I Gajdówko Szarłata listopad 12 styczeń 15 marzec 2 maj 16 lipiec 12 wrzesień Ryc. 8. Zmienność przepływu w poszczególnych punktach pomiarowych w roku hydrologicznym 2008 Objętość odpływającej wody zmienia się także w wyniku prac przeprowadzanych w obrębie koryt cieków. Na badanym obszarze regularnie dokonywane jest oczyszczanie cieków z roślinności i zakumulowanych osadów. Doprowadza to do udrożnienia koryta i ułatwienia odpływu, a jednocześnie zmniejszenia retencji wody w obrębie den rynien. 100

102 Zmienność temperatury wody i przewodności elektrolitycznej Termika źródeł zależy od głębokości występowania warstwy wodonośnej. Największe wahania temperatury obserwowane są w źródłach zasilanych z płytkich warstw. Woda źródlana osiąga temperaturę na poziomie średniej rocznej temperatury okolicy i nie podlega wahaniom, jeśli jest zasilana ze strefy neutralnej (Dynowska, Tlałka, 1978). Średnia temperatura wody zmierzona na stanowiskach badawczych wyniosła od 8,1 0 C (Łąski Piec) do 9,75 0 C (Szarłata), czyli zbliżona jest do średniej temperatury powietrza na tym obszarze. Zmiany temperatury wody w roku 2008 nawiązywały do przebiegu temperatury powietrza, przy czym temperatura wody wykazywała większą bezwładność i mniejsze różnice w poszczególnych sezonach w stosunku do temperatury powietrza (ryc. 9). Sezonowe wahania temperatury najsłabiej widoczne były w pobliżu wypływów wody. Odchylenie od średniej osiąga w profilu Mosty I wartość 2,1 0 C, natomiast na stanowisku Gajdówko 2,5 0 C. Relatywnie wysokie temperatury wody zanotowano na stanowisku Szarłata w półroczu letnim. Na stanowisku tym notowane są temperatury wody z kilku stref źródliskowych, z których odpływ zatamowany był w półroczu letnim przez tamę bobrową. Wskutek retencji wody w zbiorniku nastąpiło zatem podniesienie temperatury wody. Niskie wahania temperatury wody wskazują na zasilanie z izolowanej warstwy międzymorenowej. Duża ilość energii słonecznej jest pochłaniana przez poziom nadglinowy, co łagodzi termikę wód podglinowych (Moniewski, 2004). Na podstawie reżimu termicznego, wszystkie wypływy można zaliczyć do heterotermicznych, chłodnych (Moniewski, 2007). o C Łąski Piec Mosty - Stawy Wąwóz Mosty I Gajdówko Szarłata Średnia miesięczna temperatura powietrza 8 listopad 12 styczeń 15 marzec 2 maj 16 lipiec 12 wrzesień Ryc. 9. Temperatura wody w badanych profilach w roku hydrologicznym 2008 Średnia przewodność elektrolityczna na badanych stanowiskach wyniosła od 316 μs cm -1 do 360 μs cm -1. Konduktywność wód odpływających z obszarów źródłowych wykazuje słaby rytm sezonowy, a zmienność przewodności nie przekracza 2%. We wszystkich przypadkach konduktywność jest niska w półroczu ciepłym i wzrasta w półroczu chłodnym (ryc. 10). Zależność ta jest naturalna i opowiada sezonowości zaobserwowanej w innych rejonach kraju (Bogdanowicz, Cysewski, 2008, Lasek, 2008, Moniewski, Tomalski, 101

103 2008). W okresie zimowym, gdy nie występuje pokrycie roślinnością, zwiększa się dostawa materiału rozpuszczonego pochodzącego bezpośrednio z powierzchni zlewni i dostarczanego do cieku w wyniku spływu powierzchniowego. Rozwój roślinności hamuje bezpośrednią dostawę materiału ze zlewni. Niewielkie zwiększenie przewodności obserwuje się także w okresie letnim, gdy wzrastają opady. Świadczy to o większym udziale spływu powierzchniowego, bowiem woda deszczowa, po intensywnych opadach, nie zdąża infiltrować do wód podziemnych. Zmierzone wartości przewodności elektrolitycznej wskazują na brak intensywnej antropopresji, a tym samym istnienie niewielkiego ładunku zanieczyszczeń nieorganicznych na badanym obszarze. µs cm Łąski Piec Mosty - Stawy Wąwóz Mosty I Gajdówko Szarłata 8 listopad 12 styczeń 15 marzec 2 maj 16 lipiec 12 wrzesień Ryc. 10. Przewodność elektrolityczna w badanych profilach w roku hydrologicznym 2008 Podsumowanie i wnioski Cieki na obszarach sandrowych w dużym stopniu zasilane są wodami podziemnymi, które wydostają się na powierzchnię w obrębie naturalnych wypływów. Zjawisko to zachodzi głównie w miejscach, gdzie dochodzi do naruszenia, zasobnych w wodę, piaszczystych warstw pochodzenia fluwioglacjalnego. Predysponowane do tego są obszary o gęstej sieci rynien subglacjalnych, dolin roztopowych, dolin rzecznych i innych form erozyjnych. Na badanym obszarze zaobserwowano 109 naturalnych wypływów wody, z dominującym typem wypływów podzboczowych. Wypływy wody cechują się niewielką wydajnością (rzadko przekracza 0,11 s -1 ) i przeważnie nieskoncentrowanym charakterem. Zwykle występują grupowo, tworząc źródliska, których wydajność może przekraczać 10 1 s -1. Wypływy wody na badanym obszarze drenują trzy poziomy wodonośne: nadglinowy, międzyglinowy I i międzyglinowy II, przy czym największą wydajność wykazują wypływy z poziomów międzyglinowych. Niewielka zmienność wydatku wypływów oraz termiki wody, a także położenie wypływów na wysokościach m n.p.m. wskazują na zasilanie głównie z pierwszego poziomu międzyglinowego. Czas reakcji źródeł na opad jest wydłużony, co związane jest z długością drogi infiltracji i czasem reakcji zbiornika wody podziemnej na zasilanie. Na obszarach sandrowych rzeczywisty czas reakcji wynosi przeciętnie około

104 tygodnie, a minimalny czas wędrówki opadu przez strefę areacji wynosi od 3 do 85 dni (Moniewski, 2007). Wzrost wysokości wahań odpływu zachodzi wskutek czynników naturalnych, związanych z nieregularnością opadów atmosferycznych i zmianami temperatury powietrza. Ingerencja w koryta cieków odwadniających strefy źródliskowe powoduje zwiększenie nieregularności odpływu: czyszczenie koryt z roślinności przez człowieka powoduje przyspieszenie odpływu, budowa tam przez bobry, efekt odwrotny, zwiększenie retencji. Zbiorniki powstające wskutek działalności bobrów mogą funkcjonować w sposób trwały i stanowić nie tylko miejsce retencji wody, ale także sedymentacji osadów (Rurek, 2012). Jeśli jednak ich istnienie zagraża użytkowaniu łąk są niszczone przez ludzi, co powoduje krótkotrwałe zwiększenie przepływu. Obecność zbiorników może też powodować wzrost temperatury wody na odcinku pomiędzy strefą wypływów, a ciekiem głównym. Pełne rozpoznanie krenologiczne badanego obszaru wymaga prowadzenia dalszych, regularnych badań. Jednak często spotykana w literaturze teza o niskim uźródłowieniu obszarów nizinnych, nie odpowiada wynikom badań. Obliczony wskaźnik gęstości źródeł jest wysoki wynosi 0,27 źr km -2. Literatura Bogdanowicz R., Cysewski A., 2008, Przestrzenna i czasowa zmienność transportu zanieczyszczeń w wybranych ciekach Nadmorskiego Parku Krajobrazowego, [w:] Partyka J., Pociask-Karteczka J. (red.), Wody na obszarach chronionych, IGiGP UJ, Kraków. Dynowska I., 1987, Regionalne zróżnicowanie źródeł w Polsce. Folia Geographica, ser. Geogr.-Physica, nr 18. Dynowska I., Pociask-Karteczka J., 1999, Obieg wody, [w:] Starkel L., (red.), Geografia Polski. Środowisko przyrodnicze, Wyd. Naukowe PWN, Warszawa. Dynowska I., Tlałka A., 1978, Hydrografia, część II, Uniwersytet Jagielloński, Kraków. Fac-Beneda J., Hryniszak E., 2007, Wypływy wód podziemnych u podnóży krawędzi pradolinnych, [w:] Jokiel P., Moniewski P., Ziułkiewicz M. (red.), Źródła Polski. Wybrane problemy krenologiczne, Wydział Nauk Geograficznych UŁ, Wyd. Regina Poloniae, Częstochowa. Fac-Beneda J., 2008, Naturalne wypływy wód podziemnych na obszarach chronionych w północnej Polsce, [w:] Partyka J., Pociask-Karteczka J. (red.), Wody na obszarach chronionych, IGiGP UJ, Kraków. Humnicki W., 2006, Zasilanie i drenaż wód podziemnych, [w:] Macioszczyk A. (red.), Podstawy hydrogeologii stosowanej, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Januszewski M., 2008, Morfometria i morfogeneza Rynny Jeziora Piaseczno, IG UKW, Bydgoszcz (praca magisterska). Jokiel P., 1997, Źródła, ich rola w środowisku i znaczenie w gospodarce wodnej, [w:] Maksymiuk Z. (red.), Folia Geographica Physica 2, Acta Universitatis Lodziensis Wydawnictwo Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź. Jurys L., Woźniak T., 2006, Objaśnienia do Szczegółowej mapy geologicznej Polski w skali 1: Arkusz Cekcyn, Oddział Geologii Morza PIG, Gdańsk. Lasek J., 2008, Chemizm wypływów wód podziemnych w zlewni potoku Ryjak (Magurski Park Narodowy), [w:] Partyka J., Pociask-Karteczka J. (red.), Wody na obszarach chronionych, IGiGP UJ, Kraków. Makowska A., 1974, Mapa geologiczna Polski 1: , Mapy utworów powierzchniowych 1:50000, Arkusz Cekcyn, Instytut Geologiczny, Warszawa. Mapa topograficzna 1:10 000, 1991a. Arkusz Łążek ( ), Główny Geodeta Kraju. Mapa topograficzna 1:10 000, 1991b. Arkusz Zdroje ( ), Główny Geodeta Kraju. 103

105 Mazurek M., 2005, Wykształcenie systemów źródliskowych w strefie młodoglacjalnej, dorzecze Parsęty, [w:] Kotarba A., Krzemień K., Święchowicz J. (red.), Współczesna ewolucja rzeźby Polski, VII Zjazd Geomorfologów Polskich., IGiGP UJ, Kraków. Mazurek M., 2006, Wypływy wód podziemnych w południowej części dorzecza Parsęty, [w:] Badania fizjograficzne nad Polską Zachodnia, seria A Geografia fizyczna, tom 57, Poznań. Mazurek M., Obszary źródliskowe ogniwem łączącym system stokowy z systemem korytowym, dorzecze Parsęty, [w:] Florek W., Kaczmarzyk J. (red.), Współczesne problemy geomorfologii, Landform Analysis, vol. 9, Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich. Moniewski P., 2004, Źródła okolic Łodzi, Acta Geographica Lodzensia nr 87, Łódzkie Towarzystwo Naukowe, Łódź. Moniewski P., 2007, Podstawowe pojęcia, typologie i klasyfikacje współczesnej krenologii, [w:] Jokiel P., Moniewski P., Ziułkiewicz M. (red.), Źródła Polski. Wybrane problemy krenologiczne, Wydział Nauk Geograficznych UŁ, Wyd. Regina Poloniae, Częstochowa. Moniewski P., Tomalski P., 2008, Wpływ systemu odwodnienia autostrady na ilość i jakość wody małej rzeki, [w:] Partyka J., Pociask-Karteczka J. (red.), Wody na obszarach chronionych, IGiGP UJ, Kraków. Muter K., 2002, Objaśnienia do mapy hydrogelogicznej Polski w skali 1:50 000, Arkusz Cekcyn, PIG, Warszawa. Paczyński B. (red), 1993, Atlas hydrogeologiczny Polski, cz.i, cz.ii, Państwowy Instytut Geologiczny, Warszawa. Pazdro Z., 1983, Hydrogeologia ogólna, Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa. Piekarska M., 2002, Dokumentacja hydrogeologiczna nr 4357 (Zdroje), Tuchola (niepublikowane, udostępnione w Woj. Arch. Geol. w Bydgoszczy). Puk K., 2007, Wybrane problemy polskiej terminologii krenologicznej, [w:] Jokiel P., Moniewski P., Ziułkiewicz M. (red.), Źródła Polski. Wybrane problemy krenologiczne, Wydział Nauk Geograficznych UŁ, Wyd. Regina Poloniae, Częstochowa. Rurek M., 2012, Zmiany środowiska przyrodniczego związane z obecnością bobra (Castor fiber) w dolinach Gajdówki i Zdrojanki (pd. Bory Tucholskie, [w:] M. Więcław (red.) Środowisko przyrodnicze w badaniach geografii fizycznej, Promotio Geographica Bydgostiensia, T. XIX, UKW, Bydgoszcz, s Szumińska, D., 2006, Naturalne i antropogeniczne doktorska, Instytut Geografii UKW, Bydgoszcz (maszynopis). Szumińska D., Absalon D., Transformation of a water network in a moraine upland - outwash plain - valley landscape, Polish Jurnal of Environmental Studies, Vol. 21, No 2 (2012), Tomaszewski J., 1989, Badanie naturalnych wypływów wód podziemnych, [w:] Gutry- Korycka M., Werner-Więckowska H. (red.), Przewodnik do hydrograficznych badań terenowych, Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa. Wieczysty A., 1982, Hydrogeologia inżynierska. PWN, Warszawa Kraków. Woś A., Klimat Polski, Uniwersytet Adama Mickiewicza, Poznań. ABSTRACT. The article demonstrates the results of research conducted within the outwash plainlocated in the central part of the Wda drainage basin. The efforts were focused on stocktaking natural water outflows, setting out spring zones, defining the capacity, temperature and conductivity of waters in the vicinity of selected objects. A total of

106 natural water outflows were identified in the course of the research, majority of which were found to be sub-slope in type. The density of springs proved to be high and amounted to 0.38 spring km -2. Individual water outflows were found to be of low capacity, rarely exceeding 0.11 s -1, and rather scattered. However, the capacity of entire spring areas can exceed 10 1 s -1. Water outflows found in the area under discussion drain three aquifers: supra-clay, interclay I and interclay II, and the location of the outflows indicates that they are fed mainly by the first interclay horizon. The springs tend to have stable runoff, particularly in the profiles located directly below the spring zones. The highest fluctuation of flows below the spring zones is related to the fact that water infiltration into periodically frozen ground is rendered difficult and the runoff tends to be hindered due to the occurrence of beaver dams. Key words: ground water outflows, spring, spring zone, outwash plain, subglacial tunnel, Bory Tucholskie (Tuchola Pinewoods), the Wda drainage basin 105

107 Danuta Szumińska, Wpływ istniejącej zabudowy hydrotechnicznej i rozbudowy infrastruktury miejskiej na morfologię koryta Brdy w odcinku bydgoskim. Impact of the existing hydrotechnical development and urban infrastructure on the morphology of the Brda channel at the reach of Bydgoszcz. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Wpływ istniejącej zabudowy hydrotechnicznej i rozbudowy infrastruktury miejskiej na morfologię koryta Brdy w odcinku bydgoskim Impact of the existing hydrotechnical development and urban infrastructure on the morphology of the Brda channel at the reach of Bydgoszcz Danuta Szumińska Instytut Geografii, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, Wydział Kultury Fizycznej, Zdrowia i Turystyki dszum@ukw.edu.pl STRESZCZENIE. W pracy przedstawiono wyniki badań morfologii koryta Brdy na odcinku miejskim w Bydgoszczy. W ostatnich latach, w sezonie letnim dochodziło do podtopień bulwarów, pomimo braku wezbrania w dorzeczu. Przeprowadzone pomiary głębokości koryta i spadku zwierciadła wody pozwoliły na powiązanie podtopień ze znacznym zróżnicowaniem głębokości koryta. Zróżnicowanie to jest wynikiem istniejącej zabudowy brzegów, a także aktualnie prowadzonych inwestycji budowlanych. Prace prowadzone w otoczeniu koryta Brdy, a także w jego obrębie naruszają osady i powodują uruchomienie transportu rumowiska, które akumulowane jest następnie w miejscach zmniejszonego spadku dna. Powoduje to dalsze spłycanie koryta w niektórych odcinkach, a w konsekwencji wkraczanie i intensywny wzrost roślinności wodnej. Niewielkie głębokości koryta, a także roślinność wodna i zatrzymywane przez nią rumowisko, powodują lokalne spiętrzenia zwierciadła wody i podtopienia terenów sąsiadujących z korytem Brdy. Słowa kluczowe: rzeka Brda, morfologia koryta, profil podłużny, rumowisko, zagospodarowanie koryta, roślinność wodna. Wstęp Odcinek bydgoski rzeki Brdy można uznać za jej najsilniej przekształcony fragment. Najważniejsze prace, pozwalające na wykorzystanie rzeki już w XV wieku to: budowa śluz, regulacja koryta i budowa jazu Czersko Polskie w odcinku ujściowym. Już w latach dwudziestych XV wieku Bydgoszcz stała się ważnym ośrodkiem żeglugi wiślanej, co wpłynęło na decyzję o budowie pierwszej śluzy - Miejskiej (1408 rok). Ułatwiła ona pokonywanie przez statki różnicy poziomów Brdy, spiętrzonej jazem na potrzeby młynów królewskich (zlokalizowane były w miejscu dzisiejszych magazynów zbożowych na Wyspie Młyńskiej). Kanalizację rzeki przeprowadzono w latach osiemdziesiątych XIX wieku, w celu poprawienia warunków żeglugi na drodze wodnej Wisła-Odra, stanowiącej w tym czasie jedną z ważniejszych arterii komunikacyjnych Prus (Szumińska, 2011). Wybudowano wtedy na Brdzie dwie śluzy: nr 1- Brdyujście (w latach ), zastąpioną w 2000 roku 106

108 śluzą Czersko Polskie oraz nr 2 Miejską (Ryc. 1), położoną w miejscu pierwszej, wielokrotnie remontowanej i przebudowywanej śluzy z 1408 roku. W latach powstał Port Drzewny w Brdyujściu, a w latach staraniem Bydgoskiego Towarzystwa Wioślarskiego wybudowany został tam tor regatowy. Rzeka Brda stanowiąca do połowy XX wieku ważny element tożsamości miejskiej Bydgoszczy, po drugiej wojnie światowej została zdegradowana do roli odbiornika ścieków z zakładów przemysłowych i oczyszczalni miejskiej. Od kilkunastu lat prowadzone są na terenie miasta projekty i inwestycje przywracające rzekę miastu i jego mieszkańcom. Do najnowszych inwestycji zaliczyć można: rewitalizację Wyspy Młyńskiej, zagospodarowanie bulwarów zlokalizowanych na lewym brzegu Brdy na wysokości dzielnic Śródmieście i Jachcice oraz budowę dwóch mostów - Uniwersyteckiego i mostu im. króla Władysława Jagiełły. Prowadzone prace powodują zmiany nie tylko w otoczeniu koryta Brdy, ale także w obrębie jej brzegów i dna. Ryc. 1. Szkic sytuacyjny rzeki Brdy na terenie Bydgoszczy oraz rzeka Brda w centrum miasta w roku 1657 (Szumińska, 2011, s. 282). Cel i metody W trakcie kilku lat poprzedzających przeprowadzone badania, w miesiącach letnich, pojawiły się problemy w eksploatacji małej elektrowni wodnej funkcjonującej przy stopniu wodnym Czersko Polskie (informacja uzyskana w firmie Mewat sp. z o.o., która jest użytkownikiem MEW). Ograniczenia polegały na konieczności obniżenia piętrzenia na stopniu wodnym, w związku z wystąpieniem wysokich stanów Brdy na odcinku miejskim, powodujących zalewanie bulwarów (Fot. 1 i 2). Jak wynika z obserwacji prowadzonych na 107

109 stopniu wodnym, wysokie stany wody nie były wynikiem zwiększonego dopływu wody ze zlewni. Piętrzenie na stopniu wodnym i wielkość produkcji jest dostosowywana do objętości przepływu prognozowanej na podstawie przepływów przez zlokalizowaną powyżej kaskadę Koronowo-Tryszczyn-Smukała. W celu określenia możliwych przyczyn podtapiania bulwarów, w dniach 2 i 3 sierpnia 2012 roku przeprowadzono pomiary batymetrii i spadku zwierciadła wody rzeki Brdy na terenie miasta Bydgoszczy, na odcinku o długości 10,5 km, pomiędzy śluzami nr 1 i 2. Wykonano równoczesny pomiar głębokości i spadku zwierciadła wody w centralnej części koryta przy użyciu echosondy jednowiązkowej LMS-522C i odbiornika geodezyjnego GPS RTK Trimble 5800 (Ryc. 2). W celu dokładniejszego rozpoznania morfologii koryta, przeprowadzono także sondowania wzdłuż linii przekrojów poprzecznych w 6 wyznaczonych lokalizacjach. Na badanym odcinku zlokalizowany jest nowy most Uniwersytecki, który w czasie wykonywania pomiarów znajdował się w trakcie budowy. Fot. 1. Bulwar na lewym brzegu Brdy na wysokości Hali Łuczniczka w dniu Fot. 2. Przystanek tramwaju wodnego przy Wyspie Młyńskiej w dniu

110 Ryc. 2. Wizualizacja zmierzonych w dniu r. głębokości koryta Brdy na tle ortofotomapy (opracowano na podstawie oraz badań własnych) Wyniki Przeprowadzone sondowanie dna wskazuje na znaczne zróżnicowanie głębokości koryta Brdy na badanym odcinku (Ryc. 3). Średnia głębokość w linii nurtu dla całego badanego fragmentu wyniosła 2,16 metra, głębokość maksymalna 4,42 m, a minimalna 0,64 m. Największe głębokości, powyżej 4 metrów zmierzono w obrębie toru regatowego w Brdyujściu oraz w rejonie ujścia Młynówki w okolicach Wyspy Młyńskiej (Ryc. 3). Najmniejsze głębokości, 0,6-0,8 m zmierzono w odcinkach poniżej ulicy Spornej (w rejonie połączenia z dawnym zakolem Brdy oraz poniżej mostu kolejowego w rejonie ulicy Osiedle Rzemieślnicze. Profil podłużny dna zaprezentowany na rycinie 3 wskazuje na wpływ zabudowy towarzyszącej Brdzie na zróżnicowanie głębokości. Bezpośrednio powyżej mostów i kładek występuje spłycenie koryta, natomiast poniżej zwiększenie głębokości. Prawidłowość tą zaobserwować można w przypadku kolejno zlokalizowanych budowli: most Solidarności, kładka dla pieszych prowadząca od Wyspy Młyńskiej do ulicy Focha, most Bernardyński, most Uniwersytecki, most Kardynała Wyszyńskiego, most Kazimierza Wielkiego, most przy ulicy Spornej i mosty kolejowe. Obecność mostów, a także bezpośrednie posadowienie filarów w dnie koryta powoduje zahamowanie transportu rumowiska powyżej budowli oraz zwiększenie erozji, związane ze zwężeniem przekroju poprzecznego i zwiększeniem spadku zwierciadła wody oraz prędkości przepływu tuż poniżej budowli. Wyniki uzyskane dla linii sondowania przebiegającej przez centralną części koryta Brdy wskazują, że pomiędzy mostem Kardynała Wyszyńskiego, a kładką dla pieszych w rejonie Hali Łuczniczka występuje spłycenie koryta na dłuższym odcinku, a głębokość osiąga tu wartości 1-3-1,4 m. Podobne dwa dłuższe odcinki koryta o zmniejszonych głębokościach występują pomiędzy mostami Kardynała Wyszyńskiego i Kazimierza Wielkiego. Na rycinie 2 przedstawiono głębokości na odcinku w rejonie marketu Tesco, które wahają się w granicach 109

111 od 1,5 do 2,8 m. Na rycinie 4 widać, że maksymalne głębokości zmierzone wzdłuż linii przekrojów poprzecznych na tym odcinku są większe i sięgają 2-2,5 m, największe głębokości występują bowiem w pobliżu brzegów. Faktyczny przekrój czynny koryta jest jednak mniejszy, niż to wynika ze zmierzonych głębokości, ze względu na występującą w korycie roślinność wodną (Fot. 3). Jak zasygnalizowano we wstępie, w trakcie wykonywania pomiarów w dniu 2 sierpnia 2012 roku, zarejestrowano podtopienia brzegów zagospodarowanych w formie bulwarów, w rejonie Wyspy Młyńskiej oraz na odcinku pomiędzy Halą Łuczniczka, a mostem Kardynała Wyszyńskiego (Fot. 1, 2 i 3). W pierwszym przypadku, poniżej kładki dla pieszych prowadzącej od Wyspy Młyńskiej do ulicy Focha następuje zwężenie koryta, które powoduje spiętrzenie zwierciadła wody. W drugim, zaobserwować można spłycenie koryta powyżej budowy nowego mostu, dalej wzrost głębokości poniżej inwestycji i kolejne spłycenie poniżej kładki dla pieszych na wysokości Hali Łuczniczka (Ryc. 3). Spłycenie to jest także widoczne na rycinie 4, gdzie w przekroju nr 3 głębokości w znacznej części koryta nie przekraczają 1 m. Podobnie niewielkie głębokości zmierzono poniżej mostu Kardynała Wyszyńskiego. Prowadzone we wcześniejszych latach badania w obrębie Kanału Bydgoskiego pozwoliły na stwierdzenie, że w związku z obecnością śluz, kanał wykazuje cechy zbiornika wód stojących, a jego pierwotna głębokość została znacznie zmniejszona wskutek akumulacji osadów dennych (Babiński i in, 2008). Ze względu na niewielką wymianę wody oraz jej zanieczyszczenie występuje tam intensywna akumulacja nie tylko rumowiska mineralnego, ale także szczątków roślinności wodnej. Udział materii organicznej w osadach dennych przekracza w niektórych miejscach 50%. Za bardzo istotne podsumowanie badań w obrębie Kanału Bydgoskiego należy uznać stwierdzenie znaczącej roli śluzowania jednostek pływających w transporcie rumowiska w dół biegu kanału. 110

112 Ryc. 3. Profil podłużny zwierciadła wody i dna rzeki Brdy w odcinku pomiędzy śluzami nr 2 i nr 1 (opracowano na podstawie pomiarów wykonanych w dniu ) 111

113 Ryc. 4. Przekroje poprzeczne koryta Brdy na odcinku od budowanego mostu Uniwersyteckiego do marketu Tesco (opracowano na podstawie pomiarów wykonanych w dniach ) 112

114 Fot. 3. Koryto Brdy w rejonie Hali Łuczniczka w dniu widok na prawy brzeg Podobnie jak sztuczny Kanał Bydgoski, także rzeka Brda na odcinku bydgoskim stanowi obiekt o silnie zaburzonym reżimie. Antropogeniczne zmiany reżimu Brdy związane są w chwili obecnej głównie z użytkowaniem kaskady hydroenergetycznej Koronowo-Tryszczyn- Smukała, a także z ustabilizowaniem stanów wody w odcinku ujściowym przez jaz Czersko Polskie. Druga z wymienionych inwestycji spowodowała zmniejszenie zagrożenia występowania powodzi związanej z cofką spowodowaną wysokimi stanami Wisły (Gorączko, 2012). W wiekach XIX i XX, w warunkach intensywnie prowadzonej żeglugi na trasie wodnej Wisła-Odra, dodatkowym czynnikiem modyfikującym warunki hydrologiczne był także ruch jednostek pływających, który umożliwiał transport rumowiska w kierunku ujścia Brdy do Wisły. Ruch jednostek ulegał stopniowemu zmniejszeniu w XX wieku, w związku z wzrostem roli transportu kolejowego i kołowego. W latach 90. XX wieku żegluga towarowa na Kanale Bydgoskim i Brdzie zmalała prawie do zera (Gorączko, 2008, Zieliński, Rabant, 2009). Od roku 2004 na odcinku miejskim pojawiły się nowe jednostki pływające - tramwaje wodne, które poruszają się jednak tylko w sezonie letnim (Gotowski, 2012). W takiej sytuacji na Brdzie, podobnie jak na Kanale Bydgoskim, występuje ograniczenie możliwości przemieszczania się rumowiska w dół biegu rzeki. Wraz ze zmniejszającą się częstotliwością ruchu jednostek pływających w XX wieku, na odcinku miejskim Brdy wybudowano kilka nowych mostów i kładek dla pieszych. Najnowsze inwestycje to kładka w rejonie Opery Nova oraz mosty Kazimierza Wielkiego, Uniwersytecki i Władysława Jagiełły. W trakcie wykonywania pomiarów prowadzono budowę mostu Uniwersyteckiego. Prace budowlane spowodowały zwężenie koryta, a także zmniejszenie przekroju czynnego wskutek posadowienia filarów mostu na brzegu Brdy (Fot. 4). Aktualnie realizowane w sąsiedztwie koryta Brdy inwestycje powodują zmianę warunków przepływu oraz zwiększenie zróżnicowania głębokości koryta. Przede wszystkim jednak są przyczyną zachwiania równowagi morfologicznej, która tworzy się po przebudowaniu koryta lub zmianie warunków przepływu. Stan "wtórnej równowagi" jest charakterystyczny zwłaszcza dla dolin rzecznych, w których prowadzono gospodarkę wodną 113

115 we względnie stały sposób przez długi okres czasu. Jak wskazują badania prowadzone w środkowym biegu Wdy, zmiana zasad gospodarowania wodą może być przyczyną zarówno zmian morfologicznych w obrębie koryta, jak też przekształcenia warunków hydrologicznych w otoczeniu obiektu wodnego (Szumińska, 2009). Fot. 4. Budowa Mostu Uniwersyteckiego w Bydgoszczy, Podsumowanie i dyskusja Zebrane materiały wskazują, że podtopienia zagospodarowanych w formie bulwarów brzegów Brdy występują w sąsiedztwie ostatnio przeprowadzonych (Wyspa Młyńska, market Tesco) lub prowadzonych (budowa mostu Uniwersyteckiego) inwestycji budowlanych, które poprzez uszczelnienie brzegów, a także zwężenie przekroju poprzecznego powodują zmianę warunków przepływu w korycie. Oddziaływanie budowli widoczne jest także w przypadku wcześniejszych inwestycji, jak mosty Solidarności, czy most Bernardyński. Można jednak założyć, że ze względu na długi czas funkcjonowania nie stanowią one czynnika zmieniającego procesy morfologiczne koryta Brdy w takim stopniu, jak nowe inwestycje. W warunkach przebudowy nabrzeży i zmiany przekroju czynnego, związanej z budową mostów, dochodzi do przebudowy kształtu koryta. Spiętrzenie zwierciadła wody powoduje zwiększenie spadku, a przez to wzrost natężenia erozji. Erodowany materiał akumulowany jest następnie w odcinkach zlokalizowanych poniżej. Taka lokalna strefa akumulacji występuje prawdopodobnie poniżej kładki dla pieszych na wysokości Hali Łuczniczka. Spłycone strefy koryta sprzyjają rozwojowi roślinności wodnej, co powoduje w sezonie wegetacyjnym dodatkowe spowolnienie spływu wody i lokalne podtopienia terenów sąsiadujących z rzeką. Dalsze zagospodarowanie terenów nadrzecznych spowoduje kolejne zmiany warunków hydrologicznych. W takiej sytuacji niezbędne jest określenie skutków prowadzonych inwestycji, nie tylko poprzez określenie bezpośrednich zmian przekroju poprzecznego koryta w ich sąsiedztwie, czy też warunków odpływu wody na poziomie zalewowym, ale także wykonanie symulacji zmian dla całego odcinka miejskiego Brdy przy założeniu różnych warunków hydraulicznych w korycie i dnie doliny. Wskazane jest też zachowanie odcinków nabrzeży pozbawionych całkowitego uszczelnienia powierzchni terenu, które uniemożliwia infiltrację wody w podłoże. 114

116 Badania przeprowadzono w trakcie stażu w Mewat Sp. z o.o. w Bydgoszczy, w ramach projektu UE "Staż Sukcesem Naukowca" realizowanego przez Poznański Akademicki Inkubator Przedsiębiorczości. Literatura Babiński Z., Habel. M., Szumińska. D., Mechanizmy i przyczyny zamulania koryta Kanału Bydgoskiego, [w:] Z. Babiński (red.), Rewitalizacja drogi wodnej Wisła-Odra szansa dla gospodarki regionu, Urząd Marszałkowski Województwa Kujawsko- Pomorskiego, Instytut Geografii UKW w Bydgoszczy, Wyd. LOGO, Bydgoszcz, s Gorączko, 2008, Natężenie ruchu żeglugowego na bydgoskim odcinku drogi wodnej E-70 - stan obecny i perspektywy rozwoju, [w:] Z. Babiński (red.), Rewitalizacja drogi wodnej Wisła-Odra szansą dla gospodarki regionu, Urząd Marszałkowski Województwa Kujawsko-Pomorskiego, Instytut Geografii UKW w Bydgoszczy, Wyd. LOGO, Bydgoszcz, s Gorączko M., 2012, Wpływ wezbrań na warunki funkcjonowania żeglugi w rejonie Bydgoskiego Węzła Wodnego, [w:] D. Szumińska (red.), Promotio Geographica Bydgostiensia, T. VIII, UKW, Bydgoszcz, s Gotowski R., 2012, Znaczenie Bydgoskiego Tramwaju Wodnego w systemie komunikacji miejskiej i turystyce, [w:] D. Szumińska (red.), Promotio Geographica Bydgostiensia, T. VIII, UKW, Bydgoszcz, s Szumińska D., 2009, Wpływ dziewiętnastowiecznych systemów irygacyjnych na stosunki wodne w wybranych rejonach Borów Tucholskich, [w:] A.T. Jankowski, D. Absalon, R. Machowski, M. Ruman (red.), Przeobrażenia stosunków wodnych w warunkach zmieniającego się środowiska, UŚ, PTG Oddz. Katowicki, RZGW Gliwice, Wydział Nauk o Ziemi UŚ, Sosnowiec, s Szumińska D., 2011, Brda, [w:] J. Jastrzębski (red.), Encyklopedia Bydgoszczy. T. 1., Towarzystwo Miłośników Miasta Bydgoszczy, Bydgoszcz. Zieliński, Rabant, 2009, Znaczenie transportowe Kanału Bydgoskiego, [w:] D. Szumińska (red.), Walory turystyczne drogi wodnej E-70 na terenie województwa kujawskopomorskiego, UKW, Bydgoszcz, s ABSTRACT: The paper presents the results of research regarding the Brda river channel morphology at its rural reach flowing through the city of Bydgoszcz. In the recent years, in the summer season the boulevards have been inundated despite river basin maintaining its regular water stages. Channel depth surveys and water table slope indicated that the inundations may have been related to considerable diversity of channel depths. The said diversity results from the existing bank development, as well as construction investments being carried out. The works conducted within and in the vicinity of the Brda channel lift sediment and trigger river load transport, which then accumulates in places of lower slope. Thus, the channel is progressively becoming shallower at certain reaches, which in turn provides favourable conditions for the development and growth of aquatic vegetation. Small channel depths along with the occurring vegetation and its capacity for withholding river load cause local increases in water table and inundation of the areas adjacent to the Brda channel. Key words: the Brda river, channel morphology, longitudinal profile, river load, channel development, aquatic vegetation. 115

117 Okoniewska Monika, Więcław Mirosław, Zmienność wieloletnia warunków bioklimatycznych w II połowie XX wieku w Polsce w godzinach okołopołudniowych na podstawie uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego, Long-term variability of bioclimatic conditions in the second half of the 20 century at noon hours in Poland based on Universal Thermal Climate Index. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Zmienność wieloletnia warunków bioklimatycznych w II połowie XX wieku w Polsce w godzinach okołopołudniowych na podstawie uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego Long-term variability of bioclimatic conditions in the second half of the 20 century at noon hours in Poland based on Universal Thermal Climate Index Monika Okoniewska, Mirosław Więcław Instytut Geografii, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy STRESZCZENIE Celem opracowania jest charakterystyka i ocena warunków bioklimatycznych w Polsce w godzinach południowych w II połowie XX wieku. Do analizy posłużyły dane z terminu południowego elementów meteorologicznych z Kołobrzegu, Poznania i Szczawna: temperatury powietrza ( C), zachmurzenia nieba (%), wilgotności względnej powietrza (%) i prędkości wiatru (m s -1 ). Dane obejmowały okres w przypadku Kołobrzegu i Poznania oraz lata w Szczawnie. Na podstawie danych, stosując program BioKlima obliczono uniwersalny wskaźnik obciążenia cieplnego (UTCI, C), służący do oceny obciążeń cieplnych organizmu w różnych warunkach klimatycznych. Następnie określone zostały wartości średniej arytmetycznej wskaźnika, zarówno dla całego okresu jak i dziesięcioleci, charakterystyka trendu na podstawie modelu regresji liniowej oraz częstość obciążenia cieplnego w latach 50. i 90. XX wieku zarówno dla całego roku jak i dla stycznia i lipca. Przeprowadzone analizy uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego wskazują, iż najcieplejszym regionem w Polsce jest południowo-zachodnia część kraju, na co wpływa stosunkowo ciepła zima i wiosna. Najchłodniejszy, ze względu na chłodną wiosnę i lato jest region nadmorski. Ostatnia dekada XX wieku jest najcieplejsza spośród wszystkich dekad od lat 50. Odnotowuje się ponadto postępujący rosnący trend UTCI we wszystkich stacjach, o największym nasileniu w Kołobrzegu od stycznia do maja, najniższym w Szczawnie. Postępujące ocieplenie warunków klimatu odczuwalnego potwierdza fakt, że we wszystkich stacjach w latach 90., w porównaniu z latami 50. zwiększa się udział stresu ciepła a zmniejsza udział stresu zimna. Słowa kluczowe: zmienność wieloletnia, warunki bioklimatyczne, obciążenie cieplne, UTCI Wprowadzenie W związku z postępującymi zmianami klimatycznymi (Kożuchowski, 2004) oczekiwać należy również zmienności w klimacie odczuwalnym. Istnieje więc potrzeba 116

118 przyjrzenia się zmianom warunków bioklimatycznych, zwłaszcza tych jakie zachodzą w godzinach okołopołudniowych, kiedy aktywność człowieka jest największa. W ciągu ostatnich stu lat do oceny uciążliwości warunków bioklimatycznych wykorzystywano różnorodne wskaźniki bioklimatyczne, które ujmowały zależności między różnymi elementami meteorologicznymi, lecz nie brały pod uwagę skomplikowanych reakcji fizjologicznych zachodzących w organizmie pod wpływem zmieniających się warunków termicznych otoczenia (Błażejczyk, 2004). Do oceny klimatu odczuwalnego wykorzystywano więc wskaźniki temperatury odczuwalnej (STI), temperatury odczuwanej fizjologicznie (PST), stresu termofizjologicznego (PhS), przewidywanej termoizolacyjności odzieży (Iclp), czy dopuszczalnej aktywności fizycznej (MHR) (Błażejczyk, 2003, Błażejczyk, Bąkowska, 2007). W roku 2009 został opracowany wskaźnik termiczny, oceniający obciążenia cieplne człowieka i uwzględniający wszystkie procesy i mechanizmy gospodarki cieplnej organizmu (Błażejczyk i inni, 2010). Wskaźnik ten nazwany uniwersalnym wskaźnikiem obciążenia cieplnego był już wykorzystywany między innymi do oceny klimatu odczuwalnego w Warszawie w latach (Lindner K., 2011), czy też zbadania związków między umieralnością a obciążeniem cieplnym organizmu (Idzikowska D., 2011), a w niniejszej publikacji posłuży do oceny zmienności wieloletniej warunków bioklimatycznych w godzinach okołopołudniowych w II połowie ubiegłego wieku. Materiał i metoda badań Do analizy zmienności wieloletniej warunków klimatu odczuwalnego w Polsce wykorzystano dane meteorologiczne z godziny 12 UTC z Kołobrzegu, Poznania i Szczawna następujących elementów meteorologicznych: temperatury powietrza ( C), zachmurzenia nieba (%), prędkości wiatru (ms -1 ) i wilgotności względnej powietrza (%). W przypadku Kołobrzegu i Poznania dane obejmowały lata W przypadku Szczawna był to okres Na podstawie danych w programie BioKlima 2.6 obliczono uniwersalny wskaźnik obciążenia cieplnego (UTCI - Universal Thermal Climate Index, w C). Wskaźnik ten jest definiowany jako ekwiwalentna temperatura powietrza, przy której w warunkach referencyjnych podstawowe parametry fizjologiczne organizmu przyjmują takie same wartości jak w warunkach rzeczywistych. Zakłada się zatem, że wymiana ciepła między człowiekiem a otoczeniem zależy tylko od temperatury powietrza, przy stałym poziomie pozostałych parametrów meteorologicznych. (Błażejczyk i inni, 2010). Na postawie wartości wskaźnika dokonać można oceny obciążeń cieplnych organizmu (tab.1). Tab. 1 Skala oceny obciążeń cieplnych organizmu według wskaźnika UTCI UTCI( C) powyżej 46 Obciążenie cieplne Nieznośny stres ciepła 38 do 46 Bardzo silny stres ciepła Sposób przeciwdziałania Niezbędne okresowe schładzanie organizmu, konieczne uzupełnianie płynów >0,5l/godz. Należy unikać dużego wysiłku fizycznego Konieczne okresowe korzystanie z pomieszczeń klimatyzowanych lub miejsc zacienionych, niezbędne uzupełnianie płynów >0,5l/godz. Należy ograniczyć wysiłek fizyczny 32 do 38 Silny stres ciepła Niezbędne uzupełnianie płynów 0,25l/godz., pożądane korzystanie z miejsc zacienionych i okresowe zmniejszanie wysiłku fizycznego 117

119 26 do 32 Umiarkowany stres ciepła 9 do 26 Brak obciążeń cieplnych 0 do 9 Łagody stres zimna -13 do 0 Umiarkowany stres zimna Niezbędne uzupełnianie płynów 0,25l/godz. Fizjologiczne procesy termoregulacji są wystarczające do zachowania komfortu cieplnego Pożądane używanie rękawiczek i nakrycia głowy. Należy zwiększyć wysiłek fizyczny oraz chronić kończyny i twarz przed wychłodzeniem -27 do -13 Silny stres zimna Należy zwiększyć wysiłek fizyczny oraz chronić kończyny i twarz przed wychłodzeniem. Pożądane zwiększenie termoizolacyjności odzieży -40 do -27 Bardzo silny stres zimna poniżej -40 Nieznośny stres zimna Należy zwiększyć wysiłek fizyczny oraz chronić kończyny i twarz przed wychłodzeniem. Niezbędne zwiększenie termoizolacyjności odzieży i ograniczenie czasu przebywania w terenie otwartym Czas przebywania ograniczyć do niezbędnego minimum. Niezbędne zwiększenie termoizolacyjności i wiatrochronności odzieży Na podstawie danych przeprowadzono kilka analiz statystycznych. Obliczono średnią roczną oraz średnie miesięczne wartości wskaźnika UTCI, ponadto dla wartości rocznej wskaźnika oraz wartości stycznia i lipca obliczono średnie dla dziesięcioleci. Zbadano również przebieg wieloletni średniej rocznej wartości wskaźnika oraz średnich stycznia i lipca. Na podstawie modelu regresji liniowej obliczono wartości trendów średnich miesięcznych i średnich rocznych uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego, a także zbadano ich istotność statystyczną na poziomie istotności 0,05 za pomocą parametrycznego testu t-studenta. Dla zobrazowania zmienności obciążenia cieplnego organizmu człowieka w drugiej połowie XX wieku przeprowadzono analizę częstości obciążeń cieplnych w latach 50. i 90. zarówno dla całego roku jak i dla stycznia i lipca. Wyniki Tab. 2 Średnie miesięczne i roczna wartość uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego UTCI ( C) o godz. 12 w Kołobrzegu i Poznaniu ( ) oraz w Szczawnie ( ). miesiąc Kołobrzeg Poznań Szczawno styczeń -8,8-10,7-6,7 luty -6,5-7,6-3 marzec -2,2-1,9 1,9 kwiecień 4,1 6,2 9,2 maj 11,8 14,9 15,6 czerwiec 16,8 19,4 19,7 lipiec 19,2 20,8 22,1 sierpień 19,9 21,3 22,2 118

120 wrzesień 15,1 15,6 17,2 październik 8,2 8,7 11,4 listopad -1,8-3,3 1,3 grudzień -7,3-8,9-5 roczna 5,7 6,2 8,8 Spośród badanych stacji najwyższą średnią roczną wartością uniwersalnego wskaźnika obciążeń cieplnych w południe, w wysokości 8,8 C, cechuje się Szczawno. Szacowana roczna wartość w tej stacji jest bliska dolnej granicy przedziału określanego jako brak obciążeń cieplnych. Nieco niższe wartości UTCI notuje się w Poznaniu, gdzie średnia roczna osiąga 6,2 C, najniższe zaś nad morzem, o średniej rocznej w wysokości zaledwie 5,7 C. O dość ciepłych warunkach w Polsce południowo-zachodniej decyduje ciepła zima oraz wiosna, bowiem średnia wartość UTCI od grudnia do lutego wynosi -4,9 C, natomiast od marca do maja 8,9 C. Analogiczne wartości dla Kołobrzegu wynoszą -7,5 C oraz 4,6 C, dla Poznaniu natomiast -9,1 C i 6,4 C. We wszystkich badanych stacjach uniwersalny wskaźnik obciążeń cieplnych, przyjmuje najniższe wartości w styczniu, co potwierdza fakt, że jest to miesiąc o największych obciążeniach organizmu człowieka warunkami chłodu, nawet w godzinach okołopołudniowych. Najniższa wartość UTCI notowana jest w Poznaniu i osiąga -10,7 C, mieszcząc się w przedziale oznaczającym umiarkowany stres zimna. Wartości wskaźnika w pozostałych stacjach, choć niższe również mieszczą się w tym samym przedziale, wskazując na konieczność ochrony kończyn i twarzy przed wychłodzeniem oraz zwiększenia wysiłku fizycznego. Miesiącem z najwyższymi wartościami wskaźnika UTCI we wszystkich stacjach jest sierpień. W tym czasie wartości miesięczne wahają się od 19,9 C w Kołobrzegu, przez 21,3 C w Poznaniu, do 22,2 C w Szczawnie (tab. 2). Takie wartości notowane w sierpniu oznaczają, że w miesiącu tym w godzinach okołopołudniowych notuje się brak obciążenia cieplnego, a fizjologiczne procesy termoregulacji są wystarczające do zachowania komfortu cieplnego (tab. 2). Tab. 3 Wartości średniej rocznej oraz średniej stycznia i lipca uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego UTCI ( C) o godz. 12 w poszczególnych dziesięcioleciach w Kołobrzegu, Poznaniu i Szczawnie roczna styczeń lipiec Kołobrzeg Poznań Szczawno Kołobrzeg lata 1954(6) ,2 4,6 9,2-11,9-14,2-6,1 17,5 19,7 22, ,1 4,5 7,9-11,1-13,7-10,5 18,0 20,0 22, ,4 5,6 8,3-8,6-10,5-5,6 18,6 18,8 21, ,2 7,3 8,1-7,9-10,0-7,2 20,1 21,9 21, ,9 8,6 10,6-5,3-6,3-3,8 21,1 23,2 23,0 Poznań Szczawno Kołobrzeg Poznań Szczawno Analiza średnich rocznych oraz średnich dla stycznia i lipca wartości uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego w poszczególnych dziesięcioleciach wskazuje, że we wszystkich stacjach lata 90. są znacznie cieplejsze od poprzedzających dekad. 119

121 W przypadku rocznej wartości wskaźnika najniższe wartości notowane są w latach 50. w Kołobrzegu i latach 60. w Poznaniu i Szczawnie. Największą różnicę między poszczególnymi dekadami widać w stacji nadmorskiej. Średnia roczna wartość UTCI, w południe, w latach 50. wynosi tu 3,2 C, podczas gdy w latach 90. aż 7,9 C. Najmniejsze zmiany odnotowano w Szczawnie. Wartość średniej rocznej wskaźnika UTCI w tej stacji wzrasta z 7,9 C w latach 60. do 10,6 C w ostatniej dekadzie. W styczniu największe zmiany wskaźnika UTCI w poszczególnych dziesięcioleciach odnotowuje się w Poznaniu. Lata 50. w tej stacji cechują się najniższą wartością wskaźnika w wysokości -14,2 C, co świadczy, że w tej dekadzie w styczniu występuje silny stres zimna. W latach 90. wartość wskaźnika wzrasta do -6,3 C i znajduje się w przedziale oznaczającym umiarkowany stres zimna. W Kołobrzegu i Szczawnie poziom zmian w wartości uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego w styczniu jest podobny. W stacjach tych najchłodniejszą dekadą są lata 60., kiedy to wartość wskaźnika obciążenia cieplnego mieści się w przedziale oznaczającym umiarkowany stres zimna. W przypadku lipca najniższe wartości wskaźnika UTCI w godzinach okołopołudniowych notowane są w latach 50. w Kołobrzegu i w latach 70. w Poznaniu i Szczawnie. Największe różnice pomiędzy najcieplejszą a najchłodniejszą dekadą są w Poznaniu, gdzie w latach 70. wartość wskaźnika wynosi 18,8 C, natomiast dwie dekady później już 23,2 C. W Kołobrzegu i Szczawnie różnice między skrajnymi dekadami wynoszą odpowiednio 3,6 i 1,9 C. Wartości UTCI we wszystkich dekadach mieszczą się w przedziale oznaczającym brak obciążenia cieplnego (tab. 3). 120

122 Ryc. 1 Przebieg wieloletni średniej rocznej wartości uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego (UTCI, C) z godziny 12 wraz ze średnią wieloletnią w Kołobrzegu i Poznaniu ( ) oraz w Szczawnie ( ). Przebieg wieloletni średniej rocznej wartości uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego wskazuje na wzrosty i spadki występujące naprzemiennie w kolejnych latach. W Kołobrzegu i Poznaniu średnia roczna wartość wskaźnika UTCI kształtuje się poniżej średniej wieloletniej od lat 50. do lat 80. Początek lat 80. i lata 90. charakteryzują się natomiast wzrostem rocznej wartości UTCI, która w tym czasie przekracza średnią dla wielolecia. W obu stacjach najwyższa roczna wartość wskaźnika występuje w roku 1989, w Kołobrzegu wynosi ona 9,7 C, w Poznaniu natomiast 10,0 C. Obie wartości odpowiadają przedziałowi określanemu jako brak obciążeń cieplnych. Najniższa średnia roczna wartość wskaźnika UTCI notowana jest w Kołobrzegu i Poznaniu w roku 1956 i wynosi odpowiednio 1,6 i 0,8 C, co oznacza łagodny stres zimna. W Szczawnie średnia roczna wartość uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego jest wyższa od średniej wieloletniej w latach , , w roku 1983 i pod koniec wieku. Szczególnie wyraźny jest wzrost wskaźnika notowany od połowy lat 90., kiedy jego wartość przekracza 10 C, a w roku 2000 osiąga rekordową wartość 15,8 C, która mieści się w przedziale oznaczającym brak obciążeń cieplnych. Najniższą wartością cechuje się rok 1964, kiedy średnia roczna wartość UTCI osiąga zaledwie 5,4 C, co świadczy o łagodnym stresie zimna (ryc. 1). 121

123 Ryc. 2 Przebieg wieloletni średniej wartości uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego (UTCI, C) w styczniu o godz. 12 wraz ze średnią wieloletnią w Kołobrzegu i Poznaniu ( ) oraz w Szczawnie ( ). Przebieg wieloletni średniej wartości uniwersalnego wskaźnika obciążeń cieplnych dla stycznia w Kołobrzegu i Poznaniu ma charakter nieregularny. Wzrosty i spadki notowane są tu naprzemiennie, podobnie jak w przypadku średniej rocznej. Nad morzem średnia wartość wskaźnika w styczniu kształtuje się powyżej średniej wielolecia w roku 1965, w latach , , i od roku 1988 do końca wieku. Najwyższa wartość wskaźnika UTCI w styczniu notowana jest w roku 1988, kiedy wynosi -1,9 C, co oznacza, że znajduje się w przedziale oznaczonym jako umiarkowany stres zimna. Najniższa wartość uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego dla stycznia osiąga -15,3 C, wskazując na silny stres zimna i zostaje odnotowana w roku O dość chłodnych warunkach zimą na początku badanego okresu świadczy fakt, że w całym półwieczu wartości wskaźnika w styczniu spadają poniżej -10 C w 19 latach, z czego w okresie , aż 10 razy. W latach 90. natomiast średnia wartość wskaźnika UTCI nie spada poniżej -10 C ani razu. W Poznaniu wartość uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego w styczniu kształtuje się powyżej średniej wieloletniej w roku 1961, 1965 i 1971 oraz w latach , 1982, 1984 i Najwyższa wartość, w wysokości -0,8 C, została odnotowana w roku Z 122

124 kolei stycznie lat są szczególnie chłodne, gdyż w okresie tym 15 razy notuje się wartość wskaźnika poniżej -10 C, a 9 razy poniżej -13 C, co wskazuje na występujący w tym czasie silny stres zimna. Najchłodniejszy w Poznaniu jest styczeń w roku 1963, kiedy wartość UTCI spada do -21,1 C. W Szczawnie wahania wskaźnika mają przebieg bardziej regularny, w kilku latach też średnia wartość UTCI w styczniu przekracza 0 C, wskazując na łagodny stres zimna. Te, szczególnie ciepłe okresy to lata 1975, oraz Najwyższa wartość wskaźnika w wysokości 2,7 C została zanotowana w roku Okresy, kiedy średnia wartość uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego kształtuje się powyżej średniej wieloletniej to lata , , , i Najniższa wartość wskaźnika UTCI w styczniu występuje w 1976 roku, wynosząc -16,5 C. Podobnie jak w Kołobrzegu i Poznaniu, również w Szczawnie w latach 90. odnotowany zostaje wzrost wskaźnika, z tym, że w Szczawnie jest on przedzielony okresem dość dużego spadku w roku 1995 (ryc. 2). Ryc. 3 Przebieg wieloletni średniej wartości uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego (UTCI, C) w lipcu o godz. 12 wraz ze średnią wieloletnią w Kołobrzegu i Poznaniu ( ) oraz w Szczawnie ( ). 123

125 W lipcu wartości uniwersalnego wskaźnika obciążeń cieplnych są przez cały okres na wyrównanym poziomie, nie widać więc tak wyraźnie postępującego ocieplenia pod koniec wieku, choć w Kołobrzegu i Poznaniu wartości wskaźnika od roku 1980 są nieco wyższe niż w latach ubiegłych. W Kołobrzegu wartości UTCI mieszczą się w przedziale od 12,8 C w roku 1965 do 26,4 C w 1994 roku, co świadczy o przejściu od braku obciążenia cieplnego do umiarkowanego stresu ciepła. Cieplejsze okresy, kiedy to średnia dla lipca przekracza wartość wieloletnią to przede wszystkim lata , , , , , , i Z kolei okresy najchłodniejsze to lata , rok 1965, 1977 i W Poznaniu w lipcu notuje się zarówno większe spadki jak i wzrosty wskaźnika niż w stacji nadmorskiej. Niskie wartości UTCI mają miejsce w latach: 1954, , w roku 1974 i oraz w roku 2000, przy czym najniższa wartość w wysokości 10,7 C występuje w roku Najcieplejszy lipiec notuje się w roku 1994, kiedy średnia tego miesiąca osiąga 30,9 C, co oznacza występowanie umiarkowanego stresu ciepła. W Szczawnie cieplejsze lipce, charakteryzujące się średnią powyżej wielolecia notowane są w latach , , , w roku 1976, w latach , , , , i Najwyższą wartość uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego notuje się w wysokości 28,6 C i podobnie jak w Kołobrzegu i Poznaniu ma to miejsce w roku Najchłodniejszy lipiec jest w roku 1965, kiedy wartość UTCI osiąga 16,1 C. Na uwagę zasługuje fakt, że koniec wieku zaznacza się w lipcu powtarzającym się we wszystkich stacjach spadkiem wskaźnika (ryc. 3). Tab. 4 Wartości trendów średnich miesięcznych i średnich rocznych uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego (UTCI, C) o godz. 12 UTC w Kołobrzegu i Poznaniu ( ) oraz w Szczawnie ( ) (trend istotny statystycznie na poziomie istotności 0,05 zaznaczono na czerwono; w nawiasach podano trendy na rok). miesiąc Kołobrzeg Poznań Szczawno styczeń 7,8 (0,17) 8,8 (0,19) 5,4 (0,12) luty 8,2 (0,17) 7,0 (0,15) 5,8 (0,13) marzec 8,2 (0,17) 6,1 (0,13) 2,2 (0,05) kwiecień 8,7 (0,19) 9,4 (0,20) 1,1 (0,03) maj 7,3 (0,15) 6,7 (0,14) 2,6 (0,06) czerwiec 3,8 (0,08) 1,4 (0,03) 0,6 (0,01) lipiec 4,1 (0,09) 3,8 (0,08) -0,1 (-0,003) sierpień 5,0 (0,1) 4,4 (0,09) 2,4 (0,05) wrzesień 2,5 (0,05) 0,5 (0,01) -0,8 (-0,02) październik 4,6 (0,1) 2,0 (0,04) 0,4 (0,01) listopad 4,6 (0,1) 5,0 (0,11) 2,4 (0,05) grudzień 6,1 (0,13) 5,9 (0,12) 5,2 (0,12) roczny 5,9 (0,13) 5,1 (0,11) 2,3 (0,05) Wartość trendu uniwersalnego wskaźnika obciążeń cieplnych w Kołobrzegu i Poznaniu przyjmuje we wszystkich miesiącach wartości dodatnie, a dla średniej rocznej tego wskaźnika jest istotna statystycznie i kształtuje się na poziomie od 5,1 C w Poznaniu do 5,9 C w Kołobrzegu. Taki trend wieloletni oznacza przyrost wskaźnika na rok w wysokości 0,13 C nad morzem i 0,11 C w Poznaniu. Jedynie w Szczawnie trend roczny okresu

126 2000 jest nieistotny statystycznie na poziomie 0,05 i wynosi zaledwie 2,3 C, co odpowiada przyrostowi o wartości 0,05 C na rok. Zarówno w Kołobrzegu jak i Poznaniu szczególnie duży wzrost wskaźnika w wieloleciu występuje zimą i wiosną, kiedy nad morzem waha się od 6,1 C w grudniu do 8,7 C w kwietniu. W Poznaniu, natomiast trend przyjmuje wartości od 5,9 C w grudniu do 9,4 C w kwietniu. W Kołobrzegu prawie wszystkie miesiące odznaczają się istotnością statystyczną trendu UTCI. Wyjątkiem jest wrzesień, kiedy notuje się najniższą jego wartość, równą jedynie 2,5 C. W Poznaniu trendy istotne statystycznie występują od grudnia do maja oraz w sierpniu. Najniższy wzrost wskaźnika UTCI w latach występuje we wrześniu, w wysokości zaledwie 0,5 C. W Szczawnie w poszczególnych miesiącach wielolecia notuje się zarówno wzrosty wskaźnika jak i jego spadki, przy czym wszystkie zbadane trendy są nieistotne statystycznie na poziomie 0,05. Trend dodatni ma miejsce od października do czerwca oraz w sierpniu. W miesiącach tych najwyższy trend notuje się w lutym w wysokości 5,8 C, najniższy natomiast w październiku o wartości 0,4 C. Dwa ujemne trendy, notowane w lipcu i wrześniu, są bardzo słabe i wynoszą odpowiednio -0,1 i -0,8 C (tab.4). A B % Kołobrzeg Poznań Szczawno Legenda: Ryc. 4 Częstość obciążeń cieplnych (%) o godz. 12 UTC w latach 50. (A) i 90. (B) XX wieku Wykresy przedstawiające częstość obciążenia cieplnego w latach 50. i 90. XX wieku wskazują na pewne zmiany obciążenia cieplnego organizmu w godzinach południowych, charakteryzujące się przede wszystkim zmniejszeniem nasilenia stresu zimna na rzecz stresu ciepła. W latach 50. częstość występowania silnego stresu zimna w Poznaniu wynosi 15,2%, w Kołobrzegu 11,6%, a w Szczawnie 7,6%. Ponadto w Poznaniu z 2,2% częstością, a w 125

127 Kołobrzegu i Szczawnie z około 1% częstością notuje się bardzo silny stres zimna. W latach 90. częstość pojawiania się silnego stresu zimna zmniejsza się do 8% w Poznaniu, 5,8% w Szczawnie i zaledwie 2,9% w Kołobrzegu. Ponadto bardzo silny stres zimna notuje się tylko w sporadycznych przypadkach z częstością 0,4% w Poznaniu i 0,3% w Polsce południowozachodniej. Nad morzem w ostatniej dekadzie takie rodzaje odczuć cieplnych nie występują. W latach 90. we wszystkich stacjach zwiększa się procentowy udział umiarkowanego stresu ciepła w porównaniu z latami 50. W 5 dekadzie XX wieku umiarkowany stres ciepła najczęściej notowany jest w Szczawnie, gdzie występuje z 5,7% częstością. W latach 90. udział tego rodzaju obciążenia cieplnego wzrasta w tej stacji do 7,6%. W Poznaniu, gdzie w latach 50. częstość umiarkowanego stresu ciepła wynosi 4,9%, w latach 90. notuje się już 7,8% przypadków z tego rodzaju obciążeniem cieplnym. Nad morzem natomiast umiarkowany stres ciepła w latach 50. pojawia się najrzadziej, bo zaledwie w 2,1% sytuacji, w ostatniej dekadzie występuje już z 5,5% częstością. To, iż lata 90. wiążą się z nasileniem stresu ciepła potwierdza również fakt, że zwiększeniu ulega również występowanie silnego i bardzo silnego stresu ciepła. Tego rodzaju obciążenia cieplne choć pojawiają się bardzo rzadko, w latach 90. notowane są około 2 razy częściej niż w latach 50. (ryc. 4). A B % Kołobrzeg Poznań Szczawno Legenda: Ryc. 5 Częstość obciążeń cieplnych (%) w styczniu o godz. 12 UTC w latach 50. (A) i 90. (B) XX wieku Jak wykazują badania ocieplenie warunków bioklimatycznych w okresie zimowym, które zostało potwierdzone badaniem trendów (tab. 4) wiąże się ze znacznym zmniejszeniem częstości występowania w południe stresu zimna. W porównaniu z latami 50. w ostatniej 126

128 dekadzie spadła w styczniu częstość występowania silnego i bardzo silnego stresu zimna, zwiększył się natomiast udział umiarkowanego i łagodnego stresu zimna. W latach 50. bardzo silny stres zimna notowany jest w Poznaniu w 8,3%, a w Kołobrzegu w 2,8% przypadków, w Szczawnie natomiast z 2,6% częstością. W latach 90. w Poznaniu i Szczawnie tego rodzaju stres zimna występuje już tylko z 1% częstością, nad morzem nie jest notowany ani razu. Największemu jednak zmniejszeniu ulega silny stres zimna, który w latach 50. w Poznaniu występuje w 49,3% przypadków, w Kołobrzegu w 38,2% przypadków, natomiast w Szczawnie w 29% przypadków. Jego częstość występowania zmniejsza się w latach 90. do odpowiednio 30, 19 i 22,1% przypadków. Zwiększenie częstości pojawiania się umiarkowanego stresu zimna od lat 50. do lat 90. wynosi od 52,5% do 72,9% w Kołobrzegu i od 35% do 53,9% w Poznaniu. W Polsce południowo-zachodniej częstość tego rodzaju obciążenia cieplnego praktycznie się nie zmienia. Z kolei łagodny stres zimna zwiększa swoją częstość występowania we wszystkich stacjach. W porównaniu z latami 50. częstość jego pojawiania się wzrasta o 13% w Kołobrzegu, 6,3% w Poznaniu i 5,6% w Szczawnie. W Poznaniu również w latach 90. zaczynają się pojawiać sytuacje charakteryzujące się w styczniu brakiem obciążenia cieplnego, które w latach 50. nie występują, a w Szczawnie ich częstość występowania wzrasta z 2,6 do 4,6% (ryc. 5). A B % Kołobrzeg Poznań Szczawno Legenda: Ryc. 6 Częstość obciążeń cieplnych (%) w lipcu o godz. 12 UTC w latach 50. (A) i 90. (B) XX wieku Lipce lat 50. w porównaniu z ostatnią dekadą XX wieku cechują się zwiększoną częstością występowania w południe łagodnego stresu zimna i mniejszą częstością pojawiania 127

129 się stresu ciepła o różnym nasileniu. Łagodny stres zimna w 5 dekadzie ubiegłego wieku jest notowany w 12,4% przypadków w Poznaniu, 9,7% w Kołobrzegu i w 4,5% w Szczawnie. W latach 90. procentowy udział tego rodzaju obciążenia cieplnego zmniejsza się do 6,5% w Poznaniu, 4,2% w Polsce południowo-zachodniej i 2,6% nad morzem. Warunki komfortowe, nie związane z jakimkolwiek obciążeniem cieplnym organizmu, w badanych dekadach nieco zmniejszają swoją częstości występowania na rzecz stresu ciepła. Umiarkowany stres ciepła w latach 50. występuje z częstością 21,3% w Szczawnie, 15,2% w Poznaniu i 6,9% w Kołobrzegu. W latach 90. procentowy udział tego rodzaju obciążenia wzrasta w tych stacjach do odpowiednio 23,5, 24,5 i 19,7%. Zwiększa się również udział silnego stresu ciepła, który w 5 dekadzie występuje z częstością 3,2% w Poznaniu i 5,8% w Szczawnie, natomiast pod koniec wieku jest obserwowany już w 8,7 i 7,4% przypadków. W Kołobrzegu silny stres ciepła zarówno w latach 50. jak i 90. pojawia się sporadycznie. Na uwagę zasługuje również fakt, że w Poznaniu dwukrotnie zwiększa swoją częstość występowania bardzo silny stres ciepła, który wiąże się z ograniczeniem wysiłku fizycznego i koniecznością uzupełniania płynów w ilości powyżej 0,5 l na godzinę. Podsumowanie W toku prowadzonych badań wykazano, że spośród badanych stacji w drugiej połowie XX wieku w godzinach okołopołudniowych najcieplej jest w Polsce południowo-zachodniej, co wiąże się z ciepłą zimą i wiosną na tym obszarze. Stosunkowo chłodny jest rejon wybrzeża, prawdopodobnie ze względu na dość chłodną wiosnę i lato. Ukazano także, iż lata 90. ubiegłego wieku są okresem znacznie cieplejszym niż poprzednie dekady badanego pięćdziesięciolecia, cechują się bowiem znacznie wyższymi wartościami uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego. Wskaźniki bioklimatyczne oprócz temperatury powietrza uwzględniają też inne elementy meteorologiczne, jak np. wilgotność względną powietrza, czy prędkość wiatru, więc ich tendencja zmienności wieloletniej jest bardziej wyraźna niż samej temperatury powietrza. Opinię o postępującym ociepleniu warunków klimatu odczuwalnego pod koniec XX wieku potwierdzają przebiegi wieloletnie wskaźnika UTCI zarówno dla roku jak i dla stycznia i lipca oraz analizy wartości trendów średnich miesięcznych i rocznych badanego wskaźnika. Najsilniejszy przyrost uniwersalnego wskaźnika obciążenia cieplnego notowany jest na wybrzeżu, zwłaszcza w okresie zimowo-wiosennym. Najsłabszym dodatnim trendem cechuje się Szczawno w październiku. Postępujące ocieplenie klimatu odczuwalnego nie pozostaje bez wpływu na obciążenie cieplne organizmu w godzinach południowych. We wszystkich stacjach w latach 90. zwiększa się udział stresu ciepła a zmniejsza udział stresu zimna. W styczniach lat 90. w porównaniu z latami 50. znika niemalże bardzo silny stres zimna, znacznie częściej pojawiają się natomiast dni z brakiem obciążenia cieplnego. Z kolei w lipcach w ostatniej dekadzie zmniejsza się udział łagodnego stresu zimna i zwiększa częstotliwość silnego i bardzo silnego stresu ciepła. Literatura Błażejczyk K., 2003, Biotermiczne cechy klimatu Polski, Przegląd Geograficzny, 75, 4, ss

130 Błażejczyk K., 2004, Bioklimatyczne uwarunkowania rekreacji i turystyki w Polsce, Prace Geograficzne, IGiPZ PAN, 192 Błażejczyk K., Bąkowska M., 2007, Zmienność warunków biotermicznych okresu letniego w Kołobrzegu w II połowie XX wieku, Przegląd Geograficzny,79, 2 ss Błażejczyk K. i inni, 2010, UTCI - nowy wskaźnik oceny obciążeń cieplnych człowieka, Przegląd Geograficzny, 82, 1, Idzikowska D., 2011, Związki między umieralnością a UTCI w Paryżu, Rzymie, Warszawie i Budapeszcie, Prace i Studia Geograficzne, 47, ss Kożuchowski K., 2004, Skala i tendencje współczesnych zmian temperatury powietrza w Polsce [w:] (red.) Kożuchowski K., Skala, uwarunkowania i perspektywy współczesnych zmian klimatycznych w Polsce, Wydawnictwo Biblioteka, Łódź, ss Lindner K., 2011, Ocena klimatu odczuwalnego w Warszawie na podstawie wskaźnika UTCI, Prace i Studia Geograficzne, 47, ss ABSTRACT: The purpose of the paper is characteristic and evaluation of the bioclimatic conditions in Poland at noon hours in the second half of the 20 century. The data from 12 UTC, covered air temperature ( C), cloudiness (%), relative humidity of air (%) and wind speed (m s -1 ) from Kolobrzeg, Poznan and Szczawno were used for analysis. Data covered the period in Kolobrzeg and in the case of Szczawno. Based on the data, Universal Thermal Climate Index were calculated using software BioKlima. This index is used to estimate of body heat stress in different climatic conditions. Then, the average values of index were defined, both for the entire period and the decades. Next the trends on the basis of the linear regression model were calculated and the frequency of heat stress in the years 50. and th century, both for the whole year as for January and July were evaluated. The analyzes carried out Universal Thermal Climate Index indicate that the warmest region in Poland is the south-western part of the country, which affects a relatively warm winter and spring. Coldest, due to the cool spring and summer is the coastal region. The last decade of the 20 th century is the warmest of all the decades of the 50 years. There is also the progressive upward trend UTCI, with the highest intensity in Kolobrzeg from January to May, the lowest in Szczawno. The gradual warming of the climate appreciable is confirmed by the fact that in all the stations in the 90., compared with 50. years increases the share of heat stress and decreases cold stress. Key words: long-term variability, bioclimatic conditions, heat stress, UTCI 129

131 Okoniewska Monika, Zmiany temperatury powietrza w Polsce w XX wieku na tle cyrkulacji atmosferycznej, Changes of air temperature in Poland in XX century on the background of air circulation. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst: Bąkowska M., 2005, Zmiany temperatury powietrza w Polsce w XX wieku na tle cyrkulacji atmosferycznej, [w:] Promotio Geographica Bydgostiensia, tom 2, Środowisko przyrodnicze w badaniach geografii fizycznej (red. Babiński Z.), ISBN Zmiany temperatury powietrza w Polsce w XX wieku na tle cyrkulacji atmosferycznej Changes of air temperature in Poland in XX century on the background of air circulation Monika Okoniewska Instytut Geografii, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy STRESZCZENIE: W artykule przedstawiono intensywność zmian temperatury powietrza i cyrkulacji atmosferycznej nad Polską w 20 wieku oraz charakter zależności między tymi zmiennymi. Analizy zostały oparte na średnich miesięcznych wartościach temperatury powietrza w styczniu i lipcu w Gdyni, Warszawie i Krakowie oraz kalendarzy cyrkulacji atmosferycznej opracowanych przez B. Osuchowską-Klein (1978, 1991) i T. Niedźwiedzia (2001). Zmienność temperatury została zbadana na podstawie analizy trendu liniowego, który obejmował cały okres badań, jak i rocznego przyrostu temperatury w okresie (styczeń) i (lipiec). Wahania cyrkulacji atmosferycznej zostały przeanalizowane na podstawie trzech wskaźników cyrkulacyjnych - strefowego, południkowego i cykloniczności. W celu zbadania zależności między temperaturą powietrza i cyrkulacją atmosferyczną, zastosowano współczynniki korelacji. Wyniki zweryfikowano za pomocą parametrycznego testu istotności statystycznej. Przeprowadzona analiza pozwala na stwierdzenie że większa zmienność temperatury powietrza istnieje w zimie niż w lecie. Niestety, odnotwane trendy są statystycznie istotne tylko w styczniu w Gdyni. Tak więc zanotowany wzrost temperatury wydaje się być wahnięciem klimatu, a nie jego istotną zmianą. Badania dotyczące przebiegu wskaźników cyrkulacyjnych pokazują, że w styczniu i lipcu przeważa cyrkulacja zachodnia i antycyklonalna, natomiast północna cyrkulacja dominuje w lipcu w Polsce południowej. Analiza korelacji pomiędzy temperaturą i cyrkulacją atmosferyczną wskazuje, że istnieje istotna zależność między tymi zmiennymi w okresie zimowym. Adwekcja masy powietrza z południa i zachodu oraz sytuacje niżowe powodują wzrost temperatury powietrza zimą, natomiast w lecie wzrost temperatury determinuje powietrze napływające z południa i wschodu oraz występowanie wyżowych układów barycznych. Słowa kluczowe: temperatura powietrza, cyrkulacja atmosferyczna, globalne ocieplenie, trend, korelacja 130

132 Wprowadzenie Klimat jest jednym z najistotniejszych elementów decydujących o rozwoju i funkcjonowaniu ekosystemów, a także o życiu społecznym i gospodarczym człowieka. Jego zmiany w czasie są procesami długotrwałymi i odbywają się w przedziałach o różnych długościach. Oprócz dobrze poznanych cyklów dobowych i rocznych znane są cykle obejmujące 11, 22, 35, 90 i 180 lat, związane ze zmianą promieniowania słonecznego oraz cykle , , lat, wywołane zmianami parametrów orbity Ziemi. Można również znaleźć zmiany klimatu o cyklach przekraczających dziesiątki i setki milionów lat, które są zazwyczaj wyjaśniane ruchami skorupy ziemskiej i fazami górotwórczymi, wywołującymi poważne zmiany w ogólnej (planetarnej) cyrkulacji atmosfery i bilansie promieniowania (Woś, 1999). Zmiany klimatu w czasach współczesnych budzą szerokie zainteresowanie nie tylko klimatologów, ale i specjalistów z wielu innych dziedzin nauki. Problematyka badań jest bardzo szeroka i obejmuje zarówno wpływ człowieka na zmiany klimatu, jego naturalne wahania, ustalenie najważniejszych przyczyn naturalnych, konkurujących z dodatkowym efektem cieplarnianym, jak i oddzielenie tych przyczyn od siebie. Ryzyko zmian klimatu skupia uwagę naukowców i polityków od blisko dwudziestu lat. W latach osiemdziesiątych odbyła się seria międzynarodowych konferencji, które podsumowały dotychczasowe wiadomości, zmobilizowały naukowców do dalszych badań i przygotowały raporty zawierające konkretne ostrzeżenia i wskazania. W roku 1988 został utworzony przez Środowiskowy Program ONZ (UNEP) i Światową Organizację Meteorologiczną Międzyrządowy Panel ds. Zmian Klimatu (Intergovernmental Panel on Climate Change - IPCC). W ramach tego programu opracowane zostały raporty przedstawiające przewidywane skutki zmian klimatu. Problem zmian klimatu interesuje również polskich naukowców. W Polsce kilkakrotnie odbyły się na ten temat ogólnopolskie konferencje, m.in. w Szczecinie (1994), Łodzi (1999), Wrocławiu (2002). W czasie tych spotkań podjęto wiele tematów związanych z problemem zmian klimatycznych na terenie kraju, a ich wyniki zostały opublikowane w licznych opracowaniach. Od starożytności do czasów współczesnych wielu autorów różnie definiowało pojęcie klimatu (Hipokrates, Eratostenes, A. v. Humboldt, J. v. Hann, S. Pietkiewicz, S. Żmuda), wszyscy jednak traktowali klimat, jako coś stałego i niezmiennego. Obecnie uważa się, że klimat kształtowany jest przez procesy, zachodzące w sprzężonym systemie, składającym się z atmosfery, hydrosfery, pedosfery, biosfery i kriosfery, czyli w tzw. systemie klimatycznym (Schönwiese, 1997). W dotychczasowej ewolucji planety ten skomplikowany system podlegał przeobrażeniom na skutek wielu nakładających się czynników: zewnętrznych - jak zmiany parametrów orbity Ziemi, dryf kontynentów, działalność wulkaniczna, zmiany temperatury oceanu i ciśnienia atmosferycznego w pasie równikowym Pacyfiku, zmiany aktywności Słońca czy też działalność człowieka oraz wewnętrznych (interakcje pomiędzy poszczególnymi komponentami systemu) - które decydują o długotrwałych zmianach klimatu, występujących w postaci naturalnych oscylacji. Czynniki wewnętrzne mogą wzmagać bądź modyfikować skutki zmian wywołanych przez czynniki zewnętrzne. Fakt ten znacznie utrudnia sprecyzowanie roli poszczególnych czynników w kształtowaniu zmian klimatu (Obrębska-Starklowa, 1997). Istnieje więc wiele hipotez, dotyczących roli różnych elementów, uczestniczących w modyfikacji klimatu. W ostatnich latach coraz więcej uwagi zwraca się na związki zmian klimatu z cyrkulacją atmosferyczną. Uważa się, że jest to czynnik o największym znaczeniu, zwłaszcza w kształtowaniu klimatów strefy umiarkowanej (Błażejczyk i in., 2003). Cyrkulacja atmosferyczna, jako czynnik modyfikujący stosunki klimatyczne, jest 131

133 czynnikiem dominującym również w przypadku Polski. Nasilenie cyrkulacji strefowej w umiarkowanych szerokościach geograficznych rzutuje na coroczne zmiany średniej rocznej temperatury (Kożuchowski, 1996). Rozwój cywilizacyjny sprawił, że na przyczyny naturalne zmian klimatu zaczęły nakładać się te, które spowodował człowiek. Działania związane z pozyskiwaniem i zużywaniem energii, a także niszczenie lasów (tzw. deforestacja) doprowadziły do tego, iż w atmosferze zaczęły kumulować się zanieczyszczenia pyłowe i gazowe. Z tych ostatnich szczególnie groźny jest dwutlenek węgla, który odpowiada za tzw. efekt cieplarniany (Woś, 1999). Efekt cieplarniany występował na globie ziemskim zawsze (Kędziora, 1999), jednakże odpowiedź na pytanie, czy działalność człowieka zwiększa ten efekt, nie jest jednoznaczna. Próbą rozwiązania tego problemu jest analiza okresowości zmian klimatu. Naturalne czynniki tych zmian odznaczają się cyklicznością, natomiast czynnik antropogeniczny cechuje stała tendencja do zmian, trend liniowy. Ciekawe wydają się być więc próby wyodrębnienia dwóch składników trendu czasowego - naturalnego i antropogenicznego (Boryczka i in., 1992). W uproszczonej formie rolę poszczególnych czynników, zwłaszcza zewnętrznych, ocenia się na podstawie globalnych modeli klimatycznych, które dzielą się na statycznodynamiczne, modele globalnej cyrkulacji (GCM) i modele archeoklimatyczne (Obrębska- Starklowa, 1997). Podobnie jak istnieje wiele hipotez dotyczących przyczyn zmian klimatycznych, jest też kilka teorii na temat przyszłych trendów zmian. Przeważają dwie skrajne opinie, dotyczące przyszłości klimatycznej Ziemi. Jedna z nich mówi o narastającym ociepleniu, będącym skutkiem nadmiernej ingerencji człowieka w środowisko naturalne (ryc. 1) Rycina 1. Wzrost średniej globalnej temperatury przy powierzchni Ziemi oraz średniego poziomu morza przy utrzymującym się dotychczasowym trendzie działalności człowieka; --- wysoki,.. najbardziej prawdopodobny, niski. Źródło: IPCC, zmienione (za Schönwiese, 1997) Druga hipoteza mówi o mającym wkrótce nadejść ochłodzeniu. Wiąże się ona z poglądem, iż obecnie znajdujemy się w ciepłej fazie zlodowacenia czwartorzędowego, po której nastąpi ochłodzenie i rozrost czasz lodowych. Cel, materiał i metoda badań Celem pracy jest próba wyjaśnienia, w jakim stopniu globalne zmiany klimatu w XX wieku zaznaczyły się na obszarze Polski i jaki jest związek temperatury z warunkami cyrkulacyjnymi. Problem ten został przeanalizowany na bazie zmian warunków termicznych i cyrkulacyjnych w XX wieku w trzech stacjach meteorologicznych: Gdynia, Warszawa i 132

134 Kraków. Praca obejmuje również charakterystykę zmian wskaźników cyrkulacyjnych i określenie funkcyjnego związku między typem cyrkulacji atmosferycznej a temperaturą. Podjęta zostanie też próba określenia osobliwości regionalnych tych zależności. W toku pracy nad warunkami termicznymi w Gdyni i Warszawie (Lorenc, 2000) wykorzystano średnie miesięczne wartości temperatury powietrza atmosferycznego w styczniu i lipcu, obserwowane na stacjach Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej. W przypadku Krakowa uwzględniono wartości średnie miesięczne temperatury z południowego terminu obserwacyjnego ze stacji Instytutu Geografii UJ (Trepińska, 1997). Z uwagi na problemy w dostępie do jednorodnych serii temperatury zakres czasowy, jaki przyjęto w pracy, jest różny w przypadku każdej z miejscowości - dla Krakowa wynosi on 100 i 99 lat (okres w styczniu i w lipcu), dla Warszawy 98 lat ( ) i dla Gdyni jedynie 63 i 62 lata ( w styczniu i w lipcu). W pracy wykorzystano również kalendarze cyrkulacyjne - dla Gdyni i Warszawy katalogi sporządzone przez B. Osuchowską Klein (1978, 1991), dla Krakowa natomiast skorzystano z kalendarza T. Niedźwiedzia (2001). Do oceny zmian temperatury w całym XX wieku wykorzystano metodę regresji liniowej. Trend, pokazując zmiany zachodzące w ogólnym poziomie zjawiska, pozwala ocenić wielkość zmian w przebiegu temperatury, występowanie cykliczności oraz długość trwania cykli. Ponieważ dla każdej z wybranych miejscowości zakres czasowy posiadanych danych był różny, obliczono również roczny przyrost temperatury dla wspólnego okresu, czyli lat w styczniu i w lipcu, co umożliwiło porównanie zmian, jakim podlegają warunki termiczne w każdej z miejscowości. W celu weryfikacji istotności obliczonych trendów temperatury powietrza zastosowano parametryczny test t-studenta na poziomie istotności 0,05. Oprócz temperatury analizie poddano również cyrkulację atmosferyczną. W celu zmniejszenia roli zróżnicowania typów cyrkulacji, które reprezentują podobne warunki cyrkulacyjne zastosowano wskaźniki cyrkulacyjne, wprowadzone przez M. Nowosada (1999), tj. wskaźnik cyrkulacji strefowej (P) informujący o intensywności napływu mas powietrza z zachodu i wschodu, wskaźnik cyrkulacji południkowej (S), będący miernikiem intensywności napływu mas powietrza z północy lub południa i wskaźnik cykloniczności (C), informujący o układach barycznych, które kształtują pogodę w danym okresie (Twardosz, 1999). Wskaźniki cyrkulacyjne obliczono metodą Murraya i Lewisa (Twardosz, 1999), polegającą na sumowaniu punktów, które przypisano poszczególnym typom sytuacji synoptycznych. W rezultacie otrzymano liczby niemianowane, informujące o intensywności występowania cyrkulacji strefowej, południkowej lub układu barycznego. Wskaźniki dotyczące Gdyni i Warszawy obliczono na podstawie kalendarza cyrkulacyjnego, sporządzonego przez B. Osuchowską Klein (1978, 1991). W przypadku Krakowa natomiast skorzystano z obliczeń wykonanych przez R. Twardosza na podstawie kalendarza T. Niedźwiedzia (2001). Sposób przyporządkowywania punktów dla wskaźników P, S i C w poszczególnych typach cyrkulacji według kalendarza B. Osuchowskiej-Klein obrazują tabele 1 i 2. Tabela 1. Technika obliczania wskaźników cyrkulacyjnych P i S dla Gdyni i Warszawy wg kalendarza typów cyrkulacji B. Osuchowskiej-Klein (1978, 1991) kierunki napływu mas powietrza wskaźniki N NE NE i E SE i SE S SW i SW W NW centralna X E E S strefowy ,5-2 -1, , południkowy ,5 0 0, ,

135 Tabela 2. Technika obliczania wskaźnika C dla Gdyni i Warszawy wg kalendarza typów cyrkulacji B. Osuchowskiej Klein (1978, 1991) rodzaj układu barycznego wskaźnik cyklonalny antycyklonalny pośredni cykloniczności Wskaźniki cyrkulacyjne na podstawie katalogu T. Niedźwiedzia obliczone zostały przez R. Twardosza za pomocą sposobu przedstawionego w tabelach 3 i 4. Tabela 3. Technika obliczania wskaźników cyrkulacyjnych P i S dla Krakowa wg kalendarza typów cyrkulacji T. Niedźwiedzia (2001) wskaźniki kierunki napływu mas powietrza N NE E SE S SW W NW X strefowy południkowy Tabela 4. Technika obliczania wskaźnika C dla Krakowa wg kalendarza typów cyrkulacji T. Niedźwiedzia (2001) rodzaj układu barycznego wskaźnik cyklonalny antycyklonalny Cc Bc pozostałe Ca Ka pozostałe cykloniczności Aby odpowiedzieć na pytanie, czy istnieje zależność między cyrkulacją atmosferyczną a temperaturą powietrza obliczono współczynniki korelacji średnich miesięcznych wartości temperatury powietrza z analogicznymi wartościami wskaźników cyrkulacji atmosferycznej. Oprócz współczynników korelacji obliczone zostały wartości trendów, określające zakres wahań, jakim podlega temperatura w zależności od zmiany rodzaju cyrkulacji bądź rodzaju układu barycznego. Wartości trendów poddano testowi istotności statystycznej na poziomie co najmniej 0,05, przy pomocy komputerowego pakietu statystycznego Statgraphics Plus 2.1. Charakterystyka warunków termicznych Styczeń Badany okres zmian temperatury w Gdyni wynosił 63 lata i obejmował stycznie od 1931 do 1993 roku. Rokiem najzimniejszym był rok 1942, kiedy temperatura osiągnęła wartość -7,8 C. Niewiele cieplejszy był rok 1940 ze średnią miesięczną -7,7 C oraz lata 1963 i 1985, ze średnią stycznia nieprzekraczającą -5 C. W przebiegu temperatury widać wyraźne zróżnicowanie, przejawiające się występowaniem niskich wartości temperatury w latach czterdziestych, sześćdziesiątych oraz pod koniec lat siedemdziesiątych i na początku osiemdziesiątych, przedzielonych seriami lat nieco cieplejszych (ryc. 2). Począwszy od roku 1988 w przebiegu wartości temperatury widać wyraźne ocieplenie, objawiające się 134

136 występowaniem sześciu lat ( ) z dodatnią średnią temperaturą stycznia (2,9 C). Był to ewenement, gdyż nigdy wcześniej w Gdyni nie wystąpiła seria tylu lat z tak wysokimi wartościami średniej temperatury stycznia. Zmiany temperatury w Warszawie w latach są bardzo wyraźne. Amplituda temperatury tego okresu wynosiła aż 15,5 C. Najzimniejszy był rok 1940, kiedy średnia temperatura stycznia spadła do -12,1 C. Niewiele cieplejsze okazały się lata 1942, 1963 i Łagodniejsze zimy, o dodatnich wartościach średniej temperatury stycznia, wystąpiły w badanym okresie zaledwie 21 razy. Najmniej chłodnym styczniem cechował się rok 1983, kiedy średnia temperatura wyniosła 3,4 C. Równie ciepły był rok 1975 ze średnią 2,7 C (ryc. 2). Badana seria nie kończy się jednostajnym wzrostem temperatury. Po stosunkowo ciepłych latach , kiedy to wartości temperatury wahały się od 0,3 do 2,3 C (za wyjątkiem roku 1992) nastąpiła seria lat z ujemnymi średnimi wartościami temperatury stycznia. Rzeczywiste wartości temperatury w Krakowie są wyższe niż w Warszawie, co wynika z południowego terminu obserwacji. Istotne są, więc nie tyle same wartości temperatury, ile jej trendy i wahania. Amplituda temperatury w wieloleciu była podobna do obserwowanej w Warszawie. Chłodne zimy, w których przeciętna temperatura miesiąca stycznia nie przekroczyła -6,0 C, wystąpiły w latach 1940, 1941, 1947, 1963 i Cieplejszymi styczniami, charakteryzującymi się stosunkowo wysoką temperaturą, cechowało się w badanym okresie 15 lat, z tego 4 zanotowano w latach 90. Przebieg temperatury w Krakowie jest bardzo zbliżony do przebiegu w Warszawie i Gdyni (ryc. 2). Okresy ociepleń i ochłodzeń pokrywają się we wszystkich miejscowościach. Podobnie jak w centrum Polski, również na południu kraju od roku 1988 odnotowano wzrost średniej miesięcznej temperatury stycznia. To ostatnie dwunastolecie cechowało się w Krakowie ponadto znacznym zróżnicowaniem warunków termicznych, czego przejawem była dość wysoka amplituda, wynosząca 8,9 C. 135

137 R ycina 2. Przebieg średnich miesięcznych wartości temperatury (w C) oraz trend liniowy w styczniu w Gdyni w latach , w Warszawie w latach i w Krakowie w latach Lipiec Wahania średniej miesięcznej temperatury w lipcu były mniejsze niż w miesiącach zimowych (ryc. 3). W Gdyni amplituda temperatury w analizowanym okresie wynosiła zaledwie 4,9 C (w styczniu 12,4 C). Średnia temperatura badanego wielolecia wyniosła 17,5 C. Najcieplejszym lipcem cechował się rok 1959 (19,9 C). W badanym czasie zanotowano też dziewiętnaście dość ciepłych lat, kiedy średnia temperatura lipca przekroczyła 18 C. Najzimniej było w 1979 roku, kiedy średnia miesięczna lipca wyniosła zaledwie 15 C. Takich zimnych lat ze średnią temperaturą poniżej 16 C było w badanym okresie siedem. Okres 62 lat jest zbyt krótki, aby w przebiegu wartości temperatury wychwycić cykliczność. Jednakże można zauważyć, że cechą charakterystyczną było występowanie na zmianę lat o wysokich i niskich średnich wartościach temperatury. 136

138 Rycina 3. Przebieg średnich miesięcznych wartości temperatury (w C) oraz trend liniowy w lipcu w Gdyni w latach , w Warszawie w latach i w Krakowie w latach Średnia miesięczna temperatura lipca w Warszawie charakteryzowała się mniejszymi wahaniami niż w styczniu (ryc. 3). Amplituda wynosiła zaledwie 6,7 C, (w styczniu -15,5 C). Najcieplejszy lipiec w Warszawie wystąpił w roku 1994 (22,3 C). Najchłodniej było latem 1979 roku, kiedy przeciętna wartość temperatury wyniosła 15,6 C. Średnia temperatura lipca w wieloleciu kształtowała się na poziomie 18,7 C. 18 roczników cechowało się temperaturą przekraczającą 20 C, w tym w czterech latach wzrosła ona powyżej 21 C. Chłodne lipce ze średnią temperaturą miesięczną poniżej 17 C zostały zanotowane 6 razy. Wystąpiło kilka okresów cechujących się znacznymi ochłodzeniami; były to lata , 1974 oraz lata i Lata cechowała stała tendencja wzrostu średniej temperatury 137

139 lipca. O znacznym ociepleniu w końcu XX wieku świadczy również wysoka średnia, wynosząca 19,3 C. W Krakowie XX wiek był okresem o niewielkich fluktuacjach, mimo znacznej amplitudy, która wyniosła 7,8 C. Jedynie sześć roczników cechowało się przeciętną temperaturą poniżej 20 C i wahała się ona wtedy w granicach od 19,2 (w 1913 roku) do 19,9 C. Najwyższą wartość temperatury równą 27 C zanotowano w roku Wyjątkowo upalnych lipców ze średnią temperaturą miesiąca przekraczającą 24 C zanotowano w badanym okresie 18. Pierwsza połowa XX w. cechowała się nieznacznymi wahaniami temperatury (ryc. 3). Duże fluktuacje temperatury zaznaczyły się dopiero w drugiej połowie wieku, a szczególnie w latach 80. i 90. ( oraz ). Mimo tych fluktuacji temperatura w latach wykazywała stałą tendencją rosnącą. Trendy temperatury w XX wieku Wartości trendów mają charakter zróżnicowany zarówno w zależności od miesiąca, jak i okresu poddanego analizie. Seria temperatury z Gdyni cechowała się wzrostem średniej miesięcznej stycznia. Przyrost ten w wymienionym przedziale czasu wyniósł 2,5 C (tab. 5), co w skali 100 lat daje wartość 3,99 C (przyjmując, że cały wiek cechowałby się taką samą tendencją zmian jak zbadane 63 lata). Okres charakteryzował się przyrostem równym 0,04 C na 1 rok (tab. 6). Nieco inny charakter zmian obserwowano w lipcu. Temperatura na wybrzeżu nieznacznie spadała. Spadek ten w latach , osiągnął wartość 0,94 C, co w skali wieku daje ochłodzenie wielkości -1,52 C. Natomiast roczny trend dla okresu wyniósł -0,02 C (tab. 6). Tabela 5. Współczynniki regresji liniowej (z) stycznia i lipca i ich istotność statystyczna na poziomie 0,05 miejscowość okres styczeń z poziom istotności okres lipiec z poziom istotności Gdynia ,50 0, ,94 nie istotny Warszawa ,87 nie istotny ,4 nie istotny Kraków ,28 nie istotny ,07 nie istotny Tabela 6. Roczne wartości trendów w okresie (styczeń) i (lipiec) miejscowość styczeń lipiec Gdynia 0,04-0,02 Warszawa 0,04-0,02 Kraków 0,05-0,01 Z analizy linii trendu dla Warszawy wynika, że zmiany temperatury zimą miały charakter rosnący. Średnia stycznia w latach wzrosła o 0,87 C (tab. 5), co wskazuje, iż trend stuletni tego wzrostu wynosił 0,88 C. Przyrost roczny dla okresu , podobnie jak w Gdyni, cechował się wartością 0,04 C (tab. 6). Również w lipcu trend był dodatni. Jego wartość, wynosząca 0,4 C w ciągu 98 lat świadczy o pewnym ociepleniu w okresie letnim na obszarze Polski centralnej (tab. 1). Roczna wartość trendu w okresie była jednakże ujemna i wyniosła -0,02 C (tab. 6). W Krakowie linia trendu wskazuje, że średnia temperatura stycznia w latach wykazywała tendencję rosnącą, która była znacznie wyższa niż w Warszawie i wynosiła 138

140 1,28 C na sto lat (tab. 5). Roczny przyrost w okresie cechował się wartością najwyższą spośród badanych miejscowości i wyniósł 0,05 C (tab. 6). W lipcu natomiast temperatura wykazywała bardzo niewielką tendencję rosnącą o wartości 0,07 C (tab. 5). Lata charakteryzowały się natomiast ujemnym trendem rocznym o wartości -0,01 C (tab. 6) Wartości współczynników regresji liniowej (z) wskazują, iż miesiące zimowe odznaczają się większą zmianą niż miesiące letnie (tab. 5). W styczniu istnieje wyraźna tendencja wzrostu temperatury na całym obszarze kraju. Świadczą o tym dodatnie wartości współczynnika regresji liniowej we wszystkich trzech miejscowościach. Temperatura lipca w tym samym czasie w Warszawie i Krakowie wykazywała tendencję rosnącą, jednak o niewielkich wartościach. Świadczy to o tym, że latem wzrost temperatury w Polsce środkowej i południowej zaznacza się w sposób mało wyraźny. W Gdyni natomiast zanotowano trend ujemny, który - choć jest nieznacznej wartości - wskazuje na spadek temperatury na wybrzeżu w okresie letnim. W celu zbadania istotności statystycznej stwierdzonych trendów przeprowadzono test t-studenta dla współczynników regresji liniowej (z). Okazało się, że są one istotne jedynie w Gdyni w styczniu (tab. 5). W związku z tym, nawet, jeśli istnieje trend zmian temperatury, jest on zbyt niski, aby można było mówić jednoznacznie o ociepleniu się klimatu w minionym wieku. Mimo że test istotności wskazuje, iż dodatnie wartości trendów są nieistotne i nie potwierdzają tezy o ocieplaniu się klimatu w Polsce, ich istnienie świadczy o zmianach dokonujących się w warunkach termicznych Polski. W świetle tych faktów wydaje się, że nie można mówić o ocieplaniu się klimatu, lecz raczej o jego wahnięciu, którego przejawem jest wzrost temperatury w drugiej połowie wieku XX, a szczególnie w jego ostatniej dekadzie. Charakterystyka cyrkulacji atmosferycznej Styczeń Wskaźnik cyrkulacji strefowej (P) Wskaźnik P (obliczony na podstawie kalendarza B. Osuchowskiej Klein dla Gdyni i Warszawy) wykazuje w styczniu w latach pewną zmienność (ryc. 4). Wartości jego są w około 60% dodatnie, co świadczy o tym, iż na obszar środkowej i północnej Polski oddziałują masy powietrza z zachodu. Mimo znaczącej przewagi lat z dominacją składowej zachodniej, 40% roczników cechowało się styczniem o ujemnej wartości wskaźnika cyrkulacji strefowej (przeważała wtedy cyrkulacja wschodnia, zwłaszcza w latach i 80). Wskaźnik cyrkulacji strefowej w Krakowie w przeważającej części (83%) przyjmował wartości dodatnie (ryc. 4). Zarówno to, jak i fakt, że były to w znacznym stopniu wartości wysokie (w 51% przypadków powyżej 20) dowodzi, iż obszar ten jest pod dominującym wpływem napływu mas powietrza z zachodu. Jedynie 17 roczników cechowało się styczniem o przewadze składowej wschodniej, przy czym przewaga ta była przeważnie niewielka. 139

141 Rycina 4 Przebieg wskaźnika cyrkulacji strefowej (P) w styczniu w Gdyni, Warszawie i Krakowie Wskaźnik cyrkulacji południkowej (S) Przebieg wskaźnika cyrkulacji południkowej (S) na obszarze Polski północnej i środkowej był bardzo zróżnicowany (ryc. 5). Dodatnie wartości wskaźnika, świadczące o przeważającym napływie mas powietrza z południa występowały na przemian z ujemnymi. Niewielką przewagę wykazywały roczniki z wartościami dodatnimi, których było około 58%, co oznacza, iż zaznaczała się wtedy dominacja cyrkulacji południowej. W Krakowie wskaźnik cyrkulacji południkowej w przeważającej mierze (62% lat) osiągał wartości dodatnie (ryc. 5). Dodatnie wartości wskaźnika S były zróżnicowane, co świadczy o tym, iż częstość napływu mas powietrza z południa ulegała zmianom. Rzadko występujące i niskie ujemne wartości wskaźnika cyrkulacji południowej dowodzą, iż składowa północna ma w styczniu nad obszarem południowej Polski niewielkie znaczenie. 140

142 Rycina 5. Przebieg wskaźnika cyrkulacji południkowej (S) w styczniu w Gdyni, Warszawie i Krakowie Wskaźnik cykloniczności (C) W Gdyni i Warszawie częstość występowania dodatnich i ujemnych wartości wskaźnika cykloniczności była mniej więcej wyrównana, odpowiednio 53% i 44% (ryc. 6). Większość dodatnich wartości wskaźnika S była wysoka, co mówi o znacznej przewadze w oddziaływaniu niżów nad obszarami północnej i centralnej Polski. Lat cechujących się znaczną przewagą układów wyżowych, było około 30%. Przebieg wskaźnika cykloniczności w styczniu na obszarze południowej Polski był dość jednorodny (ryc. 6). W przeważającej części (71%) przyjmował on wartości ujemne, co świadczy o znaczącej przewadze na tym terenie układów wyżowych. Wartości dodatnie wskaźnika C, notowane przez 24% lat przyjmowały niewielkie wielkości. 141

143 Rycina 6. Przebieg wskaźnika cykloniczności (C) w styczniu w Gdyni, Warszawie i Krakowie Lipiec Wskaźnik cyrkulacji strefowej (P) W Polsce środkowej i południowej w badanym okresie przeważała cyrkulacja zachodnia (ryc. 7). Wystąpiła ona w 6l% przypadków i były to w znacznej mierze wartości wysokie, przekraczające 20. Wartości ujemne kształtowały się przeważnie na niskim poziomie. Przebieg wskaźnika cyrkulacji strefowej w lipcu w Krakowie wskazuje na znaczną dominację składowej zachodniej (ryc. 7). W badanym stuleciu 84% lat charakteryzowało się dodatnimi wartościami wskaźnika, z tego większość kształtowała się na poziomie przekraczającym 15. Wartości ujemnych wskaźnika P było niewiele, zaledwie 15 lat charakteryzowało się takim stanem. 142

144 Rycina 7. Przebieg wskaźnika cyrkulacji strefowej (P) w lipcu w Gdyni Warszawie i Krakowie Wskaźnik cyrkulacji południkowej (S) Wskaźnik cyrkulacji południkowej na obszarze Polski północnej i centralnej w lipcu przyjmował w 90% wartości ujemne, co oznacza, że w kształtowaniu cyrkulacji południkowej dominującą rolę odgrywała wtedy składowa północna (ryc. 8). Uwydatnia to fakt, że były to w przeważającej mierze wartości wysokie wskaźnika S. Dodatnie jego wartości w lipcu stanowiły znikomy odsetek (9%). W Polsce południowej wskaźnik S również przyjmował wartości ujemne, co świadczy o tym, iż na tym obszarze także dominował napływ mas powietrza z północy (ryc. 8). W analizowanym stuleciu odnotowano 86 takich lat. 143

145 Rycina 8. Przebieg wskaźnika cyrkulacji południkowej (S) w lipcu w Gdyni, Warszawie i Krakowie Wskaźnik cykloniczności (C) Częstość występowania dodatnich i ujemnych wartości wskaźnika cykloniczności na obszarze północnej i środkowej Polski była w badanym okresie dokładnie taka sama (ryc. 9). Oznacza to, iż sytuacje cyklonalne (niżowe) kształtowały w tym czasie pogodę w takim samym stopniu, co sytuacje antycyklonalne (wyżowe). W latach o przewadze niżów występowały dość wysokie wartości wskaźnika C. Lata o ujemnym wskaźniku cykloniczności cechowały się natomiast zarówno niskimi, jak i wysokimi jego wartościami. W lipcu w Krakowie miały przewagę wartości ujemne wskaźnika cykloniczności, które w tym czasie zanotowano w 60% lat (ryc. 9). Przewaga układów antycyklonalnych nie była jednakże zbyt silna, o czym świadczą niezbyt duże ujemne wartości wskaźnika C. Lat o przewadze cyrkulacji cyklonalnej było w lipcach analizowanego stulecia niewiele i charakteryzowały się dość niską wartością wskaźnika. 144

146 Rycina 9. Przebieg wskaźnika cykloniczności (C) w lipcu Gdyni, Warszawie i Krakowie Zmienność temperatury na tle wahań cyrkulacji atmosferycznej Cyrkulacja atmosferyczna odgrywa podstawową rolę w kształtowaniu klimatu strefy umiarkowanej. Można to również zaobserwować na obszarze Polski, gdzie napływ mas powietrza o różnych cechach determinuje występowanie odmiennych warunków termicznych w różnych częściach kraju i w różnych porach roku. Przeprowadzone badania wskazują, iż w miesiącach zimowych istnieje znacznie wyższa zależność między tymi dwiema zmiennymi, zwłaszcza w przypadku wskaźnika cyrkulacji strefowej i południkowej (z wyjątkiem Krakowa), niż latem, kiedy to o temperaturze zdają się w większym stopniu decydować czynniki radiacyjne. Wskaźnik cykloniczności natomiast wykazuje większą korelację z temperaturą w lipcu, podczas gdy w styczniu jest ona niewielka (tab. 7). Taki układ w przebiegu współczynnika korelacji może oznaczać, iż zimą na wartości temperatury większy wpływ wywierają zmiany kierunku napływających mas powietrza, latem natomiast zmieniające się układy baryczne. Dodatnie wartości współczynników w styczniu oznaczają, iż napływ mas powietrza z południa, zachodu i występowanie układów niżowych warunkują w tym miesiącu wzrost temperatury. Latem natomiast jedynie napływające powietrze z sektora południowego determinuje wzrost temperatury, adwekcja z zachodu i występujące układy niżowe powodują bowiem w tym miesiącu jej spadek. Największy wpływ na zmiany temperatury w analizowanym okresie wywierała cyrkulacja strefowa (P). Był on szczególnie silny w styczniu, kiedy współczynnik korelacji między temperaturą a wskaźnikiem progresji wpływów Atlantyku przyjmował we wszystkich 145

147 badanych miejscowościach wartości przekraczające 0,7 (tab. 7). O znacznej korelacji przekonuje również krzywa trendu (ryc. 10). Tabela 7. Współczynniki korelacji (r) oraz wartości trendów dla wskaźników cyrkulacyjnych P, S i C oraz średnich miesięcznych wartości temperatury w styczniu i lipcu dla Gdyni, Warszawy i Krakowa; pogrubiono wartości istotne statystycznie na poziomie co najmniej 0,05 wskaźnik miejscowość charakterystyka styczeń lipiec P S C Gdynia Warszawa Kraków Gdynia Warszawa Kraków Gdynia Warszawa Kraków r 0,80-0,05 trend 9,78-0,97 r 0,75 0,12 trend 11,98 0,39 r 0,75-0,47 trend 11,02-3,42 r 0,39 0,38 trend 4,93 1,71 r 0,43 0,31 trend 6,76 1,86 r 0,04 0,18 trend 0,35 1,08 r 0,31-0,46 trend 3,80-2,06 r 0,44-0,57 trend 6,01-2,85 r 0,25-0,52 trend 3,44-4,41 W lipcu korelacja między temperaturą a wskaźnikiem cyrkulacji strefowej jest niewielka, o czym świadczy zarówno przebieg linii trendu (ryc. 11), jak i wartości współczynników korelacji (tab. 7). Spośród wszystkich wskaźników największa korelacja została zanotowana między temperaturą a wskaźnikiem cyrkulacji strefowej (P) w styczniu. Była ona niemal równie wysoka we wszystkich trzech miejscowościach, o czym świadczą wartości współczynników korelacji r (> 0,75) (tab. 7). Taki wynik jest zgodny z badaniami T. Niedźwiedzia (1991), które wykazały, że w styczniu okresowe, największe wzrosty temperatury związane są przede wszystkim z cyrkulacją zachodnią. Z sektorem zachodnim związana jest również cyrkulacja cyklonalna południowo-zachodnia, powodująca w obszarach górskich pojawienie się wiatrów fenowych. Stąd też przy tym typie cyrkulacji w styczniu występują ocieplenia w południowej części Polski. 146

148 Rycina 10. Zależność pomiędzy wartościami wskaźnika cyrkulacji strefowej (P) a średnimi miesięcznymi wartościami temperatury w styczniu w Gdyni, Warszawie i Krakowie Temperatura zmieniała się w zależności od charakteru cyrkulacji w różnym zakresie. Największy zakres zmian występował w Warszawie, gdzie różnica między temperaturą w czasie wystąpienia cyrkulacji wschodniej i zachodniej wynosiła aż 11,98 C. W Krakowie trend zmian był niemal równie wysoki i wynosił 11,02 C. Nieco niższy trend w Gdyni (9,78 C) był spowodowany ocieplającym oddziaływaniem Bałtyku w okresie zimy, które powoduje, iż powietrze napływające znad Atlantyku w mniejszym stopniu niż w głębi kraju wpływa na wzrost temperatury. Współczynniki korelacji między temperaturą a cyrkulacją południkową w styczniu przyjmowały mniejsze wartości niż w przypadku cyrkulacji strefowej (tab. 7). W Gdyni i Warszawie kształtowały się one w analizowanym okresie na poziomie około 0,4. W Krakowie wartość współczynnika korelacji wyniosła zaledwie 0,04. Ocieplający wpływ powietrza napływającego z południa jest znoszony przez ochładzający wpływ mas z południowego wschodu i w konsekwencji wzrost temperatury związany z cyrkulacją południkową jest niewielki. W Krakowie rolę ochładzającą wywiera dodatkowo położenie miasta w obrębie głęboko wciętej doliny Wisły, powodujące zimą inwersje termiczne. O niewielkiej korelacji temperatury i wskaźnika cyrkulacji południkowej świadczy również zakres wahań temperatury. Trend o najwyższej wartości zanotowano w Warszawie (6,76 C). Natomiast w Gdyni wyniósł on 4,93 C, a w Krakowie zaledwie 0,35 C (tab. 7). 147

149 Rycina 11. Zależność pomiędzy wartościami wskaźnika cyrkulacji strefowej (P) a średnimi miesięcznymi wartościami temperatury w lipcu w Gdyni, Warszawie i Krakowie Zależność między rodzajem dominującego układu barycznego a wartością temperatury była w styczniu nieznaczna, o czym świadczą niewielkie wartości współczynnika korelacji (r) (tab. 7). Oznacza to, że zima odznacza się niską zależnością temperatury od układów barycznych. Zmiany temperatury, wynikające ze zmiany układów barycznych są niezbyt duże. Największy zakres wahań odnotowano w Warszawie (6,01 C). Niższym przedziałem zmian cechowała się Gdynia (3,80 C) oraz Kraków (3,44 C) (tab. 7). Ten nieznaczny wzrost temperatury zimą najczęściej związany jest z głębokim i zarazem rozległym niżem barycznym, z wyraźnie zarysowującymi się frontami atmosferycznymi, który przemieszcza się nad Europą znad rejonu Islandii w kierunku wschodnim. W tym czasie klin wyżu Azorskiego obejmuje zasięgiem południowe rejony Europy, aż po Półwysep Bałkański. Występujące w tej sytuacji duże gradienty ciśnienia atmosferycznego powodują powstawanie wiatrów o znacznej prędkości. Prowadzi to do wystąpienia odwilży, której towarzyszą obfite opady deszczu, deszczu ze śniegiem lub mokrego śniegu (Woś, 1999). W lipcu trudno jednoznacznie określić zależność między wskaźnikiem cyrkulacji strefowej a temperaturą powietrza, gdyż współczynniki korelacji w trzech badanych miejscowościach różnią się między sobą (tab. 7). W Gdyni i Warszawie współczynniki korelacji były niewielkie, odpowiednio -0,05 i 0,12, co świadczy, że zmiany cyrkulacji strefowej nie wpływały na zmiany temperatury powietrza. W Krakowie współczynnik korelacji był wyższy niż w Polsce środkowej i północnej i wynosił -0,47. Wartość trendu wynosząca -3,42 C oznacza, iż o tyle spada temperatura w przypadku zmiany cyrkulacji o 148

150 przewadze składowej zachodniej nad wschodnią. Małe wartości współczynnika korelacji między cyrkulacją strefową a temperaturą wynikają z tego, że w lipcu pogodę w Polsce kształtuje przez 25% dni cyrkulacja południowo-wschodnia, która powoduje stosunkowo niewielki wzrost temperatury. Przez 22% dni występuje natomiast cyrkulacja północnozachodnia, charakteryzująca się napływem z tego kierunku świeżego powietrza polarnomorskiego, powodującego latem wyraźne ochłodzenie w całym kraju. Wartości współczynnika korelacji między cyrkulacją południkową a temperaturą były dodatnie (tab. 7), co oznacza, iż napływ mas powietrza z południa latem warunkował we wszystkich miejscowościach niewielki wzrost temperatury. W Gdyni i w Warszawie wartości współczynnika wynosiły odpowiednio: 0,38 i 0,31, natomiast w Krakowie miały wartość 0,18 (tab. 7). Odnotowany nieznaczny wzrost temperatury związany jest najczęściej z południowowschodnią cyrkulacją antycyklonalną, której obecność warunkuje występowanie okresów ocieplenia. Jednakże znacznie częściej pogodę w lipcu kształtuje południowo-wschodnia cyrkulacja cyklonalna, która przynosi duże zachmurzenie i opady, a także obniżenie się temperatury powietrza, głównie w południowej części kraju (stąd też tam najniższa wartość współczynnika korelacji). Z cyrkulacją południkową związany jest również napływ ciepłych mas powietrza zwrotnikowego, który jednak latem występuje najrzadziej, a tym samym odgrywa nieznaczną rolę w kształtowaniu temperatury. W związku z tak różnorodnym wpływem różnych mas powietrza, związanych z cyrkulacją południkową, nie można mówić o jednoznacznej zależności między temperaturą a napływem mas powietrza z północy lub południa. Fakt ten potwierdza występowanie niewielkich wartości trendu, które zmieniały się od 0,9 C w Krakowie, przez 1,71 C w Gdyni do 1,9 C w Warszawie (tab. 7). W przypadku współczynnika korelacji wskaźnika cykloniczności i temperatury w lipcu wszystkie jego wartości kształtowały się na dość wysokim ujemnym poziomie (tab. 7). Oznacza to, że w badanym okresie temperatura spadała wraz ze wzrostem intensywności cyrkulacji cyklonalnej. Ujemne wartości współczynnika, świadczące o ochładzającym oddziaływaniu niżów w porze letniej, wynikają z faktu, że cyrkulacja cyklonalna najczęściej związana jest z napływem mas chłodnego i wilgotnego powietrza polarno-morskiego z północnego zachodu, co sprzyja okresowemu wzrostowi zachmurzenia i obniżaniu się temperatury. Największy zakres zmian temperatury występował w Krakowie (-3,93 C). W Warszawie spadek ten był nieco niższy i wynosił -2,85 C, a w Gdyni tylko -2,06 C (tab. 7). Stosunkowo wysoka istotność statystyczna otrzymanych wyników świadczy, iż cyrkulacja atmosferyczna w znacznym stopniu wpływa na charakter warunków termicznych na obszarze Polski. Zależność ta jest szczególnie silna w przypadku cyrkulacji strefowej zimą i zmieniających się układów barycznych latem. Podsumowanie Przeprowadzone analizy pozwoliły na stwierdzenie, iż miesiące zimowe odznaczają się większym zróżnicowaniem w przebiegu temperatury niż miesiące letnie. Ponadto zanotowano wyraźną tendencję wzrostu temperatury w styczniu, przejawiającą się występowaniem dodatnich wartości trendów we wszystkich badanych miejscowościach. Badając przebieg wskaźników cyrkulacyjnych stwierdzono, iż tylko w niektórych przypadkach typ cyrkulacji jest jasno określony. Dzieje się tak na obszarze Polski południowej w styczniu i lipcu, kiedy dominuje napływ mas z kierunku zachodniego oraz występowanie sytuacji wyżowych, a także w lipcu, kiedy na południu przeważa cyrkulacja północna. W północnej i środkowej Polsce przebieg wskaźników jest mało regularny. Badanie zależności cyrkulacji atmosferycznej i temperatury wykazało, iż istotny związek między tymi dwiema zmiennymi istnieje w miesiącach zimowych. Latem czynniki cyrkulacyjne zdają się odgrywać mniejszą rolę w porównaniu z czynnikami radiacyjnymi. Wyjątkiem jest wskaźnik cykloniczności, który w lipcu wykazuje znaczną korelację z 149

151 temperaturą. Ponadto zimą napływ mas z południa i zachodu oraz występowanie układów niżowych warunkuje wzrost temperatury, przy czym największy wpływ wywiera powietrze napływające z zachodu. Latem o wzroście temperatury decyduje powietrze pochodzące z sektora południowego i wschodniego, a także występowanie sytuacji wyżowych. Opisane tendencje zmian warunków termicznych nie pozwalają na jednoznaczne sformułowanie wniosku o ocieplaniu się klimatu. Wzrost temperatury, jaki został odnotowany, nie musi zatem oznaczać długotrwałego ocieplenia się klimatu, lecz może być przejawem jego wahnięcia. Takie stanowisko, choć mniej popularne w literaturze niż teoria dotycząca ocieplenia, wydaje się być racjonalne w świetle przedstawionych wyników. Podjęty w pracy temat jest zagadnieniem bardzo szerokim. Konieczne są dalsze badania, które pozwoliłyby odpowiedzieć m.in. na pytania, dlaczego miesiące zimowe są bardziej podatne na zmiany temperatury niż letnie, czy też, w jakim stopniu za wzrost temperatury odpowiedzialne jest rozrastanie się aglomeracji miejskich. Literatura Błażejczyk K., Twardosz R., Kunert A., 2003, Zmienność warunków biotermicznych w Krakowie w XX wieku na tle wahań cyrkulacji atmosferycznej. [w:] Błażejczyk K., Krawczyk B., Kuchcik M., (red.). Postępy w badaniach klimatycznych i bioklimatycznych. Prace Geograficzne nr 188. Warszawa; Boryczka J., Stopa-Boryczka M., Kicińska B., Żmudzka E., Atlas współzależności parametrów meteorologicznych i geograficznych w Polsce. VII. Zmiany wiekowe klimatu Polski. Wydawnictwo UW, Warszawa. Kędziora A., 1999, Podstawy agrometeorologii, Poznań. Wydawnictwo PWRiL. Kożuchowski K., Atmosfera, klimat, ekoklimat. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Kożuchowski K., (red.) Współczesne zmiany klimatyczne: klimat Szczecina i współczesne zmiany klimatyczne w rejonie Morza Bałtyckiego. Wydawnictwo Uczelniane US, Szczecin. Lityński J., Genest C., Bellemare F., 2003, Approchons-nous a la fin du holocene? Dokum. Geogr., 29; Lorenc H., Studia nad 220-letnią ( ) serią temperatury powietrza w Warszawie oraz ocena jej wiekowych tendencji. Mat. Bad. IMGW, ser. Meteorologia, 31, Warszawa. Niedźwiedź T., Kalendarz sytuacji synoptycznych dla dorzecza górnej Wisły ( ). Plik komputerowy. Nowosad M., Próba określenia zmian sezonów cyrkulacyjnych w dorzeczu górnej Wisły, [w:] Zmiany i zmienność klimatu Polski. Ogólnopolska konferencja naukowa. Wydawnictwo Pol. Tow. Geof., Uniw. Łódzkiego, Łódź. Obrębska-Starklowa B., Współczesne poglądy na zmiany klimatyczne w Europie w okresie schyłku małego glacjału. [w:] Wahania klimatu w Krakowie (red. J. Trepińska), Inst. Geogr. UJ, Kraków. Osuchowska-Klein B., Katalog typów cyrkulacji atmosferycznej ( ). Wydawnictwo Komunikacji i Łączności, Warszawa. 150

152 Osuchowska-Klein B., Katalog typów cyrkulacji atmosferycznej ( ). IMGW, Warszawa. Schönwiese C. D., Klimat i człowiek. Warszawa. Wyd. Prószyński i s-ka. Trepińska J., (red) Wahania klimatu w Krakowie ( ). Inst. Geogr. UJ, Kraków. Twardosz R., Relations entre les précipitations et les indices de circulation atmosphérique a Cracovie durant la dernière période séculaire. Publ. De l AIC, vol. 11; Woś A., Klimat Polski. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. IGBP. Global Change Zmiany i zmienność klimatu Polski. Ogólnopolska konferencja naukowa. Łódź. Wyd. Pol. Tow. Geof., Uniw. Łódzkiego. ABSTRACT: The article presents the intensity of changes of air temperature and atmospheric circulation over Poland in the 20th century and the relationship between those variables. It is based on the average monthly values of air temperature for January and July in Gdynia, Warsaw and Cracow and the atmospheric circulation calendar prepared by B. Osuchowska-Klein (1978, 1991) and T. Niedźwiedź (2001). The temperature was studied by analysis of the linear trend, which contained the whole research period and one-year increment of the temperature in (January) and (July). The changes of circulation were analysed on the time course three circulations indices - zonal, meridional and cyclonical. In order to research the relation between air temperature and atmospheric circulation, the coefficients correlation was applied. The results were verified by statistical substantianal tests. The analysis allows to confirm that there is more property for temperature changes in winter than in summer. Moreover, the big increase of temperature was taken down in the January. Unfortunately, the trends were statistically significiant only in Gdynia in the January. To conclude, the increase of temperature appears to be only a climate fluctuation, however it doesn t mean it s change. Researches of the circulation indices show that the western circulation and antycyclonal situation predominates in January and July, and the northern circulation predominates in July in the southern Poland. The analysis of correlation between temperature and circulation proves that there is a significiant relation in winter. The advection of the mass of air from south and west and the cyclonal situation causes the increase of temperature in winter, however in summer the air from south and east and the antycyclonic situation determines the increase in air temperature. Key words: air temperature, atmospheric circulation, global warming, trend, correlation 151

153 Gierszewski P. J., Poddubnyi S.A., Zakonno V.V., Ogólne cechy cyrkulacji wód w zbiorniku włocławskim na podstawie obliczeń symulacyjnych, The general features of the water circulation in the Wloclawek Reservoir based on simulation calculations. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Ogólne cechy cyrkulacji wód w zbiorniku włocławskim na podstawie obliczeń symulacyjnych The general features of the water circulation in the Wloclawek Reservoir based on simulation calculations. P. J. Gierszewski 1 S.A. Poddubnyi 2, V.V. Zakonnov 2 1. Instytut Geografii, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, 19piotrg@gmail.com 2. Instytut Biologii Wód Śródlądowych im. I.D. Papanina, Rosyjska Akademia Nauk, spod@ibiw.yaroslavl.ru, zak@ibiw.yaroslavl.ru Abstrakt Przedstawiono cechy ogólnej cyrkulacji wód w zbiorniku włocławskim oraz zróżnicowanie parametrów falowania w różnych sytuacjach hydrologicznometeorologicznych. Wyznaczono obszary dna zbiornika podlegające rozmywaniu pod wpływem dynamiki wody. Obliczenia symulacyjne cyrkulacji wód wykonano przy użyciu oprogramowania stosowanego w Instytucie Biologii Wód Śródlądowych Rosyjskiej Akademii Nauk w badaniach hydrodynamiki zbiorników zaporowych na Wołdze. Wyniki symulacji rozkładu prądów wodnych wykazały, że niezależnie od warunków wiatrowych w rzeczno-jeziornej części zbiornika cyrkulacja wody ma charakter typowo rzeczny z wyraźnie znaczonym prądem przepływowym. W szerszej jeziornej części zbiornika, w przypadku wiatru z sektora zachodniego, tj. z kierunku przeciwnego do kierunku przepływu rzecznego, w lewobrzeżnej, pozakorytowej, części zbiornika formują się lokalne komórki cyrkulacyjne. Powstają one w wyniku interakcji zachodzących między prądami przepływowymi a wiatrowymi. Prawdopodobieństwo uformowania się takiej cyrkulacji prądowej jest duże już przy prędkościach wiatru 1,5-2,0 m s -1 i małych, do 500 m 3 s -1, dopływach wody do zbiornika. Wyniki modelowania wykazały, że dla wiatru wiejącego wzdłuż osi zbiornika z prędkością 8 m s -1, w jego centralnej części, gdzie długości rozbiegu fal są większe od 3 km, formują się fale o wysokościach dochodzących do cm. W innych częściach zbiornika wysokość fal nie przekraczały cm. Na podstawie obliczonych krytycznych naprężeń stycznych w naddennych częściach fal i prądów wodnych określono, że dominujący wpływ na erozję dna w płytkowodnych częściach zbiornika mają prądy przepływowe oraz wiatrowe. Efektem oddziaływania prądów wodnych na dno zbiornika są strefy erozyjne ciągnące się wzdłuż całego lewego brzegu zbiornika oraz lokalnie wzdłuż brzegu prawego. Wyniki przeprowadzonych badań wykazały, że zastosowane symulacje numeryczne mogą być z powodzeniem stosowane nie tylko w badaniach hydrodynamiki płytkich jezior i zbiorników zaporowych typu jeziornego, ale również w symulacjach dynamiki wody w płytkich częściach silnie przepływowych zbiorników zaporowych typu dolinnego. 152

154 Abstract The aim of the studies performed on the Wloclawek Reservoir was to determine the specific features of water currents circulation and to characterize the spatial variation of wave parameters in various hydrological and meteorological situations. Conducted simulations enabled designation of the areas at the bottom of the reservoir that erode as a result of hydrodynamic processes. A package of computer programs developed at the Institute of Biology of Inland Waters Russian Academy of Sciences was used in these studies. The simulation results show that the distribution of water currents, irrespective of wind conditions, in the river-lake section of reservoir has a typical river features with the clearly visible flow of the river current. In the wider part of the reservoir, in case of the wind from the western sector, i.e. from the direction opposite to the direction of the river flow, the local circulation cells are formed on the left-sided, off-channel, part of the reservoir. They are formed as a result of interactions between the river currents and wind currents. The formation of the current circulations of this type is highly probable even with the wind speed of 1.5 to 2.0 m s -1 and small, up to 500 m 3 s -1, inflow of water into the reservoir. Modeling results showed that, in the central part of the reservoir, waves with a height of cm were formed as a result of a wind blowing along a reservoir axis, with the wind fetch longer than 3 km, and the speed of the wind greater than 8 m s -1. In other parts of the reservoir wave height did not exceed cm. Based on the computed value of critical shear stress in the near-bottom wave parts and water currents, it was determined, that it is wind currents and river currents that have got the dominant influence on the bottom erosion in shallow parts of the reservoir. Water currents affecting the bottom of the reservoir resulted in a formation of the erosion zones extending along the entire left shore of the reservoir and locally along the right shore. Results of this study showed that the used numerical simulations can be successfully applied not only to the study of hydrodynamics of shallow lakes and reservoirs of a lake-type, but also to simulating of the water dynamics in the shallow parts of the highly flow-through, valley type reservoirs. Słowa kluczowe: dolna Wisła, zbiornik włocławski, dynamika wód, cyrkulacja prądowa, erozja osadów dennych. Key words: Lower Vistula, Wloclawek Reservoir, water dynamics, current circulation, bottom deposits erosion. Wprowadzenie Symulacje numeryczne są obecnie najskuteczniejszą i najbardziej efektywną metodą przedstawiania w całościowy sposób przebiegu procesów hydrodynamicznych w różnego typu akwenach. Za pomocą metod numerycznych można określić rozkład i prędkość prądów wodnych różnej genezy oraz przedstawiać prognozy zmian warunków przepływu oraz cyrkulacji wód, a co za tym idzie również zmian funkcjonowania całego ekosystemu wodnego. W celu uzyskania zbieżności wyników obliczeń z rzeczywistymi wielkościami odpowiednich parametrów hydrologicznych konieczna jest dokładna kalibracja i walidacja modelu cyfrowego. Do jej przeprowadzenia niezbędne są rzetelne dane o prędkościach i kierunkach prądów wodnych, określonych empirycznie dla możliwie szerokiego spektrum sytuacji hydrologiczno-meteorologicznych. Wyniki dotychczas przeprowadzonych symulacji numerycznych dostarczyły informacji o zasięgu i zróżnicowaniu prędkości prądu przepływowego Wisły w zbiorniku włocławskim. Wykorzystano w tym celu program komputerowy Aquadyn 153

155 3.1 firmy HydroSoft Energie Inc." (Gierszewski i inni, 2005; Gierszewski, 2006). Program ten pozwala obliczyć parametry przepływu wody, miedzy innymi w warunkach ruchu ustalonego, rozwiązując dwuwymiarowe równania de Saint-Venanta metodą elementów skończonych". Obliczenia zróżnicowania prędkości przepływu wód w zbiorniku włocławskim przeprowadzone dla średnich (960 m 3 s -1 ) i niskich (330 m 3 s -1 ) wartości dopływów Wisły wykazały, że maksymalne prędkości płynięcia wody w dolnej części zbiornika nie przekraczają 15 cm s -1, przy dopływie średnim i 6 cm s -1, przy dopływie niskim. W przejściowej części zbiornika, na wysokości Płocka, wartości te wynoszą odpowiednio 95 i 26 cm s -1. Badając uwarunkowania przebiegu sedymentacji w zbiorniku włocławskim M. Bogucka-Szymalska i A. Magnuszewski (2007) wykorzystali do obliczeń prędkości przepływu wody pakiet oprogramowania NCCHE2D opracowany w National Center for Computational Hydroscience and Engineering na University of Mississippi w USA. Wyniki symulacji przeprowadzonych dla średniego przepływu wody (900 m 3 s -1 ) i wykazały, że maksymalne prędkości przepływu w dolnej części zbiornika nie przekraczają 15 cm s -1. Są więc one podobne do wartości obliczonych za pomocą oprogramowania Aquadyn. Na zbiorniku włocławskim nie wykonano do tej pory symulacji numerycznych dynamiki wód spowodowanej falowaniem i cyrkulacją wiatrową. Możliwości takie daje oprogramowanie wykorzystywane od wielu lat w Instytucie Biologii Wód Śródlądowych Rosyjskiej Akademii Nauk (IBWŚ RAN) w Boroku koło Rybińska. Zostało ono zastosowane w badaniach hydrologicznych i hydrobiologicznych zbiorników zaporowych kaskady Wołgi oraz jezior położonych w północnej części jej dorzecza (m.in. Poddubnyj 1995, Poddubnyj i Byczkowa 1998 Bikbułatow i in. 2003). W programie uwzględniono obliczania parametrów falowania, prędkości i kierunków prądów wodnych oraz charakterystyk opisujących wpływ ruchów wód na osady denne akwenów płytkowodnych. Głównym celem opisanych w tym artykule symulacji jest określenie możliwości formowania się cyrkulacji wód pod wpływem wiatru w zbiorniku włocławskim na odcinku od Płocka do zapory we Włocławku. Uzyskane wyniki mają uzupełnić wiedzę w tym zakresie o te obszary zbiornika, w których nie wykonywano pomiarów prędkości i kierunku przepływu wody. Badania mają wykazać, czy parametry prądów wodnych i falowania umożliwiają redepozycję osadów dennych. Ogólna charakterystyka dynamiki wód w zbiorniku włocławskim. Utworzony na dolnej Wiśle w roku 1970 zbiornik włocławski o powierzchni 70,4 km 2 jest typowym przykładem dolinnego zbiornika zaporowego o szybkiej wymianie wody. Średni czas retencji wody wynosi w jego przypadku zaledwie 5,2 doby (Gierszewski 2006). Czasza zbiornika rozciąga się na długości około 57 km, a jej szerokość wynosi od 500 do 2500 m, średnio 1200 m. Wielkość zbiornika, jego znaczne wydłużenie, zgodne z kierunkiem przeważających wiatrów, oraz niewielkie głębokości (maksymalna 13 m, średnia 5,5 m) powodują, że jest on akwenem podlegającym silnemu i częstemu mieszaniu wiatrowemu (Achrem i Gierszewski 2007). Do roku 2003 nie wykonywano na zbiorniku włocławskim zakrojonych na większą skalę pomiarów prędkości i kierunku przepływu wód. W opracowaniach na temat różnych aspektów funkcjonowania zbiornika włocławskiego podawane były najczęściej tylko średnie wartości prędkości przepływu w profilach poprzecznych. Obliczano je za pomocą formuł empirycznych oraz modeli opracowanych przez Hydroprojekt Sp. z o.o. (Banach 1985, Grześ 1983). W warunkach średniego (ok 1000 m 3 s -1 ) dopływu wód Wisły do zbiornika wynosiły one od 0,7 m s -1 na granicy cofki zbiornika do mniej niż 0,1 m s -1 w jego przyzaporowej części. W górnym i 154

156 przejściowym odcinku zbiornika, a w czasie przepływów wezbraniowych również w dolnym, dynamikę wód kształtuje przepływ wód Wisły (Gierszewski 2006). Według Babińskiego i Grzesia (1995) przebieg dawnego nurtu Wisły stanowi w rzecznej i przejściowej części zbiornika drogę uprzywilejowanego przepływu wód, co znajduje również odzwierciedlenie w przebiegu sedymentacji, przebiegu zjawisk lodowych oraz termice zbiornika. Instrumentalne pomiary prędkości i kierunku przepływu wody w dolnej jeziornej części zbiornika były prowadzone incydentalnie (Wierzbicki, Ujda 1986). Szerzej rozpoznane zostały warunki przepływu wody w warunkach zlodzenia w górnym rzecznym odcinku zbiornika (Majewski 1987). Dopiero w latach przedstawiona została bardziej szczegółowa charakterystyka zróżnicowania warunków hydrodynamicznych w zbiorniku włocławskim (Gierszewski 2006). Wykazano, że w czasie niskich dopływów do zbiornika w jego dolnej części formuje się niezależna od przepływu Wisły cyrkulacja prądowa tworząca się pod wpływem wiatru (Gierszewski 2006). W wielu miejscach, w tej części zbiornika prędkości prądów wiatrowych są porównywalne, a nawet większe niż prędkości prądu przepływowego Wisły. W czasie średniej wielkości wezbrań (2300 m 3 s -1 ) wody Wisły przepływały w kierunku zapory na całej długości i szerokości zbiornika. Maksymalne prędkości przepływu miedzy Płockiem a zaporą we Włocławku zmniejszały się od około 1 do 0,3 m s -1. Duża niestabilność warunków hydrodynamicznych zapisana jest również w cechach uziarnienia osadów dennych zdeponowanych w zbiorniku włocławskim. Na podstawie interpretacji litodynamicznej wskaźników uziarnienia osadów wykazano, że akumulowany w zbiorniku materiał podlega okresowej resuspensji i redepozycji, a obszary charakteryzujące warunkami do trwałej akumulacji ograniczone są do niewielkich, najgłębszych części dna zbiornika (Gierszewski, Szmańda 2007). Metody badań Wykorzystany do symulacji numerycznych pakiet oprogramowania składa się z sześciu niezależnych, ale powiązanych ze sobą subprogramów zgrupowanych w dwóch modułach (Poddbnyj i Suchowa 2002). Moduł pierwszy obejmuje subprogramy opisujące ogólną cyrkulację mas wodnych. Drugi charakteryzuje hydrodynamikę w płytkowodnych częściach akwenów. Kluczowe znaczenie ma subprogram bazowy FFF, za pomocą którego określana jest prędkość, a także kierunek prądów wiatrowych i rzecznych prądów odpływowych. Pozostałe subprogramy pierwszego modułu to: LAGRANGE i TURBIDITY. Subprogram LAGRANGE pozwala obliczyć trajektorię przemieszczania się mas wodnych, a wraz z nimi skupisk hydrobiontów oraz określić strefy akumulacji biomasy w zbiorniku wodnym. Za pomocą subprogramu TURBIDITY możliwe jest wyznaczenie kierunków rozprzestrzeniania się w badanych akwenach zawiesiny oraz różnego typu zanieczyszczeń. W skład modułu drugiego wchodzą subprogramu WAVE, BOTTAN oraz PLANT. Subprogram WAVE jest przeznaczony do określenia parametrów fali, obliczeń maksymalnych prędkości przydennych, średnich w pionie prędkości prądów wiatrowych oraz energii falowania. Subprogram BOTTAN jest oprogramowaniem do obliczania wartości naprężeń stycznych na dno stref płytkowodnych oraz wyznaczenia obszarów dna znajdujących się w zasięgu oddziaływania falowania i prądów wodnych. Dzięki subprogramowi PLANT możliwe jest obliczenie wielkości obciążeń hydrodynamicznych na biocenozy płytkowodne. Opisywany pakiet oprogramowania umożliwia rozwiązanie szeregu szczegółowych problemów dotyczących między innymi badania: 155

157 - struktury przepływu wody w płytko- i głębokowodnych częściach zbiorników w różnych warunkach meteorologicznych, - trajektorii ruchu cząstek wody i struktury poziomej cyrkulacji mas wodnych, - wpływu prądów wodnych na koncentrację planktonu i ryb oraz określenia położenia stref akumulacji biomasy w badanych akwenach, - rozkładu zmącenia wody spowodowanego różnego rodzaju działalnością człowieka np. pracami budowlanymi czy bagrowaniem osadów, - rozkładu zanieczyszczeń (konserwatywnych i niekonserwatywnych) przedostających się do wód wraz ze ściekami przemysłowymi, bytowymi, rolniczymi oraz z wodami dopływów, - charakterystyk fal wiatrowych zarówno w warunkach głębokowodnych jak i płytkowodnych, - oddzielnego oraz łącznego oddziaływania falowania i prądów wodnych na płytkowodne obszary dna zbiornika, - wpływu energii falowania na biocenozy w płytkowodnych częściach zbiorników, - rozkładu zagęszczenia makrofitów wodnych na podstawie modeli regresji w płytkowodnych częściach zbiorników w zależności od energii falowania, - wpływu prądów wodnych w głębokowodnych częściach zbiorników na rozkład przestrzenny oraz zagęszczenie fitoplanktonu, zooplanktonu i ryb. Przedstawienie charakteru cyrkulacji wód, ocena przestrzennego zróżnicowania parametrów falowania oraz określenie obszarów dna podlegających rozmywaniu było głównym celem symulacji numerycznych przeprowadzonych dla zbiornika włocławskiego. W związku z tak określonymi celami badań nie było konieczne wykorzystanie wszystkich składników modelu. Symulacje wykonano za pomocą subprogramów do obliczeń ogólnej cyrkulacji mas wodnych (FFF), parametrów fal wiatrowych (WAVE), a także prędkości krytycznych uruchamiających osad z uwzględnieniem wartości naprężeń stycznych (LAGRANGE i BOTTAN). Weryfikacja poprawności obliczeń wykonanych za pomocą submodelu FFF polegała na porównaniu uzyskanych wyników z wynikami pomiarów hydrologicznych przeprowadzonych w naturze. Pomiary prędkości i kierunku przepływu wody wykonane zostały za pomocą ultradźwiękowego prądomierza dopplerowskiego (ADCS) firmy Aanderaa. Przeprowadzono około 2500 pomiarów prędkości i kierunku prądów wodnych przy różnych wielkościach dopływu do zbiornika oraz w różnych warunkach anemobarycznych. Wyznaczone za pomocą modelu położenie stref rozmywania dna zbiornika porównano z mapami rozmieszczania głównych typów osadów w zbiorniku włocławskim oraz rozmieszczeniem głównych stref litodynamicznych (Gierszewski, Szmańda 2007). Wyniki badań i dyskusja Obliczenia symulacyjne - ogólne założenia teoretyczne Struktura ogólnej cyrkulacji mas wodnych w zbiorniku włocławskim została określona przy założeniu dwuwymiarowego stacjonarnego ruchu cieczy. W obliczeniach uwzględniono najważniejsze czynniki kształtujące warunki przepływu wody przez zbiornik tj.: oddziaływanie wiatru na powierzchnię wody, wielkość dopływu i odpływu wody ze zbiornika oraz topografię dna zbiornika (Poddbnyj i Suchowa 2002). Założono, że ruch wody wywołują naprężenia styczne wiatru nad powierzchnią zbiornika z uwzględnieniem wpływu topografii dna oraz wielkości dopływu i odpływu wody ze zbiornika. Pominięty został wpływ nachylenia powierzchni zwierciadła wody będący skutkiem napływowo-odpływowych ruchów wody. Przyjęto, że naprężenia styczne wiatru na powierzchni wody równoważone są siłami tarcia w 156

158 warunkach przepływu turbulentnego, ciśnienie słupa wody jest równe ciśnieniu atmosferycznemu, a na dnie akwenu nie występuje ruch wody. Składowe prędkości przepływu u i v wzdłuż osi x i y obliczono z równań: Tx ( H Z) g H u A A Ty H Z) g H v A A 2 Z ( Z 2 2, (1) x y gdzie: T - wektor naprężenia stycznego wiatru, Tx i Ty - składowe naprężenia stycznego wiatru na osiach x i y, - obniżenie poziomu wody, Z odległość od powierzchni akwenu do powierzchni poziomu obliczeniowego, A - współczynnik turbulentnej wymiany pionowej. A WH / 4 k, (3) 6 gdzie: współczynnik , W - prędkość wiatru, H - głębokość, - gęstość wody, k - współczynnik lepkości powietrza dla danego akwenu. Rozwiązanie powyższych równań pozwala obliczyć prędkości i kierunki przepływu wody w konkretnych sytuacjach hydrometeorologicznych na poszczególnych poziomach głębokościowych, dla każdego punktu siatki kwadratowej, z wyłączeniem wysp. Średnie w pionie wartości parametrów przepływu wody u i v zostały wyliczone ze wzorów: 1 u H 1 v H H z H z udz, (4) vdz. (5) Obliczenia wysokości, długości oraz okresu fal wiatrowych wykonano dla każdego węzła siatki o rozstawie x (m) według wzorów Łabzowskiego (1976), które w warunkach głębokowodnych mają odpowiednio postać: h KW D, (6) 0.319W 0 D, (7) 2, (8) g 0 T0 D W gdzie: K - współczynnik energii, K e ; W - prędkość wiatru (m/s); D = x ncos D - długość rozbiegu fali (km) od linii brzegowej do danego punktu w obrębie siatki ( n - liczba kroków siatki od brzegu nawietrznego na kierunku wiania wiatru - ), D - odległość od linii brzegowej do oczka siatki obliczeniowej w km na kierunku wiania wiatru. W warunkach płytkowodnych wysokość, długość oraz okres fali wyliczono według wzorów: h h, (9) m 0 m m 0 m T m, (10) 2 m, (11) g (2) 157

159 0.44 gdzie: 1.185( H / ) oraz 1.065( H / ) m 0 m 0 są zależnościami empirycznymi określonymi dla H / 0 w przedziale 0,05 1,0. Maksymalną prędkość fali płytkowodnej obliczono za pomocą formuły: 2 h m U m, (12) a a Tme Tme 2 H gdzie: a. m Maksymalne i krytyczne wartości naprężeń stycznych na dno obszarów płytkowodnych w strefie oddziaływania strumieni i prądów falowych oraz wyznaczenie obszarów znaczącego wpływu falowania wiatrowego, prądów wiatrowych i przepływowych na dno w płytkowodnych częściach zbiornika określono za pomocą formuł opracowanych przez Aleksiejewskiego i Michinowa (1991). Krytyczne naprężenia styczne na dno zbiornika opisano równaniem: 2 U 9.8d ( S 1) (13) * kr sr gdzie: S s / 1000, s - gęstość osadu (kg/m 3 ), kr d sr - średnia średnica cząstek osadów 4 3 dennych (m), kr - zależy od D* dsr S. Maksymalne naprężenie styczne na dno w strefie oddziaływania falowania zapisano jako: 2 f U /, (14) 2 U m * m 2 gdzie: U m i Tм - maksymalna prędkość przydenna oraz okres fali w strefie płytkowodnej. Maksymalne naprężenie styczne na dno w strefie oddziaływania prądu wiatrowego na dno określono za pomocą formuły: U * w Vw /( 2.5 ln(4 H / dsr 1)), (15) gdzie: Vw - prędkość prądu wiatrowego. Maksymalne naprężenie styczne na dno w strefie oddziaływania prądu przepływowego obliczono za pomocą formuły: U * s Vs /( 2.5 ln(4 H / dsr 1)), (16) gdzie: Vs prędkość prądu przepływowego. Charakterystyka danych empirycznych i walidacja wyników obliczeń symulacyjnych Badania dynamiki wód zbiornika włocławskiego przeprowadzono na odcinku między Płockiem a zaporą. W dolnej części, od zapory do miejscowości Nowy Duninów, zbiornik wykazuje najbardziej limniczny charakter. W części środkowej, do Płocka, środowisko zbiornika ma cechy przejściowe, rzeczno-jeziorne. Górna część zbiornika ze względu na wybitnie rzeczny przebieg procesów hydrodynamicznych nie została objęta badaniami. Założony ogólny cel opracowania, który ma wykazać istnienie możliwości formowania się cyrkulacji wód pod wpływem wiatru, również w tych częściach zbiornika, gdzie nie wykonywano pomiarów hydrometrycznych wpłynął na dokładność przyjętej siatki obliczeniowej. Obliczenia wykonano dla pionów położonych w węzłach siatki kwadratowej o długości boku 500 m w dolnej części zbiornika i 250 m w części środkowej-przejściowej (ryc. 1). Wartości parametrów dynamiki wód obliczono dla poszczególnych pionów w poziomach wyznaczonych co 1 m głębokości od powierzchni do dna zbiornika. 158

160 Ryc. 1. Plan batymetryczny zbiornika włocławskiego z podziałem na części, dla których wykonano obliczenia symulacyjne. Odcinek środkowy-przejściowy (1), odcinek dolnylimniczny (2). Fig. 1. Wloclawek reservoir bathymetric plan with a marked parts, for which simulation calculations were made. The middle - transitional part (1), the lower - limnic part (2) Niezbędne do przeprowadzenia obliczeń dane głębokościowe pochodzą z planu batymetrycznego zbiornika włocławskiego opracowanego na podstawie wyników pomiarów głębokości wykonanych przez Hydroprojekt we Włocławku w roku 1987 (ryc. 1) (Gierszewski i in. 2005). Model cyrkulacji wiatrowej został poddany walidacji poprzez porównanie wyników obliczeń i zmierzonych w terenie parametrów prądów (prędkości i kierunku przepływu wody) na różnych głębokościach w określonych węzłach sieci położonych w reprezentatywnych obszarach zbiornika. W procedurze walidacji wykorzystano 4 serie pomiarów prędkości i kierunku przepływu wody. Przeprowadzono je zarówno w okresie niskich jak i wysokich dopływów wody do zbiornika. Pomiary wykonywano ultradźwiękowym prądomierzem dopplerowskim. W poszczególnych seriach wykonano je, w co najmniej 3 pionach pomiarowych w każdym z profilach poprzecznych (tab. 1) (Gierszewski i in. 2005). Wartości stanów wody na zaporze we Włocławku oraz wielkość dopływu do zbiornika za lata uzyskano z Inspektoratu RZGW we Włocławku, a prędkości i kierunku wiatru z lat ze stacji terenowej IGiPZ PAN zlokalizowanej nad brzegiem zbiornika w miejscowości Dobiegniewo. Pomiary parametrów wiatru mierzone były również bezpośrednio na zbiorniku w czasie wykonywania pomiarów prędkości i kierunków przepływu prądów wodnych (Gierszewski i in. 2005). Jako kryterium zbieżności wartości modelowych i empirycznych przyjęto błąd bezwzględny będący różnicą między wartością parametru zmierzonego i obliczonego: V V V o, o, (17) gdzie: V o i o średnie wartości parametrów prądów wyliczone na podstawie czterech wartości, pochodzących z pionów zlokalizowanych w węzłach oczka sieci, w którym wykonany został pomiar kontrolny; V i średnie wartości zmierzonych prędkości i kierunków płynięcia wody w danym pionie pomiarowym. Wartości błędów V i porównane zostały następnie z amplitudą rzeczywistych wartości parametrów prądów wodnych A v i A, zmierzonych na różnych głębokościach. Wyniki obliczone za pomocą modelu zostają uznane za zadawalające gdy spełniony zostanie warunek V, А, v А. 159

161 Wyniki walidacji obliczeń symulacyjnych Walidacja wyników modelowania cyrkulacji wiatrowej polegała na porównaniu wartości prędkości i kierunków przepływu wody zmierzonych na zbiorniku włocławskim w różnych sytuacjach hydrometeorologicznych z układem ogólnej cyrkulacji wody obliczonym dla analogicznych warunków hydrometeorologicznych. Na podstawie wyników walidacji modelu można stwierdzić, że wyliczone za jego pomocą prędkości i kierunki przepływu są zasadniczo zbieżne z wynikami pomiarów, przy założeniu, że średni błąd nie przewyższa amplitudy rzeczywistych wyników pomiarów kierunków ( A ) i prędkości przepływu wody ( A v ) (tab. 1). Istotne różnice dotyczące kierunku przepływu dotyczą tylko naddennej warstwy wody, co świadczy o ograniczeniach modelu w tym zakresie. Tabela 1. Walidacja prędkości i kierunku przepływu prądów wodnych uzyskanych na podstawie obliczeń. Table 1. Validation of the speed and direction of the currents calculated from simulation package. Data wykonania pomiarów prędkości i kierunku przepływu The date of measurements of the flow velocity and flow direction Q (m 3 s -1 ) (stopnie) Charakterystyki Features (grades) W (m s -1 ) 2,2 2,2 2,3 1,7 0,9 Z (m) 1m poniżej 1m poniżej 1m poniżej 1m poniżej 1m powyżej zwierciadła zwierciadła zwierciadła zwierciadła dna wody wody wody wody (one meter (one meter (one meter (one meter (one meter above the below the below the below the below the bottom) water water water table) water table) table) table) n V (cm s -1 ) 4,6 5,6 4,1 6,1 13,1 A (cm s -1 ) 16, ,5 38,8 90 v (stopnie) (grades) A (stopnie) (grades) Objaśnienia: Q wielkość dopływu wody do zbiornika włocławskiego, α - kierunek wiatru, W - prędkość wiatru, Z głębokość na której wykonywano pomiary parametrów prądów wodnych, n - liczba pionów pomiarowych (pozostałe objaśnienia w tekście). Explanations: Q - inflow volume to the reservoir, α - wind direction, W - wind speed, Z - depth at which the measurements of water currents were made, n - the number of vertical profiles (other explanations in the text). Charakterystyka poziomej cyrkulacji wody Obliczenia cyrkulacji wody w zbiorniku włocławskim przeprowadzono dla warunków hydrologiczno-meteorologicznych panujących w okresie bez pokrywy 160

162 lodowej tj. od kwietnia do listopada. W obliczeniach modelowych uwzględniono średnie wieloletnie miesięczne wartości kierunku i prędkości wiatru oraz dopływu wody do zbiornika (tab. 2). Tabela 2.Parametry wejściowe do symulacji sezonowej cyrkulacji wody. Table 2. Input parameters for simulation of seasonal water circulation. Miesiąc (stopień) Month (grades) W (m s -1 ) Q (m 3 s -1 ) IV 45, 270 1, V 45, VI 45, 225 1,6 822 VII 45, 225 1,6 747 VIII 45, 225 1,2 727 IX 90, X 90, XI 90, Wyniki symulacji rozkładu prądów wodnych wykazały, że niezależnie od warunków wiatrowych, przemieszczanie się mas wodnych w środkowej - przejściowej części zbiornika, ma charakter typowo rzeczny z wyraźnie znaczonym prądem przepływowym (ryc. 2 a, b). W szerszym, dolnym odcinku zbiornika, w sytuacjach kiedy wiatr wieje z sektora zachodniego tj. z kierunku przeciwnego do kierunku przepływu rzecznego w lewobrzeżnej, pozakorytowej części zbiornika, formują się lokalne prądowe komórki cyrkulacyjne, które są efektem interakcji zachodzących między prądami przepływowymi a wiatrowymi. Przy prędkościach wiatru 1,5-2 m s -1 i małych, do 500 m 3 s -1, dopływach wody do zbiornika prawdopodobieństwo uformowania się takiej cyrkulacji prądowej jest wysokie (ryc. 3b). W sytuacji, kiedy dopływy wody do zbiornika są większe od m 3 s -1 możliwości formowania się niezależnych od przepływu Wisły komórek cyrkulacyjnych w lewobrzeżnej, zalewowej części zbiornika znacząco się zmniejsza (ryc. 3a). Ryc. 2. Cyrkulacja prądowa, na podstawie wartości uśrednionych w pionie, w środkowej przejściowej części zbiornika włocławskiego w różnych warunkach hydrometeorologicznych: a - przepływ 599 m 3 s -1, kierunek wiatru 90, prędkość wiatru 161

163 1,0 m s -1, b przepływ 1464 m 3 s -1, kierunek wiatru 270, prędkość wiatru 1,9 m s kierunek wiatru. Fig. 2. Water current circulation on the basis of the vertically averaged values, in the middle-transitional part of the Wloclawek Reservoir in different hydrometeorological conditions: a discharge 599 m 3 s -1, wind direction 90, wind speed 1,0 m s -1, b discharge 1464 m 3 s -1, wind direction 270, wind speed 1,9 m s wind direction. Ryc. 3. Cyrkulacja prądowa, na podstawie wartości uśrednionych w pionie, w dolnej limnicznej części zbiornika włocławskiego w różnych warunkach hydrometeorologicznych: a przepływ 2319 m 3 s -1, kierunek wiatru 135, prędkość wiatru 0,9 m s -1, b przepływ 417 m 3 s -1, kierunek wiatru 270, prędkość wiatru 2,3 m s kierunek wiatru. Fig. 3. Water current circulation, on the basis of the vertically averaged values, in the lower-limnic part of the Wloclawek Reservoir in different hydrometeorological conditions: a discharge 2319 m 3 s -1, wind direction 135, wind speed 0,9 m s -1, b discharge 417 m 3 s -1, wind direction 270, wind speed 2,3 m s wind direction. Obliczone dla parametrów wejściowych (tab. 2) prędkości przepływu wody w środkowej-przejściowej części zbiornika wahały się od 26,9 do 63,5 cm s -1 w warstwie przypowierzchniowej i od 6,6 do 14,6 cm s -1 w naddennej warstwie wody (tab. 3). W dolnej części zbiornika prędkości przepływu wody wynosiły od 10 do 16,4 cm s -1, sukcesywnie zmniejszając się do wartości 1,1-2,0 cm s -1 w najgłębszych częściach zbiornika (tab. 3). Tabela 3. Zakres zmienności wartości prędkości przepływu wody w zbiorniku włocławskim wyliczonych na podstawie danych wejściowych. Table 3. The range of variability of water flow velocity in the Wloclawek Reservoir calculated on the basis of the input data. Na głębokości (m) at the depth Środkowa przejściowa część zbiornika Middle-transitional part of the reservoir Dolna - limniczna część zbiornika Lower-limnic part of the reservoir 0 26,9 63,5 10,0 16,4 162

164 1 23,3 56,7 8,4 13,7 2 18,6 46,3 7,0 11,7 3 13,6 34,3 5,6 9,7 4 9,2 23,5 4,3 7,6 5 6,6 17,0 3,3 5,9 6 6,6 14,6 2,6 4,9 7 2,0 3,8 8 1,4 2,8 9 1,2 2,3 10 1,1 2,0 11 2,4 3,2 Parametry fal wiatrowych Parametry fal wiatrowych zostały obliczone tylko dla najszerszej, dolnej części zbiornika, dla wiatru wiejącego z prędkością 8 m s -1 z kierunku wschodniego, zachodniego oraz północno-wschodniego i południowo-zachodniego. Wyniki modelowania wykazały, że dla kierunków 90 i 270 stopni, czyli dla wiatru wiejącego wzdłuż osi zbiornika, w centralnej części modelowanego odcinka zbiornika, gdzie długości rozbiegu fal są większe od 3 km, formują się fale o wysokościach dochodzących do cm, podczas gdy w pozostałej części zbiornika ich wysokość nie przekracza cm. Fale o maksymalnych wysokościach osiągają długość 8-9 m, a ich okres wynosi 2-2,5 sekundy. Dominujące w takich warunkach wietrznych fala o wysokości cm mają długość 3-5 m i okres od 1,5 do 2 sekund. W przypadku wiatru wiejącego z prędkością 8 m s -1 z kierunków 45 i 225 stopni wysokości fal w dolnej części zbiornika włocławskiego są wyraźnie mniejsze. Przy nawietrznym brzegu zbiornika dochodzą one maksymalnie około 40 cm, a dominują fale o wysokości cm charakteryzujące się długością 2,5-4,5 m i okresem 1,5 sekundy. Położenie obszarów rozmywania dna zbiornika Erozyjne oddziaływanie falowania wiatrowego oraz prądów różnego pochodzenia na dno zbiornika wyrażają wartości krytycznych naprężeń stycznych w naddennych częściach fal i prądów wodnych. W obliczeniach uwzględniono wejściowe parametry falowania oraz wartości dopływów do zbiornika zestawione w tabeli 2. Założono, że przeciętna średnica cząstek materiału dennego wynosi 0,0001 m, a gęstość uwodnionych osadów dennych 1300 kg m -3. Na podstawie przeprowadzonych obliczeń stwierdzono, że dominujący wpływ na erozję dna płytkowodnych części zbiornika mają prądy przepływowe oraz wiatrowe. Oddziaływanie prądów na dno zbiornika przyczyniło się do utworzenia stref erozyjnych ciągnących się praktycznie wzdłuż całego lewego brzegu zbiornika oraz lokalnie wzdłuż brzegu prawego (ryc. 5a). Na mniejsze rozprzestrzenienie stref rozmywania dna wzdłuż brzegu prawego mają wpływ większe głębokości zbiornika w tych miejscach. 163

165 Ryc. 5. Strefy erozji dna zbiornika spowodowane oddziaływaniem prądów wodnych (a) na tle przestrzennego zróżnicowania typów osadów dennych (b) oraz rozmieszczenia litodynamicznych stref sedymentacji (c) w dolnej odcinku zbiornika włocławskiego. 1 - strefy erozji dna, 2 osady piaszczyste, 3 osady piaszczysto-mułkowe, 4 osady mułkowe, 5 osady ilaste, 6 środowisko wysokoenergetyczne z przewagą erozji, 7- środowisko umiarkowanie z przewagą transportu osadów, 8 środowisko niskoenergetyczne, trwałej akumulacji. Fig. 5. The areas of the eroded bottom sediments caused by the water currents (a) on the background of spatial differentiation of the bottom sediments type (b) and the distribution of the lithodynamical zones of sedimentation (c) in the lower section of the Wloclawek Reservoir. 1- areas of bottom erosion, 2 - sandy deposit, 3 sandy-silty deposit, 4 silty deposit, 5 clayey deposit, 6 high energetic environment with domination of erosion, 7 moderate energetic environment with domination of sediments transport, 8 low energetic environment, permanent accumulation area. Położenie stref erozji dna zbiornika określone na podstawie przeprowadzonych obliczeń wartości naprężeń stycznych, nawiązuje ogólnym zarysie do rozmieszczenia osadów piaszczystych i piaszczysto-mułkowych (ryc. 5b) oraz wysoko- i średnioenergetycznych środowisk sedymentacyjnych (ryc. 5c) (Gierszewski i Szmańda, 2010). Strefy erozji dna są najbardziej rozprzestrzenienie w górnej części analizowanego odcinka zbiornika. Tam też występują największe powierzchnie osadów piaszczystych i 164

166 piaszczysto-mułkowych. Erozja osadów w tym miejscu związana przede wszystkim z oddziaływaniem prądów przepływowych, które na granicy przejściowego i limnicznego odcinka zbiornika są jeszcze dość silne. Dalej, w kierunku zapory, strefy erozyjne związane są z płytkowodnymi obszarami zbiornika, które rozciągają się zasadniczo wzdłuż lewego brzegu. Rozmieszczenie stref erozyjnych w tej części zbiornika jest wynikiem oddziaływania na osady prądów wiatrowych, a w strefie przybrzeżnej energii falowania. Okresowo, nad dawną równiną zalewową, formuje się w tej części zbiornika układ cyrkulacji prądowej (ryc. 3b). W jego granicach z powodu małych prędkości przepływu wody panują bardziej korzystne warunki dla depozycji osadów, co przejawia się większym rozprzestrzenieniem osadów mułkowo-ilastych. Podsumowanie Wyniki przeprowadzonych badań wykazały, że wykorzystane w badaniach zbiornika włocławskiego oprogramowanie do symulacji różnego typu zjawisk hydrodynamicznych oraz oddziaływania energii prądów wodnych i falowania na dno płytkowodnych stref zbiorników wodnych może być stosowane nie tylko dla akwenów typu jeziornego ale również dla rozlewiskowych części bardziej przepływowych zbiorników zaporowych typu dolinnego. Wyniki przeprowadzonych badań wykazały, że w przypadku zbiornika włocławskiego największy wpływ na rozmywanie dna i erozję brzegów zbiornika mają prądy przepływowe, a w okresach mniejszych dopływów wody do zbiornika również prądy cyrkulacji wiatrowej. Odpowiednio wysokie wartości średnich miesięcznych dopływów do zbiornika powodują, że znaczące oddziaływanie prądu przepływowego na dno i brzegi zbiornika utrzymuje się przez większość okresu wolnego od lodu. Ze względu na znaczne wydłużenie zbiornika, niewielkie głębokości oraz relatywnie małe wysokości fal wiatrowych sumaryczna energia falowania wiatrowego wpływa w ograniczonym stopniu na degradację brzegów zbiornika. Piśmiennictwo Achrem E., Gierszewski P., 2007, Zbiornik Włocławski. Bydgoszcz: Inspekcja Ochrony Środowiska, 146 s. (Biblioteka Monitoringu Środowiska). Aleksiejewskij N.I., Michinow A.E., 1991, Formirowanije i dinamika nanosow w recznoj sieti i bieriegowoj zonie wodoiemow, Itogi nauki i techniki. Ser. Gidrologija suszi, Moskwa, WINITI, T. 8, 183 s. Babiński Z., Grześ M., 1995., Monografia hydrologiczna zbiornika Stopnia Wodnego Włocławek, Zesz. IGiPZ PAN, 30, Warszawa, 79 s. Banach M., 1985, Osady denne wskaźnik hydrodynamiki zbiornika włocławskiego, Przegl. Geogr., 57, 4, s Bikbulatow E.S., Bikbulatowa E.M., Litwinow A.S., Poddubnyj S.A., 2003, Gidrologija i gidrochimija ozera Nero, OAO Rybinski dom peczati, Rybinsk, 192 s. Bogucka-Szymalska M., Magnuszewski A., 2007, Zastosowanie modelu NCCHE2D do oceny warunków sedymentacji w Jeziorze Włocławskim, Prace i Studia Geograficzne UW, 38, s Gierszewski P., 2006, Warunki przepływu wód Wisły przez zbiornik Włocławski, [w:] Drogami wędrówek i badań Profesora Rajmunda Galona w 100-ną rocznicę urodzin ( ), przewodnik sesji terenowych, Ogólnopolski Zjazd Geografów Polskich, 55 Zjazd Polskiego Towarzystwa Geograficznego, Toruń , s Gierszewski P., Glazik R., Luc M., Szmańda J., 2005, Zróżnicowanie cech fizycznochemicznych wody i osadów jako wskaźnik warunków przepływu przez Zbiornik 165

167 Włocławski, Instytut Geografii i PZ PAN, Z-d Geomorfologii i Hydrologii Niżu, Toruń, maszynopis. Gierszewski P., Szmańda J.B., 2007, Grain size composition and sedimentological environments in the Włocławek Reservoir bottom deposits (Vistula River, Central Poland). [w]: Effects of river sediments and channel processes on social, economic and envrionmental safety. Proceedings of the Tenth International Symposium on River Sedimentation. August 1-4, 2007, Moscow, Russia. Vol.5. Moscow: Faculty of Geography, MGU, s Gierszewski P.J., Szmańda J.B., 2010, Litodynamiczna interpretacja warunków akumulacji osadów dennych Zbiornika Włocławskiego. [w]: Woda w badaniach geograficznych. Red. Tadeusz Ciupa, Roman Suligowski. Kielce: Uniwersytet Humanistyczno-Przyrodniczy Jana Kochanowskiego w Kielcach. Instytut Geografii, s Grześ M., 1983., Niektóre problemy stopnia wodnego Włocławek i jego zbiornika, Czasop. Geogr., 54, 4, s Łabzowskij N.A., 1976, Rasczet elementow wołn w ozerach i wodochraniliszczach, Tr. Gos. Gidrol. In-ta, Wyp., 231, s Majewski W., 1987, Wpływ pokrywy lodowej na charakterystykę hydrauliczną zbiorników przepływowych na rzekach nizinnych na przykładzie zbiornika Włocławek, Prace IBW PAN, 15, Gdańsk, 132 s. Poddubnyj S.A., 1995, Swjazi raspredelenija gidrobiontow i elementow cirkulacii wod na razlicznych biotopach wnutrennich wodojemow, Wodnyje Resursy, 22, 2, s Poddubnyj S.A., Byczkowa M.B., 1998, O metodie wydelenija obłastiej wlijanija wetrowogo wołnienija i tieczenija w pribreżnoj zonie wodochraniliszcz, Wodnje Resursy, 25, 6, s Poddbnyj S.A., Suchowa E.W., 2002, Modelirowanie wlijanija gidrodinamiczeskich i antropogiennych faktorow na raspredielenie gidrobiontow w wodochraniliszczach: Rukowodstwo dla polzowatielej, OAO Rybinski dom peczati, Rybinsk, 120 s. Wierzbicki J., Ujda K., 1986, Metodyka i technika pomiaru rozkładu przepływu wody na zbiorniku włocławskim, Budownictwo wodne, gospodarka wodna Informator Projektanta, Hydroprojekt, 1, s

168 Rogulska E., Hojan M., Giętkowski T., Krupa A., Rurek M., CHARAKTERYSTYKA WYDMY W EMILIANOWIE, Characteristic of dune in Emilianowo. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: CHARAKTERYSTYKA WYDMY W EMILIANOWIE Characteristic of dune in Emilianowo Ewelina Rogulska, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski, Adam Krupa, Mirosław Rurek Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. W miejscowości Emilianowo koło Bydgoszczy, na terenie Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej, znajdują się wydmy należące do jednego z sześciu pól wydmowych wyznaczonych przez Mrózka (1958). Jedną z wydm wybrano w celu jej scharakteryzowania pod względem morfologicznym i litologicznym. Podjęto również próbę rekonstrukcji jej pierwotnego kształtu i utworzenia modelu wydmy z wykorzystaniem programu ArcGis. Słowa kluczowe: wydma, procesy eoliczne, akumulacja Wprowadzenie Wybór obiektu badań został oparty o analizę map geologicznych i topograficznych. Badana wydma znajduje się przy stacji kolejowej Bydgoszcz-Emilianowo, po jej wschodniej stronie. Jest ona jedną z wielu wydm tego obszaru. Teren ten położony jest na jednej z wyższych teras Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej. W Mrózek (1958) podczas szczegółowych badań wydm wykonał mapę geomorfologiczną Kotliny Toruńskiej w skali 1: , na której wydzielił 6 pól wydmowych. Pod względem ilościowym najwięcej wydm znajduje się na lewym brzegu Wisły i są to formy znacznie większe od wydm położonych na brzegu prawym. Są to formy nieaktywne, pokryte przeważnie lasami sosnowymi. W niedalekiej przeszłości prace opisujące wydmy zazwyczaj skupiały się na jednym lub kilku wybranych zagadnieniach pomijając inne istotne kwestie. Zdaniem Rotnickiego (1970) pomimo wieloletnich prac i nagromadzeniu licznych wyników badań dotyczących problemów wydm śródlądowych, nie możemy kierować się ogólną charakterystyką cech wydmy, gdyż nie odnosi się ona do żadnego konkretnego przypadku, lecz stanowi ona zbiór uogólnień. Obraz wydmy stworzony na podstawie analizy pola wydmowego, mówiący o budowie, rozwoju i wieku jest abstrakcyjny, gdyż w całości nie odnosi się do choćby jednej wydmy. Należy więc podkreślić jak ważne i konieczne są badania kompleksowe jednej wydmy, z czym zgadza się A. Dylikowa (1969), która również zwróciła uwagę na fakt, że geomorfologia wymaga dynamicznego podejścia do analizy poszczególnej formy. Lokalizacja obszaru badań Obszar badań znajduje się w województwie Kujawsko-Pomorskim, w miejscowości Emilianowo w gminie Nowa Wieś Wielka, która jest położona kilka kilometrów 167

169 na południowy wschód od miasta Bydgoszcz (ryc. 1.). Miejscowość ta znajduje się w środku boru sosnowego Puszczy Bydgoskiej, na przecięciu z drogą krajową nr 10. W tej miejscowości znajduje się zaledwie kilka budynków: kompleks zabudowań kolejowych, leśniczówka Emilianowo oraz dwa domy mieszkalne. Przez osadę przebiega pieszy szlak turystyczny "Wolnościowy". Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań na mapie Polski (opracowanie własne). Geomorfologia i geologia obszaru badań Głównymi formami rzeźby terenu są poziomy sandrowe i terasy związane bezpośrednio z węzłem hydrologicznym łączącym dolinę Brdy, Drwęcy i Wisły z pradoliną Noteci-Warty w czasie recesji lądolodu. Ponadto w Kotlinie Toruńskiej zachowały się fragmenty wysoczyzny morenowej (W. Mrózek 1958). Mniejsze zlokalizowano w okolicy Łabiszyna i Aleksandrowa Kujawskiego większy z nich natomiast położony jest w środkowej części kotliny w okolicy Chrośny i Leszyc (75-90m n.p.m.) Na terasach możemy zaobserwować licznie występujące obniżenia wytopiskowe, a także pola wydmowe. W Kotlinie Toruńsko Bydgoskiej występują współczesne doliny rzeczne (Wisły, Brdy, Noteci, Drwęcy, Mieni i Tążyny) jeziora. Na terenie Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej znajduje się jeden z większych obszarów wydmowych w Polsce. Wydma stanowi formę terenu, która przy odpowiednich warunkach może powstać wszędzie. Potrzebne są jedynie materiał i czynnik modelujący. Materiał stanowią tu piaski o różnej średnicy ziaren, które jest w stanie przetransportować wiatr, czyli czynnik morfotwórczy. Tworzenie się wydmy może zostać zaburzone lub zahamowane przez roślinność oraz celowe działanie ludzi. Przede wszystkim jednak o powstaniu wydmy decyduje klimat. W okresie tworzenia się wydm w Kotlinie Toruńsko-Bydgoskiej sprzyjał on działaniu procesów eolicznych. 168

170 Wydmy paraboliczne Wydmy na terenie Polski mają najczęściej formę łuku posiadającego lepiej lub gorzej wymodelowane ramiona, o nierównych rozmiarach. Długość łuku stanowi często kilka a nawet kilka kilometrów, a więc formy te są znaczących rozmiarów. Nieczęsto jednak ludzie z tego terenu wiedzą o ich istnieniu i położeniu, gdyż słowo wydma najczęściej kojarzone jest z wydmami nadmorskimi i luźnym piaskiem, natomiast wydmy, współcześnie są na ogół porośnięte lasami sosnowymi. Z tego względu trudno te formy rozpoznać gołym okiem, dopiero po przeanalizowaniu map możemy dostrzec ich kształt i lokalizacje. Wydmy w Polsce to w dużej mierze wydmy paraboliczne. Ich ramiona skierowane są pod wiatr, stok dowietrzny, zachodni jest łagodniejszy natomiast stoki wschodnie są strome. Wskazuje to na dominujące znaczenie wiatru zachodniego w tworzeniu się wydm na terenie Polski (Lencewicz 1953, Mrózek 1958). Na omawianym obszarze nie występują jedynie prawidłowo ukształtowane pojedyncze wydmy paraboliczne, lecz raczej spotykane są całe pola wydmowe. Można na nich wyróżnić zarówno wydmy podłużne, niekształtne pagórki jak i skomplikowane formy powstałe po złączeniu ramion. W zależności od kąta schodzenia się ramion czoło wydmy, a więc jej zasadnicza część, może stanowić większy lub mniejszy fragment jej długości. W przypadku, kiedy ramiona schodzą się pod kątem ostrym część środkowa wydmy jest niewielka w stosunku do długości ramion. Na terenie Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej Mrózek (1958) wyznaczył pola wydmowe o znacznych rozmiarach. Charakterystyczną cechą tych pól jest ich kształt, który zbliżony jest do owalu. Cecha ta jest bezpośrednio widoczna w odniesieniu do pól wydmowych znajdujących się na południe od Bydgoszczy oraz na wschód od jeziora Jezuickiego. Szerokość tych pól mieści się między 3 5 km, natomiast ich długość jest znacznie większa i średnio wynosi km, jest to kolejny dowód na działanie wiatrów zachodnich podczas formowania pól wydmowych. Mrózek (1958) nadając nazwy wyodrębnionym wcześniej polom wydmowym sugerował się nazwami miejscowościami bądź rzek leżących w ich pobliżu. Mianowicie są to pola wydmowe Bydgoskie, Łabiszyńskie, Solecko Chrośnieńskie, Toruńsko Aleksandrowsko Gniewkowskie oraz wydmy leżące pomiędzy rzeką Mień a Drwęcą, wydmy pomiędzy Drwęcą a Wisła pod Fordonem (ryc. 2). Pierwsze pole (Bydgoskie) rozpościera się pomiędzy jeziorem Jezuickim, doliną starej Noteci a Bydgoszczą, jest to jedno z mniejszych pól wydmowych, jego powierzchnia wynosi 72 km 2. Wydmy utworzyły się na terasie VIII oraz na wyżej znajdującym się poziomie sandrowym, kolejne pole wydmowe zlokalizowane jest pomiędzy Brzozą a Łabiszynem. Trzecie pole wydmowe ma znacznie większą powierzchnię od dwóch poprzednich, wynosi ona 156 km 2. Szczegółowa charakterystyka wydmy w Emilianowie Omawiana wydma jest przykładem wydmy łukowej, choć swoim aktualnym kształtem przypomina raczej wydmę wałową. Ma ona jednak ramiona delikatnie skierowane na zachód, co tym samym daje świadectwo typy genetycznego wydmy parabolicznej. Jej dzisiejszy kształt odbiega od idealnej paraboli z powodu degradacji spowodowanej działalnością człowieka. Zniszczenia ramienia północnego są wynikiem eksploatacji piasku oraz lokalizacją linii kolejowej. Dla zobrazowania jej prawdopodobnego kształtu i rozmiaru dokonano próby rekonstrukcji na podstawie mapy topograficznej w programie ArcGis. Tym samym możemy na załączonym poniżej modelu terenu (ryc. 3) zauważyć, że jej pierwotny kształt był zbliżony do paraboli. Model terenu wskazuje, że osiągała ona długość ok m. Aktualnie jej długość wynosi ok. 1 km. 169

171 Ryc. 2. Lokalizacja pól wydmowych wydzielonych przez W. Mrózka (opracowanie własne). Ryc. 3. Model terenu rekonstrukcja wydmy w Emilianowie na tle fragmentu pola wydmowego. Badana wydma jest długa, stosunkowo wąska i wysoka. Wysokość względna w części najwyższej osiąga 8 metrów. Kąt nachylenia stoku dowietrznego waha się w przedziale od 5 o do 9 o, w części środkowej wydmy wynosi 6 o, natomiast kąt nachylenia stoku zawietrznego wynosi od 24 o do 30 o. Wydma ta położona jest na terasie przejściowej uformowanej przez wody napływające z trzech kierunków południowego, północnego oraz północno-wschodniego, głównie przez 170

172 wody Wisły. Znaczne zróżnicowanie teksturalne oraz litofacjalne terasy jest cechą charakterystyczną dla tych osadów. W obrębie tej terasy występują nie tylko piaski i żwiry, ale również mułki i gliny zwałowe. Jednak gliny zwałowe w większej części i bezpośrednim kontakcie, a wiec niepokrytych pokrywami piasków i żwirów znajdują się na wschód od obiektu badań w rejonie Białych Błot (Weckwerth 2004). W budowie badanej wydmy dominują piaski frakcji 0,25 mm; 0,18mm oraz 0,125mm (21,9%; 30,5%; 18,6%). Analizując całość pobranych prób zauważono również ze frakcje powyżej 0,5 mm stanowią jedynie 2% składu piasków tej wydmy natomiast pozostałe 98% stanowią piaski poniżej wskazanej frakcji (Ryc. 4). Różnice, jakie można zaobserwować pomiędzy wszystkimi próbami są jedynie zmianami ilościowymi gdyż jakościowo są to takie same osady eoliczne. Ryc. 4. Średni procentowy udział poszczególnych frakcji piasków budujących wydmę w Emilianowie. Frakcja o średnicy 0,18mm stanowi jedna z frakcji podstawowych. W poszczególnych próbach jej udział mieści się w granicy od 24,2% do 38,6%, frakcje gruboziarniste, jak wspomniano wcześnie,j nie odgrywają znaczącej roli. Ich największy udział występuje w zaledwie kilku próbkach serii 3 oraz 5. Piaski średnio i drobno ziarniste są głównymi składnikami piasków tej wydmy. Podsumowanie Przy wydzielaniu frakcji osadów eolicznych istotne znaczenie do utworzenia wniosków na temat genezy utworów powstałych w procesach eolicznych mają kształt i powierzchnia poszczególnych ziaren kwarcu. Jednak w przypadku wydmy w Emilianowie nie było możliwości uwzględnienia tej cechy ze względu na brak ziaren odpowiedniej wielkości. Z tego względu skupiono się głównie na analizie składu granulometrycznego badanej wydmy. Materiał, z którego zbudowana jest wydma w Emilianowie niewątpliwie pochodzi z terasy, na której została zakumulowana. Analiza kształtu wydmy polegała głównie na jego odtworzeniu na modelu terenu. Pierwotny kształt wydmy został zachowany tylko częściowo. W części południowej forma zachowana jest w doskonałym stanie, natomiast północna jej część zwłaszcza ramię zostało zniszczone przez działanie człowieka. Obecny kształt wskazuje 171

173 na formę łukowa, natomiast po analizie odtworzonego kształtu można uznać ją za formę paraboliczną usypaną przez wiatr, wiejący z sektora zachodniego. Na morfotwórczą rolę wiatru zachodniego wskazuje nachylenie zboczy oraz ramiona wydmy skierowane ku zachodowi. Wydma zbudowana jest z piasków genetycznie związanymi z terasą przejściową na której została zbudowana. Porównując wyniki badań z pracami Nowaczyka (1977, 1986), Mrózka (1958) oraz analiz Dylikowej (1969), można potwierdzić wiek bezwzględny wydmy na okres starszego i młodszego dryasu. Literatura Dylikowa A., Problematyka wydm śródlądowych w Polsce w świetle badań strukturalnych, [w:] Procesy i formy wydmowe w Polsce, Prace Geograficzne, Nr 75, Wydawnictwo PWN, Warszawa. Goździk J., Struktury sedymentacyjne w eolicznych piaskach pokrywowych w Polsce. [w:] E. Mycielska-Dowgiałło, (red.) Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne w osadach czwartorzędowych i ich wartości interpretacyjne. Warszawa. Lencewicz S., Małkowski S., Wydmy śródlądowe Polski, Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Mrózek W., Wydmy Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej. [w:] R. Galon (red.), Wydmy śródlądowe Polski cz. II s Nowaczyk B., Morfologia, cechy strukturalne i tekstualne eolicznych piasków pokrywowych w świetle dotychczasowych poglądów, Przegląd geograficzny T. XLIX, Z. 3. Nowaczyk B., Wiek wydm, ich cechy granulometryczne i strukturalne a schemat cyrkulacji atmosferycznej w Polsce w późnym Vistulianie i Holocenie, Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Poznań. Rotnicki K., Główne problemy wydm śródlądowych w Polsce w świetle badań wydmy w Węglewicach, wyd. PTPN, Praca kom. Geogr. Geol. tom XI zesz. 2, Poznań. Weckwerth P Morfogeneza wybranych obszarów Kotliny Toruńskiej a problem jej roli w układzie hydrograficznym podczas górnego plenivistulianu. Toruń. ABSTRACT. By Bydgoszcz, on the area of the Toruńsko-Bydgoska Valley, belonging sand dunes are in an Emilianowo village to one of six dune fields appointed through Mrózek (1958). One of sand dunes was chosen in order for her to characterize under the morphological and lithological account. An attempt of reconstruction of her original shape and creating the model of the sand dune with using the ArcGis program was also made. Key words: dune, aeolian processes, acumulation. 172

174 Dembińska P., Hojan M., Rurek M., Krupa A., Giętkowski T., CHARAKTERYSTYKA WYDMY W TARKOWIE DOLNYM Z UWZGLĘDNIENIEM WPŁYWU DZIAŁALNOŚCI ANTROPOGENICZNEJ, Characteristic of the sand dune in Tarkowo Dolne bottom with taking into account influence of anthropogenic activity. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: CHARAKTERYSTYKA WYDMY W TARKOWIE DOLNYM Z UWZGLĘDNIENIEM WPŁYWU DZIAŁALNOŚCI ANTROPOGENICZNEJ Characteristic of the sand dune in Tarkowo Dolne bottom with taking into account influence of anthropogenic activity Paulina Dembińska, Marcin Hojan, Mirosław Rurek, Adam Krupa, Tomasz Giętkowski Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. W Tarkowie Dolnym przy granicy Kotliny Toruńskiej z wysoczyzną morenową znajdują się wydmy śródlądowe. Dotychczas nie zostały dokładniej zbadane ani opisane w literaturze. Autor scharakteryzował jedną z nich uwzględniając morfologię, budowę geologiczną oraz wpływ, jaki wywiera na nią działalność antropogeniczna. Czas powstawania wydmy określono na młodszy dryas. Materiał budujący wydmę to głównie dobrze wysortowany piasek drobny i średni o mezokurtycznym rozkładzie uziarnienia i pośrednim stopniu obtoczenia. Czynnik antropogeniczny zaznaczył się tu już w czasach neolitu. Obecnie jego wpływ jest jak najbardziej negatywny. Słowa kluczowe: procesy eoliczne, wydma paraboliczna, neolit Wprowadzenie Wydmy śródlądowe Polski od dawna są obiektem zainteresowań wielu badaczy. Stanowią źródło cennych informacji na temat przeszłości klimatycznej, geologicznej i geomorfologicznej obszarów, na których się znajdują. Niewątpliwie jednym z największych obszarów wydmowych w Polsce, jak i Europie jest Kotlina Toruńsko-Bydgoska, szczegółowo badana z geomorfologicznego punktu widzenia w latach 50-tych przez Mrózka (1958). Do dziś jednak wiele zagadnień związanych z wiekiem wydm i procesów je warunkujących nurtuje współczesnych badaczy. Nowaczyk (1986) na podstawie stosunku wydm przyległych do Jeziora Jezuickiego Wielkiego jako okres wydmotwórczy przyjmuje młodszy dryas. Niewiarowski (1983) wydatowując organiczne osady wypełniające zagłębienie w terasie nadzalewowej III ustalił wiek leżących na niej wydm także na młodszy dryas. Według Mrózka (1958) wiek wydm wnioskować można na podstawie prawidłowości ich położenia względem innych form rzeźby oraz zorsztynizowanej w wydmach gleby, jeżeli takowa występuje. Tą drogą doszedł do wniosku, że powstawały w dwóch okresach suchych: preborealno-borealnym i subborealno-subatlantyckim, które rozdzielał okres atlantycki z fazą podniesienia poziomu wód gruntowych. Według Churskiej (1969) wstępna faza wydmotwórcza w Kotlinie Toruńskiej przypadła na starszy dryas, faza główna na młodszy dryas, a faza przekształcenia form wydmowych miała miejsce w holocenie. Datowania radiowęglowe 14C oraz informacje archeologiczne zebrane z kilku 173

175 stanowisk znajdujących się na północ od Torunia przez Sinkiewicza (1993) oraz Bednarek (1998) pozwoliły stwierdzić przysypanie gleb kopalnych piaskami eolicznymi w okresie subborealnym, w konsekwencji aktywizacji rolniczych kultur neolitu. Jankowski (2000) datując gleby kopalne metodą 14C na stanowisku Katarzynka, jednoznacznie określił klimatyczną fazę eoliczną na młodszy dryas. Lokalizacja obszaru badań Objęta szczegółowymi badaniami wydma śródlądowa znajduje się niemal w całości na obszarze wsi Tarkowo Dolne przynależącej administracyjnie do gminy Nowa Wieś Wielka. Zgodnie z podziałem fizyczno geograficznym Kondrackiego (1981) należy ona do mezoregionu Kotlina Toruńska, będącego fragmentem Pradoliny Toruńsko Eberswaldzkiej. Pradolina ta z kolei wchodzi w skład makroregionu Pojezierza Wielkopolskiego. Tylko niewielki fragment wydmy, znajdujący się za drogą E-25, tym samym najdalej wysunięty na zachód fragment południowego ramienia, administracyjnie przynależy do gminy Złotniki Kujawskie. Morfogenetycznie teren gminy Nowa Wieś Wielka stanowią wysokie terasy pradolinne osiągające wysokości bezwzględne m n.p.m., zaliczane do poziomów erozyjnoakumulacyjnych. Powstawały one podczas deglacjacji ostatniego zlodowacenia północnopolskiego. Poziomy te są najrozleglejsze na obszarze Kotliny Toruńskiej. Ich obszar obejmuje teren od południowych dzielnic Torunia na wschodzie, aż po Nakło nad Notecią na zachodzie. Na obecny, zróżnicowany krajobraz terenu gminy, wpływ miały głównie późniejsze procesy rzeźbotwórcze oraz działalność człowieka. W okresie subfazy krajeńsko-wąbrzeskiej czyli około 12 tys. lat BP rozpoczęły się tu procesy eoliczne, które miały najistotniejszy udział w przekształceniach powierzchni terenu. Zalegające na dużej powierzchni piaski o dużej miąższości na skutek sił aerodynamicznych i przewiania utworzyły jeden z największych kompleksów wydm śródlądowych w Polsce i Europie. Występują tu zarówno klasyczne wydmy paraboliczne jak również wały i pagórki wydmowe o nieregularnych kształtach oraz różnego rodzaju niecki deflacyjne. Wydmy charakteryzują się ramionami skierowanymi ku zachodowi, co jest skutkiem przewagi wiatrów z sektora zachodniego. Materiałem budującym był lokalny piasek transportowany przeważnie na odległość kilkaset metrów do kilku kilometrów. Tarkowo Dolne wg nomenklatury Galona (1953) znajduje się w obrębie terasy przejściowej. Od południa sąsiaduje z płaską wysoczyzną morenową wznoszącą się na wysokości m n.p.m. Zbocza wysoczyzny w Tarkowie Dolnym mają od 2,5 9 m i średni kąt nachylenia 3,8 4,5. Dalej na wschód od Tarkowa, północny skraj wysoczyzny urozmaicony jest pagórkami kemowymi, o kulminacjach dochodzących do 91,0 m n.p.m. U podnóża wysoczyzny morenowej w Tarkowie Dolnym występują rozległy areał równin biogenicznych z torfowiskami o miąższości 0,5 0,8 m. Charakterystyka wydmy Na badanym obszarze i w jego sąsiedztwie licznie występują wydmy. Do szczegółowych badań wybrano wydmę, która znajduje się w pobliżu wysoczyzny morenowej. Z uwagi na dostępność odkrywek omówiona zostanie część czołowa wydmy. W wyniku poboru piasku przez miejscową ludność w wydmie prawie w całości brakuje stoku zawietrznego, a stok dowietrzny jest również mocno zdegradowany. Na podstawie analizy map topograficznych obliczono, że omawiana wydma ma długość ponad 5270 metrów (w tej odległości 174

176 uwzględniono wyeksploatowany stok zawietrzny oraz końcowy fragment ramienia południowego wraz z dawnym wyrobiskiem piasku), a jej szerokość wynosi około 185 metrów. Eksploatacja piasku ma również miejsce w północnej części ramienia południowego. Wskutek wybrania piasku w powstałym niewielkim zagłębieniu wczesną wiosną pojawia się woda gruntowa. Obecność wody gruntowej na niewielkiej głębokości była najprawdopodobniej przyczyną zahamowania transportu piasku i początkiem formowania wydmy. Wysokość względna w najwyższej części wydmy wynosi 14,8 m, część spągowa zalega na rzędnej około 72,5 73 m n.p.m. Dla ramienia południowego oś morfologiczna jest czytelna jedynie w jego końcowej części, natomiast w jego połowie oraz w części czołowej uległa ona zatarciu. W przypadku ramienia północnego cała oś morfologiczna jest czytelna. Wydma w Tarkowie Dolnym jest wydmą paraboliczną z dobrze wykształconym ramieniem północnym i poprzerywanym ramieniem południowym. Obecnie północne ramię jest zdegradowane wskutek działalności człowieka (zabudowa mieszkaniowa, infrastruktura drogowa, zabiegi agrotechniczne i mało wydajne uprawy). Podobnie wygląda ramię południowe, w którym dodatkowo do lat 90-tych funkcjonowało dzikie wysypisko śmieci. Oba ramiona wydmy zostały przecięte przez drogę krajową E25, linię kolejową oraz liczne drogi lokalne prowadzące do posesji, gruntów rolnych i łąk. Analiza osadów Odkrywka, która powstała w czole wydmy wskutek eksploatacji piasku przez miejscową ludność umożliwiła wgląd w budowę wydmy. Pobrano 18 próbek z charakterystycznych miejsc (Fot. 1). Analiza uziarnienia wykonana metodą sitową wykazała, że udział piasku drobnoziarnistego w pięciu próbkach przekraczał 50%, w dwunastu próbkach stanowił ponad 40%, a jedynie dla próbki 12 wyniósł 36%. Udział piasku średnioziarnistego dla jedenastu próbek wynosił ponad 30%, w siedmiu próbkach przekraczał 40%, a dla próbek 13 i 14 osiągnął odpowiednio 51% i 50%. Suma obu frakcji w większości próbek przekraczała 80%. Z uzyskanych danych wynika, że w górnej części odkrywki (próbki 1-8) materiał budujący wydmę był bardziej zróżnicowany niż w części środkowej (próbki 9-12), dla której zróżnicowanie średnicy ziaren piasku było niewielkie. W części środkowej piasek był akumulowany przy stosunkowo stałej prędkości wiatru. Duże zróżnicowanie średnic w dolnej części wydmy (próbki 13-18) świadczy o zróżnicowaniu prędkości wiatru w początkowym etapie powstawania wydmy. 175

177 Fot. 1 Miejsca poboru próbek Obecność ziaren o większej średnicy w próbce 7 pobranej z głębokości około 2,1 m również świadczy o większych prędkościach wiatru w tym etapie formowania wydmy. Z wcześniejszych badań (Rotnicki 1970, Wojtanowicz 1971) wynika, że średnie prędkości wiatrów wydmotwórczych w młodszym dryasie wynosiły 3,0-6,0 m s -1, natomiast porywy wiatru osiągały 6,0-9,0 m s -1. Można zatem przypuszczać, że podczas akumulacji piasku, z którego pobrano próbkę 7 prędkości wiatru były większe i miały większą zdolność transportową. Ziarna kwarcu przeważające w utworach wydmowych są w podobnym stopniu odporne na wietrzenie mechaniczne i chemiczne. Dzięki temu stanowią one cenne źródło informacji o środowisku, w którym kształtowała się ich powierzchnia oraz o czasie trwania tego procesu. Szczegółowa analiza charakteru powierzchni ziaren kwarcowych frakcji piaszczystej, połączona z analizą stopnia obtoczenia ich powierzchni według Krumbeina (1941) pozwoliła Cailleux (1942) wyróżnić trzy typy ziaren: nieobrobione, obtoczone błyszczące oraz okrągłe matowe. Później klasyfikację tą uzupełniła Balińska-Wuttke (1963) oraz Goździk (1982), Klatkowa (1963) i Nalewajko (1982). Kolejne badania prowadzono z wykorzystaniem mikroskopu elektronowego. Umożliwiły one wyróżnienie siedmiu typów ziaren kwarcowych, tj.: świeżych, błyszczących, okrągłych matowych, pośrednich błyszczących, pośrednich matowych, pękniętych oraz innych (Mycielska-Dowgiałło, Woronko 1998). Jednym z najlepiej zbadanych i udokumentowanych środowisk sedymentacyjnych jest środowisko eoliczne. Zgodnie z klasyfikacją Mycielskiej-Dowgiałło i Woronko (1998) reprezentują je ziarna matowe RM i pośrednie matowe EM/RM. Przewaga w osadzie ziaren RM świadczy o relatywnie długim działaniu procesów eolicznych, które modyfikują pierwotną powierzchnię ziaren kwarcowych. Gdy działanie procesów eolicznych jest krótkie, 176

178 wówczas w osadzie dominują ziarna EM/RM, które posiadają niewielki retusz eoliczny, zauważalny tylko na najbardziej wypukłych fragmentach ziarna (Woronko 2001). W jedenastu spośród osiemnastu próbek, badany materiał jest średnio wysortowany i charakteryzuje się ujemną skośnością. W tych próbkach ujemna skośność świadczy o występowaniu piasku gruboziarnistego. W dwunastu próbkach rozkład uziarnienia jest mezokurtyczny. Im większa kurtoza graficzna, tym bardziej jednorodne warunki dynamiki środowiska sedymentacyjnego panowały podczas powstawania wydmy. Z rozkładu krzywych kumulacyjnych uziarnienia wynika, że ponad 80% materiału było transportowane i podlegało obróbce w procesie saltacji, natomiast po około 5-10% w trakcie wleczenia i w zawieszeniu. Spośród zebranych próbek wydzielono ziarna o średnicy 1-0,8 mm, które poddano analizie mikroskopowej. W trakcie tej analizy określono stopień obtoczenia, kształt oraz charakter powierzchni ziarn kwarcowych. Zestawienia tabelaryczne wykazały, że niemal we wszystkich próbkach przeważają ziarna kwarcowe o pośrednim stopniu obtoczenia powierzchni (EM/RM), które stanowią około 50%. Jedynie w próbce 7 dominowały nad nimi ziarna matowe okrągłe. W próbkach 6, oraz 16 i 17 ziarna matowe okrągłe stanowią około 20-30%. Najwięcej ziaren błyszczących zaokrąglonych (35%) zaobserwowano w próbce 2, w pozostałych próbkach udział tych ziaren nie przekraczał 20%. Ziarna pośrednie błyszczące najliczniej występowały w próbkach 4, 6 oraz 14, ich udział procentowy wynosił odpowiednio: 20, 20 i 23%. Znikomym udziałem charakteryzowały się ziarna pęknięte (maksymalnie 5%), natomiast ziarna świeże, bez obróbki praktycznie nie występowały. We wszystkich próbkach obserwowano przewagę ziaren matowych nad błyszczącymi, z czego wynika, że eoliczny transport ziaren nie trwał zbyt długo lub odbywał się na krótkiej drodze. Należy mieć jednak na uwadze tezę Kozarskiego (1962) i Stankowskiego (1963) mówiącą, że dla nabycia cech nowego środowiska sedymentacyjnego wystarczy krótki transport. W większej części profilu tj. od stropu do głębokości 4,40 m dobrze widoczne są liczne przewarstwienia żelaziste różnej miąższości, a na poziomie 4,10 m występują konkrecje wapienne Na podstawie wykonanych badań i analiz zebranych próbek można stwierdzić, że materiał budujący omawianą wydmę w Tarkowie Dolnym pochodził głównie ze znajdujących się w bliskim sąsiedztwie piasków i żwirów rzecznych dna biegnącej tu paleodoliny oraz piasków fluwioglacjalnych pochodzących z ostatniego zlodowacenia. Przekształcenia spowodowane działalnością antropogeniczną Przekształcenia z czasów neolitu Ekspansja roślinności drzewiastej, głównie lasów sosnowych w holocenie spowodowała zahamowanie działalności wydmotwórczej. Na piaszczystym podłożu wytworzyły się gleby bielicowe. Począwszy od neolitu, człowiek dla uzyskania ziemi pod uprawę oraz opału, karczował lub palił lasy. Narastające w dolinach osady akumulacji holoceńskiej, powodowały znaczne podwyższenie poziomu wód gruntowych, przez co piaski zostały unieruchomione. Tylko miejscami dochodziło do ich rozwiewania. Była to tzw. poatlantycka faza rozwiewania wydm, która trwa do dziś (A. Kęsik, J. Wojtanowicz 1968). W przypadku analizowanej wydmy przekształcenia spowodowane działalnością człowieka mają niewątpliwie negatywny wpływ na jej kształt i budowę i sięgają już czasów neolitu, kiedy to znajdowały się tu aglomeracje trzech osiedli kultury pucharów lejkowatych datowane na 2600 lat p.n.e. W skład aglomeracji wchodzi budownictwo mieszkalne, warsztaty obróbki 177

179 kamienia oraz ceramika z ornamentyką zoomorficzną. Ówcześni ludzie zaznaczyli tu swoją obecność pozostawiając w piaskach budujących wydmę liczne szczątki ceramiki, kościany, krzemienie oraz materiał kostny (Fot. 1 i 2). Różne stopnie obróbki naczyń tj. ich kształt, materiał i domieszki, z których zostały wykonane, grubość ścianek, typ dna i brzegów oraz wątki zdobnicze świadczą, o co najmniej dwukrotnej (być może trzykrotnej) obecności w tym miejscu powyższych plemion. W trakcie wykonywania odkrywki natrafiono na dwie jamy. Jedna z nich służyła jako jama siedliskowa o czym świadczą znalezione wewnątrz bardzo mocno przepalone piaskowce, które zapewne otaczały palenisko. Druga jama była najprawdopodobniej jamą odpadkową. Omawiana wydma wchodzi w skład tzw. strefy kujawskiej ekumeny refugialnej oraz tarkowskiego mikroregionu osadniczego, o którym pierwsze wzmianki i informacje na temat znalezisk pochodzą z końca XIX wieku (J. Kostrzewski 1920, por. D. Prinke 1987). Ponadto na terenie gminy odkryto liczne świadectwa wczesnego osadnictwa z okresów schyłkowego paleolitu i neolitu, w postaci kamiennych toporków, harpunów, kościanów, liściaków, kamiennego lemiesza oraz śladów obozowiska myśliwskiego (D. Prinke 1987). Najistotniejszy wpływ na wydmę miały przekształcenia towarzyszące budowie pierwszych domów oraz dróg w Tarkowie Dolnym, tj. na początku XIX wieku. Degradacja wydmy następowała podczas wybierania piasku służącego do budowy dróg łączących sąsiednie wsie oraz jako materiał budowlany. Teren wydmy służył także, jako miejsce pochówku, o czym świadczy znajdujący się w najwyższym punkcie północnego ramienia, nieczynny cmentarz ewangelicki, gdzie zachowało się klika nagrobków oraz tablice z inskrypcją. Fot. 2. Fragmenty ceramiki znalezione tuż pod stropem wydmy 178

180 Fot. 3. Fragmenty ceramiki oraz krzemienie i materiał kostny Współczesne przekształcenia wydmy Formy, których geneza związana jest z obecnością lądolodu, bądź wodami fluwioglacjalnymi, jak również formy eoliczne są obecnie nadmiernie eksploatowane przez miejscową ludność. Prowadzi to nierzadko do częściowego lub całkowitego zatracenia pierwotnych kształtów, co znacznie utrudnia ich odtworzenie. W ostatnich latach zjawisko to nasila się, a ponadto odbywa się ono w sposób nieprzemyślany. Dynamiczna urbanizacja tego obszaru przyniosła zwiększone zapotrzebowanie na piasek do celów budowlanych. Mieszkańcy by obniżyć koszty budowy wybierają piasek z wydmy, co prowadzi do zatarcia jej pierwotnego kształtu i wyglądu Eksploatacja piasku i zaburzenie budowy wydmy utrudnia jej interpretację, zaś przemieszanie osadu wyklucza późniejsze badania zgodne z przyjętymi standardami. Wspomniane przekształcenia mają negatywny wpływ na środowisko przyrodnicze także ze względu na fakt, że zagłębienia poeksploatacyjne wypełniane są śmieciami niejednokrotnie toksycznymi, jak np. płyty azbestowe, opakowania po chemikaliach i produktach ropopochodnych. Do obecnej reaktywacji piasków wydmowych przyczynił się, prócz działalności antropogenicznej, obniżony w ostatnich latach poziom wód gruntowych, który w połączeniu z tegorocznymi długimi okresami bez opadów wpłynął na zanik roślinności trawiastej, która dawniej porastała stok wydmy. Z kolei częste ulewne deszcze w lipcu 2012 r. spowodowały spływy materiału piaszczystego ze stoków. Jest to szczególnie dobrze widoczne na biegnącej wzdłuż południowego ramienia nieutwardzonej lokalnej drodze. Z akumulowanego na niej piasku w wyniku działalności wiatru powstają małe ripplemarki, które w krótkim czasie niszczone są przez przejeżdżające pojazdy. W czasie porywów wiatru o prędkości około 10 m/s odbywa się poprzez unoszenie lokalny transport materiału na sąsiadujące kilkaset metrów dalej pola. Podsumowanie Na podstawie dostępnej literatury, jak również map topograficznych, przyjęto, że główną fazą wydmotwórczą na tym obszarze, podobnie, jak na obszarach przyległych był młodszy dryas. 179

181 Wyniki badań laboratoryjnych wykazały, że osad, z którego zbudowana jest wydma, charakteryzuje się przewagą piasków drobno i średnioziarnistych. Ziarna kwarcu transportowane były przede wszystkim w procesie saltacji. Badania wykazały, że droga transportu ziaren była krótka, ponieważ ziarna mają jedynie retusz eoliczny. Materiał był transportowany przez wiatr wiejący z sektora zachodniego. Zestawienie archiwalnych i współczesnych map topograficznych pozwoliło stwierdzić, że pierwotny kształt wydmy został zachowany. Najsilniej przekształcone zostało czoło wydmy, końcowe fragmenty obu ramion i środkowa część ramienia południowego. Odnalezione różnowiekowe fragmenty ceramiki, o różnym stopniu obróbki i poziomie zdobnictwa, pochodzące z czasów neolitu dowiodły, że pierwszymi ludźmi, którzy zaznaczyli tu swą obecność i zaburzyli naturalne procesy eoliczne były plemiona kultury pucharów lejkowatych. Obecna działalność antropogeniczna ma negatywny wpływ na wydmę, co spowodowane jest chaotyczną, niezaplanowaną eksploatacją piasku. Towarzyszą jej najczęściej nielegalne zrzuty śmieci i substancji toksycznych w miejscach poeksploatacyjnych. Literatura Balińska-Wuttke K., 1963, Badania morfometryczne ziarn piasków plejstoceńskich w dorzeczu Rawki. Biul. Geol. UW, 3. Bednarek R., 1998: Gleby zwydmionych teras Kotliny Toruńskiej, [w:] U. Pokojska (red.) Przewodnik do części terenowej warsztatów naukowych: Geneza i systematyka gleb obszaru młodogalcjalnego z uwzględnieniem zagadnień paleopedologicznych, Toruń, 1-4 września 1998, Wydawnictwo UMK, Toruń, s. D-7-D-14. Cailleux A., 1942, Les actions Joliennes piriglaciaires en Europe, Mm. Soc. G. Jol. de France, 41. Churska Z., 1969: Fazy rozwoju wydm w Czernikowie-Witowężu, [w:] R. Galon (red.) procesy i formy wydmowe w Polsce, Prace geograficzne, IG PAN, 75, s Galon R., 1953: Morfologia doliny i sandru Brdy, Stud. Soc. Sci. Toruń. C.1,6, s Goździk J., 1995, Wybrane metody analizy kształtu ziarn piasku dla celów paleogeograficznych i stratygraficznych, [W:] Mycielska-Dowgiałło E. i Rutkowski J. (eds.), Metody badań osadów czwartorzędowych. Wybrane metody i interpretacja wyników, Warszawa. Jankowski M., 2000: Chronologia procesów wydmotwórczych w Kotlinie Toruńskiej w świetle badań paleopedologicznych, Przegl. Geogr., Instytut Geografii, Uniwersytet Mikołaja Kopernika, Toruń 2007, 79, 2, s Kęsik A., Wojtanowicz J. 1968: Analiza form wydmowych i precesów deflacyjnych z wykorzystaniem zdjęć lotniczych, [w:] 9. Zeszyt 6, Lublin Kęsik A., Wojtanowicz J., 1968: Analiza form wydmowych i procesów deflacyjnych z wykorzystaniem zdjęć lotniczych, [w:] Fotointerpretacja w geografii, Zeszyt 6, Lublin. Klatkowa H., 1982, Utwory ablacyjne w regionie łódzkim. Acta Geographica Lodziensia, 45. Kondracki J., 1981: Geografia fizyczna Polski, Państwowe Wydawnictwo Naukowe, Warszawa. Kozarski S., 1986: Skala czasu a rytm zdarzeń geomorfologicznych vistulianu na Niżu Polskim, Czas. Geogr. 57, s Krumbein W.C., 1941, Measurement and geological significance of shape and roudness of sedimentary particles. J. Sed. Petrol., 11. Mrózek W., 1958: Wydmy Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej, Wydmy śródlądowe Polski, 2,

182 Mycielska-Dowgiałło E., Woronko B., 1998, Analiza obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji piaszczystej i jej wartość interpretacyjna. Przegląd Geologiczny vol. 48, nr 12. Nalewajko J., 1982, Zróżnicowanie litofacjalne warciańskich glin morenowych w regionie łódzkim. Acta Geographica Lodziensia, 44. Niewiarowski W., 1983a: Postglacjalne ruchy skorupy ziemskiej na Pojezierzu Kujawskim w świetle badań geomorfologicznych, Przegl. Geogr. T. LV, z1, s Nowaczyk B., 1986: Wiek wydm, ich cechy granulometryczne i strukturalne a schemat cyrkulacji atmosferycznej w Polsce w późnym vistulianie i holocenie, Geografia 28, Wyd. Nauk. UAM, Poznań. Prinke D., 1987: Osady ludności kultury pucharów lejkowatych na stan 50. w Tarkowie, gm. Nowa Wieś Wielka, woj. Bydgoskie z II i I schyłku III fazy rozwoju na Kujawach, [w:] J. Żak (red.) Folia Praehistorica Posnaniensia, Instytut Prahistorii UAM, Poznań, 1987, t. II, s Sinkiewicz M. 1993: Retrospekcja warunków środowiska geograficznego na niektórych stanowiskach archeologicznych w środkowej części Polski Północnej, [w:] J. Chudziakowi (red.), Badania archeologiczne ośrodka toruńskiego w latach , Instytut Archeologii i Etnologii UMK, Muzeum okręgowe w Toruniu, Toruń, s Woronko B., 2001, Znaczenie analizy obtoczenia i zmatowienia powierzchni ziarn kwarcowych frakcji piaszczystej w interpretacji genetycznej osadów czwartorzędowych. [W:] Mycielska-Dowgiałło E. i Rutkowski J. (eds.), Eolizacja osadów jako wskaźnik stratygraficzny czwartorzędu. Pracownia Sedymentologiczna WGiSR UW, Warszawa. ABSTRACT. In Tarkowo Dolne bottom close to the border of Toruń Valley from morainic plateau inland sand dunes are. So far they weren't more precisely examined or described in literature. The author characterised one of them taking into account the morphology, the geological structure and the influence anthropogenic activity is exerting which on it. The time of coming into existence of the sand dune was determined on younger dryas. Material building the sand dune is mainly well assorted small and average sand about mezokurtic disintegration grain size and indirect degree of coating. The anthropogenic factor here was already in the days of the neolith noticeable. At present his influence is like most negative. Key words: aeolian processes, parabolic dune, neolit 181

183 Grabski M., Podgórski Z., Brykała D., OBIEKTY SPORTOWO-REKREACYJNE JAKO SKŁADNIKI KRAJOBRAZU KULTUROWEGO MIASTA WŁOCŁAWEK NA POCZĄTKU XXI WIEKU, Sports and recreation facilities as components of the Włocławek s cultural landscape at the beginning of the 21 st century. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: OBIEKTY SPORTOWO-REKREACYJNE JAKO SKŁADNIKI KRAJOBRAZU KULTUROWEGO MIASTA WŁOCŁAWEK NA POCZĄTKU XXI WIEKU Sports and recreation facilities as components of the Włocławek s cultural landscape at the beginning of the 21 st century Mariusz GRABSKI 1, Zbigniew PODGÓRSKI 2, Dariusz BRYKAŁA 3 1 Uniwersytet Mikołaja Kopernika, Katedra Gleboznawstwa i Kształtowania Krajobrazu, ul. Lwowska 1, Toruń 2 Uniwersytet Kazimierza Wielkiego, Zakład Geografii Krajobrazu, ul. Mińska 15, Bydgoszcz 3 Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Zakład Zasobów Środowiska i Geozagrożeń, ul. Kopernika 19, Toruń Abstrakt: W toku badań przedstawiono rozwój przestrzeni sportowo-rekreacyjnej we Włocławku od końca XIX wieku do stanu obecnego. Najstarszy obiekt sportowo-rekreacyjny był związany z założonym w 1886 r. Towarzystwem Wioślarskim we Włocławku, natomiast najnowsze duże obiekty sportowo-rekreacyjne to Hala Mistrzów i boiska wielofunkcyjne powstałe na początku XXI wieku. Inwentaryzacja z 2008 r. wskazuje, że z ogólnej liczby 222 obiektów, zdecydowana większość (155) - to obiekty istniejące przy szkołach. Słowa kluczowe: obiekty sportowo-rekreacyjne, geografia krajobrazu, krajobraz kulturowy, Włocławek Abstract: The study presents the development of the sports and recreation facilities in Włocławek since the late 19th century to the present. The oldest sports and recreation facility was associated with founded in 1886 the Rowing Association in Wloclawek, and the latest large sports facilities is the Hala Mistrzów and multi-purpose sports field created at the beginning of the 21st century. Inventory of 2008 indicates that the total number of 222 objects, the vast majority (155) - the objects existing at schools. Key words: sports and recreation facilities, landscape geography, cultural landscape, Włocławek Wprowadzenie Jeszcze w XIX w. podział na pracę i czas wolny był przywilejem tylko ludzi bogatych, obecnie występuje on na wszystkich poziomach zamożności. Wzrost ilości wolnego czasu oraz zamiany społeczne doprowadziły do swoistej fuzji pracy i działalności poza nią. Między innymi takie tendencje sprawiły, iż np. urządzenia sportowe i rekreacyjne stały się przedmiotem badań i analiz także na płaszczyźnie geografii (Clawson, Knetsch 1966). Sport i rekreacja odgrywają we współczesnym świecie znaczącą rolę. Czas wolny jest niezbędny do utrzymania odpowiedniej jakości życia. We wszystkich rozwiniętych krajach znacznie zwiększyła się liczba i rodzaj zajęć wykonywanych w czasie wolnym od pracy. 182

184 Chodzi tu o tę sferę działalności człowieka, w którą angażuje się on z własnej woli, dla własnej satysfakcji, przejawiając większą lub mniejszą aktywność fizyczną po wykonaniu swoich obowiązków rodzinnych, zawodowych i społecznych (Appleton 1975). Termin rekreacja używany jest co najmniej w trzech aspektach. Według I. Kiełbasiewicz- Drozdowskiej (2001), w pierwszym znaczeniu rekreacja pojmowana jest jako zespół działań i zachowań podejmowanych przez jednostkę w czasie wolnym. Obejmuje te czynności, które wykonywane są dla przyjemności bądź pożytku własnego, ale nie są zajęciami obligatoryjnymi. Bez znaczenia jest tutaj rodzaj czy forma wykonywanych czynności, a istotny ich wolnoczasowy charakter. Drugie znaczenie terminu rekreacja utożsamiane jest z wypoczynkiem po pracy. Rekreacja traktowana jest tu jako wypoczynek, czyli proces usuwania zmęczenia spowodowanego pracą zawodową, proces regeneracji sił życiowych. Trzecie, najszersze znaczenie wskazuje na rekreację jako zjawisko społeczno kulturowe o zasięgu światowym, związane z dynamicznym rozwojem cywilizacji, a charakteryzujące się wzrostem ilości czasu wolnego rożnych grup społecznych, a także generalną redukcją czasu pracy w skali makro (Kiełbasiewicz-Drozdowska 2001). Według M. Clawsona i J.L. Knetscha (1966), cechą, która wyróżnia rekreację od sportu, nie jest sama czynność, jaką w danej chwili wykonujemy, ale nastawienie z jakim się ją podejmuje. Ważnym aspektem całego zagadnienia rekreacji jest konieczność zapewnienia miejsca do jej realizacji lub w przypadku niektórych jej form, także specjalistycznej infrastruktury rekreacyjnej. Osoby poddające się rekreacji same organizują sobie przestrzeń rekreacyjną bądź korzystają z gotowych rozwiązań, dostarczonych im przez inne osoby lub organizacje. To czy obiekt pełni funkcję rekreacyjną najlepiej są w stanie określić osoby, które korzystają z tego miejsca. W im większym stopniu dany obiekt będzie w stanie zaspokoić rozmaite potrzeby rekreantów, w tym szerszym zakresie będzie pełnił funkcje rekreacyjne wobec mieszkańców terenu, który obejmuje swoim zasięgiem. Stworzenie sprzyjającego otoczenia dla ogromnej (w przypadku miast) liczby osób jest zadaniem skomplikowanym i trudnym do zrealizowania w jednym miejscu, chociażby ze względu na różnorodność podejmowanej aktywności rekreacyjnej. Struktura organizacyjna i przestrzenna współczesnych terenów i obiektów wypoczynku powinna sprzyjać uprawianiu sportu powszechnego, pomimo braku umiejętności uczestników. Przez to stawałyby się one miejscami rozwoju osobowości i wiary we własne siły. Zmierzenie się z własną słabością, a także z innymi ludźmi i wreszcie z przyrodą (w sportach przestrzennych), jest ideałem rekreacji (Kosiński 1981). Obiekty sportowe sprawują też rolę społeczno-wychowawczą. Służąc wielkim skupiskom młodych ludzi, mogą i powinny wywierać pozytywny wpływ na etycznomoralną postawę społeczeństwa, rozwijać estetyczne upodobania poprzez harmonijny rozwój kultury fizycznej i służących temu celowi urządzeń (Jastrzębski 1993). W celu zaspokojenia potrzeb (mody) tworzone są specjalnie w tym celu zaprojektowane obiekty sportowo-rekreacyjne. Na podstawie Polskiej klasyfikacji obiektów budowlanych (PKOB 2002) oraz zapisów Ustawy Prawo budowlane (1994) przyjęto następującą definicję obiektu sportowo-rekreacyjnego: jest nim budynek, budowla, obiekt małej architektury przeznaczony do użytkowania sportowego, występujący indywidualnie, w zespołach lub w kompleksach. Obiektem sportowo-rekreacyjnym może być także urządzony teren o różnych właściwościach, wykorzystywany w celach prowadzenia aktywności sportowej. Cel i zakres opracowania Celem pracy jest próba zobrazowania przestrzeni sportowo-rekreacyjnej Włocławka poprzez charakterystykę obiektów sportowo-rekreacyjnych w mieście. Jest to zarówno próba charakterystyki ilościowej, jak też przestrzennej i jakościowej, obejmująca nie tylko liczbę 183

185 poszczególnych obiektów, ale także ich powierzchnię, rozkład przestrzenny w mieście i poszczególnych obszarach funkcjonalnych, jak też ich dostępność użytkową. Zakres przestrzenny opracowania zawiera się w granicach administracyjnych miasta Włocławka. Analizy przestrzennej dokonano w oparciu o 9 obszarów funkcjonalnoprzestrzennych. Całkowita powierzchnia tego obszaru wynosi 85 km 2, a liczba mieszkańców wynosi 120 tys. osób. Zakres czasowy opracowania obejmuje okres od momentu powstania pierwszych obiektów sportowo-rekreacyjnych na terenie miasta (koniec XIX wieku) do czasów współczesnych. Zasadniczym elementem analizy jest inwentaryzacja obiektów sportowo-rekreacyjnych przeprowadzona w sierpniu 2008 r. Nie uwzględniono w opracowaniu obiektów powstałych w ramach dofinansowania aktualnie realizowanego budżetu europejskiego (na lata ), gdyż część z obiektów to inwestycje długofalowe i ich zakończenie planowane jest dopiero na koniec 2014 r. Metoda badawcza Pierwszym etapem prac badawczych była kwerenda materiałów kartograficznych, fotograficznych oraz literatury dotyczącej obszaru i przedmiotu badań. W znacznym zakresie wykorzystano niepublikowane materiały archiwalne i planistyczne z Archiwum Państwowego we Włocławku, Urzędu Miasta Włocławka i podległych mu jednostek organizacyjnych. Prace terenowe zostały przeprowadzone na obszarze badań w sierpniu 2008 roku. Polegały one na inwentaryzacji poszczególnych obiektów sportowo-rekreacyjnych oraz ocenie ich stanu technicznego i dostępności dla mieszkańców Włocławka. Podczas badań kameralnych opracowano wyniki inwentaryzacji oraz przeprowadzono analizę dostępności do obiektów sportowo-rekreacyjnych. Struktura funkcjonalno-przestrzenna Włocławka W Studium uwarunkowań (2000) zdefiniowanie zostały jednostki funkcjonalnoprzestrzenne, dzięki którym można opisać strukturę przestrzenną miasta, zróżnicowanie w zagospodarowaniu oraz przeznaczeniu terenów (ryc. 1). W strukturze funkcjonalno-przestrzennej miasta można wyróżnić kilka cech charakterystycznych. Funkcje mieszkalna i usługowa dominują w centralnej oraz południowej części Włocławka. Funkcja przemysłowa z kolei koncentruje się głównie na zachodzie i częściowo na wschodzie miasta. Tereny leśne rozmieszczone są w miarę równomiernie we wszystkich częściach Włocławka. Największe obszary leśne znajdują się na południe od centrum, na południe od terenów przemysłowych we wschodniej części miasta oraz pomiędzy osiedlami: Południe a Michelin. Równoleżnikową osią miasta dzielącą Włocławek na część północną i południową jest przepływająca przez Włocławek rzeka Wisła oraz Zbiornik Włocławski. 184

186 Ryc. 1. Podział Włocławka na obszary funkcjonalno-przestrzenne. Źródło: Studium uwarunkowań 2000; Grabski W przestrzeni miasta widoczne jest wyraźne zróżnicowanie wskaźnika gęstości zaludnienia, co wynika z charakteru funkcjonalnego poszczególnych jego części. Największe zagęszczenie ludności powyżej 10 tys. osób/km 2 powierzchni występuje w Śródmieściu. Osiedla mieszkaniowe Południe, Zazamcze oraz Wschód Mieszkaniowy cechuje wartość mieszcząca się w przedziale 4 7 tys. osób/km 2. Pozostałe obszary mieszkaniowe Włocławka są o wiele mniej licznie zamieszkiwane, należą do nich bowiem tereny o zabudowie w większości jednorodzinnej Michelin 760 osób/km 2 oraz Zawiśle 430 osób/km 2. Najniższa gęstość zaludnienia, ok. 100 osób/km 2 występuje na terenach przemysłowych tj. Zachód i Wschód Przemysłowy. Obszar Wschód Leśny jest całkowicie niezamieszkały. Etapy kształtowania się bazy sportowo-rekreacyjnej we Włocławku Okres do II wojny światowej Pierwsze obiekty spełniające funkcje sportowo-rekreacyjne we Włocławku powstały w oparciu o Włocławskie Towarzystwo Wioślarskie (WTW). Już wiosną 1887 roku na Wiśle przy ulicy Bulwarowej powstała pierwsza przystań wioślarska. Na początku XX w. tor regatowy rozpoczynał się w okolicy fabryki celulozy i papieru. W relacjach z tamtych lat podkreślano, że był on bardzo atrakcyjny, bowiem pozwalał na start w dobrych warunkach równocześnie aż pięciu osad (Jarzembowski 1991). 185

187 Latem 1922 r. oddany został do użytku budynek sali gimnastycznej wybudowanej na potrzeby żydowskiej organizacji sportowej Makabi. Jeszcze po wojnie sala ta służyła sportowcom chemicznego klubu, a później Włocłavii ) (Jarzembowski 1992). W 1924 r. oddany został do użytku ziemny tor kolarski wraz z obiektami towarzyszącymi. Powstał on dla włocławskiego Towarzystwa Kolarzy, na miejscu współczesnego stadionu Włocłavii. Przy jego budowie aktywnie uczestniczyli żołnierze z jednostki stacjonującej we Włocławku. Był to jeden z pierwszych w kraju tego typu obiektów. W 1926 r. na placu przy ulicy Piwnej, wydzierżawionym przez WTW od miasta, założono ogródek i kort tenisowy, zbudowano garaż na łodzie oraz szatnie. Urządzono wtedy jedyny tego rodzaju nad Wisłą obiekt, posiadający nowoczesne urządzenia sportowe, bibliotekę oraz salę do zabaw towarzyskich (Jarzembowski 1991). Z inicjatywy Komitetu Przysposobienia Wojskowego i Wychowania Fizycznego wybudowany został w latach nowoczesny miejski stadion sportowy. Mieścił się on między ulicami Okrężną, Leśną, Sportową i Chopina, leżącymi wówczas na obrzeżach miasta. Zarówno boisko piłkarskie, jak i bieżnia lekkoatletyczna o obwodzie 480 metrów, należały do najdłuższych w Polsce. Dodatkowo ustawiono drewnianą trybunę i budynek mieszczący magazynki na sprzęt sportowy, szatnie oraz kasę. Również w okresie międzywojennym rozbudowało swoje zaplecze sportowo-rekreacyjne Towarzystwo Gimnastyczne Sokół. W 1929 roku miasto przekazało na rzecz tej organizacji gmach po byłej elektrowni miejskiej przy ulicy Łaziennej (służy on obecnie Klubowi Sportowemu Start ) (Jarzembowski 1992). W czerwcu 1931 r. otwarto do użytku pierwszy basen pływacki. Znajdował się on daleko od centrum, przy prawym brzegu Wisły. Była to konstrukcja wykonana z pływających beczek, które podtrzymywały siatkę stanowiącą dno. Siatka przykryta była deskami. W pobliżu zlokalizowano szatnie i bufet. Oprócz większego basenu, na którym odbywały się zawody pływackie, istniał w sąsiedztwie mniejszy, wykorzystywany do nauki pływania. Okres Polski Ludowej ( ) W czasie II wojny światowej baza sportowa Włocławka została niemal doszczętnie zdewastowana. Prócz gmachu Towarzystwa Wioślarskiego, sali byłej Makabii oraz częściowo stadionu miejskiego żaden z obiektów nie nadawał się do bezpośredniego wykorzystania (Jastrzębski 1993). Tymczasem w pierwszych latach po wojnie istniało aż 9 klubów prowadzących sekcję piłki nożnej oraz Towarzystwo Kolarzy i Motocyklistow. Potrzeba stworzenia nowego wielofunkcyjnego obiektu sportowego stała się priorytetem współczesnych władz miasta. W latach powstał pierwszy większy obiekt sportowy w byłym województwie bydgoskim stadion z boiskiem do piłki nożnej, bieżnią lekkoatletyczną, betonowym torem kolarskim oraz krytą trybuną dla widzów (Bardziński 1975; Jarzembowski 1992). W połowie lat 50. XX w. podjęto inicjatywę modernizacji drugiego stadionu miejskiego, wybudowanego w okresie międzywojennym, funkcjonującego pod nazwą stadionu Kujawiaka. Wykonano: ogrodzenie z żużlo-betonu o długości 1200 m, szatnie na 200 miejsc, bieżnię i inne obiekty lekkoatletyczne, zdrenowano płytę boiska piłkarskiego oraz zbudowano zaplecze gospodarcze z dwoma mieszkaniami (Jarzembowski 1992). Na usypanych walach urządzono trybuny okalające stadion i mogące pomieścić nawet do 15 tys. widzów. Obiekt został przekazany sportowcom w sierpniu 1957 r. Równolegle ze stadionem miejskim Kujawiaka, w latach , wybudowano kąpielisko miejskie na Słodowie. Kąpielisko składało się z dwóch basenów z trampoliną i zjeżdżalnią, brodzika dla dzieci oraz zaplecza. Oprócz tego, niewielkim modernizacjom poddano salę sportową przy ulicy Żytniej, która nadal była głównym zadaszonym obiektem sportowym we 186

188 Włocławku. Odbywały się w niej zawody halowe, między innymi ogólnopolskie igrzyska pracowników przemysłu chemicznego (1959), mecze siatkówki oraz koszykówki. Kolejnym przedsięwzięciem o istotnym znaczeniu dla rozwoju sportu we Włocławku było podjęcie inicjatywy budowy hali sportowej. Inwestycja znalazła się w planie miejskim w 1961 r. Ostatecznie hala widowiskowo-sportowa została przekazana do użytku w maju 1966 r. Posiadała widownię mogącą pomieścić, w zależności od imprezy, od 1000 do 1500 widzów. Były także w tym okresie działania uszczuplające liczbę boisk i placów gry. Wystarczy wspomnieć o zmianie przeznaczenia placu przy Liceum Ziemi Kujawskiej (LZK), gdzie przez kilkadziesiąt lat, aż do wczesnych lat sześćdziesiątych, istniało pełnowymiarowe boisko piłkarskie wraz z kompleksem urządzeń lekkoatletycznych. Zbudowano na nim szkołę podstawową bez boiska, zajmując pod budynek boisko LZK. Nie ma śladu po włocławskim torze saneczkowym na Zawiślu. Nabiera zresztą swoistej wymowy fakt, że budynki kąpieliska miejskiego w Słodowie zamieniono na izbę wytrzeźwień (Jarzembowski 2001). W latach 70. XX w., z pieniędzy na tzw. inwestycje towarzyszące budowie Zakładów Azotowych, zbudowano krytą pływalnię Delfin. W 1973 r. rozpoczęła się realizacja obiektu w Zarzeczewie, zlokalizowanego na prawym brzegu Zbiornika Włocławskiego. Przystań, nazwaną Ośrodkiem Sportów Wodnych, formalnie oddano do eksploatacji w listopadzie 1975 r. O zagospodarowaniu jednakże nie mogło być mowy, ze względu na usterki i poziom wykonanych prac. Ośrodek w Zarzeczewie zaczął oficjalnie funkcjonować w czerwcu 1976 r. (Oleradzki 1996). W tym samym okresie urządzono w czynie społecznym kameralny stadion na osiedlu Zazamcze tzw. Przylesie. Jednakże na teren wybrano obszar, na którym wcześniej znajdowały się mokradła, toteż płyta wymagała wielu zabiegów, zanim stała się przydatna dla sportowców. W latach istnienia województwa włocławskiego ( ) nie udało się osiągnąć znaczącego postępu. Przy budowanych szkołach powstało co prawda kilka w miarę nowoczesnych sal gimnastycznych, a moda na tenis zaowocowała wybudowaniem kilkunastu kortów. To wszystko było jednak daleko niewystarczające, jak na potrzeby 120 tys. miasta. Okres gdy Włocławek stał się miastem wojewódzkim zaznaczył się zburzeniem pożydowskiej sali Makabi przy ul. Królewieckiej. Jedynym trafnym w tym czasie posunięciem, gdy chodzi o obiekty sportowe, było podjęcie rewitalizacji obiektu Włocławskiego Towarzystwa Wioślarskiego przy ujściu Zgłowiączki do Wisły. Ponadto powstała sala sportów walki w Ośrodku Sportu i Rekreacji (OSiR). 187

189 Fot. 1. Hala Mistrzów wybudowana w 2001 r. Źródło: M. Grabski Okres III Rzeczpospolitej ( ) Osiągnięcia włocławskiego zespołu koszykarzy, będące bardzo ważnym elementem promocji Włocławka w kraju i za granicą, stały się katalizatorem rozbudowy bazy materialnej służącej uprawianiu sportów halowych. Wiosną 1999 r. uzgodniono plan budowy w mieście nowej hali sportowej. W 2001 r. Włocławek wzbogacił się o jedną z najnowocześniejszych w tamtym czasie hal sportowych w kraju (fot. 1). Obiekt tej klasy umożliwił udział drużyny koszykarzy oraz innych dyscyplin sportu, w organizowanych we Włocławku imprezach najwyższej rangi. Jedną z najmłodszych a jednocześnie istotną inwestycją w dziedzinie obiektów sportoworekreacyjnych we Włocławku była budowa boisk treningowych ze sztuczną nawierzchnią. W latach oddano do użytku dwa boiska, na których odbywają się treningi i mecze piłkarskie. Równocześnie zaczęły we Włocławku powstawać nieliczne wielofunkcyjne boiska przyszkolne. Takie obiekty powstały m. in. przy Szkole Podstawowej Nr 10 i Szkole Podstawowej Nr 12. Na początku XXI wieku zaczęły też powstawać ścieżki rowerowe z prawdziwego zdarzenia. Stan bazy sportowo-rekreacyjnej w 2008 roku Spośród wszystkich obiektów sportowo-rekreacyjnych powstałych we Włocławku do 2008 roku, najwięcej jest powstałych w latach Łącznie jest ich 53, co stanowi 24% ogólnej liczby (ryc. 2). Stanowią je obiekty o zróżnicowanej charakterystyce. Są to ścieżki rowerowe, siłownie, boiska wielofunkcyjne, sale i salki gimnastyczne oraz Hala Mistrzów i dwa boiska treningowe w kompleksie OSiR. Do dziś funkcjonuje pięć obiektów wybudowanych przed 1925 r., zlokalizowanych przy III LO im. Marii Konopnickiej. W przestrzeni miasta nie zinwentaryzowano obiektów sportowo rekreacyjnych powstałych w latach (ryc. 2). Łącznie w latach powstało 111 obiektów sportowo- 188

190 rekreacyjnych, spełniających istotne znaczenie współcześnie. Warto zauważyć, że w latach powstało 20 obiektów, czyli podobna liczba co przez całe dziesięciolecie (ryc. 2). Ryc. 2. Liczba istniejących w 2008 roku obiektów sportowo rekreacyjnych we Włocławku wg daty powstania. Źródło: Grabski Na terenie Włocławka zostały zinwentaryzowane w sierpniu 2008 roku 222 obiekty sportowo-rekreacyjne, o łącznej powierzchni m 2 (niespełna 36 ha). Pod względem zajmowanej powierzchni największy obszar zajmują one na terenie Wschodu Mieszkaniowego - 10,5 ha. Znajduje się tam łącznie 45 obiektów, w tym wielkopowierzchniowe tj. kompleks OSiR ze stadionem sportowym, boiskami do piłki nożnej, kortami tenisowymi oraz basenem i sezonowym lodowiskiem (ryc. 3). 189

191 Ryc. 3. Powierzchnia i liczba obiektów sportowo-rekreacyjnych na tle liczby mieszkańców Źródło: Grabski Z punktu widzenia liczby obiektów sportowo-rekreacyjnych najlepiej reprezentowane jest Śródmieście (tab. 1). Jest tam 59 obiektów, z czego aż 51 to rożnego typu obiekty szkolne tj. sale i salki gimnastyczne, urządzenia lekkoatletyczne, boiska piłkarskie oraz pozostałe boiska (ryc. 3). Najsłabiej wyposażony w obiekty sportowo-rekreacyjne, zarówno pod względem powierzchni jak i liczby, jest obszar Zachodu Przemysłowego. Znajdują się tam zaledwie 2 obiekty, o łącznej powierzchni 0,6 ha. Pod względem typu obiektu najliczniejszą grupę we Włocławku stanowią pozostałe boiska 60 oraz sale gimnastyczne i ścieżki rowerowe po 27. Najmniej liczne są kryte pływalnie i przystanie wodne - po 2 oraz stadiony i hale sportowe - po 3. Pod względem powierzchni najwięcej przestrzeni zajmują stadiony sportowe m 2 i boiska piłkarskie m 2, zaś najmniej kryte pływalnie m 2. Z punktu widzenia własności zdecydowanie najliczniejszą grupę stanowią obiekty szkolne (tab. 1). Na terenie Włocławka jest ich aż 155 i są to głownie: sale gimnastyczne (27), salki gimnastyczne (22) oraz urządzenia lekkoatletyczne (20). Spośród obiektów stanowiących własność prywatną, których we Włocławku jest zaledwie 6, dominują przede wszystkim siłownie. Oprócz obiektów szkolnych istotną grupę stanowi pozostała infrastruktura sportowo-rekreacyjna zarządzana przez gminę miejską Włocławek (47). Znaczny jej udział, 190

192 zarówno pod względem liczby jak i powierzchni, mają obiekty wchodzące w skład Ośrodka Sportu i Rekreacji we Włocławku. Tabela 1. Obiekty sportowo-rekreacyjne we Włocławku pod względem własności w podziale na obszary funkcjonalne. Obszar funkcjonalnoprzestrzenny Miasto Włocławek szkolne pozostałe Prywatne Inne Ogółem Michelin Południe Śródmieście Wschód Leśny Wschód Mieszkaniowy Wschód Przemysłowy Zachód Przemysłowy Zawiśle Zazamcze Włocławek Źródło: Grabski Sztandarowym obiektem Ośrodka Sportu i Rekreacji we Włocławku jest Hala Mistrzów. Jej budowę zakończono w 2001 r. Jest budynkiem posiadającym 3500 miejsc siedzących. Obiekt spełnia wymogi stawiane przez światowe i europejskie federacje sportowe. Dokonując oceny wpływu obiektów sportowo-rekreacyjnych na krajobraz miasta wzięto pod uwagę ich stan wizualny oraz techniczny. We Włocławku zlokalizowano 127 obiektów o pozytywnym ( dobrym lub bardzo dobrym ) wpływie na krajobraz (tab. 2). Spośród wszystkich 222 obiektów najwięcej jest o złym stanie technicznym i jednocześnie negatywnym wpływie na krajobraz - 95 obiektów. Pod tym względem dominują obszary Śródmieścia (36) oraz Południa (24). Spośród 72 obiektów określonych jako dobre aż 26 z nich znajduje się na Zazamczu. Jedynym obszarem funkcjonalnym we Włocławku, na którym stwierdzono przewagę obiektów określonych jako bardzo dobre nad złymi i dobrymi jest Wschód Mieszkaniowy. Głównym powodem takiej sytuacji jest zapewne działalność na tym terenie Ośrodka Sportu i Rekreacji, dbającego o stan techniczny obiektów należących do jego kompleksu. 191

193 Tabela 2. Stan techniczny obiektów sportowo-rekreacyjnych we Włocławku w podziale na obszary funkcjonalne. Wpływ na krajobraz Negatywny Pozytywny Stan techniczny Ogółem zły dobry bardzo dobry Obszar funkc.-przestrz. Michelin Południe Śródmieście Wschód Leśny Wschód Mieszkaniowy Wschód Przemysłowy Zachód Przemysłowy Zawiśle Zazamcze Włocławek Źródło: Grabski Fot. 2. Pozostałości po kąpielisku miejskim na Słodowie jako przykład krajobrazu zdewastowanego. Źródło: M. Grabski Przykładem krajobrazu zdewastowanego, jest współczesny stan kąpieliska miejskiego na Słodowie. Na przestrzeni lat doszło tu do ewolucji od krajobrazu naturalnego (dolina 192

194 Zgłowiączki) przez kulturowy do krajobrazu zdewastowanego. Krajobraz zdewastowany należy rozumieć jako powstały w wyniku procesów i zjawisk zachodzących w megasystemie środowiska geograficznego pod determinującym wpływem systemu środowiska antropogenicznego, w wyniku których zaburzone zostało funkcjonowanie systemu środowiska przyrodniczego, a tym samym ograniczony został lub uniemożliwiony wpływ zjawisk przyrodniczych na kształtowanie się krajobrazu (Degórski 2005). Dostępność obiektów sportowo-rekreacyjnych dla mieszkańców Jednym z czynników decydującym o poziomie aktywności sportowej ludności, popularności oraz powszechności niektórych form tej aktywności, jest dostępność obiektów i urządzeń infrastruktury sportowej. Może być ona rozumiana ze względu na liczebność jej elementów, a także formę jej udostępniania. Najbardziej pożądana ze społecznego punktu widzenia jest infrastruktura licznie występująca i dostępna nieodpłatnie, która w dużej mierze wpływa na upowszechnianie kultury fizycznej wśród ludności. Stopień dostępności obiektów, rozumianych jako dostępne bez wnoszenia opłaty wstępu, jest zróżnicowany (tab. 3). Najwięcej z nich występuje na Śródmieściu (35), Południu (33) i Zazamczu (31). W zasadzie w pełni dostępne dla dzieci i młodzieży są przyszkolne boiska. Podobnie dostępne są osiedlowe, często wielofunkcyjne boiska do gier, administrowane przez np. spółdzielczość mieszkaniową czy jednostki organizacyjne lokalnego samorządu. Również na tych trzech obszarach funkcjonalnych (Śródmieście, Południe, Zazamcze) jest najwięcej obiektów dostępnych za odpłatnością. Są nimi np. obiekty i urządzenia będące elementami infrastruktury szkolnej. Dostępność młodzieży do obiektów przyszkolnych, takich jak sale czy salki gimnastyczne, jest najczęściej ograniczona do zajęć z zakresu wychowania fizycznego. Ich pozalekcyjne wykorzystanie jest często ograniczone, ale przy spełnieniu określonych wymagań dotyczących bezpieczeństwa - możliwe. We Włocławku większość sal gimnastycznych udostępniana jest mieszkańcom za odpłatnością. Najwięcej obiektów, określonych jako niedostępne, jest na Śródmieściu (12) oraz Zazamczu (9). Wśród nich występują nieliczne obiekty, które są w pełni swych funkcji użytkowych dostępne wyłącznie specjalnym użytkownikom (np. przystanie wodne). Zdecydowanie najliczniejszą grupę obiektów niedostępnych stanowią salki gimnastyczne wykorzystywane jedynie podczas zajęć wychowania fizycznego. Tabela 3. Dostępność obiektów sportowo-rekreacyjnych we Włocławku w 2008 roku. Obszar Rodzaj dostępności funkcjonalnoprzestrzenny (nieodpłatne) Dostępne Dostępne za Niedostępne Ogółem odpłatnością Michelin Południe Śródmieście Wschód Leśny Wschód Mieszkaniowy Wschód Przemysłowy Zachód Przemysłowy

195 Zawiśle Zazamcze Włocławek Źródło: Grabski W pewien sposób dostępność obiektów sportowo-rekreacyjnych może obrazować ich odległość od użytkowników. Do tego celu zastosowano metodę izarytmiczną (ryc. 4). Przy konstrukcji mapy, wzięte pod uwagę zostały wszystkie zinwentaryzowane obiekty, bez względu na charakter ich własności czy rodzaju dostępności (nieodpłatne, za odpłatnością). We Włocławku najgęściej izodystantami o średnicy 0,5 km pokryte jest centrum miasta. Są to tereny obszarów funkcjonalnych: Śródmieście, Południe, Zazamcze oraz Wschód Mieszkaniowy, gdzie zasięg oddziaływania jednego obiektu bardzo często pokrywa się z innym. Nie występują wówczas izodystany większe niż 1,0 km średnicy. Dobrze widoczne są także izodystanty rozchodzące się promieniście od centrum miasta. Układają się one wzdłuż liniowych obiektów sportowo-rekreacyjnych, jakimi są ścieżki rowerowe. Izodystanty powyżej 3,0 km licznie występują na obrzeżach miasta oraz na obszarach przemysłowych, czyli tam gdzie baza sportowo-rekreacyjna jest najuboższa. 194

196 Ryc. 4. Izodystanty od obiektów sportowo-rekreacyjnych we Włocławku. Źródło: Grabski Z analizy krzywej Lorenza (ryc. 5), przedstawiającej stopień koncentracji obiektów sportoworekreacyjnych na tle powierzchni obszarów funkcjonalnych we Włocławku, w których była przeprowadzana inwentaryzacja, wynika ich nierównomierny rozkład w przestrzeni. Wskaźnik koncentracji wynosi 0,715. Nieco ponad 90% całkowitej liczby obiektów sportowo-rekreacyjnych kumuluje się we Włocławku na około 25% skumulowanej powierzchni obszarów funkcjonalnych. Jest to m. in. wynikiem tego, iż zajmujące dużą powierzchnię obszary przemysłowe (Wschód i Zachód Przemysłowy) oraz leśne (Wschód Leśny, częściowo Michelin oraz Zawiśle) są słabo zaludnione i ubogie w obiekty sportoworekreacyjne. Ryc. 5. Krzywa Lorenza - skumulowany odsetek liczby obiektów sportowo-rekreacyjnych na tle skumulowanego odsetka powierzchni obszarów funkcjonalnych we Włocławku. Źródło: Grabski Wnioski Przez blisko 120 lat zorganizowanego sportu we Włocławku zmieniała się liczba oraz stan techniczny obiektów sportowo-rekreacyjnych. Permanentny brak odpowiedniej bazy treningowej miał swoje odzwierciedlenie w zaniku poszczególnych dyscyplin sportowych lub formy rekreacji na terenie miasta (w przypadku Włocławka np. jeździectwo, hokej na lodzie). Jest to dowodem tego, iż zarówno szeroko pojęty sport stymuluje rozwój obiektów sportoworekreacyjnych, jak i ich istnienie sprzyja popularyzacji danej dyscypliny. Włocławek posiadał w 2008 roku dość liczną bazę szkolnych obiektów sportoworekreacyjnych (155). Zasadniczym problemem była jednak kwestia ich utrzymania i modernizacja. Pozytywną rolę w kształtowaniu bazy sportowo-rekreacyjnej odgrywa we Włocławku Ośrodek Sportu i Rekreacji. W jego kompleksie znajduje się znaczna część najlepiej utrzymanych obiektów oraz duże możliwości dalszej jego rozbudowy. 195

197 Dodatkowym atutem przestrzenno-funkcjonalnym Włocławka jest duży odsetek powierzchni obszarów leśnych i terenów zielonych w ogólnej powierzchni miasta 27%. Urozmaicony pod względem walorów i zasobów przyrodniczych obszar Włocławka i okolic, przedstawia zróżnicowane predyspozycje dla rozwoju niektórych aktywności sportowych i rekreacyjnych. W okolicach Włocławka znajduje się kilka jezior, z których jezioro Czarne i Wikaryjskie są stosunkowo dobrze zagospodarowane. W perspektywie zarówno Wisła, jeziora jak i lasy stanowić mogą przestrzeń do rozbudowy bazy sportowo-rekreacyjnej, umożliwiającej aktywne spędzanie wolnego czasu. Na przestrzeni wielu lat zachodziły we Włocławku istotne zmiany w liczbie, różnorodności i powierzchni obiektów sportowo-rekreacyjnych. Zmiany te przynosiły zarówno efekt pozytywny (budowa nowych obiektów oraz remonty już istniejących) jak i negatywny (likwidacja obiektów lub zmiana ich funkcji ze sportowo-rekreacyjnej na przemysłową lub usługową). Obiekty oraz urządzenia sportowo-rekreacyjne powinny być ogólnodostępne, atrakcyjne, ułatwiające swobodne korzystanie wszystkim bez różnicy wieku, bez względu na możliwości fizyczne, rodzaj codziennych zajęć, stanowisko społeczne ani wykształcenie. We Włocławku dominują ogólnodostępne obiekty sportowo-rekreacyjne 142. Najwięcej z nich występuje na Śródmieściu (35), Południu (33) i Zazamczu (31). Baza obiektów sportowo-rekreacyjnych powinna być w przyszłości we Włocławku sukcesywnie rozwijana. Rozwój ten powinien polegać na modernizacji już istniejących obiektów oraz zwiększeniu ich stanu, poprzez tworzenie nowych urządzeń, jak chociażby plan budowy sieci ścieżek rowerowych. Podziękowanie This study is a contribution to the Virtual Institute of Integrated Climate and Landscape Evolution Analysis ICLEA of the Helmholtz Association. Bibliografia Appleton J., 1975, The Experience of Landscape, Willey, London. Bardziński M., 1975, Kultura fizyczna, [w:] Świniarski A. (red.), Województwo bydgoskie. Krajobraz, dzieje, kultura, gospodarka, Poznań. Clawson M., Knetsch J. L., 1966, Economics of outdoor recreation, John Hopkins University Press, Baltimore. Degórski M., 2005, Krajobraz jako obiektywna wizualizacja zjawisk i procesów zachodzących w megasystemie środowiska geograficznego, [w:] Myga-Piątek U. (red.) Krajobraz kulturowy aspekty teoretyczne i metodologiczne, 2005, Prace Komisji Krajobrazu Kulturowego PTG nr 4, Sosnowiec. Grabski M., 2009, Obiekty sportowo-rekreacyjne jako składniki krajobrazu kulturowego Włocławka, Praca magisterska wykonana pod kierunkiem Z. Podgórskiego, Wydział Nauk o Ziemi UMK, Toruń. Jarzembowski R., 1991, Włocławski Towarzystwo Wioślarskie , Włocławek. Jarzembowski R., 1992, Włocławski sport, WTN, Włocławek. Jarzembowski R., 2001, Sport - rozwój organizacyjny i najważniejsze osiągnięcia [w:] Staszewski J. (red.), 2001, Włocławek - Dzieje miasta, Tom II, Lata , LEGA, Włocławek. Jastrzębski W. (red), 1993, 100 lat sportu na Kujawach i Pomorzu, Centralny Ośrodek Informacji Turystycznej w Bydgoszczy. Kiełbasiewicz Drozdowska I., 2001, Teoria i metodyka rekreacji, Wydawnictwo Instytutu Rekreacji, Poznań. 196

198 Kosiński W., 1981, Organizacja przestrzenna wypoczynku weekendowego, PWN, Warszawa- Łodź. Oleradzki G., 1996, Sport i turystyka w województwie włocławskim w latach , [w:] Zapiski kujawsko-dobrzyńskie, 10, Włocławek. Polska Klasyfikacja Obiektów Budowlanych (PKOB), 2002, Warszawa. Studium uwarunkowań i kierunków zagospodarowania przestrzennego miasta Włocławek, Urząd Miasta Włocławka, Ustawa Prawo budowlane z dnia 7 lipca 1994 r., Dz.U. nr 89 poz

199 Charzyński P., Nowak A.,, Podgórski Z., Turystyka winiarska na Ziemi Lubuskiej historycznie uwarunkowana konieczność czy nowatorskie rozwiązanie?, Enotourism in Lubusz Land - historically conditioned necessity or an innovative solution? Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Turystyka winiarska na Ziemi Lubuskiej historycznie uwarunkowana konieczność czy nowatorskie rozwiązanie? Enotourism in Lubusz Land - historically conditioned necessity or an innovative solution? Przemysław Charzyński 1, Anna Nowak 1, Zbigniew Podgórski 2 1 Katedra Gleboznawstwa i Kształtowania Krajobrazu, Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Mikołaja Kopernika, Torun, ul. Lwowska 1 pecha@umk.pl aniatrlag@op.pl 2 Instytut Geografii, Wydział Kultury Fizycznej, Zdrowia i Turystyki, Uniwersytet Kazimierza Wielkiego, Bydgoszcz, ul. Mińska 15 zbigniew.podgorski@ukw.edu.pl Zarys treści: W artykule zaprezentowano, czym jest turystyka winiarska, gdzie należy upatrywać jej początków oraz dlaczego w ostatnich latach wzrosło zainteresowanie tym typem wypoczynku. Ziemia Lubuska utożsamiana w niniejszym opracowaniu z województwem lubuskim posiada wielowiekowe tradycje w zakresie uprawy winorośli i produkcji win. Ponadto, leżąca na jej terenie Zielona Góra, zwana Miastem Bachusa, uznawana jest za kolebkę polskiego winiarstwa. Odwołanie do owej przeszłości stało się podstawą do stworzenia i rozwoju ofert związanych z turystyką winiarską. Celem niniejszego artykułu jest wykazanie, iż Ziemia Lubuska posiada możliwości wykorzystania i rozwoju enoturystyki. By tego dowieść, określono uwarunkowania sprzyjające winiarstwu i turystyce winiarskiej, zaprezentowano niektóre z gospodarstw, przypomniano tradycje winiarskie regionu, pokazano działania instytucji i organizacji promujących region oraz działalność winiarską i turystyczną. Patrząc perspektywicznie na możliwość ciągłego rozwoju enoturystyki określono, jakie są szanse na dalsze jej funkcjonowanie. Słowa kluczowe: turystyka winiarska, enoturystyka, Ziemia Lubuska, szlaki winne. Abstract: The article presents what is wine tourism, where are its origins, and why in recent years the interest in this type of tourism is growing. Lubusz Land identified in this study with the province Lubusz has a long tradition in the field of vine growing and wine production. In addition, Zielona Gora, the capital of the region, known as the City of Bacchus, is considered the cradle of Polish winemaking. A reference to this glorious past, became the basis for the 198

200 creation and development of the offers related to wine tourism. Objectiv of the paper is to demonstrate that Lubusz Land has the potential to develop enotourism. To prove this, conditions favorable for viticulture and wine tourism was determined. Some of the vineyards was presented, the traditions of winemaking in the region was recalled, activities of institutions and organizations promoting the region and its winemaking as tourism product was also discussed. Looking prospectively on the possibilities of further development of regions enotourism offer, the prospects for its future functioning was determined. Keywords: Enotourism, Wine tourism, Lubusz Land, wine routes. Wprowadzenie Winorośl uprawiano już w 6. tysiącleciu p.n.e., głównie na terenach europejskich i na Bliskim Wschodzie. Pierwsze ślady kultury winnej odkryto na Kaukazie i w Mezopotamii. Kult wina na najszerszą skalę rozwinął się jednak dopiero w Grecji, gdzie trunek ten był uważany za napój bogów (Kosmaczewska, 2008). W późniejszych stuleciach nieco zapomniano w Europie o dobroczynnym wpływie wina na organizm człowieka, nie dbano o istniejące wówczas winnice oraz nie zakładano nowych. Dopiero, kiedy w XV w. tą działalnością zainteresowali się zakonnicy nastąpił powrót do uprawy winorośli. Wówczas, ponownie wino stało się ważnym trunkiem i przez długi czas cieszyło się uprzywilejowaną pozycją. Na ziemiach polskich, w XI w. produkowano już wino w Małopolsce. Potwierdziły to prowadzone w okolicach Wawelu wykopaliska. Winorośl uprawiano także w okolicach Zielonej Góry oraz na południu kraju. Kontakty i wymiana towaru ze zgromadzeniami benedyktyńskimi z zachodniej Europy przyniosły korzyści, gdyż do Polski sprowadzano nieznane dotąd receptury i nowinki winiarskie. XIV i XV w. to okres, kiedy na ziemiach polskich winiarstwo osiągnęło szczyt rozwoju. Wino było ważnym artykułem handlowym, a jego uprawą zajmowało się duchowieństwo oraz mieszczanie. Liczne XVII-wieczne wojny i zniszczenia spowodowały jednak stopniowy upadek polskich winnic i tradycji winiarstwa. Cały dorobek winiarstwa, w tym polskiego, doskonalony i rozpowszechniany przez kilka stuleci przyczynił się do powstania zalążków turystyki winiarskiej. Zorganizowane podróże, których celem było także odwiedzanie winnic, stały się popularne w kręgach młodej arystokracji i środowiska intelektualistów europejskich, szczególnie w okresie od XVII do XIX w. Rozwój transportu, w tym kolei, a także upowszechnienie podróży wśród wszystkich klas społecznych w połowie XIX w. przyczyniły się do wzrostu popularności wyjazdów do regionów winiarskich. W latach 20. XX w wytyczono w Niemczech ścieżki edukacyjne (tzw. Weinstrassen), które były związane z produkcją i konsumpcją wina. Z upływem czasu, jak podaje A. Kowalczyk (2003), podobne trasy zwane Wine Routes zaczęły powstawać we Francji, Włoszech, Hiszpanii, Austrii, Portugalii, Szwajcarii, USA, Kanadzie, Argentynie, Australii, Nowej Zelandii i RPA, a w latach 90. także w Czechach, Macedonii i na Węgrzech. W tych krajach obecnie na szeroką skalę upowszechnia się przemysł winiarski. Kultura winiarska ciągle najbardziej rozpowszechniona jest jednak tam, gdzie już od dawnych czasów istnieją bogate tradycje związane z winem. We Francji, Włoszech, Hiszpanii, które są także głównymi producentami wina na świecie, winiarstwo jest zakorzenione od wieków. To właśnie w tych śródziemnomorskich krajach narodziła się enoturystyka, która następnie została przeniesiona do innych krajów nie tylko w Europie, ale także na całym świecie. 199

201 Pojęcie turystyki winiarskiej Pojęcie turystyki winiarskiej jest stosunkowo młode. Dynamiczny rozwój tej działalności rozpoczął się kilkanaście lat temu, głównie w krajach europejskich. W literaturze przedmiotu spotkać można bardzo wiele definicji tego rodzaju aktywności, nie ma jednak zgodności co do jednoznacznego jej klasyfikowania. W. Kurek (2008) w publikacji pt. Turystyka. charakteryzuje różne rodzaje turystyki, wyróżniając jej podstawowe formy, tj. turystykę poznawczą, wypoczynkową, kwalifikowaną, zdrowotną, religijną i biznesową. W ramach pierwszej z nich znalazła się turystyka kulturowa, a w niej wyodrębniono także turystykę winiarską. Turystyka kulturowa, według jednej z wybranych definicji ( ) to zespół zachowań turystów związanych z ich autentycznym zainteresowaniem dziedzictwem kulturowym (zabytkami, folklorem, miejscami związanymi z ważnymi wydarzeniami itp.) oraz z ich uczestnictwem w szeroko rozumianym współczesnym życiu kulturalnym (Kowalczyk, 2008; s. 13). Jest ona jednym z trendów turystycznych XXI w., dzięki czemu dynamicznie się rozwija. Wybierają ją przede wszystkim turyści dociekliwi, którzy są zainteresowani danym tematem, w rzetelny sposób przygotowują się do swoich podróży, lubią podążać nowymi szlakami, często wytyczają własne, delektują się tym, co widzą, czego doświadczają i nie żałują swego czasu na poznawanie ciekawych elementów miejsc, obiektów i zjawisk kulturowych (Buczkowska, 2008). Według innych autorów, m.in. M. Sznajdera i L. Przezbórskiej (2006) turystyka winiarska może być oferowana także w ramach agroturystyki, która jest rozumiana jako ( ) jedna z form turystyki wiejskiej polegająca na wypoczynku w świadczących usługi turystyczne (noclegowe i żywieniowe) gospodarstwach rolnych gospodarstwach agroturystycznych (za Kurek, 2008; s. 232). Uprawiający turystykę bardzo często odwiedzają te miejsca, które w swojej ofercie mają napoje alkoholowe własnej produkcji, obserwują uprawy, zbiory winogron, przyglądają się procesowi produkcji wina, mają możliwość degustacji trunków, rozmów z gospodarzami, zwiedzają piwnice w gospodarstwach, mogą na miejscu zakupić butelki wina i inne produkty związane z prowadzeniem samodzielnej działalności winiarskiej. Turystyka winiarska, zwana enoturystyką (od greckiego słowa oinos oznaczającego wino) typologicznie, jak już wspomniano, może występować w ramach turystyki poznawczej (Kurek, 2008), kulturowej (Sitnicki, 2007; Buczkowska, 2008), agroturystyki (Sznajder, Przezbórska, 2008) lub jako samodzielna dyscyplina nie być w ogóle wyróżniana. Według jednych z pierwszych badaczy turystyki winiarskiej jako zjawiska, jest to ten rodzaj turystyki, gdzie podstawowymi, niezbędnymi motywami dla zwiedzających są: odwiedzanie winnic, miejsc produkcji wina, uczestniczenie w festynach związanych z winem, w celu jego degustacji i/lub w celu poznawania regionów winiarskich (Hall, Sharples, Cambourne, Macionis, 2000). Definicja ta opiera się na motywach, jakimi są cel podróży region winiarski oraz aktywność degustacja wina. Nie ma w niej mowy o długości czasu, jaki turyści spędzają podczas tego typu wyjazdów. Turystyka ta jest tu więc rozumiana jako działalność rekreacyjna, krótkie wypady, wycieczki jednodniowe lub połączone z noclegiem. W. Bosak (2006), jeden z pierwszych propagatorów turystyki winiarskiej w Polsce (głównie na Podkarpaciu) proponował, by rozumieć ją jako ( ) wyjazdy do regionów winiarskich, podczas których turysta odwiedza przynajmniej jedno miejsce związane z produkcją wina (winnica, przetwórnia, gospodarstwo winiarskie) lub uczestniczy w imprezie o profilu winiarskim (degustacje, różnego rodzaju prezentacje win, święta winiarskie, itp.). Według znawców tej działalności (m.in. Kosmaczewskiej, 2008), niezbędnym warunkiem właściwie rozumianej enoturystyki jest zaangażowanie uczestników, chęć nabywania wiedzy związanej z winem, jego produkcją i kulturą winiarską oraz pogłębianie zainteresowań. Turystyka winiarska może być istotą prowadzonej działalności głównie dla małych winiarni, dla większych może być tylko podrzędną funkcją biznesu. Ma także znaczenie kulturowe, ponieważ pozwala poznać turyście tradycje winiarskie, sięgające korzeniami czasów 200

202 antycznych. Dotyczą one sposobów uprawy winorośli i produkcji wina oraz różnych obyczajów związanych ze zbieraniem winogron. Z punktu widzenia regionów, w których uprawia się winorośl, zainteresowanie turystów winem i winiarstwem pozwala zachować związane z tym obyczaje (Hall, Sharples, Cambourne, Macionis, 2000). Aby w pełni zrozumieć: Na czym polega turystyka winiarska? Skąd bierze się zainteresowanie nią? Dlaczego przeżywa tak dynamiczny rozwój? niezbędne jest wnikliwe poznanie jej uczestników. Według normatywnego modelu stworzonego na podstawie wielu opracowań różnych autorów, którzy zgłębiają temat enoturystyki (m.in. Charters, Ali-Knight 2002), turysta winiarski to osoba odwiedzająca winnice, biorąca udział w imprezach o tematyce winiarskiej, zainteresowana wiadomościami z tego zakresu, poszerzająca swą wiedzę, cechująca się dużą ciekawością, mająca pasje, w których się realizuje i spełnia. Brak w opracowaniach dokładnych danych na temat: sylwetki typowego miłośnika turystyki winiarskiej, cech demograficznych i ekonomicznych go opisujących, motywów nim kierujących oraz poziomu zaangażowania w swą pasję doprowadził do stworzenia przez autorkę kwestionariusza ankiety i na tej podstawie opisania profilu polskiego enoturysty. Zmiana stylu życia Polaków, chęć naśladowania krajów zachodnich przyczyniły się do wzrostu spożycia wina w naszym kraju (ryc. 1). Choć ciągle plasujemy się daleko w tyle za takimi krajami jak Portugalia, Włochy, czy Francja, to prognozy ukazują, iż w ujęciu ilościowym będziemy obserwować przyrost konsumpcji trunku o ok. 5% rocznie do 2015 r. (Raport. Rynek wina w Polsce, Wealth Solution i The IWSR: files/raport_rynek_wina_w_polsce.pdf, [dostęp: r.]). Wzrost ten spowodowany będzie rozwijającą się siecią dystrybucji, zwiększającemu się wyborowi win z różnych krajów oraz zmianą świadomości konsumentów. Być może przyczyni się do tego także ułatwiony dostęp do rodzimych win, w tym do win Ziemi Lubuskiej. Ryc. 1. Spożycie wina w Europie w litrach na osobę w 2011 r. Źródło: opracowanie własne na podstawie: (dostęp: r.) W Polsce enoturystyka nie jest jeszcze tak rozwinięta, jak np. w Niemczech, krajach skandynawskich, czy na Półwyspie Iberyjskim, ale tak jak w przypadku konsumpcji wina można zaobserwować tu z roku na rok wyraźne tendencje wzrostowe. Ze wspomnianego raportu wynika, iż w 2015 r. spożycie wina wzrośnie do 103,58 mln litrów (ryc. 2). 201

203 Ryc. 2. Spożycie wina spokojnego w Polsce na przestrzeni lat (w tys. litrów) Źródło: opracowanie własne na podstawie: Raport. Rynek wina w Polsce, Wealth Solution i The IWSR: (dostęp: r.) * Prognoza W latach średni wzrost wynosił 6,1%. Turystyka winiarska ma szansę na rozwój nie tylko ze względu na rosnące wymagania osób pijących wino, ale także ze względu na wzrost zainteresowania nietypowymi formami spędzania wolnego czasu, poszukiwanie nowych doznań, odkrywanie nieznanych miejsc oraz poszerzanie pasji i zainteresowań. Turystyka w woj. lubuskim Województwo lubuskie posiadając liczne walory przyrodnicze i kulturowe, mając niską gęstość zaludnienia, jest bardzo atrakcyjnym terenem dla rozwoju turystyki, głównie wypoczynkowej, kwalifikowanej oraz poznawczej, a dzięki sąsiedztwu granicy państwowej i dobremu tranzytowemu położeniu także dla turystyki biznesowej. Choć ilość i jakość bazy noclegowej nie należy do najwyższych w kraju (ok. 3,8% ogólnej pojemności w Polsce), to zagęszczenie miejsc noclegowych jest porównywalne ze średnią krajową (ok. 1,7 miejsca na 1 km 2 w województwie. 1,9 miejsca na 1 km 2 w kraju), głównie ze względu na dominujące średniej wielkości hotele, ośrodki wczasowe oraz ośrodki szkoleniowo-wypoczynkowe o dużej pojemności (T. Kudłacz, Raport Regionalny. Województwo Lubuskie, Zielona Góra Kraków, kwiecień 2011, s , [w:] %B3dztwo%20Lubuskie.pdf., [dostęp: r.]) Na podstawie analizy wykorzystania obiektów zbiorowego zakwaterowania w latach w województwie lubuskim (ryc. 3) można stwierdzić, jak zmieniała się liczba turystów odwiedzających ten region. Można dostrzec, że już od kilku lat liczba ta przekracza 600 tys. i można mieć nadzieję, iż z roku na rok będzie coraz większa. Ze zgromadzonych danych nie można niestety jasno wywnioskować, jaki procent całości osób stanowią turyści winiarscy. Przyglądając się danym dla poszczególnych miesięcy wyraźną tendencją są podróże w miesiącach wakacyjnych (VII-VIII), następnie w czerwcu i wrześniu. Można jedynie przypuszczać, iż spory odsetek turystów wrześniowych to enoturyści zainteresowani winobraniem odbywającym się w regionie zielonogórskim. Na podstawie rozmów z winiarzami ustalono, iż poszczególne winnice zwiedza rocznie kilkaset do kilku tysięcy osób, niektóre z nich cieszą się większym zainteresowaniem, ze względu na zlokalizowanie w sąsiedztwie profesjonalnych miejsc noclegowych. Są to głównie wizyty od maja do września. 202

204 Ryc. 3. Wykorzystanie turystycznych obiektów noclegowych w województwie lubuskim w latach Źródło: opracowanie własne na podstawie: Bank Danych Lokalnych Głównego Urzędu Statystycznego ( W skali całego kraju województwo lubuskie nie należy do najczęściej odwiedzanych. Trzykrotnie więcej turystów przyjeżdża do województw zachodniopomorskiego i dolnośląskiego, a dwukrotnie więcej do wielkopolskiego. Jednakże w ostatnich latach sytuacja ta zaczyna się zmieniać i Ziemia Lubuska staje się miejscem, które wybiera coraz więcej osób. Dominuje krajowy ruch turystyczny, goście zagraniczni stanowią ok. 25% ogółu korzystających z noclegów, wśród nich najwięcej jest Niemców i Rosjan (T. Kudłacz, Raport Regionalny. Województwo Lubuskie, Zielona Góra Kraków, kwiecień 2011, s , [w:] %B3dztwo%20Lubuskie.pdf., [dostęp: r.]) Uwarunkowania rozwoju winiarstwa na Ziemi Lubuskiej Województwo lubuskie, utożsamiane z Ziemią Lubuską jest położone w środkowozachodniej Polsce. Region winiarski, zlokalizowany na tym terenie jest najdalej na północ wysuniętym zwartym obszarem zarówno w Europie, jak i na świecie, w którym na przemysłową skalę uprawia się winorośl (Kuleba, 2005). Ziemia Lubuska, położona na Niżu Środkowoeuropejskim, należy do obszarów nizinnych. Średnie wysokości wynoszą m n.p.m. Ważną cechą terenu z punktu widzenia uprawy winorośli jest pagórkowatość. Na północ od Zielonej Góry, wokół Sulechowa, w okolicach Łagowa, Kożuchowa i Sulęcina występuje maksymalne zagęszczenie pagórków, dochodzące do 20 na 1 km 2. Jest to korzystne miejsce do zakładania winnic, ze względu na fakt, iż są one zbudowane z przepuszczalnych warstwowanych piasków, z domieszką żwirów i głazików. Dobrymi powierzchniami są także piaszczyste i piaszczysto-żwirowe tereny pól sandrowych. Powstałe lekkie gleby są doskonałym miejscem do uprawy winorośli. Głęboki system korzeniowy tych roślin ułatwia czerpanie zmagazynowanej wilgoci z warstw gliny zalegającej pod piaskami (Kuleba, 2005). Wśród gleb, na których możliwa jest uprawa winorośli, coraz częściej można spotkać gleby antropogeniczne. Rigosole, które należą do grupy gleb kulturoziemnych, dominują na terenach miejskich, gdzie przekształcenia podłoża przyczyniły się do uzyskania wysokiej żyzności i urodzajności tych gleb, które są nazywane glebami winnic (Greinert, 2003). Czynniki geograficzne, takie jak szerokość geograficzna, oddalenie od mórz i oceanów, wysokość nad poziomem morza, rzeźba terenu czy podłoże, wpływają dodatnio na 203

205 klimat Ziemi Lubuskiej, sprawiając, że jest on łagodniejszy niż na sąsiednich obszarach, szczególnie na wschodzie. Klimat ma charakter przejściowy pomiędzy kontynentalnym i oceanicznym, z wyraźną przewagą tego drugiego. Roczne i dobowe amplitudy powietrza są tu mniejsze niż w centralnej części kraju, a okres wegetacyjny jest dłuższy. Czynnikami klimatycznymi, decydującymi o powodzeniu uprawy winorośli, są przede wszystkim minimalne temperatury zimowe, przebieg temperatury w okresie wegetacji, który wyrażany jest najczęściej jako tzw. suma temperatur aktywnych (STA) oraz ilość opadów atmosferycznych (I Międzynarodowa Konferencja Winiarska, 2007). Obszar województwa lubuskiego, a szczególnie tereny wokół Zielonej Góry oraz na zachód od miasta są najbardziej uprzywilejowane pod względem klimatycznym. Długość okresu wegetacyjnego waha się tam od 215 do 230 dni. Dni z temperaturą maksymalną spadającą poniżej 0 C jest zdecydowanie mniej niż w centrum kraju. Na zachodnim krańcu regionu, w Słubicach, są średnio tylko 24 mroźne dni w roku. Ilość opadów atmosferycznych, a także ich postać ma bardzo duże znaczenie dla upraw winorośli. Śnieg towarzyszący mrozom sprawia, iż krzewy mają możliwość pomyślnego przezimowania, natomiast opady deszczu w okresie ich wzrostu i rozwoju owoców mają wpływ na zdrowotność roślin oraz jakość owoców (I Międzynarodowa Konferencja Winiarska, 2007). Dla obszaru Zielonej Góry suma aktywnych temperatur SAT, które mają decydujący wpływ w procesie dojrzewania owoców wynosi 2700 C, a okres, kiedy średnia dobowa temperatura powietrza przekracza 10 C trwa 161 dni. Charakter warunków klimatycznych i wysokościowych ma bardzo duży wpływ na możliwość uprawy winorośli. Bowiem, winnice można zakładać na terenach położonych do wysokości ok. 300 m n.p.m. Na wyższych wysokościach, pomimo dobrego i korzystnego nasłonecznienia, jest wyraźnie chłodniej, okres wegetacyjny jest krótszy, co nie sprzyja dojrzewaniu owoców. Stosunki wodne także mają znaczenie przy uprawie winorośli i warunkują jej wzrost. Korzystna jest obecność większego zbiornika wodnego, który wpływa łagodząco na klimat sąsiadujących z nim terenów i dostarcza dodatkowych porcji światła i ciepła (Myśliwiec, 2006). Historia rozwoju winiarstwa i turystyki winiarskiej na Ziemi Lubuskiej Z wyników wielu badań archeologicznych, jakie prowadzone były na terenie Zielonej Góry można wywnioskować, iż winiarstwo na obszarze tego miasta sięga poł. XII w. (Toczewski, 2005). Trudno dokładnie określić genezę tej działalności, ponieważ dla tego okresu nie ma pewnych źródeł historycznych opisujących tradycje winiarskie. Zapiski spłonęły podczas licznych pożarów ratusza (Dąbrowska-Burkhardt, 2001). Według poglądów niektórych badaczy i historyków za pewną datę początku lokalnej uprawy winnych krzewów należy uznać 1150 r. (Kuleba, 2010). Podjęcie uprawy winorośli na tym obszarze przypisuje się flamandzkim osadnikom, przemierzającym Śląsk oraz inne sąsiednie obszary w poszukiwaniu nowych siedzib. Wędrowcy ci posiadali bogatą wiedzę i umiejętności z zakresu wytwarzania wina. Dzięki temu, że przywieźli ze sobą sadzonki, przyczynili się do powstania obszarów uprawnych oraz pierwszych winnic. Efekt tych wędrówek zachował się w przekazywanych relacjach, w których była mowa o winnicy biskupiej istniejącej w Krośnie już w 1154 r. oraz o najstarszych winnicach na obszarze Gubina powstających w tym okresie. Według A. Förstera (1900), o którym wspomina M. Kuleba (2010), uprawa winorośli rozpoczęła się na obszarach miejskich Zielonej Góry, a dopiero później rozprzestrzeniła się na okoliczne wsie. Pierwsze wzmianki o winogrodnictwie w sąsiedztwie pojawiają się bowiem w dokumencie z 1543 r. 204

206 Najstarszą i najpewniejszą wzmianką źródłową o uprawie winorośli jest zapiska z kroniki z 1314 r. (Toczewski, 2005). Natomiast, pierwszą która zawiera nazwy uprawianych wówczas odmian winorośli jest zapiska z XV w. Piastowscy władcy Dolnego Śląska mieli duży wpływ na rozwój winnic. Szczególne zasługi należą się używającemu tytułu księcia zielonogórskiego Henrykowi IX. Po niezwykle mroźnej zimie w 1453 r., która uszkodziła wiele sadzonek, zadbał o to, by kilka lat później sprowadzić nowe z obszarów Niemiec, Austrii i Węgier. Tym samym zapewnił miastu odrodzenie ważnego źródła dochodów. Panowanie Henryka IX i kolejnych książąt oraz łagodne zimy przyczyniły się do tego, iż w II poł. XV w. nastały złote czasy dla uprawy winorośli i działalności winiarskiej (Toczewski, 2001). Uprawą winorośli w początkach działalności winiarskiej zajmowali się przede wszystkim przybysze, a nie rdzenni osadnicy, którzy byli przywiązani do tradycyjnych form gospodarowania ziemią (Kuleba, 2010). Napływająca ludność z południa posiadała wiedzę z zakresu uprawy winorośli i pielęgnacji szczepów. Wyszukiwali oni miejsc spełniających wymogi terenowo-klimatyczno-wodne, by na nich zakładać winnice. Ich działalność natrafiała na lepsze i gorsze momenty. Zmaganie się z mrozami, niesprzyjająca pogoda, widoczna zmiana klimatu w środkowej Europie w XVII w., wojny szwedzkie, to tylko niektóre z wydarzeń niszczących plantacje. U schyłku XVII w. nastąpiło częściowe odrodzenie tradycji winiarskich dzięki poprawie warunków pogodowych i obfitszym plonom (Toczewski, 2001). O dużym znaczeniu winiarstwa na obszarze Ziemi Lubuskiej w XVIII w. świadczyła znaczna liczba winnic i domków winiarskich, w których tłoczono wino oraz składowano narzędzia, za pomocą których możliwy był zbiór i obróbka owoców (Czapliński, 2007). Pod koniec wspomnianego stulecia wokół miasta uprawa winorośli odbywała się w 2200 winnicach, zajmujących powierzchnię 700 ha (Toczewski, 2001). W kolejnych latach XIX w. wzrosła liczba winnic oraz rewirów, co świadczy o rozwoju działalności winiarskiej na obszarze miasta i poza nim. W 1820 r. S. Hausler rozpoczęto produkcję wina z zielonogórskiego winnego moszczu. Przyczyniło się to do upowszechnienia działalności winiarskiej na opisywanym obszarze (Czapliński, 2007). Ziemia Lubuska, w XIII-XIX w., była najdalej na wschód leżącym obszarem, wchodzącym w skład Niemiec, na którym prowadzono uprawę winorośli i produkowano wino (Kres, 1972). Sprzyjające warunki klimatyczne oraz chęć dalszego prowadzenia działalności nie uchroniły jednak gospodarzy przed stopniowym schyłkiem uprawy winorośli. Pierwszych przyczyn tego zjawiska należy upatrywać w XIX w., kiedy następował rozwój przemysłu oraz budowa linii kolejowych. Ułatwiony transport umożliwiał wówczas import tanich, dobrych jakościowo win mozelskich, węgierskich i włoskich (Toczewski, 2001). W 1826 r. uruchomiono produkcję innych alkoholowych trunków w Zielonej Górze i w rezultacie konsumpcję win zaczęły wypierać konkurujące z nimi piwa, wódki, koniaki i likiery. Postępujące zmiany klimatu przyczyniające się do okresowych klęsk nieurodzaju także miały istotny wpływ na zmniejszanie produkcji wina. Osobą, która rozpoczęła produkcję zielonogórskiego wina na skalę przemysłową był fabrykant sukna Eichmann. Od około 1825 r. rozpoczął skup winogron, które przetwarzał przy użyciu maszyn. Jego działalność gospodarcza została jednak zdominowana przez trzech przedsiębiorców: Friedricha Augusta Gremplera, Samuela Häuslera i Fredricha Förstera, którzy założyli niemiecką wytwórnię gronowego wina musującego ( stęp: ]). Także inni przedsiębiorcy próbowali swoich sił w przemyśle winiarskim. Około 1830 r. na terenie miasta powstała kolejna wytwórnia wina, założona przez karczmarza z Głogowa F. Weinerta. E. Seidel 14 lat później otworzył zakład produkujący wina, soki owocowe i przetwarzający owoce, zwiększał powierzchnie magazynowe, kupował nowe maszyny. Zaowocowało to docenieniem jego wyrobów na licznych targach i wystawach. W 205

207 1898 r. zakład po E. Seidlerze przejęli H. Bethke oraz G. Plathe, którzy kontynuowali i rozszerzali działalność winiarską, zajmowali się produkcją win owocowych, winiaków, soków owocowych, wermutów, a także śliwowicy. Kolejna wytwórnia wina i koniaków O. Mülscha powstała w 1881 r. W następnych latach powiększył on swój zakład, oraz skład magazynowy do przechowywania trunków, który stał się jednym z największych tego typu budynków na wschodzie Niemiec. W pierwszych dziesięcioleciach XX w. powierzchnia upraw na terenie Zielonej Góry nieco zmalała, przede wszystkim ze względu na wypieranie tej formy zarobku przez rozwój innych gałęzi gospodarowania (Kuleba, 2010). Po zakończeniu II wojny światowej w Zielonej Górze zostało jedynie 20 ha winnic. Co więcej podczas zimy na przełomie 1946 i 1947 r., wskutek silnych mrozów zniszczeniu uległo około 30% krzewów winorośli. W 1945 r. z rąk wojskowych władz radzieckich została przejęta największa w mieście winiarnia Gremplera. Początkowo zakłady te nazywano Wytwórnią Win Musujących, później przemianowano je na Państwową Lubuską Wytwórnię Win (Toczewski, 2001). Historia tej fabryki zaczęła się w 1826 r., kiedy trzech współwłaścicieli niemieckich utworzyło ją w formie spółki. Wytwórnia oferowała wówczas bogatą ofertę białych i czerwonych win gronowych, win deserowych, a w późniejszym czasie także win musujących. Po przejęciu winiarni przez polskiego delegata Ministerstwa, w 1948 r. Lubuska Wytwórnia Win założyła pierwszą szkółkę sadzonek winorośli, by umożliwić uzupełnianie niedoborów w istniejących już winnicach oraz ułatwić zakładanie nowych. Przyczyniło się to do powiększenia areału gruntów objętych nasadzeniami, ponadto sprzedawane sadzonki bardzo dobrze owocowały, co przełożyło się na uzyskiwanie obfitych plonów i wysokiej jakości win. Dzięki tym działaniom wytwórnia stała się największym tego typu zakładem w Polsce, a produkty były nagradzane na konkursach międzynarodowych. Od lat 70. XX w. wina zdobyły bardzo wielu odbiorców w kraju i za granicą. Eksportowano je między innymi do Australii, Japonii, Stanów Zjednoczonych, ZSRR, Węgier oraz na Wyspy Dziewicze. W 1999 r. ogłoszono upadłość zakładu oraz jego likwidację. Produkcja wina na skalę przemysłową w Zielonej Górze została zakończona. Obecnie gospodarze zajmujący się uprawą winorośli starają się przywrócić Ziemi Lubuskiej rangę sprzed wielu lat. Produkowane przez nich wino cechuje dobra jakość, ciekawy smak, a cały proces produkcji jest bardzo dokładnie zaplanowany, przeprowadzany z największą dbałością o szczegóły. Z roku na rok pod uprawę wykorzystywana jest coraz większa powierzchnia. Głównym przeznaczeniem nie jest jednak masowa produkcja. Całość aktywności winiarzy połączona jest z przygotowaniem oferty i świadczeniem usług dla turystów winiarskich, a także z realizacją swych pasji i zainteresowań. Aby uczcić działalność związaną z uprawą winorośli, organizowano w Zielonej Górze, w ramach święta wina liczne pochody oraz inne atrakcje (Czapliński, 2007). Obchody winobrania, które aktywizowały i łączyły mieszkańców znane były już prawdopodobnie w średniowieczu. Jednak dopiero od 1852 r. świętowano je co rok, a dzień ten był ogłaszany urzędowo przez Radę Miejską (Toczewski, 2001). Wcześniej każdy właściciel winnicy sam decydował, kiedy należy zacząć zbiór owoców i kiedy można świętować udany rok. Z tego względu często zdarzało się, że kiedy niektórzy gospodarze organizowali huczne zabawy podsumowujące prace na winnicy, niektórzy w tym czasie jeszcze nie zebrali winogron. Rozbieżności doprowadziły do tego, iż od 1852 r. Rada Miejska zarządzała terminami zabaw. Sygnałem do rozpoczęcia obchodów było wywieszanie wieńca na ratuszowej wieży oraz bicie dzwonów. Wszyscy udawali się wówczas na winnice, pracowali od świtu do nocy, by zdążyć zebrać owoce przed deszczami i wczesnymi przymrozkami (Kres, 1972). Winobranie odbywało się przeważnie na początku października, kiedy zbierano owoce, choć zdarzały się wyjątki, takie jak w latach 1889, 1920 i 1921, kiedy zaczynano je we wrześniu. Podsumowującym akcentem obchodów był przemarsz korowodu, któremu pa- 206

208 tronował Bachus symbol płodnych sił przyrody, wina i winorośli, a na czas obchodów również symbol miasta. Pokazy organizowano od pomyślnego sezonu lat , by uczcić obfite zbiory. Uczestnicy pochodów wraz z winiarzami i kupcami w barwny sposób przedstawiali historię miasta i zielonogórskiego winiarstwa (Toczewski, 2005). Do czasów obecnych zachowało się wiele opisów winobrań, które były umieszczane w lokalnych gazetach, kronikach, listach. Jednym z ciekawszych jest relacja z Kroniki Szkoły Polskiej w Nowym Kramsku z 13 października 1929 r.: Podziwu i radości nie można opisać słowami, trzeba było być samemu świadkiem wrażeń, jakie miasto owo na młode pokolenie wywarło. Przed oczyma ich wyrastały jak grzyby po deszczu niewidziane dotąd piękne wille, otoczone wieńcem kwiatów i zieleni, a posuwając się dalej żółwim krokiem ukazały się szmaragdowe góry winne, oblane złotym blaskiem tarczy słonecznej (za Toczewski, 2005, s ). Współczesnie, głównie w połowie września, również obchodzone jest święto wina, które trwa przez tydzień. Winobranie to jedno z najważniejszych, największych i najpiękniejszych wydarzeń, wieńczących całoroczną pracę winiarza. Dorodne, pachnące owoce są wówczas najcenniejszą nagrodą za ciężki wysiłek, poświęcenie i cierpliwość. W ramach obchodów współczesnego winobrania odbywa się wiele ciekawych i zróżnicowanych imprez, pokazów, koncertów znanych i popularnych gwiazd i zespołów. Na zainteresowanych czeka przemarsz barwnego korowodu, jarmark winobraniowy, targi kolekcjonerskie, dobrze wyposażone i oznakowane Miasteczko Winiarskie oraz Winobus, rozwożący miłośników winiarstwa kilka razy w ciągu dnia do okolicznych, włączających się w obchody winnic, na których istnieje możliwość degustacji specjałów, oglądania upraw, zdobywania informacji na temat zbiorów, produkcji i przechowywania wina. Podczas Dni Zielonej Góry odbywają się także wydarzenia sportowe, zabawy plenerowe, spektakle teatralne, wystawy, wernisaże, rejsy galerą po Odrze oraz liczne imprezy towarzyszące. Wszystko toczy się w kilku wyznaczonych miejscach, na scenach rozlokowanych w okolicach centrum Zielonej Góry oraz w pobliżu Palmiarni. Na zainteresowanych czekają także sami winiarze, którzy dzielą się swoją wiedzą na temat uprawy winorośli, produkcji wina, poszczególnych odmian nadających się do uprawy w lokalnych warunkach klimatycznych. Istnieje także możliwość zakupu sadzonek winogron. Dla corocznych obchodów wyznaczone jest kalendarium odbywających się wydarzeń wraz ze wskazaniem miejsca ich odbywania. Ponadto przygotowywany jest folder zawierający wykaz imprez, pokazów, wystaw oraz wszelkie niezbędne informacje, o których każdy miłośnik winiarstwa, odwiedzający Zieloną Górę, powinien wiedzieć. O winiarskiej przeszłości Ziemi Lubuskiej świadczy wiele miejsc, budynków, wydarzeń, elementów architektonicznych oraz inicjatyw tworzonych obecnie przez działaczy i mieszkańców tego regionu. Symboliczna plantacja winorośli w centrum Zielonej Góry, na stoku, na którym znajduje się Palmiarnia, przypomina o tradycji, nawiązuje do specyficznego pejzażu i krajobrazu. Budynek Palmiarni powstał na bazie wybudowanego w tym miejscu w 1818 r. domku winiarskiego, do którego dołączono istniejące obecnie szklarnie. Innym świadectwem dawnego charakteru miasta są liczne elementy architektoniczne, pomniki, figurki, obrazki, detale zdobiące budynki, rzeźby winogron, liści winorośli, boga wina oraz inne symbole nawiązujące do winiarstwa. Spacerując po Zielonej Górze, w bardzo wielu miejscach można napotkać liczne ślady działalności zdobniczej. Unikalna na skalę krajową ekspozycja Działu Winiarskiego w Muzeum Ziemi Lubuskiej przypomina o przeszłości miasta. Znajdują się tam także liczne przedmioty kultury materialnej nawiązujące do tematyki winiarskiej. Zbiory dotyczą historii uprawy winorośli i produkcji wina. Kolekcja liczy około 1400 obiektów, wśród których znajdują się puchary, kielichy, beczki, szkło użytkowe, narzędzia do pozyskiwania i przechowywania wina oraz materiały piśmiennicze związane z produkcją wina i działalnością winiarską. 207

209 Winnice oferujące produkt enoturystyczny Winnice na Ziemi Lubuskiej są stosunkowo młode, powstały pod koniec XX w. i na początku XXI w. Mają niewielką powierzchnię, umożliwiają jednak winiarzom realizację pasji i rozwój zainteresowań, tym bardziej, iż większość z nich traktowana jest hobbystycznie. Roczna produkcja wina jest nieduża, przeznaczona głównie na indywidualne potrzeby. Do najczęściej występujących szczepów należą: Riesling, Regent, St Laurent, Aurora, Pinot Noir, Pinot Blanc, Pinot Gris, Saphira, Traminer, Bianca, Silvaner, Müller-thurgau i inne. Na Ziemi Lubuskiej znajduje się wiele winnic, niemal co roku powstają kolejne. Właściciele bardzo często reklamują swe miejsca indywidualnie, wydają krótkie ulotki i broszury opisujące działalność, historię upraw oraz zapraszają do odwiedzin i degustacji lokalnych, samodzielnie wyprodukowanych win oraz potraw regionalnych. Wiele z tych miejsc ma także swe strony internetowe zawierające proponowaną ofertę, dając możliwość kontaktu z winiarzem, umówienia się na wizytę, zapoznania się z początkami tworzenia winnic oraz całym zagospodarowaniem uzupełniającym. Niektórzy gospodarze winiarscy współpracują z innymi miejscami tego typu w okolicy, umieszczają linki kierujące do pozostałych obszarów, zachęcają do wzajemnych odwiedzin, wspólnie organizują dni otwartych winnic, a dzięki temu budują markę opartą na wzajemnej współpracy, życzliwości i otwartości winiarzy lubuskich. Wielu gospodarzy swą przygodę z produkcją winą zaczynało od wytwarzania win owocowych. Pomyślne skutki tej działalności zachęcały do zawodowego i profesjonalnego zajęcia się biznesem. Początki bywały trudne, należało wykazać się sporą dozą cierpliwości, poszerzać wiedzę na temat winiarstwa, między innymi z zakresu szczepów winorośli, ich pielęgnacji, przycinania, nawożenia oraz produkcji wina. Wszelkie prace wymagały także sporych nakładów pieniężnych, jednak oddanie się swemu hobby warte było wszelkich starań i wyrzeczeń. Na pełne owocowanie krzewów często trzeba czekać kilka lat, jednak satysfakcja z wyprodukowania własnego wina, które jest chwalone, promowane i nagradzane na różnego rodzaju konkursach jest tym większa, im więcej pracy należało włożyć w założenie i utrzymanie winnic. Każde korzystne efekty trudów są wówczas wielką motywacją do dalszej działalności, poszerzania swej oferty skierowanej dla odwiedzających, a także tworzenia nowych projektów promujących działalność wśród turystów i miejscowej ludności. Fot. 1. Winnica Julia (fot. A. Nowak) Fot. 2. Budynek dla turystów w Winnicy Na Leśnej Polanie (fot. A. Nowak) Gospodarze oferują głównie zwiedzanie połączone z degustacją, krótkimi pokazami i dyskusjami na temat szeroko rozumianego winiarstwa. Niektórzy prowadzą szkółki sadzonek, organizują szkolenia i kursy. Wielu właścicieli na terenie swych winnic wybudowało lub przystosowało istniejące budynki do potrzeb gości, umożliwiając im słuchanie niesamowitych historii i opowiadań o tradycjach i delektowanie się produktami winiarskimi. Gospodarze, 208

210 którzy enoturystykę traktują bardziej profesjonalnie, organizują także krótkie wycieczki po okolicy, starają się zapewnić swym gościom nocleg, wyżywienie lub rekomendują miejsca pobytu w gospodarstwach agroturystycznych, bądź hotelach w regionie. Tab. 2. Wybrane winnice lubuskie Lp. Nazwa winnicy 1. Winnica Pałac Mierzęcin 2. Winnica Stara Winna Góra 3. Winnica Krucza 4. Winnica Cantina 5. Winnica Kinga Miejscowość Powie- Rok rzchnia utworzenia [w ha] Oferowane usługi Mierzęcin ,75 zwiedzanie winnicy, degustacja win, organizacja szkoleń i warsztatów Górzykowo ,00 zwiedzanie, prelekcje, degustacja Buchałów ,00 zwiedzanie, degustacja win, owoców, opowieść o historii winnicy i działalności winiarskiej Mozów ,50 zwiedzanie, organizacja spotkań, degustacja, doradztwo w zakresie uprawy i pielęgnacji krzewów Stara Wieś ,50 zwiedzanie winnicy, organizowanie wycieczek po okolicy, degustacja win, biesiadowanie w zabytkowej rybakówce w winnicy Informacje inne winnica położona jest nieopodal pięknego pałacu, oferującego zabiegi w Grape Spa goście przyjmowani są w bardzo eleganckim pomieszczeniu zwanym Wozownią, a także w historycznym pięknie zagospodarowanym ogrodzie winorośl rośnie tutaj na wyraźnych pagórkach wizytówką winnicy jest kapliczka ze św. Urbanem I i wielką zabytkową beczką z przełomu XIX i XX w. o pojemności ponad 3510 litrów oprócz win właściciele oferują inne przetwory: konfitury, gruszki i śliwki w winie, nalewki, marynowane liście winogron; organizowane są także kursy winogrodnicze i sommelierskie Plany na przyszłość budowa przetwórni oraz piwnic 209

211 6. Winnica Miłosz 7. Winne Zielona Wzgórze Góra 8. Na Leśnej Polanie 9. Winnica Jędrzychów Winnica Julia Łaz ,50 zwiedzanie, degustacja ,00 wzgórze zostało przeznaczone pod uprawę winorośli na początku XIX wieku, obecnie pełni rolę wizytówki miasta Proczki ,00 zwiedzanie winnicy, zakup sadzonek, degustacja win w XVIII Zielona Góra Stary Kisielin Winnica Zielona u Michała Góra wiecznej piwnicy lub biesiadowanie w stodole i przy ognisku ,25 zwiedzanie, opowiadanie o winnicy ,20 zwiedzanie, degustacja win, spotkania na winnicy, sprzedaż sadzonek winorośli, doradztwo i szkolenia w zakresie upraw 2004 bd zwiedzanie, prelekcje, degustacja właściciele prowadzą Akademię, w której uczą pielęgnacji winorośli oraz produkcji wina; krajobraz plantacji przypomina ten z Toskanii na szczycie wzgórza znajduje się budynek Palmiarni; winnica, nawiązuje do dawnych rozległych plantacji, pokrywających wszystkie stoki podmiejskie uprawa, ze względu na nieco surowszy klimat, prowadzona jest w większości przypadków pod osłonami winnica prowadzi także szkółkę, oferuje kilka tysięcy sadzonek właściciel organizuje także wyjazdy do wybranych europejskich winnic oprócz produkcji win, wytwarza się tutaj także nalewki planowane powiększenie winnicy do 2 ha, oraz utworzenie bazy noclegowej planowane są spotkania winiarskie 12. Winnica Equus Mierzęcin 2006 bd zwiedzanie, degustacja, pokazy, kurs sommalierski, sprzedaż sadzonek właściciele proponują uczestnictwo w Akademii Polskiego Wina specjalistycznym wykładzie i szkowinnica jest częścią tworzonej Lubuskiej Winnicy jej areał będzie wyno- 210

212 leniu sił docelowo 35 ha Źródło: opracowanie własne. Lubuski szlak wina i miodu Lubuski Szlak Wina i Miodu to koncepcja utworzona w 2006 r. przez sekretarza Zielonogórskiego Stowarzyszenia Winiarskiego Przemysława Karwowskiego, by promować produkty regionalne i kultywować rodzime tradycje. Celem było połączenie lokalnych winnic, gospodarstw pszczelarskich oraz przedsiębiorców oferujących usługi gastronomiczne i hotelowe. Renesans uprawy winorośli oraz produkcji wina gronowego przyczynił się do wzrostu zainteresowania Ziemią Lubuską. Odpowiedzią na chęć zapoznania się z regionem było m.in. utworzenie wspomnianego szlaku (ryc. 4). Promuje on region lubuski przede wszystkim pod kątem jego tradycyjnych produktów, takich jak wino, miód pszczeli oraz miód pitny. Dodatkowym, uatrakcyjniającym walorem trasy jest jej położenie, ponieważ przebiega ona nie tylko po malowniczych wzniesieniach Wału Zielonogórskiego, Pradoliny Odry, ale także przez liczne tereny leśne i krainę jezior polodowcowych. Ponadto, po drodze zwiedzić można bardzo wiele ciekawych zabytków, zobaczyć interesujące muzea oraz skanseny. Niektóre miejsca, z racji na swe podobieństwo do włoskich krajobrazów, nazywane są nawet małą Toskanią. 211

213 Ryc. 4. Lubuski Szlak Wina i Miodu Źródło: temid=58 [dostęp: ]. Wzrost zainteresowania działalnością turystyczną i winiarską ze strony podmiotów oferujących swe usługi w ramach Lubuskiego Szlaku Wina i Miodu był zapewne spowodowany odradzającymi się na tym terenie tradycjami winiarskimi, powrotem do kulinarnego dziedzictwa, a także odkrywaniem na nowo wielu lokalnych specjałów. Jest to w dalszym ciągu projekt otwarty, do którego mogą przystąpić kolejne podmioty i instytucje, pragnące zaoferować swe usługi. Lubuski Szlak Wina i Miodu to niejako powrót do historii, do sięgających 800 lat tradycji winiarstwa oraz bartnictwa. Obcowanie z tym dziedzictwem odtworzonym pracą i poświęceniem wielu ludzi, uzupełnienie go o infrastrukturę turystyczną, to doskonałe połączenie przeszłości i teraźniejszości lubuskiego winiarstwa i pszczelarstwa. 212

214 Inicjatywy promujące turystykę winiarską na Ziemi Lubuskiej Na obszarze Ziemi Lubuskiej istnieje wiele cyklicznych i jednorazowych wydarzeń promujących i rozpowszechniających działalność winiarską, większość z nich ma swoje stałe miejsce w kalendarzu zielonogórskim. Niektóre organizowane są tylko dla profesjonalnych winiarzy oraz dla członków stowarzyszeń i innych organizacji wspierających winiarstwo, by dyskutować na tematy związane ze szczepami winorośli, z prowadzeniem upraw, by lobbować poprawki do ustaw rządowych i innych aktów prawnych, dotyczących działalności, promować rozwój enoturystyki w regionie oraz w całym kraju, wybierać liderów wśród poszczególnych winiarzy. Są także spotkania przeznaczone dla tych osób, które chciałyby zgłębiać wiedzę na temat winiarstwa, dowiedzieć się więcej na temat prowadzonej działalności, uprawy winorośli, zwiedzić winnice, porozmawiać z gospodarzami, czy też uczestniczyć w wielu komercyjnych atrakcjach, zabawach, koncertach. We wrześniu i październiku odbywają się wystawy okolicznościowe w Muzeum Ziemi Lubuskiej, w którym jest jedyna w Polsce wystawa poświęcona zbiorom winiarskim. Zwiedzanie Muzeum Wina daje możliwość kompleksowego i wszechstronnego zapoznania się z kolejnymi etapami rozwoju winiarstwa, od średniowiecza do współczesności, ze szczególnym uwzględnieniem winiarstwa w Zielonej Górze. Turystyka winiarska nie mogłaby przeżywać swego ponownego rozkwitu na obszarze Ziemi Lubuskiej, gdyby nie działalność członków licznych organizacji i stowarzyszeń oraz władz samorządowych i lokalnych. Wśród tych podmiotów na szczególną uwagę zasługują: Zielonogórskie Stowarzyszenie Winiarskie, Stowarzyszenie Wspólnota Kulturowa Winnice Lubuskie, Lokalna Grupa Działania między Odrą a Bobrem, Lubuska Organizacja Turystyczna LOTur, Sejmik i Urząd Marszałkowski Województwa Lubuskiego, a także działający na skalę krajową Polski Instytut Winorośli i Wina. Do głównych celów tych organizacji należy reaktywowanie tradycji uprawy winorośli, produkcji wina w regionie lubuskim, promowanie rodzimych winnic, gospodarstw agroturystycznych oraz produktów regionalnych związanych z uprawą winorośli. Podejmowane są także inicjatywy na rzecz tworzenia regulacji prawnych sprzyjających rozwojowi winiarstwa, opracowywane projekty, organizowane szkolenia, imprezy tematyczne, rozpowszechniające wiedzę o winiarstwie. Zielonogórskie Stowarzyszenie Winiarskie wydaje także kwartalnik dla plantatorów winorośli i producentów wina Winiarz Zielonogórski, który jest dostępny w wersji papierowej oraz do pobrania na stronie internetowej stowarzyszenia. Znajduje się tam wiele informacji na temat szeroko pojmowanego winiarstwa, artykułów dotyczących przeszłości regionu i działalności winiarskiej, opisywane są aktualnie odbywające się wydarzenia oraz prezentowana jest oferta przyszłych propozycji spotkań i konkursów. Stowarzyszenia Lokalna Grupa Działania Między Odrą a Bobrem oraz Wspólnota Kulturowa Winnice Lubuskie brały udział w tworzeniu inicjatywy Winnice Lubuskie, której celem jest utworzenie największej w Polsce i regionie, liczącej ponad 30 ha winnicy w Zaborze. Pomysłodawcami całego przedsięwzięcia byli lubuscy winiarze oraz stowarzyszenia pozarządowe. Powstanie tam ścieżka edukacyjna, wytwórnia win z miejscem na degustację trunków oraz indywidualne piwniczki do ich przechowywania. Teren ten został już wstępnie rozparcelowany na kilkanaście mniejszych obszarów, które będą zarządzane przez poszczególnych winiarzy lubuskich, aktywnie zaangażowanych we wszelkie prace nad pomysłem i realizacją inicjatywy. 213

215 Perspektywy rozwoju enoturystyki Rozpoznanie stanu turystyki winiarskiej na Ziemi Lubuskiej oraz dokonana ocena aktualnej oferty turystycznej i inicjatyw zmierzających do poszerzania tego zakresu działalności gospodarczej upoważniają do sformułowania poglądu o dalszym, pomyślnym rozwoju tego rodzaju turystyki. By następował on w pożądanym kierunku, niezwykle ważne jest zwrócenie uwagi na wiele istotnych kwestii i sformułowanie wytycznych. Enoturystyka jest przeważnie związana z obszarami wiejskimi. Wszelkie działania są nakierowane na miejsca, gdzie istnieją odpowiednie warunki do tego, by tworzyć podstawowe obiekty tej branży turystycznej, a mianowicie winnice i winiarnie. To właśnie te regiony powinny być przede wszystkim uwzględniane we wszelkiego rodzaju inicjatywach, których celem jest propagowanie rozwoju działalności winiarskiej. Systematyczne zdobywanie i gromadzenie informacji i doświadczeń, podejmowanie skutecznych działań w zakresie marketingu, promocji produktu, celem poszerzanie kręgu, zarówno winiarzy, jak i enoturystów jest także bardzo ważne. Cały czas potrzebne jest zaangażowanie nie tylko winiarzy, stowarzyszeń i innych organizacji, ale także innych osób, m.in. właścicieli restauracji, miejsc bazy noclegowej, władz publicznych, organizatorów turystycznych, przedsiębiorstw zajmujących się świadczeniem usług z zakresu enoturystyki, a także szkół i innych instytucji oświatowych. Jak twierdzi A. Kowalczyk (2003), podmioty te mogą czerpać wiele korzyści z tytułu rozwoju enoturystyki. Są to m.in.: wzrost poziomu dochodów winiarzy, rozwój usług turystycznych i dodatkowych, poprawa wizerunku regionu, promocja zachowania tożsamości, odrębności i kultury regionu, a także rozpowszechnianie aktywnych i proekologicznych postaw wśród mieszkańców i odwiedzających. W ostatnich latach, bardzo kłopotliwą kwestią były niesprzyjające winiarzomrolnikom przepisy prawne, uniemożliwiające wprowadzenie wina produkowanego z własnych upraw do obrotu handlowego (Karwowski, Moszkowicz 2011). Jednak, nowelizacja ustawy z 2011 r. (Dz. U. z 2011 r. Nr 120, poz. 690) przyniosła pewne pozytywne zmiany, co być może przyczyni się w niedalekiej przyszłości do generowania korzyści ekonomicznych przez poszczególne gospodarstwa, które będą mogły sprzedawać swe wino nie tylko w miejscu jego produkcji, ale także w restauracjach w regionie i całym kraju. Zakup wina w odwiedzanych miejscach jest dla wielu osób bardzo ważną motywacją skłaniającą ich do wyjazdów, stwarza to więc szanse na wywołanie efektu synergii aktywizację i promocję całego regionu. Perspektywy rozwoju turystyki winiarskiej rozważał także J. Smogor (2012), starając się ocenić, jak budowa autostrady Warszawa Berlin wpłynie na ten region i napływ turystów zainteresowanych ofertą winiarską. Przeprowadzone przez tego autora badania wykazały, iż w opinii blisko 94% właścicieli winnic trasa ta przyczyni się do wzrostu ruchu turystycznego, w tym także wśród miłośników win, a więc będzie ważnym czynnikiem popularyzacji obszaru. Na poprawę wizerunku winnic oraz zdobycie większego grona odbiorców może wpłynąć także poszerzenie oferty o potrawy, odpowiednio dobrane do degustowanych win. Potwierdzają to badania w Stellenbosch Wine Routes w Republice Południowej Afryki (S. L. Ferreira, R Müller, 2013), w których dowiedziono, że połączenie wina i potraw jest ogromnym czynnikiem sukcesu winnic. Wiąże się bowiem z dodatkowymi doświadczeniami odbiorców, którzy mogą spróbować nie tylko lokalnego trunku, ale także dowiedzieć się, z czym smakuje najlepiej, a także poznać miejscowe specjały kuchni. 214

216 Podsumowanie Odradzanie się tradycji winiarskich na Ziemi Lubuskiej w ostatnich latach przełożyło się na rozwój działalności związanej z tworzeniem ofert turystycznych w ramach enoturystyki. Uwarunkowania przyrodnicze sprzyjające uprawie winorośli, zróżnicowana i ciągle rozwijająca się infrastruktura gospodarstw, bogactwo świadczonych usług, imprez winiarskich, działania stowarzyszeń i organizacji, świadomość i autentyczność winiarzy potwierdzają, iż turystyka winiarska posiada duży potencjał i może być prowadzona na opisywanym terenie. Bogata historia i długoletnie tradycje winiarstwa są bazą do odradzania się tej działalności na Ziemi Lubuskiej, co w ostatnich latach przełożyło się na rozwój działalności związanej z tworzeniem produktów turystycznych w ramach enoturystyki. Turystyka winiarska na Ziemi Lubuskiej jest gospodarczą implikacją nieczęsto spotykanych inicjatyw lokalnych w Polsce. Uwarunkowania historyczne stały się niewątpliwie silnym fundamentem dla tej działalności i bazą do jej kontynuowania. Gdyby nie zaangażowanie, pomysłowość, pracowitość mieszkańców i działaczy, nie można by mówić o odradzaniu się tradycji winiarskich tego obszaru. Nowatorskość enoturystyki na tym terenie związana jest przede wszystkim z położeniem Ziemi Lubuskiej, z jej ogromnym potencjałem, oraz z tworzeniem różnorodnych i atrakcyjnych ofert dla turystów. Ziemia Lubuska posiada realne możliwości rozwoju enoturystyki, która w przyszłości może stać się jednym ze źródeł napędowych przemysłu turystycznego w Polsce, i promowania naszego kraju w Europie. Piśmiennictwo Bosak W., 2006, Na winiarskich ścieżkach Podkarpacia, Polski Instytut Winorośli i Wina [w:] kichsciezkachpodkarpacia.doc [dostęp: ]. Buczkowska K., 2008, Turystyka kulturowa. Przewodnik metodyczny, Akademia Wychowania Fizycznego im. Eugeniusza Piaseckiego w Poznaniu, Poznań. Charters S., Ali-Knight J., 2002, Who is the wine tourist?, Tourism Management 23, Australia pp Czapliński K. K., 2007, Zielona Góra. Miasto młodości, tradycji i winorośli, Videograf II, Zielona Góra. Dąbrowska-Burkhardt J., 2001, Uprawa winorośli i produkcja wina w zapisie kroniki Zielonej Góry , Muzeum Ziemi Lubuskiej, Zielona Góra. Ferreira S. L., Müller R., 2013, Innovating the wine tourism product: Food-and-wine pairing in Stellenbosch wine routes, African Journal for Physical, Health Education, Recreation and Dance, Supplement 2 (September), pp Greinert A., 2003, Studia nad glebami obszaru zurbanizowanego Zielonej Góry, Uniwersytet Zielonogórski, Zielona Góra. Hall C. M., Sharples L., Cambourne B., Macionis N. (red.), 2000,3 Wine tourism around the world: development, management and markets, Butterworth-Heinemann, Oxford- Amsterdam. Karwowski P., Moszkowicz M., 2011, Ustawodawcza batalia o polski wino, [w:] Winiarz Zielonogórski, nr 41-42, s Kosmaczewska J., 2008, Szlaki wina w Polsce perspektywy i bariery rozwoju, WSTiZ w Poznaniu, Poznań [w:] [dostęp: ]. Kowalczyk A., 2003, Szlaki wina nowa forma aktywizacji turystycznej obszarów wiejskich, Prace i Studia Geograficzne, t. 32, Warszawa, str

217 Kowalczyk A., red., 2008, Turystyka kulturowa. Spojrzenie geograficzne, Wyd. Uniwersytetu Warszawskiego, Warszawa. Kres B., 1972, Winiarstwo na Ziemi Lubuskiej, Wyd. Naukowe Uniwersytetu im. Adama Mickiewicza w Poznaniu, Poznań. T. Kudłacz, Raport Regionalny. Województwo Lubuskie, Zielona Góra Kraków, kwiecień 2011, s , [w:] 20regionalny-%20Wojew%C3%B3dztwo%20Lubuskie.pdf., [dostęp: r.] Kuleba M., 2005, Ampelografia Zielonej Góry, Wydawnictwo Pro Libris, Zielona Góra. Kuleba M., 2010, Topografia winiarska Zielonej Góry, Organizacja Pracodawców Ziemi Lubuskiej, Zielona Góra. Kurek W., 2008, Turystyka, Wyd. Naukowe PWN, Warszawa. Myśliwiec R., 2006, Winorośl i wino, Państwowe Wydawnictwo Rolnicze i Leśne, Warszawa. Sitnicki J., 2007, Turystyka kulinarna czy zawita do Polski?, Rynek turystyczny 3, s Smogor J., 2012, Wpływ autostrady Warszawa Berlin na rozwój enoturystyki w województwie lubuskim, Studia Periegetica, Zeszyty Naukowe Wielkopolskiej Wyższej Szkoły Turystyki i Zarządzania w Poznaniu, Nr 7/2012, s Sznajder M., Przezbórska L., 2006, Agroturystyka, Polskie Wydawnictwo Ekonomiczne, Warszawa. Toczewski A., 2001, Tradycje zielonogórskiego winiarstwa, Muzeum Ziemi Lubuskiej. Towarzystwo Przyjaciół Muzeum Ziemi Lubuskiej, Zielona Góra. Toczewski A., 2005, Zielonogórskie Winobrania, Towarzystwo Przyjaciół Muzeum Ziemi Lubuskiej w Zielonej Górze, Zielona Góra. I Międzynarodowa Konferencja Winiarska, 2007, Pałac Mierzęcin , Zielonogórskie Stowarzyszenie Winiarskie, Zielona Góra. Raport. Rynek wina w Polsce, Wealth Solution i The IWSR: wealth/files/raport_rynek_wina_w_polsce.pdf, [dostęp: r.] Ustawa z dnia 12 maja 2011 roku o wyrobie i rozlewie wyrobów winiarskich, obrocie tymi wyrobami i organizacji rynku wina, Dz. U. z 2011 r. Nr 120, poz

218 Hojan Magdalena, Hojan Marcin, Rurek M., Krupa A., Giętkowski T., DZIKIE WYSYPISKA ODPADÓW W GMINIE SZAMOCIN WCZORAJ I DZIŚ, WILD GARBAGE DUMPS IN THE SZAMOCIN MUNICIPALITY - YESTERDAY AND TODAY. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. DZIKIE WYSYPISKA ODPADÓW W GMINIE SZAMOCIN WCZORAJ I DZIŚ WILD GARBAGE DUMPS IN THE SZAMOCIN MUNICIPALITY - YESTERDAY AND TODAY Magdalena Hojan, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski, Adam Krupa, Mirosław Rurek Uniwersytet Kazimierza Wielkiego STRESZCZENIE. Badania nad dzikimi wysypiskami śmieci przeprowadzono na terenie gminy Szamocin w 1998 roku. Po upływie 15 lat zinwentaryzowano aktualny stan gospodarki odpadami. Widoczna jest poprawa świadomości ekologicznej mieszkańców. Słowa kluczowe: odpady, dzikie wysypisko Lokalizacja obszaru badań Gmina Szamocin położona jest w północnej Wielkopolsce na terenie powiatu chodzieskiego. Sąsiaduje na północy z gminą Białośliwie i gminą Osiek, na wschodzie z gminą Gołańcz. Od południa graniczy z gminą Margonin, natomiast od zachodu z gminą Chodzież. Powierzchnia gminy Szamocin wynosi 125,5 km 2, zaś samo miasto zajmuje 4,7 km 2. Liczba ludności omawianej gminy wg UMiG w Szamocinie wynosi 7500, z czego teren miejski zamieszkuje 4400 osób. W porównaniu z 1997 rokiem liczba mieszkańców wzrosła o 200 osób. Według podziału fizyczno-geograficznego Kondrackiego (1978) gmina Szamocin leży na pograniczu dwóch mezoregionów: Doliny Środkowej Noteci i Pojezierza Chodzieskiego. Ukształtowanie terenu jest związane z recesją lądolodu skandynawskiego związaną z fazą chodzieską (Krygowski 1961). Na powierzchni występują głównie gliny zwałowe, piaski, żwiry i głazy narzutowe ze zlodowacenia północnopolskiego. Pradolina jest wypełniona osadami fluwioglacjalnymi oraz piaskami rzecznymi i mułkami. Ich miąższość wynosi nawet 50 m. W obrębie terasy zalewowej dominują torfy o kilkumetrowej miąższości, z kolei na wyższych fragmentach pradoliny występują niewysokie wydmy i eoliczne piaski pokrywowe. 217

219 Ryc.1 Lokalizacja gminy Szamocin. Źródło: Inwentaryzacja w 1998 roku W 1998 roku przeprowadzono inwentaryzację dzikich wysypisk śmieci w gminie Szamocin. Powstawały one najczęściej z powodu niskiej świadomości ekologicznej społeczeństwa zamieszkującego ten obszar. Położenie gminy na utworach czwartorzędowych, które są pozbawione naturalnej izolacji w postaci gruntów słabo przepuszczalnych sprawia, że każde niekontrolowane wysypisko śmieci stanowi zagrożenie dla zbiorników wód podziemnych. Według mapy Kleczkowskiego i in. (1990) na terenie gminy Szamocin znajduje się jeden z głównych zbiorników wód podziemnych w Polsce. Został on zaliczony do obszarów najwyższej ochrony stąd powstaje konieczność systematycznej kontroli miejsc, w których mogą powstać dzikie wysypiska. W 2013 roku przeprowadzono kolejną inwentaryzację przedstawionych poniżej miejsc, która miała na celu sprawdzenie, czy wskazane dzikie wysypiska zostały zlikwidowane oraz czy nie powstały nowe wysypiska. Wysypiska dzikie 1. Wysypisko przy ulicy Leśnej. Położone było przy leśnej drodze, w odległości 1 km na wschód od ostatnich zabudowań. W podłożu wysypiska i w jego sąsiedztwie zalegają piaski słabo gliniaste i gliny. Wysypisko mieściło się na skraju lasu i zajmowało powierzchnię 36 m 2. W momencie inwentaryzacji w 1998 roku było wysypiskiem czynnym z widocznymi świeżo dowiezionymi odpadami, na które składały się: papier, tekstylia, worki foliowe, plastikowe pojemniki i przedmioty, puszki i szkło. 2. Wysypisko przy Cygańskich Dołach. Było ono położone na skraju zbocza rynny polodowcowej. W podłożu wysypiska występują piaski słabo gliniaste, natomiast w sąsiedztwie piaski gliniaste lekki i glina. Wysypisko położone było przy polnej drodze stanowiącej przedłużenie ulicy Kościelnej. Zajmowało ono powierzchnię 24 m 2. Było to wysypisko czynne, jednak nie składowano na nim większej ilości odpadów. Miejscowa ludność wyrzucała w tym miejscu głównie: szklane butelki, puszki, papier, worki foliowe oraz plastikowe pojemniki. 218

220 3. Wysypisko przy Cygańskich Dołach II. Znajdowało się w lesie, około 1 km na wschód od ostatnich zabudowań ulicy Kościelnej. Podłoże stanowiły piaski słabo gliniaste. Podczas inwentaryzacji zajmowało powierzchnię 20 m 2 i nie zaobserwowano świeżych odpadów. Znajdowały się na nim: plastikowe opakowania, puszki, tekstylia, worki foliowe i papier. 4. Wysypisko przy ulicy Tartacznej. Zlokalizowane było na użytkach zielonych w bezpośrednim sąsiedztwie zabudowań. W podłożu tego wysypiska są piaski słabo gliniaste. W tym miejscu wyrzucono jednorazowo około 2 m 3 potłuczonych żarówek, prawdopodobnie na początku września 1998 roku. 5. Wysypisko przy ulicy Tartacznej II. Położone było około 300 m na południowy wschód od ostatnich zabudowań ulicy Tartacznej, przy polnej drodze prowadzącej do stawu. Podłoże stanowią piaski słabo gliniaste. Na wysypisku znajdowało się około 5 m 3 odpadów na powierzchni około 20 m 2. Wyrzucano głównie gruz budowlany, szkło, przedmioty metalowe, gałęzie, papier, puszki po farbach, pojemniki po aerozolach i płyty kartonowo-gipsowe. 6. Wysypisko przy ulicy Marcinkowskiego. Znajdowało się około 200 m na wschód od budynków Alei Marcinkowskiego na wysokości wsi Szamoty. W odległości około 50 m od wysypiska przebiega droga prowadząca z Szamocina do Heliodorowa. W podłożu znajdują się piaski słabo gliniaste. Było to wysypisko czynne o powierzchni 10 m 2. Znajdowały się na nim: worki papierowe po wapnie, gruz, żużel, tekstylia, szkło, płyty kartonowo-gipsowe, przedmioty plastikowe. 7. Wysypisko w Atanazynie I. Było położone na skraju pól uprawnych, w odległości około 250 m na północny zachód od cmentarza przy ulicy Wyszyńskiego. Podłoże stanowią drobnoziarniste luźne piaski wydmowe. Powierzchnia wysypiska wynosiła 20 m 2, było ono czynne. Większość (60% wszystkich odpadów na wysypisku) stanowiły plastikowe butelki, szklane słoiki i butelki, worki foliowe, tekstylia, opony, pampersy, odpadki organiczne. 8. Wysypisko w Atanazynie II. Zlokalizowano je na terenie odkrywki piaszczystej, w odległości około 400 m na południowy wschód od zabudowań wsi Atanazyn. W podłożu znajdują się piaski słabo gliniaste. Wysypisko było czynne i zajmowało powierzchnię 20 m 2. Wśród odpadów znajdowały się: gruz budowlany, opony, metalowe przedmioty, odpadki organiczne, worki foliowe, szkło, tekstylia, plastikowe butelki. 9. Wysypisko w Atanazynie III. Znajdowało się na skraju zagajnika, na południowy zachód od budynków zachodniej części Atanazyna. Podłoże stanowią piaski słabo gliniaste. Na wysypisku odpady zostały złożone jedno lub dwukrotnie, stanowiły je opony i metalowe puszki. Powierzchnia wysypiska wynosiła 25 m Wysypisko przy ulicy Łąkowej. Powstało przy drodze polnej w odległości około 70 m od drogi asfaltowej łączącej Szamocin z Atanazynem. W podłożu znajdują się piaski słabo gliniaste. W tym miejscu wyrzucono około 1 m 3 gruzu. 11. Wysypisko w Nadolniku. Położone było 200 m na południe od drogi Nadolnik- Zacharzyn i około 300 na południowy zachód od ostatnich zabudowań zachodniej części wsi Nadolnik. Jako miejsce dzikiego składania odpadów miejscowa ludność wybrała wyrobisko żwiru. Podłoże zbudowane jest z piasków fluwioglacjalnych. Wysypisko było czynne i zajmowało powierzchnię około 50 m 2. Wśród starszych i świeżo składanych odpadów znajdowały się: papier, szklane butelki i słoiki, 219

221 plastikowe przedmioty, metalowe puszki, tekstylia, worki foliowe, pojemniki po aerozolach. 12. Wysypisko w Heliodorowie. Znajdowało się w dole potorfowym na łąkach noteckich, w odległości około 300 m na północ od drogi przebiegającej przez wieś. W podłożu znajdują się torfy podścielone piaskami aluwialnymi lub fluwioglacjalnymi. Było to stare wysypisko, częściowo zarośnięte, odpady częściowo znajdowały się w wodzie. Miejscowa ludność składowała tam głównie: słoiki szklane, butelki, puszki metalowe, worki foliowe. Powierzchnia wysypiska wynosiła 4 m 2. Składowisko legalne Jaktorowo Legalne składowisko, w którym składowano odpady komunalne gminy Szamocin znajdowało się niedaleko wsi Jaktorowo, położonej we wschodniej części gminy. Zlokalizowano je na terenie nieczynnej żwirowni. W podłożu znajdują się utwory fluwioglacjalne oraz piaski gliniaste. Łączna powierzchnia wynosiła m 2. Wysypisko podzielono na trzy sektory, których powierzchnia wynosiła: sektor I m 2, sektor II m 2, sektor III 5000 m 2. Według stanu z 1998 roku wysypisko to miało być eksploatowane do 2014 roku. Podczas inwentaryzacji wysypisk w Jaktorowie był zapełniany sektor I, w którym składano: papier, tekturę, płyty kartonowo-gipsowe, worki foliowe, plastikowe butelki, szkło, opony, odpady wielkogabarytowe, odpady organiczne, złom stalowy, puszki po farbach, żużel. Ponieważ wysypisko w Jaktorowie działało legalnie, jego wpływ na środowisko był ograniczony. Dno i skarpy zgodnie z projektem specjalistów było uszczelnione 0,5 m warstwą gliny uplastycznionej wodą, którą zabezpieczała przed wysychaniem warstwa piasku. Przy wysypisku znajdował się zbiornik na odcieki. Ustalona została także 500 metrowa strefa ochronna. Składowisko w Jaktorowie, z uwagi na to, że nie spełniało minimalnych wymagań formalnych dla składowisk odpadów komunalnych zostało zamknięte w 2005 roku. W 2009 roku gmina Szamocin ogłosiła przetarg na rekultywację tego składowiska. Inwentaryzacja w 2013 roku Po upływie 15 lat sprawdzono, jaki jest stan przedstawionych wysypisk oraz czy nie powstały nowe. W międzyczasie wprowadzono nowe ustawy dotyczące gospodarowania odpadami, które w pewien sposób korzystnie wpłynęły na stan środowiska. W gminie Szamocin, podobnie, jak i w wielu innych gminach w Polsce pojawiły się pojemniki na szkło i plastikowe butelki. Spowodowało to, że ludność chętnie wyrzucała wspomniane odpady właśnie do tych pojemników. Pewnego rodzaju problemem był fakt, że często do pojemników trafiały odpady, które znaleźć się tam nie powinny. W przypadku szkła było to szkło budowlane, czyli szyby z okien, szkło samochodowe najczęściej przednie szyby od samochodów. Również w pojemnikach plastikowych pojawiały się głównie części samochodowe takie jak zderzaki, czy elementy plastikowe z wyposażenia wnętrza pojazdów. Odpady te były wprawdzie wrzucane do pojemników lub składane obok nich niezgodnie z przeznaczeniem, jednak największym plusem było i jest to, że nie trafiły one na dzikie wysypiska w lasach czy innych miejscach. Dziesięć spośród dwunastu dzikich wysypisk zostało zlikwidowanych. Są to wysypiska: na ulicy Leśnej, przy Cygańskich Dołach, przy Cygańskich Dołach II, przy ulicy Tartacznej II, przy ulicy Marcinkowskiego, w Atanazynie I, II i III, przy ulicy Łąkowej oraz w Heliodorowie. Dwa z wysypisk istnieją nadal. Wysypisko przy ulicy Tartacznej pozostało w stanie niezmienionym, szkło z żarówek nadal się tam znajduje. Natomiast wysypisko w Nadolniku jest obecnie nieczynne, ale od momentu inwentaryzacji w 1998 roku 220

222 zwiększyła się jego powierzchnia, jak i skład wyrzucanych odpadów. Stało się to głównie przy drodze, ponieważ ludności łatwo było podjechać samochodem i zrzucić odpady po skarpie wyrobiska. Na tym dzikim wysypisku od czasu inwentaryzacji pojawiły się opony od samochodów i maszyn rolniczych, zderzaki od samochodów, gruz budowlany, ramy od okien plastikowych oraz odpad niebezpieczny, jakim jest eternit, który w przeszłości stanowił pokrycia dachów. Niestety pojawiły się nowe dzikie wysypiska. 1. Jedno z nich znajduje się w odległości 150 metrów od ulicy Tartacznej w Szamocinie. W podłożu znajdują się piaski słabo gliniaste. Wyrzucone odpady to plastikowe obudowy od telewizorów. Powierzchnia wysypiska około 2-3 m Wysypisko Nowy Dwór. Znajduje się ono około 1,3 km od Nowego Dworu i około 0,75 km od Józefowa (południowo-wschodni skraj gminy), przy piaszczystej drodze łączącej te wsie (Fot. 1). Jest to wyrobisko żwiru, do którego okoliczni mieszkańcy wyrzucali i prawdopodobnie nadal wyrzucają odpady. Powierzchnia wysypiska wynosi około m 2. Skład odpadów jest liczny i zróżnicowany. Na wysypisku znajdują się: opony, metalowe beczki po materiałach ropopochodnych, szkło samochodowe, zderzaki, gruz budowlany, eternit, elementy wyposażenia wnętrza samochodów, obudowy lodówek, skrzynki i baniaki plastikowe, obudowy telewizorów i monitorów oraz wiele innych mniejszych gabarytowo odpadów. Jest to największe ze zinwentaryzowanych wysypisk, które mogło funkcjonować ze względu na lokalizację z dala od zabudowań. Fot.1. Fragment dzikiego wysypiska w Nowym Dworze. Uregulowania prawne Od roku 1998 nastąpiły znaczące zmiany regulacji prawnych oraz wprowadzono szereg dokumentów o charakterze planistycznym dotyczących gospodarowania odpadami, których 221

223 zadaniem jest m.in. określenie celów środowiskowych związanych z prowadzeniem polityki ekologicznej w aspekcie postępowania z odpadami. Zmiany powyższe związane były głównie z wejściem Polski do Unii Europejskiej. Zmieniła się hierarchia postępowania z odpadami. W dyrektywie Parlamentu Europejskiego i Rady 2008/98/WE z dn. 19 listopada 2008 r. w sprawie odpadów określono następującą hierarchię postępowania z odpadami: 1. zapobieganie, 2. przygotowanie do ponownego użycia, 3. recykling, 4. inne metody odzysku, np. odzysk energii, 5. unieszkodliwianie. Gospodarowanie odpadami powinno opierać się na zasadach samowystarczalności i bliskości, polegających na ustanowieniu zintegrowanej i wystarczającej sieci instalacji do unieszkodliwiania odpadów i instalacji do odzysku zmieszanych odpadów komunalnych zebranych z gospodarstw domowych. Sieć powinna umożliwiać unieszkodliwianie i odzysk odpadów w jednej z najbliżej położonych odpowiednich instalacji, za pomocą najodpowiedniejszych metod i technologii, w celu zapewnienia wysokiego poziomu ochrony środowiska i zdrowia publicznego. Rada Ministrów w dniu r. przyjęła projekt Polityki ekologicznej Państwa w latach z perspektywą do roku Dokument w dniu r. został przyjęty przez Sejm RP i stał się obowiązującym dokumentem strategicznym resortu środowiska. W dokumencie stwierdzono, że w gospodarce odpadami komunalnymi nie został stworzony dotąd skuteczny mechanizm dla segregacji i odzysku odpadów. Określono, że obecny system wymaga szybkiej i radykalnej reformy, aby osiągnąć wymagania stawiane przez dyrektywy UE. Celami średniookresowymi w zakresie gospodarki odpadami, określonymi w dokumencie, są m.in.: utrzymanie tendencji oddzielenia ilości wytwarzanych odpadów od wzrostu gospodarczego kraju (mniej odpadów na jednostkę produktów, mniej opakowań, dłuższe okresy życia produktów itp.), znaczne zwiększenie odzysku energii z odpadów komunalnych w sposób bezpieczny dla środowiska, zamknięcie wszystkich składowisk, które nie spełniają standardów UE i ich rekultywacja, eliminacja kierowania na składowiska zużytego sprzętu elektrycznego i elektronicznego oraz zużytych baterii i akumulatorów, takie zorganizowanie systemu preselekcji sortowania i odzysku odpadów komunalnych, aby na składowiska nie trafiało ich więcej niż 50% w stosunku do odpadów wytworzonych w gospodarstwach domowych. Aby osiągnąć cele średniookresowe konieczna była w latach realizacja m.in. następujących działań: reforma systemu zbierania i odzysku odpadów komunalnych w gminach, dająca władzom samorządowym znacznie większe uprawnienia w zarządzaniu i kontrolowaniu systemu (do końca 2009 r.), zwiększenie stawek opłat za składowanie odpadów zmieszanych biodegradowalnych oraz odpadów, które można poddać procesom odzysku, 222

224 finansowe wspieranie przez fundusze ekologiczne inwestycji dotyczących odzysku i recyklingu odpadów, a także wspieranie wdrożeń nowych technologii w tym zakresie, dostosowanie składowisk odpadów do standardów UE (do końca 2009 r.), realizacja projektów dotyczących redukcji ilości składowanych odpadów komunalnych i zwiększenia udziału odpadów komunalnych poddawanych odzyskowi i unieszkodliwieniu wspieranych dotacjami Programu Operacyjnego Infrastruktura i Środowisko, intensyfikacja edukacji ekologicznej promującej minimalizację powstawania odpadów (np. opakowań, toreb foliowych) i ich preselekcję w gospodarstwach domowych, wzmocnienie przez Inspekcję Ochrony Środowiska kontroli podmiotów odbierających odpady od wytwórców oraz podmiotów posiadających instalacje do odzyskiwania i unieszkodliwiania odpadów. Pierwszego lipca 2011r. Sejm przyjął zmianę ustawy o utrzymaniu czystości i porządku w gminach oraz niektórych innych ustaw (Dz. U. Nr 152, poz. 897, z póź. zm.). Ustawa wprowadziła szereg zmian w gospodarce odpadami. Zmiany w obowiązującym systemie gospodarowania odpadami komunalnymi polegają przede wszystkim na obligatoryjnym przejęciu przez gminy obowiązków właścicieli nieruchomości w zakresie zagospodarowania odpadów komunalnych. Rozwiązanie to oznacza, że rady gminy, w drodze uchwały podjęły decyzję czy odpady będą odbierane wyłącznie z gospodarstw domowych, czy również od właścicieli nieruchomości, na terenie których prowadzona jest działalność, w związku z którą powstają odpady komunalne. Rada gminy określiła również wysokość opłaty za gospodarowanie odpadami komunalnymi, a także szczegółowy sposób świadczenia usług na rzecz właścicieli nieruchomości w zakresie odbierania i zagospodarowania odpadów komunalnych. Podsumowanie W przeciągu 15 lat od przeprowadzenia inwentaryzacji dzikich wysypisk śmieci na terenie gminy Szamocin nastąpił szereg korzystnych zmian. Nowe uregulowania prawne sprawiły, że na terenie gminy pojawiły się pojemniki do selektywnej zbiórki odpadów szklanych i plastikowych. Dwa razy w roku ulicami miasta i przez gminę przejeżdżają pojazdy, które zbierają odpady gabarytowe, a także zużyty sprzęt elektroniczny. W 2013 roku wprowadzono tzw. rewolucję śmieciową, która nakłada na mieszkańców obowiązek segregacji śmieci na poziomie gospodarstwa domowego. Dodatkowo wyznaczone zostały punkty, do których można wywozić gruz budowlany, jak również odpady pochodzące z remontów łazienek. W wielu sklepach oraz obiektach publicznych można wyrzucać do specjalnych pojemników zużyte baterie, a przeterminowane leki można oddać w aptekach. W przedszkolu, szkole podstawowej i gimnazjum zbierana jest makulatura i zakrętki plastikowe, co korzystnie wpływa na świadomość ekologiczną dzieci i młodzieży. Uregulowania prawne, działalność władz lokalnych oraz wyznaczenie miejsc składowania odpadów sprawiły, że liczba dzikich wysypisk znacznie zmalała. Niestety, w społeczeństwie wciąż funkcjonują jednostki, którym wygodniej wyrzucić śmieci na dzikie wysypisko niż przekazać je we wskazane przez gminę miejsca. Bibliografia: Biuletyn Informacji Publicznej Województwa Wielkopolskiego,

225 Dyrektywa Parlamentu Europejskiego i Rady 2008/98/WE z dn. 19 listopada 2008 r. w sprawie odpadów oraz uchylająca niektóre dyrektywy (Dziennik Urzędowy UE L 312/3 z ) Kleczkowski A.S. 1990: Mapa głównych zbiorników wód podziemnych (GZWP) w Polsce wymagających szczególnej ochrony. Inst. HiGI AGH Kraków. Kondracki J., 1981, Geografia fizyczna Polski. PWN, Warszawa. Krajowy Plan Gospodarki Odpadami KPGO 2014 (M.P. 101/2010, poz. 1183). Krygowski B., 1961, Geografia fizyczna Niziny Wielkopolskiej. PWN, Poznań. Polityka ekologiczna Państwa w latach z perspektywą do roku 2016 (M.P nr 34 poz. 501) Ustawa z dnia r. o utrzymaniu czystości i porządku w gminach (t.j. Dz.U. z 2013 r. poz. 1399), ABSTRACT: Studies on wild rubbish dumps were conducted in the municipality of Szamocin in After 15 years the current state of waste management has been reinventorized. An improvement of environmental awareness of the residents was noticed. Keywords: waste, wild dump 224

226 Anatolij Melnyk, Walory turystyczne Kanionu Dniestru i obszarów przyległych. The touristic value of the Dnister River Canyon and the surrounding areas. Journal of Health Sciences. 2013;3(15): ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst w: Szumińska D. (red.), 2012, Promotio Geographica Bydgostiensia, tom VIII, pt. Rewitalizacja dróg wodnych szansą dla gospodarki, Wydawnictwo Uniwersytetu Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, Bydgoszcz, s , ISBN WALORY TURYSTYCZNE KANIONU DNIESTRU I OBSZARÓW PRZYLEGLYCH The touristic value of the Dnister River Canyon and the surrounding areas Anatolij Melnyk Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, Instytut Geografii Streszczenie Kanion Dniestru znajduje się w średnim biegu rzeki Dniestr w obrębie Wyżyny Podolskiej. Przyrodnicze walory turystyczne kanionu związane są z rozmaitą rzeźbą i budową geologiczną, swoistym klimatem, obiektami wodnymi, światem roślinnym i zwierzęcym, pokrywą glebową oraz niepowtarzalnymi krajobrazami. Antropogeniczne (kulturowe) walory turystyczne kanionu to liczne kompleksy parkowo-ogrodowe, przyrodniczo-antropogeniczne kompleksy skalno-jaskiniowe, grodziska, długie wały, zamki, cerkwie, kościoły i in. Słowa kluczowe: kanion Dniestru, walory turystyczne, krajobrazy, turystyka. Wprowadzenie Dniestr to wielka rzeka Ukrainy, która ma swe źródła w Karpatach i uchodzi do morza Czarnego (ryc. 1). Środkowa część doliny rzecznej w obrębie Wyżyny Podolskiej ma postać głęboko wciętego (od 100 do 240 m) kanionu przy szerokości do kilku kilometrów. Jest to odcinek od Halicza do Mohyliow-Podolskiego o długości 490 km (240 km w linii prostej). W administracyjnym położeniu kanionowa dolina Dniestru znajduje się w pięciu obwodach Ukrainy i częściowo w Mołdawii. Po lewym brzegu rzeki Dniestr przechodzi południowa granica obwodu Tarnopolskiego, Chmielnickiego i Winnickiego, a po prawym północna granica obwodu Iwano-Frankowskiego i Czerniowieckiego i na niedużym odcinku granica Mołdawii. Na dnie kanionu i na jego uboczach znajduje się kilka dawnych miast z bogatą i ciekawą historią Hałycz, Zaliszczyky, Chocin, Mohyliow-Podolski i młode miasto Nowodnistrowsk oraz liczne wioski z niemniej bogatą historią. Kanion w wielu miejscach przecinają drogi samochodowe o znaczeniu ogólnopaństwowym (w rejonie osiedli Gałycz, Nyżniw, Nezwysko, Usteczko, Zaliszczyki, Nowodnistrowsk, Mohyliow-Podolski), które łączą miasta Tarnopol, Chmielnicki i Winnicę z Iwano-Frankiwskiem, Kołomyją i Czerniowcami. One wraz z gęstą siecią miejscowych dróg do licznych wsi po obu brzegach Dniestru zapewniają dobrą transportową dostępność do kanionu. 225

227 Ryc. 1. Położenie geograficzne kanionu Dniestru (Atlas geograficzny Świata, 2001). Przyrodnicze walory turystyczne Kanion i obszary otaczające dysponują bogatymi rozmaitymi przyrodniczymi walorami turystycznymi. Ten odcinek doliny rzecznej to swoisty krajobraz, który cechuje się stromymi zboczami, urwiskami i tarasami, z roślinnością leśną, krzakową i łąkowo-stepową. On wyróżnia się kontrastowo na tle otaczających wyżynnych falistych krajobrazów leśnostepowych (ryc. 2). Ryc. 2. Walory turystyczne kanionu Dniestru (opracowano na podstawie: Doslidzennia Dnistra,1998; Stecjuk, 2001; Denysyk, 2007) i obszarów przyległych (opracowano na podstawie: Dawydczuk, Marynycz, Matwiiszynа, Melnyk, 2007) 226

228 Geologiczne zabytki przyrody: 1 trawertynowe skały z jaskiniami (miejscowość Odajiw); 2 trawertynowe skały z jaskiniami (obok miejscowości Stygła); 3 - trawertynowe skały z jaskiniami (miejscowość Dełewa); 4 trawertynowe skały z jaskiniami (miejscowość Kosmyryn); 5 trawertynowe skały z jaskiniami (obok miejscowości Łytiatyczy); 6 czerwone piaskowce dolnego dewonu z resztkami ryb pancernych (obok miejscowości Usteczko); 7 gliniaste bitumiczne wapienie dewonu z resztkami organicznymi (miejscowość Mytkiw, geologiczny zabytek o znaczeniu ogólnopaństwowym "Ściana Mytkowska"); 8 wapienie (miejscowość Nahoriany, geologiczny zabytek o znaczeniu państwowym "Horby szyszkowe"); 9 margliste i piaszczyste łupki dolnego syluru (miejscowość Kytajhorod, zabytek geologiczny o znaczeniu ogólnopaństwowym); 10 piaskowce górnego proterozoiku z organicznymi resztkami (miejscowość Bernaszówka, zabytek geologiczny o znaczeniu ogólnopaństwowym «Piaskowce Bernaszówki»). Botaniczne rezerwaty i zabytki przyrody: 11 zabytek przyrody «Podolska dąbrowa» (miejscowość Szutrałynce); 12 botaniczny rezerwat «Żyżawski las»; 13 krajobrazowo-botaniczny rezerwat «Obiegowa». Kompleksy parkowo-ogrodowe: 14 Wiknianski; 15 - Zaliszczycki ; 16 Chocinski. Przyrodnicze i przyrodnicze-antropogeniczne kompleksy skalno-jaskiniowe: 17 Odajów; 18 Ścianka; 19 Isaków; 20 Beremjany; 21 Usteczko; 22 Chreszczatyk; 23 Wasyliw; 24 Horodok; 25 Zozulynci; 26 Оnut; 27 Subicz; 28 Melnica-Podolska; 29 Studenyca; 30 Klasztor bakocki; 31 Komarów; 32 Komarów (Turecka chata); 33 Kormań; 34 Hałycia; 35 Wasyliwci; 36 Nahoriany; 37 Ladowa; 38 Nasławcze. Grodziska: 39 Pryłypcze; 40 Wasyliw; 41 Ruchotyn; 42 Raszków; 43 Pryhorodok; 44 Darabany; 45 Kapliwka; 46 Leńkowcy; 47 Nahoriany; 48 Babyn; 49 Kuliszówka; 50 Nepodtowe; 51 Wołoszkowe. Mury obronne: 52 obok miejscowości Potoczyszcze (długość 800 m); 53 obok miejscowości Hodiwciw (szerokość 8-10 m); 54 pomiędzy Chocinem a miejscowością Darabany (długość ponad 4 km ); 55 obok miejscowości Hrynczuk; 56 obok miejscowości Darabanyca (długość około 500 m); 57 w rejonie wiosek Rachniówka, Boryszkowcy i Kulczykiwyci (długość około 26,5 km); 58 obok miejscowości Makarówka (długość ponad 500 m); 59 obok wiosek Oleniówka, Kulcijiwci, Ustia (szerokość miejscami sięga 20 m); 60 obok miejscowości Hrusziwce. Zabytki historyczno-architektoniczne: 61 kościół (1614 rok) і cerkiew (koniec XIX początek XX w. w miejscowości Ustia-Zelene; 62 cerkiew (XVIII w.) і kościół (XIX w.) w miejscowości Koropec; 63 ruiny zamku w miejscowości Rakowec; 64 kościół (1590 r.) w miejscowości Żywobrody; 65 cerkiew św. Mikołaja (XVIII w.) w miejscowości Nahoriany; 66 - baszty zamku w miejscowości Nyrków; 67 klasztor (1763 r.) w miejscowości Zaliszczyki; 68 cerkiew Wniebowzięcia Najświętszej Marii Panny (1801 r.) і pałac (XIX w.) w miejscowości Dzwenyhorod; 69 cerkiew (XV-XVII w.) w miejscowości Ruchotyn; 70 resztki grodziska (X-XI w.), fragment wała Trajana, twierdza (XVII w.) і ruiny kościoła (XVIII w.) w miejscowości Okopy; 71 cerkiew ormiańska (XVIII w.), ściany twierdzy i ruiny zamku (XV-XVII w.) w miejscowości Żwanec; 72 twierdza (XIII-XVII w.) w mieście Chocin. Osady: 73 miasta centra obwodowe; 74 miasta; 75 miasteczka. Inne obiekty: 76 rzeki; 77 zbiorniki wodne; 78 granice geokompleksów; 79 drogi; 80 granice państw. Krajobrazy (typy terenów): 81 wyżyny lessowe, rozczłonkowane, z szarymi i ciemno-szarymi zbielicowanymi glebami, z grabowymi dąbrowami; 82 wyżyny denudacyjne z szarymi i ciemno-szarymi zbielicowanymi glebami, z grabowymi i bukowymi dąbrowami; 83 wyżyny akumulacyjno-denudacyjne, krasowe, z szarymi i ciemno-szarymi glebami i czarnoziemami zbielicowanymi, z wyspami lasów bukowych; 84 wyżyny towtrowe, pasowo-wypukłe, krasowe, zbudowane z rafowych wapieni, z szarymi glebami zbielicowanymi oraz czarnoziemami, z grabowymi dąbrowami; 85 wyżyny lessowe, faliste i płaskie, z szerokimi dolinami rzecznymi, podzielonymi jarami, balami, wciętymi do skał kredowych, z potężnymi czarnoziemami zbielicowanymi, z wysepkami grabowych lasów; 227

229 86 wysokie i średnie dniestrzańskie tarasy z czarnoziemami zbielicowanymi, ciemnoszarymi zbielicowanymi glebami, z wyspami dąbrów; 87 wysokie dniestrzańskie tarasy, rozczłonkowane dolinami, wciętymi do skał paleozoiku, z szarymi i ciemno-szarymi glebami zbielicowanymi, czarnoziemami głębokimi i dąbrowami grabowymi; 88 wysokie tarasy dniestrzańskie, podzielone dolinami, wciętymi do krystalicznych skał, z szarymi i ciemnoszarymi glebami zbielicowanymi, z wyspami dąbrów grabowych; 89 wyżyny lessowe z głębokimi dolinami, wciętymi do skał paleozoiku, z szarymi glebami zbielicowanymi, z wyspami dębowo-grabowych dąbrowy; 90 kaniony i doliny rzeczne, z szarymi leśnymi, darniowymi i łąkowymi glebami, z grabowymi dąbrowami, roślinnością stepową i łąkową; 91 rozczłonkowane wyżyny, z darniowymi zbielicowanymi i szarymi leśnymi glebami, z buczynami grabowymi; 92 wyżyny wysokich i średnich taras, rozczłonkowane, z darniowymi zbielicowanymi powierzchniowo-ogliejonymi glebami, z bukowymi dąbrowami i świerkowy-jodłowymi buczynami; 93 wyżyny niskich taras, słabo drenowane, z darniowo zbielicowanymi powierzchniowo-ogliejonymi darniowymi, łąkowymi oraz bagiennymi glebami, z dąbrowami; 94 przedgórskie piaszczysto-żwirowe tarasy zalewowe. Kanionowy typ krajobrazu charakterystyczny nie tylko dla doliny Dniestru, ale i jego licznych lewych dopływów. Rozcina on krajobrazy wysokich tarasów dniestrzańskich z szarymi i czarnoziemnymi glebami z grabowymi dąbrowami, które rozpościerają się na północ od rzeki Dniestr (ryc. 2). Jednak górne biegi lewych dopływów Dniestru uformowały się w granicach lessowych krajobrazów wyżynnych z szarymi glebami, z dąbrowami grabowymi i bukowymi. Krajobrazy, który przylegają do kanionu Dniestru z południa, należą do rodzaju wyżynnych, zkrasowiałych z szarymi i czarnoziemnymi glebami. We wschodniej części kanion Dniestru przecina towtrowy typ krajobrazu, który składa się z rafowych wapieni z czarnoziemami i szarymi glebami, z dąbrowami grabowymi. Dalej na południe od kanionu, mniej więcej po linii Iwano-Frankiwsk Czerniowce przebiega południowa granica Niżu Wschodnioeuropejskiego i Karpat, dlatego dalej na południe rozpowszechniony przedgórski typ krajobrazów wyżyny terasowe z glebami darniowo-bielicowymi i bielicowymi. Różnorodność geomorfologiczna kanionu związana z: 1) licznymi i wielkimi meandrami, tworzącymi żmijowe węzły (Pokucki, Podolski, Besarabski); 2) swoistym poprzecznym przekrojem doliny rzecznej górne części stoków doliny są mniej strome i składają się z skał gliniasto-piaszczystych w których rozwija się erozja płaszczyznowa i liniowa, osuwiska, a dolne - bardzo są strome i urwiskowe, ponieważ składają się z gipsów, wapieni, piaskowców, dolomitów, margli i argellitów z nimi jest związana erozja liniowa, masywne blokowe osuwiska i inne procesy; 3) tarasami, w których tarasy zalewowe i niskie (1 4) znajdują się w środku kanionów, a reszta, często rozmyte i słabo ujawnione, tworzą kilku poziomów w kierunku od kanionu do działów wodnych; 4) stokami różnej stromości i ekspozycji, z których najbardziej atrakcyjnymi są strome stoki (30-70 ) i turnie (więcej 70 ); wąskimi tarasami zalewowymi i wyspami w korycie rzecznym; 6) ostańcami i skalami (12 m wysokości) które się formują w skutek wiatrowej erozji i jaskiniami, grotami, wnękami, które formują się na skutek procesów abrazyjnych na brzegach Dniestrzańskiego zbiornika wodnego we wschodniej części kanionu; 7) zjawiskami krasowymi korozyjnymi żłobami i rowkami na powierzchni wyjścia wapieni i jaskiniami w gipsach (Andrejczuk, Pomohajlenko 2007). Geologiczna budowa kanionu jest niezwykle rozmaita. Jego powstanie, jak i kształtowanie dużych meander ma uwarunkowanie tektoniczne. W zboczach kanionu są widoczne pochyłe fałdy, pęknięcia tektoniczne, uskoki różnej amplitudy, struktury grzebieniopodobne itd. Kanion to unikatowy przyrodniczy muzeum geologiczny. Naturalne przekroje geologiczne głębokością do 240 m odsłaniają skały trzech er od paleozoicznej do kenozoicznej (pełny przekrój) (Andrejczuk, Pomohajlenko, 2007). Są to potężne warstwy skał osadowych różnej genezy: terygeniczne gliny, argielity, piaskowce, margle; chemogeniczne 228

230 gipsy, wapienie; biogeniczne wapienie, fosforyty, dolomity itd. Z nich najbardziej atrakcyjnymi są czerwone piaskowce dewony z rzadką fauną i florą, skały wapienne i gipsowe. Dosyć rozmaitymi są osady czwartorzędowe, które są przedstawione przez różne typy genetyczne: eoliczne (skały lessowe), aluwialne, proluwiallne, grawitacyjne, eluwialne i osady źródeł w wapieniach (trawertyny). Najbardziej atrakcyjnymi turystycznymi obiektami kanionu Dniestru są trawentynowe skały z jaskiniami, piaskowce, wapienie, margliste i piaszczyste łupki syluru i dewonu (ryc. 2). Wody powierzchniowe kanionu i obszarów otaczających to rzeki i liczne źródła. Sieć rzeczna tej części zlewiska Dniestru jest asymetryczna liczne lewe dopływy z dolinami w postaci kanionu i rzadkie, krótkie dopływy prawe. Na stromych stokach potoki, wodospady i wychody wód podziemnych źródła, w tym o właściwościach leczniczych (woda uważana przez ludność miejscową za świętą). Atrakcją jest Dniestrzański zbiornik wodny Dniestrzańskie morze. Zapora (40 m) i hydroelektrownia powstały w latach 80-ch w okolicach Nowodniestrowiska. Najważniejszymi wodnymi obiektami turystycznymi jest rzeka Dniestr, liczne źródła i wodospady na uboczach doliny, Dniestrzański zbiornik wodny, a także liczne dopływy Dniestru. Łożysko rzeki ma niezwykle kręty charakter, jego szerokość sięga od 100 do 200 m, a głębokość do 5 8 metrów z przewagą dna żwirowo-kamienistego i obecnością progów (Denysyk, 2007). W grudniu-styczniu Dniestr zamarza (średnia wieloletnia grubość lodu wynosi cm), a średnia trwałość okresu ze zjawiskami lodowymi wynosi około 85 dni. Prawie poziome występowanie skał górskich, które odsłaniają się na zboczach kanionu powodują wyjście na powierzchnię wód podziemnych w postaci źródeł różnej formy w kształcie wpływów punktowych i płaszczyznowych, czasem potężnych potoków. Spadająca po stromych uboczach woda źródłowa stwarza kaskady wodospadów. Źródłowe wody mają różny chemiczny skład i niektóre z nich mają właściwości lecznicze. O dużym religijnym znaczeniu źródeł w życiu ludności świadczą ustawione obok nich kapliczki i krzyże kamienne. Ciekawym w turystycznym planie jest Dniestrzański zbiornik wodny, który na wiele kilometrów zalał wschodnią część kanionu od miasta Chocina do Nowodnistrowska. Maksymalna jego szerokość wynosi więcej niż kilometr, a głębokość sięga do 40 m. Nie mniej atrakcyjnymi są długie lewe i krótkie prawe dopływy Dniestru, które również tworzą głębokie kaniony ze źródłami i wodospadami (ryc. 2). Kanion Dniestru cechuje się odrębnym klimatem, który jest uwarunkowany jego właściwościami geomorfologicznymi (stromymi zboczami, meandrami itp.), obecnością wodnej powierzchni rzeki i Dniestrzańskiego zbiornika wodnego, znacznym zalesieniem zboczy, licznymi wyjściami skał górskich pozbawionych roślinności. Klimat w kanionu jest cieplejszy i łagodniejszy w porównaniu z sąsiadującymi krajobrazami działów wodnych, mniejsze dobowo-roczne zmiany temperatury, duża wilgotność powietrza, słabe wiatry. Tutaj są dobre warunki dla ogrodnictwa, hodowli wczesnych jarzyn i odpoczynku, nie przypadkowo miasto Zaliczszyki uważano kiedyś kurortem klimatycznym (Andrejczuk, Pomohajlenko, 2007). Bogatym i różnorodnym jest świat roślinny kanionu. Nalicza się tutaj ponad gatunków wyższych roślin naczyniowych, w tym rzadkie gatunki endemiczne i reliktowe. Zależnie od różnorodności warunków krajobrazowo-ekologicznych są rozpowszechnione różne zbiorowiska: 1) leśne lasy dębowo-grabowe (dąb skalny i szypułkowy) z domieszkami klonu, jaworu, lipy, jesionu, czereśni i lasy dębowe z dębu skalnego, a na łęgach - olszyny i wierzby; 2) krzaczaste (głóg, jarzębina, darń, akacja, dzika róża, niwa, berberys, leszczyna, stepowa wiśnia i wiele innej); 3) stepowe (różne gatunki traw, ostnica, kostrzewa owcza, goździk, przetacznik, barwinek i wiele innych - około 100 rodzajów). W celu ochrony świata roślinnego w kanionie są stworzone botaniczne rezerwaty Obiegowa i "Żyżawski 229

231 las i botaniczny zabytek przyrody Podolska dąbrowa (ryc. 2). Rzadkie egzotyczne i reliktowe rodzaje roślin rosną w stworzonych przez człowieka kompleksach parkowoogrodowych, najbardziej znaczącymi wśród których są Koropecki, Zaliszczycki, Wiknianski, Chocinski, które zlokalizowane w zaludnionych miejscowościach o takiej samej nazwie (ryc. 2). Mało zmieniona szata roślinna kanionu Dniestru jest schroniskiem dla licznych zwierząt. Tu nalicza się ponad 230 gatunków zwierząt, między innymi ptaków 140, ssaków 29, płazów 11 i gadów 11 (Andrejczuk, Pomohajlenko, 2007). W kanionie można spotkać sarny europejskie, bielaków, lisy, dzików, kuny, borsuków, dzikie koty, tchórzy, łasice, różne gryzonie i inne. Bogata jest pacierzowa fauna wodnej biocenozy dominują gatunki z rodziny karpiowatych, spotykają się gatunki z rodzin okoni, sumów, jesiotrowych, szczupaków i in. (Denysyk, 2007). Pokrywa glebowa kanionu Dniestru również rozmaita, co związano z litologią skał, stromością zboczy, charakterem uwilgotnienia i szaty roślinnej (ryc. 2). Na dnie kanionu na niskich tarasach są rozpowszechnione gleby łąkowe, powyżej na skałach karbonarskich formowały się zubożałe gleby darniowo-karbonarskie, na górnych, bardziej pochyłych uboczach ze skałami lessowymi, są rozpowszechnione szare leśne gleby, na bardzo stromych uboczach, które się składają z piaskowców i wapieni, gleby są kamieniste inicjalne albo w ogóle nie obecne. Antropogeniczne (kulturowe) walory turystyczne Najdawniejszymi i najbardziej atrakcyjnymi dla turystyki obiektami antropogenicznoprzyrodniczymi w kanionie Dniestru są skalne kompleksy jaskiniowe, ślady ludzkiej działalności w których zachowały się z paleolitu (Ridusz, 2009). Sporo takich obiektów, które pełniły funkcje religijne pojawiło się ХІ ХІІ wieku w związku z rozpowszechnieniem chrześcijaństwa (ryc. 2). W kanionie Dniestru i na pobliskich obszarach są liczne pozostałości obronnych zabudowań różnych wieków grodziska i często z nimi powiązanych długich wałów (ryc. 2). Długie wały, które zachowały się do dziś, inaczej nazywają «trajańskimi wałami» lub «tureckimi wałami». Sięgają one wysokości do 2 m przy szerokości od 3 do 8-10 m (maksymalna szerokość do 20 m przy wysokości 10 m) i mają długość do kilku kilometrów (Doslidzennia, 1998). W osadach, które są rozmieszczone w kanionie Dniestru i w jego pobliżu, dobrze zachowały się liczne zabytki historyczno-architektoniczne z XIV XX wieku (Doslidzennia, 1998; Stecjuk, 2001), szereg z nich (przeważnie cerkwie) pełnią swoje funkcje i dziś (ryc. 2). Podsumowanie i wnioski Kanion Dnistra to glęboko wcięty w Wyrzynę Podolską odcinek doliny rzeki Dniestr o długosci około 500 km.turystyczne walory przyrodnicze tego terenu związane z rozmaitymi krajobrazami (Cholawczuk, 2008), rzezbą (wielkie meandry, tarasy, strome żbocza, ostańce, wyspy w korycie, formy krasowe), odsłonieńciami skał (ot paleozoiku do kenozoiku), swoistymi warunkami klimatycznymi, licznymi zródłami, obecnością zbiornika Dnistrzańskigo, róznorodnością roslinności i świata żwierzęcego. O turystycznych walorach kulturowych decydują liczne zabytki historyczne: grodżiska, waly obronne, monastery jaskinne, fortecy, pałace, cerkwie i in. Znaczna różnorodność warunków przyrodniczych, duża ilość atrakcyjnych obiektów przyrodniczych i antropogenicznych stwarzają w kanionie Dniestru sprzyjające warunki dla uprawnienia różnych rodzajów i form turystyki (Dnistrowskyj, 2009), między innymi, poznawczej (przyrodniczej, kulturowej, krajoznawczej), wypoczynkowej, kwalifikowanej (żeglarskiej, kajakowej, speleologicznej), zdrowotnej, religijnej itd. Ich rozwój powstrzymuje 230

232 się dziś nieobecnością należnego zagospodarowania turystycznego, brakiem informacji turystycznej i niedostateczną organizacją ruchu turystycznego. Ruch turystyczny aktywny jest tylko w okresie letnim, kiedy odbywają się spławy po rzece Dniestr, które organizują się przez biura turystyczne miast Iwano-Frankowsk, Tarnopol i in., jak jedno tak i kilkudniowe, z noclegiem w namiotach. Perspektywy rozwoju turystyki w regionie powiązane z utworzeniem w najbliższych latach przyrodniczego parku narodowego obejmującego cały obszar kanionu Dniestru (Dnistrowskyj, 2009). Literatura: Andrejczuk W., Pomohajlenko A., 2007, Dnistrowskij kanjon, [w:] Riczkowi dolyny: pryroda-landszafty-ludyna, Czerniwci-Sosnowec, s (w jęz. ukraińskim). Atlas geograficzny. Świat, PPWK, Warszawa, s Cholawczuk D., 2008, Estetyczno-rekreacijni jakosti landszaftiw dolyny Seredniogo Dnisdtra, [w:] Uczonyje zapiski Tawrijskogo nacionalnogo uniwersytetu im.w.wernadskogo, seria geografia, t. 21, s (w jęz. ukraińskim). Dawydczuk W., Marynycz O., Matwiiszyna Z., Melnyk A., 2007, Landszafty Ukrainy, Karta massztabu 1: , Wyd. DNWP Kartografia, Kyjiw, s. 347 (w jęz. ukraińskim). Denysyk H. (red.), 2007, Serednie Prydnistrowia, Wyd. Teza, Winnyca, s. 357 (w jęz. ukraińskim). Dnistrowskyj kanion unikalna terytoria turyzmu: Materialy miznarodnoji naukowopraktycznoji konferencii (16-18 trawnia 2009 r.), 2009,Ternopil, s.204 (w jęz. ukraińskim). Doslidzennia Dnistra, 1998, Towarystwo Lewa, Lwiw-Kyjiw, s.185 (w jęz. ukraińskim). Ridusz B., 2009, Skelno-peczerni antropogenni kompleksy w landszafti Dnistrowskogo kanionu, [w:] Riczkowi dolyny: pryroda-landszafty-ludyna, Czerniwci-Sosnowec, s (w jęz. ukraińskim). Stecjuk W. (red.), Kulturni grona Dnistra, Wyd. Lileja-NW, Iwano-Frankiwsk, s. 254 (w jęz. ukraińskim). Abstract Dniester Canyon occupies a middle flow of the Dniester within Podolski Hills. Natural tourist resources are associated with a variety of relief and geological structure, unique climate and water facilities, and soil vegetation and unique landscapes. Anthropogenic tourist sites are garden park facilities, natural and man-made rock - cave complexes, settlement, long shafts, castles, churches, etc. Key words: Dniester Canyon, tourist resources, landscapes. 231

233 Klimczyk Mariusz, Paradziński Marcin Jerzy. Rozwój fizyczny i sprawność motoryczna zawodników trenujących i nie trenujących speedrower. The physical development and motor efficiency in training players and high-twin towns. Journal of Health Sciences. 2013;3(15): ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised Accepted: Rozwój fizyczny i sprawność motoryczna zawodników trenujących i nie trenujących speedrower The physical development and motor efficiency in training players and high-twin towns Mariusz Klimczyk, Marcin Jerzy Paradziński Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy Mariusz Klimczyk, Bydgoszcz ul. Gdyńska 8A Tel , klimczyk1956@poczta.onet.pl Summary The aim of the study was a comparative analysis of growth rates of motor riders in Torun Speedway Association and their peers in Siberia Exile High School no. 6 in Torun. The research included 10 students of the School No. 6 in Torun, and 10 players of cycle speedwayclub at the age of years. As a research tool used assessment of physical development and physical fitness. Used basic statistical methods. Studies have shown differences in physical development and physical fitness for the benefit of athletes trained cycle speedway. Keywords: physical development, motor development, cycle speedway Streszczenie Celem badań była: analiza porównawcza tempa wzrostu wskaźników motorycznych zawodników Toruńskiego Stowarzyszenia Żużlowego oraz ich rówieśników z Liceum nr. 6 im. Zesłańców Sibiru w Toruniu. Badania objęły 10 uczniów Liceum nr 6 w Toruniu oraz 10 zawodników Toruńskiego klubu speedrowerowego w wieku lat. Jako narzędzie badań zastosowano ocenę rozwoju fizycznego i sprawności fizycznej. Wykorzystano podstawowe metody statystyczne. Badania wykazały różnice w rozwoju fizycznym i sprawności fizycznej na korzyść zawodników trenujących speedrower. Słowo kluczowe: rozwój somatyczny, rozwój motoryczny speedrower 232

234 Wprowadzenie Rozwój fizyczny człowieka to całokształt biologicznych procesów, które prowadzą do przekształcenia zarodka w organizm złożony pod względem struktury i funkcji, przystosowany do samodzielnego istnienia i zdolny do przedłużenia gatunku. Wyraża się on w przemianach wszystkich narządów i układów, które podlegają rozrostowi i dojrzewaniu. Rozrost to zmiany ilościowe, polegające na zmianach jakościowych, które powodują ujawnianie się odrębności organizmu w poszczególnych okresach rozwojowych a dojrzewanie, na pojawianiu się nowych funkcji, których dotychczas organizm nie był w stanie wykonywać, mimo że posiadał odpowiednie struktury anatomiczne [Wolański, 2006]. Natomiast według Kopczyńska-Sikorska (1986) rozwój fizyczny to całokształt procesów doskonalenia morfologii i funkcji komórek, tkanek i narządów oraz ustroju jako całości. Procesy te charakteryzują się etapowością i zróżnicowanym kierunkiem zmian, pojawiają się okresowe zakłócenia i odchylenia, co jest zjawiskiem prawidłowym i normalnym [Cieślik, 1979]. Sprawność fizyczna jest wynikiem codziennej aktywności i zakodowanych indywidualnych możliwości. O jej poziomie i rodzaju decyduje nie tylko suma zdolności motorycznych, ale i wzajemne stosunki i zależności między tymi składnikami oraz między nimi a budową fizyczną. Aktywność ruchowa jest jednym z ważniejszych czynników stymulujących rozwój zdolności adaptacyjnych Sprawność ta jest efektem wyćwiczenia powodującego przestrojenie regulacyjnych funkcji układu nerwowego i zmianę czynności całego organizmu ( Denisiuka,1969; Chromiński, 1987 ). Speedrower jest w Polsce młodą dyscypliną i nie zostały przeprowadzone oraz udokumentowane żadne badania dotyczące wpływu tego sportu na rozwój sprawności fizycznej i motorycznej, jest połączeniem sportu rowerowego oraz żużla. Zawody rozgrywane są na torze szutrowym o starcie betonowym. Zawodnicy stratują w czteroosobowym biegach ze startu wspólnego (rys 1). Po zwolnieniu taśmy startowej typu żużlowego speedrowerzyści mają do pokonania cztery okrążenia o długości metrów. Zawodnicy mają do objechania w zależności od rodzaju zawodów 5 do 7 biegów. Za miejsca na mecie przyznawane są punkty odpowiednio za pierwsze miejsce 4 punkty, drugie 3 punkty, trzecie 2 punkty oraz ostatnie 1 punkt. Rywalizacje w speedrowerze charakteryzuje walka bezpośrednia, ponieważ w wyścigach dochodzi do kontaktu pomiędzy zawodnikami. Nierzadko sportowcy wykorzystują masę swojego ciała w celu wyprzedzenia rywala i 233

235 zdobycie jak najlepszej pozycji na mecie (rys. 2). Suma punktów zdobytych w poszczególnych biegach daje wynik współzawodnictwa w rywalizacji indywidualnej, parowej oraz drużynowej. Rys. 1. Przedstawia start ze startu wspólnego (żródło: internet) Rys. 2. Przedstawia rywalizacje w biegu speedrowerowym: (źródło: archiwum własne) Celem badań była: analiza porównawcza tempa wzrostu wskaźników motorycznych zawodników Toruńskiego Stowarzyszenia Żużlowego oraz ich rówieśników z Liceum nr. 6 im. Zesłańców Sibiru w Toruniu. Badania nastawione na realizację tego celu posłużą przede wszystkim do porównania poziomu rozwoju sprawności fizycznej. Materiał i metody badań. Badania objęły 10 uczniów Liceum nr 6 w Toruniu oraz 10 zawodników Toruńskiego klubu speedrowerowego. Przebadane osoby są w wieku lat. 234

236 45 minut. W Liceum nr. 6 - lekcje wychowania fizycznego odbywają się trzy razy w tygodniu po Zawodnicy uprawiający speedrower w sezonie trenują na torze do speedrowera trzy razy w tygodniu po minut oraz bierze udział w zawodach od dwóch do sześciu razy w miesiącu. Natomiast w okresie roztrenowania ćwiczą na sali dwa raz w tygodniu oraz uczęszczają na basen. W toku realizacji problemu badawczego wykorzystano metodę obserwacji pedagogicznej. Uczniowie w gabinecie higienistki szkolnej poddani zostali badaniom antropometrycznym, składające się z pomiarów: wysokości i masy ciała oraz obwodowi uda. Natomiast zawodnicy trenujący odbyli podobne badania na sali przed jednym z treningów. Do określenia cech somatycznych posłużono się pomiarami wysokości i masy ciała. Wysokość ciała zmierzono za pomocą wysokościomierza, natomiast masę ciała zmierzono przy pomocy wagi lekarskiej. Obwód uda i łydki zmierzono za pomocą miary krawieckiej. Z antropologicznego punktu widzenia pomiary obwodu uda wykonano na wysokości poniżej fałdy pośladkowej, zaś pomiar obwodu podudzia w najszerszym punkcie łydki. Dla określenia smukłości ciała badanych chłopców posłużono się wskaźnikiem masa ciala wgramach 100 x Rohrera obliczanego według wzoru: 3 ( wysoko śyciala wcm) Stosując typologie Kretschmera według skali podanej przez E.Curtisa przyjęto, że osobnicy cechują się budową w zależności od wskaźnika: - X 1.28 reprezentują typ lepto somatyczny reprezentują typ atletyczny X reprezentują typ pykniczny Zdolności motoryczne określono przy pomocy zestawu testów składających się z pięciu prób. Testy były przeprowadzone w ramach treningów przed sezonowych w klubie speedrowerowym. Próby były wykonane w ciągu jednego dnia. Ze sposobem wykonywania poszczególnych prób badani zostali zapoznani bezpośrednio przed ich wykonaniem, obowiązywał strój sportowy. Badania które zostały przeprowadzone na Sali gimnastycznej zostały poprzedzone 15 minutową rozgrzewką przeprowadzoną przez trenera. 235

237 testów: Przeprowadzono próby sprawności fizycznej, które były zaczerpnięte z następujących - skok w dal z miejsca próba mocy (siły nóg) według międzynarodowego testu sprawności fizycznej (Fuljanty, Kozar 1997); - skok dosiężny- próba mocy (siły nóg) według testu EUROFIT; - rzut piłką lekarską oburącz w tył próba mocy (siły rąk) według testu sprawności fizycznej dla dzieci i młodzieży Z. Chromińskiego; - bieg wahadłowy 10 x 5m - próba zwinności według testu sprawności motorycznej L. Denisiuka; Chwyt pałeczki Ditricha próba zdolność szybkiej reakcji według próby opisanej w książce Kształtowanie i diagnozowanie koordynacyjnych zdolności motorycznych - Raczek J., Mynarski W., Ljach W (2002). Zgromadzone wyniki badań scharakteryzowano za pomocą metod statystycznych przyjętych. W tego rodzaju badaniach. W analizie badanych cech posłużono się wyliczeniami z następujących wzoru (Drozdowski, 1998): Średnia arytmetyczna: X n x gdzie: X - średnia arytmetyczna Wyniki x - suma wyników poszczególnych zawodników n liczba osób biorących w badaniu. Zauważalnym przejawem rozwoju biologicznego człowieka jest budowa jego ciała, która daje możliwość wykonania odpowiedniej aktywności ruchowej (Osiński 2000). Analiza porównawcza wyników badań wysokości ciała chłopców w wieku 17 i 18 lat z Liceum nr 6 i zawodnikami klubu speedrowwerowego wykazała, że indywidualna wysokość chłopców z Liceum nr 6 kształtuje się w przedziale od cm, przy średniej arytmetycznej 175,1 cm. W klubie sportowym mieści się w przedziale cm przy średniej cm (tab. 1, rys 3). 236

238 Tabela 1. Porównanie wysokości ciała chłopców Pomiar Badani N Max. Min. X Wysokość ciała (cm) Liceum nr ,1 TSŻ Toruń Liceum nr.6 TSŻ Toruń Maksymalna wysokość ciała Minimalna wysokość ciała Średnian arytmetyczna Rys.3. Porównanie wysokości ciała chłopców w Liceum nr 6 i klubie TSŻ Toruń Porównanie masy ciała chłopców z Liceum nr.6 i trenujących w klubie speedrowerowym.wykazało że masa ciała chłopców uczęszczających do Liceum kształtuje się od 54,5 do 81 kg przy średniej arytmetycznej 67,2 kg. Z kolei pomiary tej cechy chłopców z klubu speedrowerowego wahają się od 58 do 82,5 przy średniej arytmetycznej 70,15 kg (tab. 2., ryc. 4). Tabela 2. Porównanie masy ciała chłopców Pomiar Badani N Max. Min. X Masa ciała (kg) Liceum nr ,5 67,2 TSŻ Toruń 10 82, ,15 237

239 Liceum nr.6 TSŻ Toruń Maksymalna masa ciała Minimalna masa ciała Średnian arytmetyczna Rys.4. Przedstawia porównanie masy ciała chłopców (kg) Dla określenia smukłości ciała badanych chłopców posłużono się wskaźnikiem Rohrera masa ciala wgramach 100 x obliczanego według wzoru: 3 ( wysoko śyciala wcm) Stosując typologie Kretschmera według skali podanej przez E. Curtisa przyjęto, że osobnicy cechują się budową w zależności od wskaźnika: - X 1.28 reprezentują typ lepto somatyczny reprezentują typ atletyczny X reprezentują typ pykniczny Analiza smukłości ciała wykazała, że typ lepto somatyczny posiada 60 % chłopców z liceum i 70 % zawodników. Natomiast typ atletyczny odpowiednio 30 % i 20 %. Ciekawe, że typ pykniczny posada po jednej osobie z badanych grup (tab 3, rys 5). Tabela 3. Charakterystyka liczbowa typów somatycznych chłopców na podstawie wskaźnika Rohrera. Badani Ilość Typ lepto somatyczny Typ atletyczny Typ pykniczny N % N % N % Liceum nr TSŻ Toruń

240 Typ leptosomatyczny Typ atletyczny 20 Typ pikniczny 10 0 Liceum nr.6 TSŻ Toruń Rys.5. Wykres procentowy typów sylwetki chłopców w Liceum nr 6 oraz klubie speedrowerowym. Analiza porównawcza wyników badań obwodu uda chłopców w wieku 17 i 18 lat z Liceum nr 6 i zawodnikami klubu speedrowwerowego wykazała, że badany parametr u chłopców z Liceum nr 6 kształtuje się w przedziale od 46 do 64 cm, przy średniej arytmetycznej 52,1 cm. W klubie sportowym waha się od 48 do 62 cm, przy średniej 52,8 cm (tab.. 4, rys 6). Tabela 4. Porównanie obwodu ud chłopców Pomiar Badani N Max. Min. X Obwód uda (cm) Liceum nr ,1 TSŻ Toruń , Liceum nr.6 TSŻ Toruń Maksymalny obwód uda Minimalny obwód uda Średnian arytmetyczna Rys.6. Porównanie obwodu uda chłopców (cm). 239

241 Analiza wyników obwodu podudzia wykazała, że uczniowie Liceum osiągnęli wyniki wahające się od 34 do 41 cm przy średniej arytmetycznej 37,3 cm. Z kolei wyniki chłopców trenujących w klubie sportowym wyglądały następująco i kształtowały się na poziomie od 42,5 do 34,2 cm przy średniej arytmetycznej 38,6 cm (tab.5, rys 7). Tabela 5. Porównanie obwodu łydki chłopców Pomiar Badani N Max. Min. X Obwód łydki (cm) Liceum nr ,3 TSŻ Toruń 10 42,5 34,2 38, Liceum nr.6 TSŻ Toruń Maksymalny obwód uda Minimalny obwód uda Średnian arytmetyczna Rys.7. Porównanie obwodu łydki chłopców (cm). Pod pojęciem motoryczności rozumiemy całokształt ruchowych możliwości człowieka zarówno w znaczeniu ilościowym jak i jakościowym oraz dotyczy przede wszystkim poruszanie się człowieka przestrzeni na skutek zmian położenia ciała lub jego poszczególnych części (Osiński 2000). Analiza wyników skoku w dal z miejsca chłopców uczęszczających do Liceum nr 6 w Toruniu oraz zawodników toruńskiego klubu speedrowerowego wykazała, że uczniowie Liceum osiągnęli wyniki wahające się od 189 do 256 cm przy średniej arytmetycznej 226,5 cm (tab. 6, rys 8). Z kolei wyniki chłopców trenujących w klubie sportowymi mieściły się w granicy od 209 do 273 cm przy średniej arytmetycznej 242,5 cm. 240

242 Tabela 6. Porównanie skoku w dal z miejsca chłopców Pomiar Badani N Max. Min. X Skok w dal z miejsca (cm) Liceum nr TSŻ Toruń Liceum nr.6 TSŻ Toruń Maksymalna odległość skoku Minimalna odległość skoku Średnian arytmetyczna skoków Rys.8. Porównanie skoków w dal z miejsca chłopców (cm) Kolejne pomiar dotyczy wyników skoku dosiężnego, gdzie uczniowie Liceum nr. 6 uzyskali rezultaty wahające się od 37 do 57 cm, przy średniej arytmetycznej wynoszącej 45,2 (tab. 7, rys 9). Z kolei młodzi sportowcy zanotowali wyniki kształtujące się na poziomie od 42 do 65 cm, przy średniej arytmetycznej 47,9 cm. Tabela 7. Porównanie skoku dosiężnego chłopców Pomiar Badani N Max. Min. X Skok dosiężny (cm) Liceum nr ,2 TSŻ Toruń

243 Maksymalny wynik skoku Minimalny wynik skoku Liceum nr.6 TSŻ Toruń Średnia arytmetyczna skoków Rys.9. Porównanie wyników w skoku dosiężnego chłopców (cm). W tabeli 8 przedstawiono analizę wyników rzutu piłką lekarska w tył ponad głową. Wynika z nich, że uczniowie Liceum nr. 6 uzyskali rezultaty na poziomie od 8,35 do 14,15 m., przy średniej arytmetycznej 11,15 m. Natomiast zawodnicy klubu sportowego uzyskali wyniki wahające się od 8,90 do 14,92 m., przy średniej arytmetycznej 11,29 m. Wyliczone wartości wskazują, że średnia tego testu jest lepsza zawodników klubu sportowego. Tabela 8. Porównanie rzutu piłką lekarską w tył Pomiar Badani N Max. Min. X Rzut piłką lekarską w tył (m) Liceum nr ,15 8,35 11,15 TSŻ Toruń 10 14,92 8,90 11,29 242

244 Liceum nr.6 TSŻ Toruń Maksymalny wynik rzutu Minimalny wynik rzutu Średnia arytmetyczna rzutów Rys.10. Prezentuje porównanie wyników rzutu piłką lekarską w tył (m.). Analiza wyników biegu wahadłowego 10 x 5 metrów wykazała, że uczniowie liceum nr. 6 uzyskali wyniki na poziomie od 15,62 do 20,41 s, przy średniej arytmetycznej 18,34 s.(tab. 9, rys 11). Natomiast wyniki biegu chłopaków trenujących w klubie sportowym wahają się od 14,79 do 17,22 s, przy średniej arytmetycznej równej 16,26 s. Wyliczone wyniki wskazują, że różnica miedzy biegiem 10 x 5 metrów chłopców w wieku 17 i 18 lat jest statystycznie istotna na korzyść zawodników z klubu sportowego. Tabela 9. Porównanie biegu wahadłowego 10 x 5 metrów Pomiar Badani N Max. Min. X Bieg wahadłowy 10 x 5 m. (s) Liceum nr ,62 20,41 18,34 TSŻ Toruń 10 14,79 17,22 16,26 243

245 25 20 Maksymalny wynik biegu Minimalny wynik biegu 5 0 Liceum nr.6 TSŻ Toruń Średnia arytmetyczna biegów Rys.11. Prezentuje porównanie wyników biegu wahadłowego 10 x 5 metrów. Tabeli 10 przedstawia analizę wyników szybkości reakcji chłopców na opadającą laskę. Wynika z nich, że szybkość reakcji chłopców nie trenujących przedstawiona w centymetrach wahają się od 11 do 22 cm, przy średniej arytmetycznej 17,1 cm. Natomiast wyniki zawodników trenujących wahają się od 12 do 23 cm, przy średniej arytmetycznej równej 17,9 cm. Wynika z tego że różnica miedzy wynikami zawodników trenujących i nie trenujących jest na korzyść chłopców nie uprawiających speedrowera. Tabela 10. Porównanie wyników szybkości reakcji w teście chwytu pałeczki Ditricha Pomiar Badani N Max. Min. X Szybkość reakcji (cm) Liceum nr ,1 TSŻ Toruń , Maksymalna szybkość reakcj Minimalna szybkość reakcji 5 0 Liceum nr.6 TSŻ Toruń Średnia arytmetyczna reakcji Rys.12. Prezentuje porównanie wyników szybkości reakcji (cm.). 244

246 Podsumowanie, wnioski Badania potwierdziły ogólnie przyjęte założenia założoną że osoby trenujące speedrower osiągną lepsze wyniki w testach sprawności fizycznej niż grupa kontrolna nie trenująca. W celu uzyskania bardziej miarodajnych wyników trzeba przeprowadzić pomiary na większej liczbie badanych. Wnioski Zawodnicy trenujący i nie trenujący w wieku lat. - średnia arytmetyczna wysokości ciała chłopców trenujących jest o 2,8 cm wyższa. - średnia arytmetyczna masy ciała wykazała, że chłopcy trenujący są o prawie 3 kilo ciężsi. - średnia arytmetyczna obwodów uda wykazała, że chłopcy trenujący mają o 0,7 centymetra większy. - średnia arytmetyczna obwodów podudzia wykazała, że trenujący chłopcy mają o 1,3 centymetra większy. Oceniając smukłość budowy ciała zaobserwowano, iż największy procent chłopców trenujących (70%) i nie trenujących (60%) ma budowe leptosomatyczną. Typ atletyczny posiada 30% chłopców z Liceum nr.6, a 20% z klubu speedrowerowego. Najmniejszy procent badanych posiada typ pykniczny, zarówno trenujących i nie trenujących jest to 10% W badaniach zdolności motorycznej stwierdzono: w skoku w dal z miejsca wynik lepszy o 16 centymetrów uzyskali chłopcy z klubu speedrowerowego; w skoku dosiężnym lepszy wynik o 2,7 centymetra uzyskali chłopcy uprawiający speedrower; w rzucie piłką lekarską w tył lepszy wynika o 0,14 metra uzyskali chłopcy z klubu speedrowerowego; w biegu wahadłowym 10 x 5 metrów lepszy wynik o 2,08 sekundy uzyskali chłopcy uprawiający speedrower w teście chwytu pałeczki Ditricha lepszy wynik o 0,8 centymetra uzyskali chłopcy nie uprawiający speedrower. 245

247 Literatura 1. Chromiński Z. (1987), Aktywność ruchowa dzieci i młodzieży. IWZZ, Warszawa. 2. Cieślik J. (1979), Wielopoziomowy rozwój fenotypowy populacji i osobnika w ontogenezie, Wydawnictwo Naukowe Uniwersytetu im. A. Mickiewicza, Poznań 3. Denisiuk L., H. Milicerowa (1969), Rozwój sprawności motorycznej dzieci i młodzieży w wieku szkolnym. PZWS, Warszawa, 4. Drozdowski Z. (1998), Antropometria w wychowaniu fizycznym, AWF, Poznań. 5. Fulianty M., Kozar J. (1997), Testy sprawności fizycznej i próby wydolnościowe, WOM, Częstochowa 6. Kopczyńska-Sikorska J. (1986), Ogólne zasady diagnozowania poziomu i dynamiki rozwoju somatycznego, PZWL, Warszawa 7. Osiński W. (2000), Antropomotoryka, AWF, Poznań. 8. Raczek J., Mynarski W., Ljach W. (2002), Kształtowanie i diagnozowanie koordynacyjnych zdolności motorycznych, AWF Katowice. 9. Wolański N. (2006), Rozwój biologiczny człowieka, PWN, Warszawa. 246

248 Mirosław Rurek, LOKALNE ZMIANY ŚRODOWISKA PRZYRODNICZEGO WYWOŁANE DZIAŁALNOŚCIĄ BOBRA EUROPEJSKIEGO (CASTOR FIBER L.) W OKOLICY TRZEBCIN (POWIAT TUCHOLSKI), Local changes of the nature environments called with activity of the European beaver (castor fiber L.) in vicinity the Trzebciny (administrative district tucholski). Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst w został zamieszczony w niepunktowanym czasopiśmie Promotio Geographica Bydgostiensia, tom IV, 2009, s ,ISBN LOKALNE ZMIANY ŚRODOWISKA PRZYRODNICZEGO WYWOŁANE DZIAŁALNOŚCIĄ BOBRA EUROPEJSKIEGO (CASTOR FIBER L.) W OKOLICY TRZEBCIN (POWIAT TUCHOLSKI) Local changes of the nature environments called with activity of the European beaver (castor fiber L.) in vicinity the Trzebciny (administrative district tucholski) Mirosław Rurek Uniwersytet Kazimierza Wielkiego Abstrakt:. Na podstawie badań terenowych w Borach Tucholskich (okolice Trzebcin) przedstawiono lokalne zmiany środowiska przyrodniczego wywołane działalnością bobra. Autor przedstawia kilka reprezentatywnych stanowisk w celu rozpoznania współczesnej działalności. Słowa kluczowe: Bory Tucholskie, bóbr, działalność bobra, stawy bobrowe, osady Wprowadzenie Pierwsze wzmianki na temat występowania bobrów w Polsce pochodzą z X w., kiedy to bóbr otaczany był opieką książąt, a polować na niego mogli jedynie panowie ówczesnych terenów (Czech, 2000). Polowania miały na celu pozyskanie futra, mięsa i stroju bobrowego (wonnej wydzieliny gruczołów), przez co gatunek ten ulegał stopniowej regresji. Na przestrzeni wieków X-XX liczebność tego ssaka sukcesywnie spadała a stanowiska 247

249 utrzymywały się w dorzeczach niektórych rzek. W latach 70 ubiegłego stulecia nastąpiła reintrodukcja bobra w dorzecze Wisły, w tym również we wschodnią część Borów Tucholskich (Sobieralska, 1998). Rozmnożenie tego gatunku we Wdeckim Parku Krajobrazowym spowodowało, że na przełomie lat odnotowano 28 stanowisk ze 112 osobnikami (Tobolski, 2003). Obecnie prowadzona jest inwentaryzacja bobra pod względem występowania i działalności na obszarach nadleśnictw i parków krajobrazowych w województwie Kujawsko Pomorskim. Na podstawie danych (Tab. 1) uzyskanych z Nadleśnictw Przymyszewo i Rytel oraz z Krajeńskiego Parku Krajobrazowego wynika, że w ciągu ostatnich 10 lat populacja tych gryzoni się rozrasta. Znane są opracowania dotyczące różnych obszarów Polski, które zawierają opisy przyrostu populacji bobra na jednym cieku i jego mniejszych dopływach (Kajtoch 2003, Kobojek 2005). Wzrost liczby bobrów związany jest z podejściem ludności lokalnej do jego egzystowania, które wywołuje konflikty na linii rolnik leśnik. Można określić pozytywne i negatywne skutki jego działalności dla środowiska przyrodniczego i gospodarki człowieka. Zmiany, które wywołuje dotyczą najbliższego obszaru jego bytowania. Ssak ten buduje tamy, żeremia i kopie nory, a w szczególności zgryza drzewa. Ma duży wpływ na lokalne stosunki wodne, gdyż budując tamy tworzy stawy bobrowe, w których zachodzi sedymentacja materiału niesionego przez ciek, poprzedzona retencją wody. We współczesnych warunkach stawy bobrowe przyczyniają się do powstawania torfowisk, które występują na obszarze Polski (Tobolski, 2003) i za granicą (Wells i in., 2000). Okupacja dolinek przez bobry prowadzi do powstania charakterystycznego profilu schodkowego doliny w profilu podłużnym. Z reguły na Niżu Polskim miąższość osadów gromadzonych w takich systemach jest mała. Znane są przypadki występujące na terenie USA, gdzie akumulowane osady w stawach bobrowych tworzą skarpy i rampy w dolinach (Persico, 2006). Tab. 1. Liczebność bobrów na przykładzie nadleśnictw i parku krajobrazowego Lp. Źródło Orientacyjna liczba osobników (w sztukach) Powierzchnia administrowana (w hektarach) Rok przeprowadzonej inwentaryzacji 1. Nadleśnictwo Przymuszewo Nadleśnictwo Rytel Krajeński Park Krajobrazowy

250 Źródło: opracowanie własne na podstawie danych uzyskanych z nadleśnictw Położenie obszaru badań, cel i metody Obszar badań znajduje się w Borach Tucholskich, a dokładnie w północno wschodniej części powiatu tucholskiego, w gminie Cekcyn (Ryc. 1). Obszar został podzielony przez autora, ze względu na występowanie i działalność bobrów na dwa podobszary A i B. Przeważają w nim tereny porośnięte lasem, które maskują naturalne obniżenia terenu, czyli doliny i wytopiska. Utrudnia to lokalizację tam bobrowych i sprawia, że utworzone w ten sposób zbiorniki są małych rozmiarów. Głównym celem badań jest opisanie działalności bobra w okolicy Trzebcin i jego wpływu na środowisko przyrodnicze oraz inwentaryzacja miejsc, w których jest widoczna działalność tego ssaka. Ryc. 1. Lokalizacja obszarów badawczych na tle Polski 249

251 Źródło: Opracowanie własne na podstawie map topograficznych Wykonano analizę środowiska poprzez badania terenowe, dzięki którym zlokalizowano obszary poddane następnie szczegółowej analizie. Analiza szczegółowa polegała na opisaniu morfometrii wybranych tam bobrowych (Tab. 2) i ustalenia strefy oddziaływania bobra w przestrzeni od tamy. Jest to niezwykle istotne, ponieważ materiał budulcowy (drzewa, krzewy) jest jednym z wyznaczników ich zasiedlenia. Budowa geologiczna i miąższość osadów występujących w obszarach badań rozpoznana została dzięki wkopom i odwiertom wykonanym podczas badań terenowych obszarów, następnie przedstawiona na szkicu geologicznym (Ryc. 2) wykonanym na podstawie szczegółowej mapy geologicznej w skali 250

252 1:50000, arkusz Cekcyn 204. Do podkładu topograficznego wykorzystano mapy topograficzne w skali 1: Tab. 2 Charakterystyka tam bobrowych Lp. Numeracja stanowiska Lokalizacja tam Długość tamy (metry) Wysokość tamy (metry) Ingerencja człowieka zgodna z ryciną Ciek 26,5 0,5 Brak działalności człowieka 2. 2 Ciek 16,5 0,4 Brak działalności człowieka 3. 3 Rów 2,0 0,3 Tamy odbudowywane 4. 4 Rów 2,5 0,8 Zabezpieczenia przeciwpowodziowe 5. 5 Rów 2,5 1,0 Zabezpieczenia przeciwpowodziowe 6. 6 Nisza 54,0 1,6 2,0 Brak działalności człowieka Źródło: opracowanie własne Geomorfologia obszarów badawczych Ze względu na bliskie położenie podobszarów A i B względem siebie, w charakterystyce morfologii ujęto cały obszar badawczy. Morfologia obszaru badań związana jest z większą formą, a mianowicie z sandrem Brdy. Sandr Brdy nie tworzy jednolitej równiny, lecz jest porozcinany rynnami subglacjalnymi, dolinkami erozyjnymi, a gdzieniegdzie występują wytopiska po martwym lodzie i wyspy morenowe. Sandr zbudowany jest z piasków fluwioglacjalnych korelowanych z fazą poznańską i pomorską, a jego geneza jest erozyjno akumulacyjna (Churska, 1958). Obniżenia wytopiskowe powstały poprzez zasypanie brył martwego lodu osadem fluwioglacjalnym przez wody roztopowe, a po wytopieniu lodu zaznaczyły się obniżenia w terenie. Natomiast wyspy morenowe na powierzchni zbudowane są z gliny morenowej z fazy poznańskiej, i są otoczone sandrem od wschodu z fazy poznańskiej a od zachodu z fazy pomorskiej. Wytopiska i rynny są wypełnione osadami organicznymi. Ich miąższość miejscami przekracza 5 metrów. Nierzadko, do obniżeń dochodzą dolinki erozyjne, z których można wydzielić doliny wiszące. Świadczą one o etapowym procesie wytapiania brył martwego lodu. Najwyższe wzniesienie w obszarze badań dochodzi do wysokości 125 m n.p.m. i znajduje się na północ od rynny subglacjalnej w podobszarze A. Najniższy punkt zlokalizowany jestw podobszarze A i wynosi 81 m n.p.m.. Wysokości względne wahają się 251

253 od 2 5 metróww przypadku powierzchni sandru i metrów w przypadku obniżeń wytopiskowych i dolin erozyjnych. Stoki porośnięte są lasem sosnowym, co wpływa na hamowanie procesów stokowych, jednocześnie maskując wysokości względne obniżeń. Generalnie w obniżeniach dominuje płaskie dno, ale w morfologii zaznaczają się też pagórki, których wysokości względne nie przekraczają 5-6 metrów, natomiast podstawa niektórych spośród nich przekracza 300 metrów. Analiza budowy geologicznej jednego z nich (podobszar A) wykazała, że w budowie dominują piaski średnio i drobnoziarniste, przewarstwione mułkami. Ryc. 2. Szkic geologiczny obszaru badań Źródło: Opracowanie własne na podstawie mapy geologicznej w skali 1:50000, arkusz Cekcyn 204 Wyjaśnia ona genezę tych pagórków, związaną z odpływem i stagnacją wód fluwioglacjalnych szczelinach lodu martwego. Zmiany środowiska wywołane przez bobry Bory Tucholskie to ogromny kompleks leśny (250 tyś. ha powierzchni leśnej), w którym znajdują się siedliska różnych przedstawicieli fauny. Jednym z nich jest bóbr (castor fiber). Ssak ten, podobnie jak człowiek, potrafi przystosować środowisko przyrodnicze 252

254 do swoich potrzeb (Czech 2000). Zmienia je poprzez budowanie tam na ciekach wodnych, w konsekwencji prowadząc do zalania i podtopień obszarów przyległych, często łąk i nieużytków rolnych. W tym celu służą mu ścięte przeważnie w nocy drzewa, i są to z reguły drzewa liściaste (topola, lipa, wierzba, itp.). Po ścięciu drzewa bóbr dokonuje dalszej obróbki gałęzi i pnia, przygotowując je do transportu. Bobra trudno zauważyć w dzień gdyż, prowadzi raczej nocny tryb egzystowania. Ukrywa się w norach lub w żeremiach. Wybór miejsca przeznaczonego do schronienia uzależniony jest od warunków litologicznych danego obszaru. W przypadku terenów górzystych, schronieniem dla bobrów są żeremia. Zdarza się, że kopią one nory w terasach nadzalewowych utworzonych z materiału akumulacyjnego. W przypadku obszarów niżowych (Bory Tucholskie) bóbr kopiąc nory wykorzystuje strome zbocza dolin. Wejścia do nor zlokalizowane są często pod wodą, aby utrudnić dostęp do nich jego naturalnym wrogom. Często w terenie można zauważyć ścieżki po przetransportowaniu materiału budulcowego w pobliże tamy. Odległość trasy transportowanego materiału jest uzależniona od możliwości transportowych bobra i często nie przekracza 50 metrów od cieku. Badania terenowe jednak pokazały, że działalność bobra wcale nie zależy od możliwości transportowych tego ssaka. Czasem w terenie, w sporej odległości od cieków (na zboczach wytopisk) można znaleźć zgryzone drzewa przez bobra. Większe drzewa, rosnące w pobliżu cieku są bezpośrednio ścinane w jego kierunku, co ułatwia i przyśpiesza budowanie tam. Po zbudowaniu tamy woda przelewa się przez koronę, a transportowany materiał osadzany jest w stawie bobrowym, powodując nieznaczne podniesienie terenu, widoczne dopiero po jego całkowitym osuszeniu. Bóbr okupuje miejsca, które uzna za właściwe. Często są to cieki płynące w obniżeniach terenowych (w rynnach subglacjalnych, wytopiskach i dolinach erozyjnych), ale również nisze erozyjne. W obszarze badań można zaobserwować wykorzystanie nisz do budowy stawów bobrowych. Częstym zjawiskiem jest niszczenie tam bobrowych przez człowieka, co w konsekwencji prowadzi do tego, że ssaki te budują na nowo tamy ze świeżo ściętych drzew. Ogołacają w ten sposób z drzew nowe tereny. Jeśli zabraknie materiału budulcowego przenoszą się w inne miejsca. Zdarza się, że po pewnym czasie wracają w uprzednio opuszczone miejsca. Wykazały to obserwacje terenowe prowadzone w kilku miejscach i o różnym czasie w okolicy Trzebcin. W podobszarach badawczych działalność bobrów przejawia się budowaniem tam na ciekach, kopaniem nor i zgryzaniem drzew. Tamy budowane przez bobry tamują przepływ wody, co prowadzi do powstania stawów bobrowych, lokalnych zmian hydrologicznych i zalewania terenów przyległych, głównie łąk i nieużytków rolnych. Ze względu na 253

255 ukształtowanie terenu, w ciągu dnia zwierzęta te przesiadują w domkach. W terenie można zauważyć otwory nor, szczególnie po spływie wody. Otwory te w normalnych warunkach znajdują się pod wodą. Dodatkowo nory służą jako szlaki komunikacyjne i wentylacyjne. W przypadku płaskich den często są pozarywane. Zlokalizowane w terenie nory wykopane są w dnie rynny subglacjalnej (podobszar A) układającej się równoleżnikowo, w stokach oraz w cyplach fluwioglacjalnych (podobszar B). Na szczególną uwagę zasługuje ostatni przypadek, gdyż cypel ten, zbudowany z osadów piaszczystych, został poryty przez bobry. Rozgranicza on dwa zbiorniki od siebie, mające niejednakowy poziom lustra wody. Zbiornik z wyższym poziomem wody usytuowany jest w dolince, natomiast zbiornik z niższym poziomem zalewa obniżenie po martwym lodzie, dochodzące do dolinki od północy (Ryc. 1). Budowa geologiczna cypla, nory i zmienne poziomy lustra wody w stawach sprzyjają przesiąkom wody przez cypel, a w obrębie zbiornika z wyższym poziomem zlokalizowano po przeciwnej stronie wysięki. W dalszym odcinku dolinki widoczne są resztki tam bobrowych z wcześniejszych okresów zasiedlania tego cieku. W tym podobszarze (B) występuje kilka tam na jednym cieku. Skłania to do stwierdzenia, że po spływie wody można byłoby zaobserwować profil schodkowy w profilu podłużnym. Mimo, że bobry wykorzystują rów znacznych rozmiarów w podobszarze A budując na nim tamy, to dodatkowo zbudowały tamy w niszach erozyjnych, gdzie istnieje ciągła dostawa wody. Postawiona tama jest największą zlokalizowaną w tym obszarze (Tab. 2). Zbiorniki, które powstają na tym rowie są małych rozmiarów, a mimo to na dwóch tamach widoczna jest ingerencja człowieka. Zastosowane rury przelewowe służą odprowadzaniu nadmiaru wód, chroniąc przed zalaniem obszary przyległe. Jednakże i na to zwierzęta te znalazły sposób, ponieważ obecnie są one niedrożne. Właśnie podobszar A cechuje się tym, że konflikt na linii człowiek - bóbr jest największy. Tamy na ciekach w analizowanych podobszarach są odbudowywane przez bobry. Przecieki są tamowane. Proces niszczenia tam związany jest tylko z ingerencją człowieka, a nie z naporem wody. Przelewająca się woda przez korony może doprowadzić do erozji bocznej, szczególnie w bocznych miejscach tam. Takie zjawiska znane są z dopływów Warty w Puszczy Noteckiej (Witt, 2000), a w obszarach badawczych nie zostały dotąd zlokalizowane. Wnioski i przyszłe kierunki badań Przytoczone fakty we wcześniejszych punktach pozwalają wyciągnąć następujące wnioski. Działalność bobra w okolicy Trzebcin nie ma dużego wpływu na środowisko przyrodnicze. Wręcz przeciwnie, powstające zbiorniki w wyniku zatamowania przepływu sprzyjają rozwojowi torfowisk, retencjonują wodę i akumulują osady. Zdegradowana flora 254

256 przez tego ssaka nie zajmuje większych połaci, są to tylko pojedyncze drzewa, a taka drobna działalność nie może zagrozić ekosystemom leśnym. Ryc. 3 Schematyczny przekrój poprzeczny przez stawy bobrowe Źródło: Opracowanie własne Przyszłe kierunku badań będą dotyczyć sedymentacji osadów w stawach bobrowych, gdyż mogą stanowić one klucz do poznania przeszłości, a w szczególności zmian klimatycznych, jakie zachodziły w ciągu ostatnich lat. Do tej pory zagadnienia te były pomijane, gdyż nie ma jednoznacznego klucza (odniesienia) do osadów, jakie mogą występować w stawach bobrowych. Badania reliktowych stawów bobrowych prowadzone są w USA (Persico, 2006). Wynika z nich, że osady je wypełniające tworzą schodkowe profile podłużne dolin, a materiał akumulowany to przeważnie żwiry i piaski wynikające z lokalizacji. W Borach Tucholskich można przypuszczać, że osady akumulowane powinny stanowić frakcje najdrobniejsze, a niekiedy utwory organiczne. Następne badania terenowe będą polegały na odszukaniu takich osadów. Najlepszym przykładem może być sytuacja w podobszarze B, w którym na jednym cieku usytuowane są dwie istniejące tamy. Schematyczny przekrój poprzeczny przez dwa stawy bobrowe przedstawiony jest na rysunku (Ryc. 3). 255

257 Literatura 1. Churska Cz., Stosunek sandru Brdy do wysp moreny dennej, Zeszyty Naukowe UMK, Zeszyt 4, PWN Łódź, s Czech A., Bóbr, Seria Monografie przyrodnicze nr 6, Wydawnictwo LKP Świebodzin, s Kajtoch Ł., Bóbr (Castor fiber L., 1758) w dolinie środkowej Raby, praca niepublikowana. 4. Kobojek E., Środowiskowe skutki reintrodukcji bobra (Castor fiber) w dolinie Rawki, Przegląd Geograficzny, t. 77, z. 3, PAN IGiPZ Warszawa, s Persico L., Beaver, Climate, and Fluvial Geomorphic Change in Yellowstone National Park, Wyoming, Earth and Planetary Sciences University of New Mexico, M.S., USA, s Sobieralska R., Charakterystyka środowiska przyrodniczego, [w:] J. Pająkowski (red.), Przyroda Ziemi Świeckiej, s Tobolski K., Torfowiska na przykładzie Ziemi Świeckiej, wydanie pierwsze, Świecie, s Wells C.E., Hodgkinson D., Huckerby E., Evidence for the possible role of beaver (Castor fiber) in the prehistoric ontogenesis of a mire in northwest England, UK, The Holocen, 10, 4, s Witt A., Wpływ stawów bobrowych na rozwinięcie mały koryt rzecznych w Wielkopolsce północnej, DOROBEK I POZYCJA POLSKIEJ GEOMORFOLOGII U PROGU XXI WIEKU, V Zjazd Geomorfologów Polskich, Streszczenia referatów, Wydawnictwo UMK, Toruń s Key words: Tuchola Pinewoods, beaver, beaver activity, beaver ponds, sediments ABSTRACT. On the basis of field research in Tuchola Pinewoods (Trzebciny regions) local changes were presented environments nature called with activity of the beaver. The author is presenting a few of representative positions in order recognizing the modern activity. 256

258 Mirosław Rurek, WPŁYW DZIAŁALNOŚCI BOBRÓW NA RZEŹBĘ MAŁYCH DOLIN NA PRZYKŁADZIE DOLINY GAJDÓWKI, POŁUDNIOWE BORY TUCHOLSKIE, POLSKA, Impact of beavers activity on small valleys relief for example Gajdówka valley, southern Tuchola Pinewoods, Poland.Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: WPŁYW DZIAŁALNOŚCI BOBRÓW NA RZEŹBĘ MAŁYCH DOLIN NA PRZYKŁADZIE DOLINY GAJDÓWKI, POŁUDNIOWE BORY TUCHOLSKIE, POLSKA Impact of beavers activity on small valleys relief for example Gajdówka valley, southern Tuchola Pinewoods, Poland Mirosław Rurek, Adam Krupa, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski Uniwersytet Kazimierza Wielkiego Abstrakt: W artykule zostały przedstawione wyniki badań terenowych związanych z działalnością bobrów w jednej z zasiedlonych dolin w południowej części Borów Tucholskich. Podczas badań terenowych (lata ) stwierdzono 11 stawów bobrowych, z których 2 w ostatnim okresie badawczym nie funkcjonowały. Działalność bobrów ma wpływ na przemiany szaty roślinnej, budowy geologicznej, stosunków wodnych oraz rzeźbę. Największym modyfikacjom podlega rzeźba doliny. W trakcie badań terenowych stwierdzono, że przepływająca bokiem woda wywołuje wzmożoną erozję boczną. Efektem końcowym erozji bocznej są powstające nisze erozyjne. Formy te stwierdzono przy 5 tamach bobrowych. Różnią się one rozmiarami i wielkością wyniesionego materiału. Badania terenowe wskazują, że nisze pod wpływem czasu mogą zwiększać swoje rozmiary lub pozostają w stanie pierwotnym. W miarę upływu czasu funkcjonujące nisze powodują dalsze wcięcie w zbocze, co doprowadza do poszerzania płaskiego dna dolinnego. Słowa kluczowe: bóbr europejski, stawy bobrowe, erozja boczna, sedymentacja, Bory Tucholskie 1. Wprowadzenie Na Świecie występują dwa gatunki bobra. Są to bóbr kanadyjski (Castor canadensis) oraz bóbr europejski (Castor fiber). Bobry są największymi gryzoniami, których naturalne siedliska rozmieszczone są na półkuli północnej. Bóbr kanadyjski zamieszkuje głównie Kanadę i USA (Czech, 2000), a bóbr europejski Europę i część Azji (Halley i Rosell, 2003). Doskonale potrafią dostosować środowisko przyrodnicze do swoich potrzeb, wywierając istotny wpływ na poszczególne jego składowe. Ssaki te, w wyniku swej działalności prowadzą do zmian szaty roślinnej, zwiększają retencję w zasiedlonej zlewni (Butler 1989,1995; John i Klein, 2004; Najman i in. 1986, 1988, 1994; Pollock i in. 2007) oraz powodują akumulację osadów mineralnych (Butler i Malanson, 2005; Naiman i in. 1986; Ringer, 1994) i organicznych (Garison, 1967; Wells i in. 2000). Na obszarze Polski tematyka 257

259 działalności bobrów w dolinach rzecznych została przedstawiona w kilku opracowaniach geomorfologicznych (Soja, 1996; Witt, 2000; Kobojek 2005, 2013; Stopka, 2011; Rurek 2008, 2013). W opracowaniach tych autorzy skupili głównie uwagę na wpływie bobrów na rzeźbę, retencję wody oraz przemiany szaty roślinnej. Paleogeograficzne znaczenie badań działalności bobrów w holocenie przedstawili Abłamowicz i Śnieszko (2009). Autorzy przedstawili wyniki badań archeologicznych, gdzie stwierdzono szczątki kostne bobrów oraz drewno z widocznymi zgryzami bobrowymi. Działalność bobrów jest związana z budową tam na ciekach. Bobry budują tamy z dostępnego materiału roślinnego, który stanowią zgryzione drzewa liściaste oraz krzewy. W wyniku zatamowania przepływu dochodzi do powstania stawu bobrowego. Powstały zbiornik jest miejscem, w którym akumulowana jest woda oraz osady. W stawach bobrowych dochodzi do akumulacji osadów mineralnych oraz mineralno-organicznych. Zbiorniki takie mogą zalewać całe płaskie dno doliny lub spiętrzyć wodę w samym korycie. Związane jest to z budową tam, którymi bobry przegradzają całe płaskie dno doliny, jego część lub tylko koryto cieku. Ogołocone z roślinności zbocza dolin są podatne na procesy stokowe, które uwidaczniają się w postaci form erozyjnych. Formy te to nisze erozyjne. 2. Materiał i metody 2.1. Obszar badań Obszar badań znajduje się w okolicy wsi Zdroje, w powiecie tucholskim, który jest jednostką administracyjną w województwie kujawsko pomorskim. Według regionalizacji fizycznogeograficznej (Kondracki, 2000) są to Bory Tucholskie. Bory Tucholskie stanowią kompleks leśny, w którym dominują lasy sosnowe. Porastają one powierzchnię sandru zbudowaną z osadów piaszczysto-żwirowych. Ten ogromny kompleks leśny maskuje zróżnicowaną powierzchnię sandru Wdy. Na obszarze sandry Wdy występują różne formy geomorfologiczne, które reprezentowane są przez rynny subglacjalne, doliny rzeczne, wytopiska i wydmy śródlądowe. W południowej części Borów Tucholskich bobry zasiedlają głównie doliny rzeczne, rynny subglacjalne oraz wytopiska. Szacuje się, że w województwie kujawsko-pomorskim bytuje około 5000 bobrów (Leśnictwo, 2013). W trakcie badań terenowych stwierdzono, że bobry bytują głównie w wykopanych przez siebie norach. Wejścia do nor znajdują się w obrębie stawu bobrowego, co uniemożliwia dokładną lokalizację. Bytowanie w norach uwarunkowane jest powierzchnią stawów oraz dogodnymi warunkami geologicznymi, które pozwalają bez przeszkód wykopać nory bobrom. Ich długość przekracza kilkanaście metrów (Rurek, 2008) Badaniami objęto jedną z małych erozyjnych dolin rzecznych, znajdującą się w zlewni rzeki Wdy. Jest dolina Gajdówki, która ma 1200 m długości i zmienną szerokość płaskiego dna. Dolina ta znajduje się w całości na obszarze sandru Wdy, który został utworzony przez wody fluwioglacjalne podczas stagnacji i recesji lądolodu vistuliańskiego (faza pomorska). Badania terenowe prowadzone były w latach wczesną wiosną oraz późną jesienią. Specjalnie wybrano takie okresy, aby uchwycić największą liczbę przemian w bliskim otoczeniu zasiedlonej doliny. W okresie letnim nie prowadzono badań ze względu na bujną roślinność, która doskonale maskuje przemiany rzeźby Cel badań i metody Wpływ bobrów na środowisko przyrodnicze małych dolin rzecznych może być rozpatrywany w ujęciu biologicznym, hydrologicznym i geomorfologicznym. W niniejszym opracowaniu, za główny cel uznano dokładną charakterystykę przemian rzeźby małej doliny rzecznej. Badaniami objęto główne składowe doliny takie jak koryto, płaskie dno oraz zbocza. Badania terenowe polegały na zebraniu informacji dotyczących erozji brzegów doliny Gajdówki. Zebrano dokumentację fotograficzną przedstawiającą stawy, tamy i nisze erozyjne. 258

260 Wykorzystano ją także do tworzenia podkładów graficznych. Wykonano pomiary nisz erozyjnych (długość, szerokość i głębokość wcięcia). Ze względu na obszary leśne nie było możliwe zastosowanie sprzętu GPS, dlatego też pomiary wykonano przy użyciu taśmy mierniczej. Szczegółowe dane dotyczące nisz erozyjnych zamieszczone zostały w tab. 1. Ustalono także miejsca akumulacji materiału wyniesionego z nisz. Rozpoznanie miąższości osadów budujących powstałe formy w obrębie płaskiego dna zostało wykonane na podstawie wkopów i odwiertów. Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań. Źródło: opracowanie własne 259

261 3. Wyniki analizy działalności bobrów 3.1. Tamy i stawy bobrowe Na analizowanym odcinku doliny Gajdówki bobry intensywnie przekształcają bezpośrednie otoczenie. W wyniku ich działalność zostały zgryzone liczne gatunki drzew oraz krzewów. Głównie łupem bobrów były topole, brzozy oraz wierzby. Uzyskany materiał drzewny służy bobrom do budowy tam, których na odcinku 1 km ustalono 11. W wyniku zabudowy koryta przez tamę powstaje staw bobrowy. W analizowanej dolinie stwierdzono 12 Fot. 1. Nisza erozyjna, staw bobrowy nr 3. Fot. M. Rurek Tab. 1. Morfometria stawów bobrowych i nisze erozyjnych Lp. Długość tamy (metry) Wysokość tamy (metry) Powierzchnia stawu (metry kwadratowe) Szerokość niszy (metry) Wysokość niszy (metry) Głębokość wcięcia niszy (metry) , , , , ,5 0, , , ,5 0,

262 Źródło: opracowanie własne na podstawie badań terenowych stawów bobrowych, które funkcjonowały w rożnych przedziałach czasowych. Ze względu na okres funkcjonowania niektóre stawy bobrowe zostały w całości zdegradowane (tab. 1). Degradacja tamy i tym samym spuszczenie wody ze stawu związane głównie było z czynnikiem ludzkim. Stawy bobrowe posiadały zróżnicowaną powierzchnię, co miało wpływ także na przemiany płaskiego dna. Zlokalizowano stawy bobrowe, które po utworzeniu zalewały całe płaskie dno, jego fragment oraz podnosiły tylko poziom wody w korycie. Powstanie stawów bobrowych związane było również z podniesieniem wody w korycie. W specyficznych warunkach morfologicznych doliny, tzn. wąskie płaskie dno oraz wyższe zbocza, ustalono kaskadowy układ stawów. Takie układy stanowią charakterystyczne miejsca, ponieważ zalaniu podlega całe, głównie wąskie dno doliny. Ze względu na przepływ wody w stawach bobrowych dochodzi do akumulacji osadów mineralnych i mineralnoorganicznych. Akumulowane są głównie piaski średnio- i drobnoziarniste, które są budulcem stożków akumulacyjnych. Formy te występują tylko w strefie początkowej stawu. Osady mineralne osiągają miąższość nieprzekraczającą 0,15 m. W obrębie płaskiego dna, gdzie stagnuje woda dochodzi do akumulacji mułów mineralno-organicznych. Osady te osiągają miąższość maksymalną przy tamie, która średnio osiąga 0,1 m. W strefie początkowej stawu bobrowego są one również zauważalne, a ich miąższość to kilka milimetrów. Im bliżej tamy bobrowej tym ich miąższość wzrasta. Fot. 2. Nisza erozyjna, staw bobrowy nr 5. Fot. M. Rurek Nisze erozyjne 261

263 Stawy bobrowe powstają poprzez zatamowanie przepływu wody w korycie. Specyficzną formą powstającą przy stawie bobrowym są nisze erozyjne (fot. 1, 2, 3, 4 i 5). Formy takie stwierdzono w dolinie Gajdówki, a zlokalizowane były przy pięciu stawach. Woda wpływająca do zbiornika, którym jest staw bobrowy ulega koncentracji i dochodzi do podniesienia poziomu wody. Elementem wpływającym na jej zatrzymanie jest tama bobrowa. Po całkowitym wypełnieniu stawu, nadmiar wody zaczyna przelewać się przez koronę tamy lub przepływa bokami. Są to tak zwane kanały ulgi. Jeśli tama bobrowa zbudowana została na kontakcie z wysokim zboczem, to przepływająca woda doprowadzi do wzmożonej erozji Fot. 3. Nisza erozyjna, staw bobrowy nr 7. Fot. M. Rurek

264 Fot. 4. Nisza erozyjna z dobudowaną tamą, staw bobrowy nr 9. Fot. M. Rurek bocznej. Konsekwencją takiego stanu rzeczy jest powstanie niszy erozyjnej. Badania terenowe w dolinie Gajdówki wskazują, że erozja boczna jest intensywna. Zlokalizowane nisze we wszystkich przypadkach stanowią miejsca kontaktu tamy z wysokim zboczem. Zbocze ulega degradacji, a rozmiary tych form są zróżnicowane (tab. 1) Powstające nisze erozyjne są doskonałymi miejscami dostawy materiału mineralnego do cieku. Formy te po degradacji tamy przestają być aktywne, ponieważ zanika erozja boczna. W dolinie Gajdówki degradacja tam związana jest z ich zasypaniem osadami mineralnymi pochodzącymi z wyżej położonych stawów. W przypadku ciągłego przepływu wody kanałem ulgi nisze wcinają sią dalej w zbocze. Zjawisko takie powoduje, że osiągają one dużo większe rozmiary. Wpływa to także na rozwój płaskiego dna doliny, które powoli rozrasta się. Obserwacje wskazują, że po dłuższym okresie funkcjonowania tamy bobrowej może dojść do poszerzenia płaskiego dna. Tym samym ilość dostarczonego materiału mineralnego wzrasta. Ogołocone zbocza z roślinności są bardziej podatne na procesy stokowe. 263

265 Fot. 5. Nisza erozyjna, staw bobrowy nr 10. Fot. M. Rurek Pozostałe komponenty środowiska Jak wskazują obserwacje terenowe działalność bobrów w dolinie Gajdówki jest wyznacznikiem przemian środowiska przyrodniczego, z uwzględnieniem takich komponentów jak szata roślinna, budowa geologiczna, stosunki wodne i rzeźba zasiedlonej doliny. Działalność bobrów przejawia się wpływem na roślinność. Spowodowana jest ona wykorzystaniem drewna do budowy tam. Zgryzione drzewa powodują nadmierną dostawę promieni słonecznych do płaskiego dna doliny i obszarów podlegających przekształceniom. Taka działalność prowadzi do zmian siedliska roślinnego. W miejsce drzew zaczynają wkraczać trawy. Również roślinność trawiasta spotykana byłą w obrębie stawu bobrowego, co uwypukla możliwości akumulacji osadów biogenicznych w tych zbiornikach zalewających płaskie dno doliny. Osady wypełniające stawy bobrowe są zróżnicowane frakcyjnie. Stwierdzono piaski średnio i drobnoziarniste oraz muły mineralno-organiczne. Ich akumulacja prowadzi do odłożenia serii w obrębie płaskiego dna, która może być interpretowana, jako osad powodziowy. W przypadku zasiedlenia doliny przez bobry dochodzi do spiętrzenia wody w wyniku budowy tamy bobrowej. Akumulowana woda powoduje podniesienie poziomu w stawie, ale także dochodzi do zwiększenie retencji wody gruntowej. Wpływ bobrów na rzeźbę przejawia się głównie powstawaniem opisanych już nisz erozyjnych. Poza tym bobry tworzą ścieżki transportowe ogołacając zbocza z roślinności. Stwarza to dogodne warunki do powstania koncentracji spływu powierzchniowego i erozji liniowej na zboczu doliny. Bobry zasiedlają nory, które stanowią swoisty system tuneli. Osiągają one w analizowanym terenie kilkanaście metrów długości. Nory kończą się komorą mieszkalną, której strop z czasem ulega zapadnięciu. Nory wykopane w zboczach oraz w obrębie płaskiego dna również ulegają zapadnięciu i stanowią lokalne pułapki dla migrującej dolinami zwierzyny. 4. Wnioski Analiza wpływu działalności borów w dolinie Gajdówki wskazuje, że jest ona intensywnie przekształcana przez bobry. Modyfikacjom podlegają roślinność, budowa 264

266 geologiczna, stosunki wodne oraz rzeźba. Głównymi formami powstającymi w wyniku erozji bocznej są nisze erozyjne. Ich powstanie i dalszy rozwój prowadzi do poszerzania płaskiego dna doliny. Materiał piaszczysty pochodzący z nisz jest budulcem takich form jak stożki akumulacyjne, które stwierdzono w stawach bobrowych. Poza tym, akumulacja osadów prowadzi do nadbudowywania płaskiego dna. Erozja boczna odgrywa istotne znaczenie w kształtowaniu rzeźby doliny. Nawiązując do powstałego układu kaskadowego stawów bobrowych, może ona doprowadzić w krótkim czasie do poszerzenia płaskiego dna. Taka sytuacja nie jest opisywana w polskiej literaturze geomorfologicznej. 5. Literatura Abłamowicz D., Śnieszko Z., 2009, Zmiany środowiska w okresie subatlantyckim w dolinie Czarnej Przemszy w Wojkowicach Kościelnych koło Siewierza (Wyżyna Śląska). Wstępne wyniki badań., W: Środowisko Człowiek - cywilizacja T.2., Ed. L. Romańska, P. Kittel, J. Forysiak, Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Poznań, s Butler D.R., 1989, The failure of beaver dams and resulting outburst flooding: a geomorphic hazard of the southeastern Piedmont. The Geographical Bulletin 31, s Butler D.R., 1995, Zoogeomorphology Animals as Geomorphic Agents. Cambridge University Press, Cambridge, ss. 231 Butler D. R., Malanson G. P., 2005, The geomorphic influences of beaver dams and failures of beaver dams, Geomorphology 71, s Czech A., Bóbr, Seria Monografie przyrodnicze nr 6, Wydawnictwo LKP Świebodzin, ss. 99 Garrison G.C., 1967, Pollen stratigraphy and age of an early postglacial beaver site near Columbus, Ohio, THE OHIO JOURNAL OF SCIENCE 67(2): 96, Ohio Halley D. J., Rosel F., 2003, Population and distribution of European beavers (Castor fiber), Lutra 46, 2, s John S., Klein A., 2004, Quaternaire Hydrogeomorphic effects of beaver dams on floodplain morphology: avulsion processes and sediment fluxes in upland valley floors (Spessart, Germany), V. 15, Numéro 1, Année, s Kobojek E., 2005, Środowiskowe skutki reintrodukcji bobra (Castor fiber) w dolinie Rawki, Przegląd Geograficzny, t. 77, z. 3, PAN IGiPZ Warszawa, s Kondracki J., 2000, Geografia regionalna Polski. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, ss. 400 Leśnictwo, 2013, Rocznik Statystyczny, Wydawnictwo ZWS GUS, Warszawa, s. 310 Naiman R.J., Melillo J.M., Hobbie J.E., 1986, Ecosystem alteration of boreal forest streams be beaver (Castor Canadensis), Ecology, Vol. 67, No. 5, s Naiman R.J., Johnston C.A., Kelley J.C., 1988, Alteration of North American streams by beaver, BioScience 38, s Naiman R, J., Pinay G., Pastor J., Johnston C.A., 1994, Beaver influences on the long-term biogeochemical characteristics of boreal forest drainage networks, Ecology, 75, 4, Research Library, s Pollock M. M., Beechie T. J., Jordan C. E., 2007, Geomorphic changes upstream of beaver dams in Bridge Creek, an incised stream channel in the interior Columbia River basin, 265

267 eastern Oregon, Earth Surface Processes and Landforms Earth Surf. Process. Landforms 32, s Ringer G.0., 1994, Sedimentation of Beaver Ponds in an Oregon Coast Range Stream, A thesis submitted to Oregon State University, ss. 102 Rurek M., 2008, Impact of beaver ponds for accumalation of deposits. w: Studying, Modelin and Sense Makingof Planeth Earth. International Conference. Mytilene Greece: s. 16, pełny tekst artykułu po recenzji: Rurek M., 2013, Wpływ działalności bobra europejskiego (Castor fiber L. 1758) na przemiany holoceńskiego krajobrazu w południowej części Borów Tucholskich, Rozprawa doktorska, Biblioteka WNoZ Uniwersytet Śląski, Sosnowiec. Soja R., 1996, Środowiskowe skutki reintrodukcji bobra (Castor fiber) w doliny rzek Karpackich, [w:] Przewodnik Konferencji Funkcjonowanie geosystemów dolinnych w warunkach zmian klimatu i narastania antropopresji późnego glacjału i holocenu, Sosnowiec , Wydział Nauk o Ziemi Uniwersytetu Śląskiego, s Stopka R., 2011, Geomorfologiczne skutki działalności bobra europejskiego Castor fiber w dolinie górnego Sanu, Roczniki Bieszczadzkie, 19, s Wells C. E., Hodgkinson D., Huckerby E., 2000, Evidence for the possible role of beaver (Castor fiber) in the prehistoric ontogenesis of a mire in northwest England, UK, The Holocene 10,4, s Witt A., 2000, Wpływ stawów bobrowych na rozwinięcie małych koryt rzecznych w Wielkopolsce północnej, DOROBEK I POZYCJA POLSKIEJ GEOMORFOLOGII U PROGU XXI WIEKU, V Zjazd Geomorfologów Polskich, Streszczenia referatów, Wydawnictwo UMK, Toruń, s Abstract: The article presents the results of field studies related the activities of beavers in one of the colonized valleys in the southern part of Tuchola Pinewood. During the field research ( ) found 11 beaver ponds, 2 of which in the last study period did not function. Beaver activity has an impact on the transformation of vegetation, geological structure, water relations, and relief. The biggest modification is subject to relief valleys. During field research found that water flowing sideways cause increased lateral erosion of the side. The end result of lateral erosion are emerging niches erosion. These forms were found at 5 beaver dams. They differ in size and the size of elevated material. Field studies indicate that the niches under the influence of time may increase in size or remain in a state of insurrection. As time goes on functioning niches cause further indentation in the slope, which leads to a widening of the valley. Key words: European beaver, beaver ponds, lateral erosion, sedimentation, Tuchola Pinewoods 266

268 Mirosław Rurek, ZNACZENIE BADAWCZE SUCHYCH DOLIN WISZĄCYCH W BORACH TUCHOLSKICH, The importance of research in the dry hanging valleys in Tuchola Pinewoods. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Raport badawczy ZNACZENIE BADAWCZE SUCHYCH DOLIN WISZĄCYCH W BORACH TUCHOLSKICH The importance of research in the dry hanging valleys in Tuchola Pinewoods Mirosław Rurek, Adam Krupa, Marcin Hojan, Tomasz Giętkowski Uniwersytet Kazimierza Wielkiego Abstrakt: W niniejszym opracowaniu przedstawiono ogólną charakterystykę suchych dolin wiszących w południowej części Borów Tucholskich. Omówiono ich cechy morfologiczne, budowę geologiczną oraz genezę. Jak wykazały obserwacje terenowe stanowią one doskonałe miejsca, w których zostały zapisane zdarzenia geomorfologiczne. Słowa kluczowe: doliny wiszące, osady, Bory Tucholskie Wprowadzenie Rzeźba terenu podlega ciągłym modyfikacjom w wyniku procesów denudacyjnych. Wśród form geomorfologicznych dużo uwagi poświęca się procesom fluwialnym, które prowadzą do przekształceń dolin rzecznych. Rozwój sieci dolinnej na obszarze Polski uwarunkowany był zmianami klimatycznymi, podnoszeniem światowej bazy erozyjnej oraz działalnością człowieka (Starkel i in., 2006). Sieć dolinna stanowi układ kratowy, który ukształtowany został w późnym glacjale i przemodelowany w holocenie. System dolinny rozpoczynają obszary źródłowe, które występują w górach, na wyżynach oraz w części niżowej. Zapis paleogeograficzny osadów w dolinach rzecznych pozwala rozpoznać ich genezę. W systemie rzecznym rozróżnia się odcinki górne, środkowe i ujściowe. Analizom badawczym poddawane są również doliny boczne, które mogą erozyjnie nawiązywać do cieku głównego lub stanowią zawieszone doliny, współcześnie suche. Badania dolin wiszących skupiają się głównie na analizie dolin wiszących w górach, których geneza związana jest ze zlodowaceniami górskimi (Goode, Burbank, 2009) lub aktywnością tektoniczną (Crosby i in., 2007). Duża liczba tych form na obszarach sandrowych w Borach Tucholskich daje pewne możliwości badawcze. 267

269 Treść Bory Tucholskie stanowią ogromny kompleks leśny, który porośnięty jest głównie lasami sosnowymi. Wynika to z faktu, iż w budowie geologicznej sandrów Brdy oraz Wdy występują osady piaszczyste, na których wykształciły się bardzo słabe gleby takie jak gleby bielicowe i rdzawe. Powierzchnia sandru nie stanowi powierzchni równinnej, ponieważ jest porozcinana siecią dolinną, obniżeniami wytopiskowymi oraz rynnami subglacjalnymi. W niniejszym opracowaniu zostaną przedstawione wyniki obserwacji terenowych, które przeprowadzono w okolicy wsi Trzebciny (powiat tucholski). Dwie z omawianych dolin Ryc. 1. Lokalizacja suchych dolin zawieszonych. Numerami od 1 do 7 oznaczono suche doliny zawieszone. Źródło: opracowanie własne zostały już wcześniej opisane (Rurek, 2013), co skłoniło do rozszerzenia obserwacji. Obserwacje terenowe prowadzono w dolinach zawieszonych, które zostały zlokalizowane, jako boczne formy. Analizą objęto obszar o powierzchni 30 km 2, gdzie stwierdzono cieki z dobrze wykształconym systemem dolinnym, obniżenie wytopiskowe oraz rynnę subglacjalną. Rozpoznano w terenie 7 suchych dolin zawieszonych, które zostały 268

270 szczegółowo przeanalizowane. Analizowane suche doliny stanowiły formy boczne, które w dwóch przypadkach były związane genetycznie z dolinami rzecznymi, trzy z obniżeniem wytopiskowymi oraz dwie z rynną subglacjalną (ryc. 1). Do analizy zastosowano kartowanie geomorfologiczne, a także na podstawie wkopów i sondaży geologicznych świdrem ręcznym ustalono budowę geologiczną w obrębie płaskiego dna. Ponadto, analizą objęto morfologię wybranych dolin. Analiza rzeźby terenu wskazuje na zróżnicowanie tych form. W analizowanych suchych dolinach stwierdzono, że wszystkie posiadały płaskie dna, tylko różniły się one szerokością. Wykonane pomiary wskazują, że w strefie ujściowej rozmiary płaskiego dna wahają się w przedziale od 10 m do 20 m. W dwóch formach stwierdzono, że płaskie dno rozwinięte jest aż do strefy źródłowej, natomiast pozostałe posiadały cechy erozyjnego rozwinięcia, z najlepiej rozwiniętym płaskim dnem w strefie ujściowej. W kierunku źródłowym dno zwężało się, osiągając zaledwie 0,5 m szerokości. Suche doliny rozwinięte są na długości do 150 m do 250 m, z dobrze wykształconymi zboczami. Wysokość zboczy tych form nie przekracza kilkunastu metrów wysokości, a spadek waha się w przedziale od 15 0 do Wkopy oraz sondaże geologiczne pozwoliły ustalić budowę geologiczną suchych dolin zawieszonych. Ustalono, że w dwóch przypadkach w budowie geologicznej dominują osady biogeniczne, a w pozostałych osady mineralne. Osady mineralne reprezentowane są przez piaski średnioziarniste, pochodzące z obszaru sandru. Osady mineralne akumulowane były podczas odpływu wody w tych formach, a ich miąższość nie przekracza 1 m. Natomiast osady biogeniczne wskazują na lokalne występowanie małych zbiorników, w których panowały warunki do ich akumulacji. Wykonane wkopy pozwoliły stwierdzić, iż w obu przypadkach zalegają one na osadach mineralno-organicznych reprezentowanych przez muły. Ponadto, stwierdzono duży udział szczątek dobrze zachowanego drewna. Całkowita miąższość osadów biogenicznych nie przekracza 1,2 m. Jak wykazały wcześniej prowadzone badania (Rurek, 2013) osady te tworzyły się w stawach bobrowych. Geneza suchych dolin związana jest z różnymi procesami. Formy, które stanowią boczne odnogi dolin rzecznych na początku funkcjonowały, jako doliny z ciekami płynącymi. Jednak po obniżeniu bazy erozyjnej nie nadążyły za erozją wgłębną doliny głównej. Zostały odcięte progami o wysokości do 3 m. Proces erozji wgłębnej musiał być stosunkowo szybki, ponieważ w suchych dolinach nie stwierdzono żadnych dodatkowych cech, które wskazywałyby na kilka etapów wcięcia. Profile podłużne tych dolin są jednostajnie nachylone oraz nie ma żadnych fragmentów teras nadzalewowych. Formy, które zostały zlokalizowane na zboczach rynny subglacjalne oraz wytopiska związane są genetycznie z etapami wytapiania brył martwego lodu. Wytapianie brył martwego lodu postępowało w sposób dwuetapowy. Etap pierwszy doprowadził do utworzenia suchych dolin, które w wyniku erozji płynącej wody powstały. Wyniesione osady z suchych dolin akumulowane były na martwym lodzie, a następnie zostały rozmyte w wyniku następnego, szybkiego wytopienia do obecnego poziomu. Po całkowitym wytopieniu warunki klimatyczne musiały ulec zmianie, ponieważ nie było już dostawy wody. Strome zbocza tych form wskazują na szybkie wkroczenie roślinności, co utrudniło procesy stokowe. Komentarz Badania wykonane w suchych dolinach zawieszonych wskazują, że formy te stanowią doskonałe źródło informacji paleogeograficznych. Analizując systemy dolinne należy zwracać większą uwagę na tego typu formy jak suche doliny zawieszone. Jak wskazują obserwacje terenowe, nie tylko zmiany klimatyczne czy działalność człowieka mogą 269

271 doprowadzić do lokalnych zmian akumulowanych osadów w obrębie małych dolin rzecznych. Przez praktycznie cały okres holocenu bobry zasiedlały obszar Polski, a ich współczesna działalność powinna być rozpatrywana w szerszym ujęciu. Wskazują na to dowody zebrane w dolinie zawieszonej w rynnie subglacjalnej (ryc. 1, dolina nr 1). Literatura Starkel L., Soja, R., Michczyńska, D.J., 2006, Past hydrological events reflected in Holocene history of Polish rivers. Catena 66, Rurek M., Wpływ działalności bobra europejskiego (Castor fiber L. 1758) na przemiany holoceńskiego krajobrazu w południowej części Borów Tucholskich, Rozprawa doktorska, Biblioteka WNoZ Uniwersytet Śląski, Sosnowiec. Crosby, B. T., Whipple K. X., N. Gasparini M., and Wobus C. W., 2007, Formation of fluvial hanging valleys: Theory and simulation, J. Geophys. Res., 112, F03S10, doi: /2006jf Goode, J. K., Burbank D. W., 2009, Numerical study of degradation of fluvial hanging valleys due to climate change, J. Geophys. Res., 114, F01017, doi: /2007jf Abstract: This paper describes the general characteristics of the dry hanging valleys in Tuchola Pinewoods. Their morphological, geological structure and genesis were discussed. As demonstrated by field observations are excellent places geomorphological events were recorded. Key words: hanging valleys, sediments, Tuchola Pinewoods. 270

272 Mirosław Rurek, CHARAKTERYSTYKA WYDMY W WYBRANOWIE KOŁO JANOWCA WIELKOPOLSKIEGO, Characteristics of the dune in Wybranowo next to Janowiec Wielkopolski. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst w został zamieszczony w niepunktowanym czasopiśmie Promotio Geographica Bydgostiensia, tom IV, 2009, s , ISBN CHARAKTERYSTYKA WYDMY W WYBRANOWIE KOŁO JANOWCA WIELKOPOLSKIEGO Characteristics of the dune in Wybranowo next to Janowiec Wielkopolski Mirosław Rurek Uniwersytet Kazimierza Wielkiego Słowa kluczowe: wysoczyzna morenowa, wydma, piaski pokrywowe, degradacja, przekształcenia antropogeniczne Streszczenie: We wsi Wybranowo znajdują się wydmy śródlądowe zalegające na glinie. Jak dotąd nie zostały one opisane w literaturze. Autor szczegółowo scharakteryzował jedną z nich pod względem morfologii i budowy geologicznej. Podjęto również próbę ustalenia jej pierwotnego kształtu, ponieważ zmiany antropogeniczne bardzo zatarły jej wygląd pierwotny. Wprowadzenie Wydmy śródlądowe występujące na ziemiach polskich były niejednokrotnie obiektami badań i zostały opisane w licznych opracowaniach (Galon 1958, Kozarski 1962, Rotnicki 1970, Pilarczyk 1976, Nowaczyk 1986, Izmaiłow 2001). Przedstawiają one zapis działalności eolicznej w przeszłości obszarów wolnych od lądolodu pod koniec vistulianu i na początku holocenu na obszarze Polski. Badania wydm ukierunkowane były głównie pod kątem ich genezy a tym samym faz ich rozwoju, ustalenia kierunków i prędkości wiatrów, które je usypały, struktury i typów wydm, a także charakterystyki budowy geologicznej. Niejednokrotnie w opracowaniach pomocne były datowania osadów organicznych i mineralnych, określające wiek bezwzględny form. W obrębie wydm śródlądowych często wyróżnia się formy proste i złożone (Izmaiłow 2001). W Polsce wydmy śródlądowe występują w postaci skupionej i rozproszonej. Te pierwsze występują najliczniej w kotlinowatych obniżeniach związanych z dolinami rzecznymi, w których powszechne są na wszystkich terasach pradolinnych i dolinnych w Kotlinie Toruńskiej. Mrózek (1958) wyznaczył w Kotlinie Toruńskiej aż sześć wielkich pól wydmowych. Najczęściej spotykane typy wydm to formy łukowe, paraboliczne, podłużne i wydmy o nieregularnych kształtach (Jankowski 2006). Ponadto skupiska wydm występują również w Kotlinie Płockiej i Międzyrzeczu Warciańsko-Noteckim (Pilarczyk 1976). Wydmy w postaci rozproszonej odpowiadającej kilku wydmom leżącym w niedalekim sąsiedztwie można spotkać na wysoczyznach morenowych (Nowaczyk 1967), w dnach dolin rzecznych (Izmaiłow 2001), w rynnach subglacjalnych (Nowaczyk 1967) oraz na sandrze Brdy i Wdy. W porównaniu z tymi pierwszymi charakteryzują się mniejszymi rozmiarami. Jako typy 271

273 głównie występują wydmy wałowe podłużne i poprzeczne, łukowe, kopulaste, skośne i paraboliczne. Położenie obszaru badań, cel i metody Wybór obszaru badań oparty został na analizie map topograficznych i geologicznych oraz braku opracowań związanych z wydmami występującymi w okolicy wsi Wybranowo. Jak dotąd powstało tylko opracowanie dotyczące wydm pomiędzy Skokami a Mieściskiem (Nowaczyk 1967). Wydmy te znajdują się na zachód od analizowanego obszaru w odległości około 10 km i mniejszej. Szczegółowej analizie poddano jedną z nich ze względu na możliwość zbadania budowy geologicznej dzięki eksploatacji piasku. Obszar badań znajduje się w okolicy wsi Wybranowo, położonej 4 km na zachód od Janowca Wielkopolskiego w województwie kujawsko-pomorskim (ryc. 1) na Wysoczyźnie Gnieźnieńskiej, po północnej stronie doliny Wełny. Od południa do doliny dochodzi wschodnie ramie łuku moren czołowych z oscylacji skocko - janowieckiej (Kozarski 1963). Jednostka fizyczno geograficzna według Kondrackiego (1998) to Pojezierze Chodzieskie. Celem niniejszego opracowania jest ustalenie przebiegu powstawania wydmy i odtworzenie jej pierwotnego kształtu. Ponadto, podjęta została próba ustalenia przestrzennego rozłożenia wydmy na podstawie cech teksturalnych i strukturalnych piasków przewianych i osadów budujących wydmę. Metody wykorzystane w opracowaniu to analiza porównawcza map topograficznych archiwalnych w skali 1:25000 i współczesnych w skali 1:10000, które pozwoliła wstępnie ustalić morfologie wydmy. Morfologia dodatkowo została uzupełniona badaniami terenowymi o morfometrię kształtów współczesnych oraz wykonany numeryczny model terenu w skali 1:10000 ukazujący wydmę i bezpośrednie otoczenie w programie ArcGis. Ze względu na znaczną eksploatację możliwe było prześledzenie budowy geologicznej. Zastane odsłonięcia wymagały jedynie odświeżenia a w ich spągu dokonano głębszych wkopów do poziomu wody gruntowej. Umożliwiło to wykonanie pomiarów kątów 272

274 Ryc. 1. Lokalizacja obszaru badań na tle Polski Źródło: opracowanie własne na podstawie map topograficznych i mapy numerycznej S. Ostaficzuka 2003 (zmienione) upadów poszczególnych warstw w liczbie 84, rozpoznania poziomów gleb kopalnych oraz pobór prób (10 prób) do analizy uziarnienia metodą sitową. Dzięki analizie uziarnienia wyliczono procentowy udział poszczególnych frakcji. Ponadto analizie obtoczenia i zmatowienia poddano 1000 ziaren kwarcowych z 10 prób, które pobrane zostały w miejscach najistotniejszych (część centralna, piaski przewiane, część proksymalna). Świdrem ręcznym wykonano 15 odwiertów w celu uchwycenia miąższości piasków budujących wydmę pierwotnie i w trakcie eksploatacji. Odwierty wykonywane były głównie przed wydmą, na polu piasków przewianych oraz w części centralnej najbardziej wyeksploatowanej. Morfologia i budowa geologiczna wydmy oraz obszaru przyległego 273

275 Jak już wcześniej wspomniano na badanym obszarze według mapy geologicznej zlokalizowane są dwie wydmy (ryc. 2). Szczegółowej analizie poddano tylko jedną z nich, w której jest ciągła eksploatacja piasku. Omawiana wydma charakteryzuje się prawie zupełnym brakiem stoku zawietrznego, a stok dowietrzny jest w części północnej i południowej zachowany. Szerokość wydmy wynosi 150 metrów, a długość nie przekracza 200 metrów wraz z wyeksploatowanym stokiem zawietrznym. Część centralna jest zupełnie wybrana. W okresie wiosennym często na powierzchni pojawia się woda gruntowa uniemożliwiając eksploatację. Zalega ona na wysoczyźnie morenowej zbudowanej z gliny fazy poznańskiej. Przyczyną usypania jej w tym miejscu było małe wytopisko po bryle martwego lodu oraz roślinność, prawdopodobnie tundrowa. Wskazują na to między innymi głazy różnej wielkości (40 70 mm i większe) pozostałe po wytopieniu, zlokalizowane w odkrywce części początkowej wydmy. Wysokość względna wydmy nie przekracza 4 metrów w części najwyższej, a część najniższa wtapia się w wysoczyznę o wysokości bezwzględnej oscylującej na metrach. Oś morfologiczna nie została zachowana dla całej wydmy. Miąższość osadów waha się od 1,5 do 4 metrów. Kąt nachylenia stoku dowietrznego wynosi 5º w części północnej najlepiej zachowanej. Znacznie większy kąt nachylenia musiał pierwotnie występować na stoku zawietrznym, obecnie nie zachowanym. Można to wywnioskować po wykonanych pomiarach w jednej z odkrywek, w której kąty upadu warstw oscylowały między 20º a 30º. Pierwotny kształt wydmy przemawia za typem wydmy łukowej z wyraźnie wykształconymi stokami zawietrznym i dowietrznym oraz ramionami północnym i południowym. Obecnie północne ramię jest zdegradowane poprzez zabudowę i drogę asfaltową, natomiast południowe zaznacza się w morfologii. W części północnej, w równoległej do osi wydmy odkrywce widać poziom gleby kopalnej. W części południowej nie ma tego profilu na całej długości, jednakże poziomy gleby kopalnej zostały zlokalizowane w innym ułożeniu. Ich ułożenie wskazuje raczej na zsuw z różnych części stoku zawietrznego, chociaż nie zauważono żadnych struktur o tym świadczących. Jednakże nie można wykluczyć dwóch różnych poziomów kopalnych. Forma ta, jak już wcześniej wspomniano, utworzyła się poprzez wypełnienie piaskami eolicznymi obniżenia wytopiskowego. Pod piaskami eolicznymi nawiercono brązową glinę z fazy poznańskiej. W budowie geologicznej wydmy dominują piaski drobnoziarniste, zarówno strukturalne o warstwowaniu przekątnym płaskim, horyzontalnym i bezstrukturalne. Ze względu na eksploatację piasku budowa geologiczna prześledzona została w kilku odsłonięciach ukazujących zróżnicowanie. Miąższość warstw nie przekracza 0,2 m a kąt upadu związany jest z dominującym wiatrem usypującym wydmę. Miąższość analizowanych warstw oscyluje w granicach 3 7 cm. Warstwy zapadają przeważnie w kierunku SE i E. W części północnej odsłonięcie ukazuje osady generalnie na całej długości stoku dowietrznego. Od stropu zalegają piaski bezstrukturalne do głębokości 1,9 m, przedzielone poziomem gleby kopalnej na głębokości 0,4 m. Miąższość poziomu wynosi 0,15 m. Pod piaskami bezstrukturalnymi zdeponowane zostały osady o warstwowaniu horyzontalnym do głębokości 2,3 m., w początkowej fazie tworzenia formy (prawdopodobnie w najstarszym dryasie). W tym odsłonięciu nie zauważono powierzchni erozyjnych (fot. 1). Piaski bezstrukturalne można wiązać z oddziaływaniem klimatu peryglacjalnego, bądź z procesami glebowymi. Autor skłonny jest twierdzić, że największy wpływ na zaburzenie profilu geologicznego miały raczej procesy glebowe, ponieważ żadnych struktur peryglacjalnych nie stwierdzono. W kolejnym odsłonięciu zlokalizowanym po stronie południowej wydmy w początkowej fazie badań nie zlokalizowano poziomu gleby kopalnej. Występują tam osady eoliczne. Część spągowa na granicy stoków dowietrznego i zawietrznego reprezentowana jest przez piaski drobnoziarniste o warstwowaniu przekątnym w ułożeniu prawie horyzontalnym. Na nich zalegają piaski o warstwowaniu przekątnym płaskim. Oddziela je doskonale widoczna 274

276 powierzchnia erozyjna (fot. 2). Od góry profilu, pod poziomem akumulacji próchnicy o miąższości 0,3 m, występują piaski drobnoziarniste o miąższości około 1 m z wkładkami frakcji grubszej piasku gruboziarnistego. Wkładki piasku gruboziarnistego nie mają miąższości przekraczającej 3 cm. Obie frakcje charakteryzują się warstwowaniem przekątnym płaskim. Wskazują one jednoznacznie na udział wiatrów o zwiększonej sile erozyjnej i transportowej. Pod tymi osadami występują aż do poziomu gliny piaski drobnoziarniste o warstwowaniu horyzontalnym i miąższości około 1 m. Pomierzone kąty w tej części wydmy osadów strukturalnych ewidentnie wskazują na wiatry z sektora NW w głównej serii tych osadów. Fot. 1. Profil geologiczny wydmy w Wybranowie. Piaski bezstrukturalne zalegające na piaskach warstwowanych przekątnie (fot. M. Rurek, ). Pomiary w piaskach niżej zalegających wskazują raczej na udział wiatrów z sektora W. Stanowią one, podobnie jak piaski strukturalne w pierwszej odkrywce, raczej początkową fazę tworzenia wydmy. W odsłonięciu zlokalizowanym w części proksymalnej wydmy, po ponownym wybraniu piasku, ukazały się struktury przedstawiające warstwowanie przekątne o prawie horyzontalnym ułożeniu lamin w profilu pionowym. Poza tymi strukturami w profilu pionowym nie stwierdzono występowania piasków bezstrukturalnych oraz poziomów gleb kopalnych. W jednym tylko miejscu, w części górnej stoku dowietrznego, zauważono lekkie wygięcie warstwowania. Nie występują w tym miejscu żadne uskoki. Prawdopodobnie zaliczyć to należy do warstwowania rynnowego, gdyż laminy nakładają się wzajemnie na siebie. Związane są one z osuwaniem piasku na stoku dowietrznym. Miąższość osadów 275

277 w tym profilu dochodzi do 3 m. Miąższość warstw waha się od 0,03 m do 0,2 m. Kąty Fot. 2. Piaski w górnej części wydmy w Wybranowie wykazują warstwowanie przekątne płaskie. Poniżej piaski warstwowane przekątnie o prawie horyzontalnym ułożeniu (fot. M. Rurek, ). nachylenia oscylują w przedziale 1º - 3º zapadając w kierunku E i SE. Takie kąty charakteryzują przeważnie stoki dowietrzne wydm związane z osadzaniem transportowanego materiału. Stanowią one struktury doprądowe. Podobne nachylenie jak i miąższość lamin stwierdzono w odkrywce piasków przewianych w początkowej części stoku dowietrznego. Obszar pomiędzy tymi dwiema odkrywkami stanowi część proksymalną stoku dowietrznego wydmy. Analiza uziarnienia wskazuje na dominacje w utworach ziaren odpowiadającym przedziałom piasków drobnoziarnistych i średnioziarnistych. W analizowanych próbach dominują jednak piaski średnioziarniste, których procentowy udział waha się w przedziale od 47% do 60%. Natomiast piaski drobnoziarniste stanowią od 20% do 30%. Suma obu tych frakcji często przekracza aż 80%. Pozostałą część stanowią frakcje grubsze i piaski bardzo drobnoziarniste oraz piaski pylaste. Ich łączny udział nie przekracza 20%. Podczas analizy mikroskopowej określono obtoczenie, kształt oraz charakter powierzchni ziaren kwarcowych. Zestawienia tabelaryczne wykazały, że przeważają ziarna obtoczone i dobrze obtoczone we wszystkich próbach, chociaż zdarzały się przypadki występowania ziaren ostrokrawędzistych. Kształt ziaren we wszystkich próbach wykazuje dominację ziaren kulistych, których procentowy udział sięga aż 70%. Inaczej wygląda charakter powierzchni analizowanych ziaren i nie wskazuje jednoznacznie na wyłącznie środowisko eoliczne. We wszystkich próbach istnieje lekka dominacja procentowa ziaren matowych nad gładkimi i porysowanymi. Generalnie jako minerały występują w znacznej przewadze ziarna kwarcu. Jednak w przypadku frakcji piasków gruboziarnistych, rozpoznawalne były również skalenie i miki. Ułatwia to między innymi wytypowanie miejsca dostawy piasku. Droga, którą przebyły 276

278 ziarna była raczej krótka. Przemawia za tym chociażby dominacja ziaren o gładkim charakterze powierzchni. Jednak nie można wykluczyć stwierdzenia S. Kozarskiego (1962) i W. Stankowskiego (1961), iż aby ziarno przybrało cechy nowego środowiska sedymentacyjnego wystarczy krótki transport. Ma to odzwierciedlenie w uzyskanych wynikach, ale nie dotyczy wszystkich analizowanych ziaren, ponieważ sposób transportu zawsze pozostaje urozmaicony i nie ogranicza się tylko do unoszenia. W przypadku wydmy w Wybranowie materiał pochodził głównie z położonych w bliskim sąsiedztwie wydmy piasków fluwioglacjalnych. Z tego obszaru mogą pochodzić ziarna, które nie zmieniły powierzchni z gładkiej na matową, chociaż mają kształt kulisty i są dobrze obtoczone. Natomiast z obszaru erozyjnej równiny wód roztopowych (Rurek 2003), zlokalizowanej na zachód od wydmy, pochodzą prawdopodobnie ziarna posiadające powierzchnie matowe, lecz nie mają zupełnie kulistego kształtu, przez co były podatne na dalszy transport. Na mapie geologicznej (ryc. 2) widoczne są osady fluwioglacjalne znajdujące się na przedpolu wydmy i nie tylko. Przekształcenia wywołane działalnością człowieka Obecnie formy genetycznie związane z działalnością lądolodu, bądź wodami fluwioglacjalnymi, jak i formy eoliczne są obiektami nadmiernej eksploatacji, która doprowadza do częściowego lub całkowitego zniszczenia pierwotnych kształtów, niejednokrotnie uniemożliwiając ich odtworzenie. Przekształcenia związane sensu stricte z działalnością negatywną w przypadku analizowanej wydmy sięgają już pradzieji, a dokładniej neolitu i epoki brązu. Wtedy to grupy ludzi zaznaczyły swoją obecność w okolicy Wybranowa. Znajdywane szczątki ceramiki w bezpośredniej okolicy wydmy są tego dowodem. Ponadto, poziom gleby kopalnej również za tym przemawia. Prawdopodobnie jest on starszy od neolitu, lecz jak dotąd nie znaleziono dowodów korelowanych z paleolitem i mezolitem (informacja prasowa). W poziomie próchniczym gleby kopalnej nie znaleziono również na to dowodów, a z powodu braku środków finansowych nie zostały wykonane datowania metodą C

279 Ryc. 2. Budowa geologiczna obszaru przyległego do wydm w Wybranowie Źródło: opracowanie własne na podstawie mapy geologicznej arkusz Nakło Największy wpływ wywarły przekształcenia, które zaczęły się zaraz po II wojnie światowej. Zapoczątkowano wtedy degradację wydmy. Północne ramię zostało już wcześniej zdegradowane, ponieważ analiza przedwojennych map archiwalnych ukazuje już zlokalizowaną tam zabudowę oraz główną drogę. Stok zawietrzny i część centralną wydmy eksploatowano już na początku lat 50-tych ubiegłego stulecia (informacja ustna). Piasek był wybierany nadmiernie do budowy dróg pomiędzy okolicznymi wioskami, przez co pierwotny kształt wydmy widoczny jest tylko po części południowej. Nadal są tam prowadzone prace eksploatacyjne, pozwalające rozpoznać budowę geologiczną, ale jednocześnie degradujące wydmę. Podobnie jest tak w przypadku piasków pokrywowych. Jedynie roślinność uniemożliwia eksploatację w niektórych jej częściach. 278

280 Z połączenia badań geomorfologicznych i archeologicznych możliwe będzie określenie początku działalności ludzkiej na tym terenie. Podsumowanie Pierwotny kształt wydmy został zachowany nieznacznie. Wykonany numeryczny model terenu w skali 1:10000 nie ukazał jednoznacznie kształtu wydmy i był mało czytelny. W związku z tym nie został zamieszczony w opracowaniu. Jednak badania terenowe oraz analiza archiwalnych map topograficznych pozwoliły wyznaczyć, chociaż częściowo, jej przestrzenny zasięg i pierwotną morfologię. Jak widać na rysunku (ryc. 3) największemu przekształceniu uległa północna część wydmy, a najbardziej jej ramię. Część centralna została wybrana prawie aż do poziomu lustra wody gruntowej, a pierwotne nachylenie udało się ustalić na podstawie jednej ściany. Dokładnie udało się ustalić kąt nachylenia stoku dowietrznego oraz widoczny poziom gleby kopalnej wskazuje na minimum dwie fazy sypania wydmy. Typ genetyczny przemawia raczej za stwierdzeniem, że była to mała wydma paraboliczna o dobrze wykształconych ramionach. Natomiast wygląd współczesny przemawia za wydmą łukową. W przyszłości wątpliwości te zostaną rozwiane, ponieważ analizie zostanie poddana druga wydma w odniesieniu do opisanej. Wnioski Analiza wydmy polegała głównie na badaniach związanych z odtworzeniem jej pierwotnego zasięgu oraz spróbowano określić jej wiek bezwzględny korelując wyniki badań w wynikami Nowaczyk (1967). W trakcie tych badań stwierdzono, że typ genetyczny wydmy obecnie przemawia za formą łukową, choć nie wyklucza się formy parabolicznej. Pierwotny kształt udało się odtworzyć podczas badań terenowych oraz analiz map topograficznych. Wykazano również, że duży wkład w przekształcenia miała działalność człowieka, a korelowany z innymi wydmami badanymi w okolicy (Nowaczyk 1967), w których wiek bezwzględny wskazuje w pierwszej kolejności na starszy i młodszy dryas (datowane serie Ryc. 3. Kształt wydmy w Wybranowie Źródło: opracowano na podstawie mapy topograficznej oraz badań terenowych Objaśnienia: A Wydma po odtworzeniu. Linią ciągłą poprowadzono ustaloną granicę pomiędzy stokiem dowietrznym a zawietrznym, natomiast linią kreskowaną granicę odtworzoną na podstawie badań. 279

281 B Współczesna hipsometria wydmy. organiczne). Ponadto wskazują na to kierunki upadów lamin, które wskazują na dominację wskazują na dominację wiatrów z sektora NW i W. Jak pisze A. Dylikowa (1969) miały one stały kierunek i dużą siłę transportową. Natomiast w holocenie uaktywniły się procesy eoliczne wywołane działalnością człowieka i powstała gleba kopalna. Okazało się, że materiał, z którego zbudowana jest wydma miał zróżnicowaną długość transportu. Pochodzi głównie z piasków fluwioglacjalnych okrywających wydmę od zachodu oraz z erozyjnej równiny wód roztopowych. Przemawia za tym duża ilość ziaren o gładkim i matowym charakterze powierzchni oraz obtoczenie i kształt. Jedyną kwestią do rozwiązania pozostaje tylko poddanie datowaniu osadów organicznych, aby jednoznacznie określić wiek bezwzględny wydmy. Literatura 1. Dylikowa A., Problematyka wydm śródlądowych w Polsce w świetle badań strukturalnych, [w:] Procesy i formy wydmowe w Polsce, Prace Geograficzne, Nr 75, Wydawnictwo PWN, Warszawa. 2. Galon R., Z problematyki wydm śródlądowych w Polsce. Wydmy śródlądowe Polski cz. I. 3. Izmaiłow B., Typy wydm śródlądowych w świetle badań struktury i tekstury ich osadów (na przykładzie dorzecza górnej Wisły). Wydawnictwo UJ. 4. Jankowski M., Charakterystyka wydm Kotliny Toruńskiej, [w:] Drogami wędrówek badań profesora Rajmunda Galona w 100. rocznicę urodzin ( ), Przewodnik sesji terenowych, 304, Oficyna Wydawnicza Turpress, Toruń. 5. Kondracki J., Geografia regionalna Polski, PWN, Warszawa. 6. Kozarski S., Wydmy w Pradolinie Noteci koło Czarnkowa. Badania Fizjograficzne nad Polską Zachodnią, t. IX. 7. Kozarski S., Recesja ostatniego lądolodu z północnej części Wysoczyzny Gnieźnieńskiej a kształtowanie się Pradoliny Noteci Warty, Prac. Kom. Geogr.- Geol., t. II, z. 3., Wydawnictwo PTPN, Poznań. 8. Mrózek W., Wydmy Kotliny Toruńsko-Bydgoskiej. Wydmy śródlądowe Polski cz. II. 9. Nowaczyk B., Wydmy i eoliczne piaski pokrywowe między Skokami a Mieściskiem, Badania Fizjograficzne nad Polską Zachodnią, t. XIX, Poznań. 10. Nowaczyk B., Wiek wydm, ich cechy granulometryczne i strukturalne a schemat cyrkulacji atmosferycznej w Polsce w późnym vistulianie i holocenie, Ser. Geografia, 28. Wydawnictwo UAM, Poznań. 11. Ostaficzuk S., 2003, Pradolina Noteci, Mapa numeryczna PL (wersja Sh), Katedra Geologii Podstawowej WNoZ UŚ, Sosnowiec. 12. Pilarczyk L., Międzyrzecze warciańsko-noteckie jako pole wydmowe w odniesieniu do powierzchni terasowych i innych, Badania Fizjograficzne nad Polską Zachodnią, t. XIX, Seria Pisarczyk, Geografia Fizyczna, Poznań 13. Rotnicki K., Główne problemy wydm śródlądowych w Polsce w świetle badań wydmy w Węglewicach, Prace Kom. Geogr.-Geol., 11, 2, Wydawnictwo PTPN, Poznań. 14. Rurek M., Morfogeneza doliny Wełny, Praca Magisterska, Biblioteka Instytutu Geografii UKW, Bydgoszcz. 15. Stankowski W., Z badań nad wydmami na przykładzie Basenu Szczecińskiego, Czasopismo Geograficzne, t. XXXII, z. 1, Warszawa. 280

282 ABSTRACT: In the Wybranowo village are located inland dunes being backward on the clay. They haven't been characterized in literature so far. The author characterized in detail single of them under consideration of morphology and the geological construction. The attempt at determining the original shape for her was also taken up, because anthropogenic changes very effaced original looks for her. Key words: moraine plateau, dune, cover sands, degradation, anthropogenic changes 281

283 Anatolij Melnyk, Zasoby przyrodnicze rozwoju turystyki i rekreacji w Karpackim Parku Narodowym. The natural resources for the development of tourism and recreation in the Carpathian National Park. Journal of Health Sciences. 2013;3(15): ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst stanowi rozdział w monografii Środowisko przyrodnicze w badaniach geografii fizycznej, Promotio Geographica Bydgostiensia, t. 9, Wydawnictwo Uniwersytetu Kazimierza Wielkiego, Bydgoszcz 2012, s , ISBN ZASOBY PRZYRODNICZE ROZWOJU TURYSTYKI I REKREACJI W KARPACKIM PARKU NARODOWYM The natural resources for the development of tourism and recreation in the Carpathian National Park Anatolij Melnyk Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, Instytut Geografii Streszczenie Opracowanie przedstawia regionalizację fizyczno-geograficzną Karpackiego Parku Narodowego oraz charakterystykę zasobów przyrodniczych geokompleksów jego rejonów turystyczno-rekreacyjnych. Słowa kluczowe: zasoby przyrodnicze, turystyka, rekreacja, geokompleks. Wprowadzenie Jedną z głównych funkcji Karpackiego Parku Narodowego (KPN) jest funkcja turystyczno-rekreacja. KPN charakteryzuje się swoistymi cechami przyrody i unikatowymi osobliwościami kultury (Lawruk, 2005). Jest to tereny Huculszczyzny, która od dawna była obiektem zainteresowań mieszkańców Europy Centralnej i Wschodniej, którzy zwiedzali ją w celach poznawczych, wypoczynkowych lub kuracyjnych. Harmonijnie połączone są tu wszystkie warunki niezbędne dla rozwoju turystyki i rekreacji. W strukturze zasobów turystyczno-rekreacyjnych KPN wyodrębniane są dwie grupy zasoby przyrodnicze i kulturalno-historyczne, stanowiące bazę dla rozwoju różnych rodzajów turystyki pieszej górskiej, rowerowej, narciarstwa zjazdowego i biegowego oraz rekreacji kuracji sanatoryjno-uzdrowiskowych, wypoczynku (Rut, 2002). Najbardziej zbadane na dzisiaj zasoby kulturalne (Lawruk, 2005). Właśnie tutaj, jak nigdzie indziej w Karpatach, zachowała się odrębna kultura materialna i duchowa góralskiego etnosu Ukraińców Hucułów. Z jednej strony są to tradycyjne rzemiosła ludowe hafty, rzeźbiarstwo, wytwarzanie przedmiotów ze skóry i metalu. Z drugiej zaś strony, zwyczaje ludowe, pieśni, tańce huculskie, itp. Swoistymi cechami charakteryzują się również zabytki architektury i współczesne budownictwo. Ze względu na historyczno-kulturowe zasoby rekreacyjne, takie miejscowości jak Jaremcza, Mykułyczyn, Tatarów i Worochta są bardzo atrakcyjnymi miejscowościami w Karpackim Parku Narodowym. Wiedza o zasobach przyrodniczych przydatnych do rekreacji do tej pory dotyczyła przeważnie poszczególnych komponentów przyrodniczych i ich właściwości skał, rzeźby, klimatu i in. Jednak środowisko przyrodnicze to wysoce zorganizowany system złożony z 282

284 geokompleksów różnej rangi. W związku z tym, celem badania jest wyjaśnienie struktury środowiska przyrodniczego KPN na poziomie regionalnym i typologicznym, analiza walorów krajobrazu naturalnego i wydzielenie regionów rekreacyjnych. Ogólna charakterystyka Parku Karpacki Park Narodowy utworzony w roku 1980 obejmuje 50,3 tys. ha. Park usytuowany jest w górnej części dorzecza rzeki Prut oraz rzeki Czarny Czeremosz w obrębie terenów Jaremczańskiej Rady Miejskiej oraz Wierchowińskiego Rejonu Administracyjnego Obwodu Iwano-Frankowskiego. W obrębie parku wyróżnia się cztery strefy: ochroną 20,4 %, ochronno-rekreacyjną 41,3 %, rekreacyjną 21,1 % i rekreacyjno-gospodarczą 17,2 %. Na terenach parku rośnie około 1100 gatunków roślin, żyje ponad 50 gatunków ssaków, gnieździ się 110 gatunków ptaków (Przyroda Karpackiego PN, 1993). Na terenach parku znajduje się 36 szczególnie wartościowych obiektów przyrody, w tym geologiczne, hydrologiczne, botaniczne, zoologiczne i krajobrazowe. Metody badań Charakterystyka struktury środowiska przyrodniczego KPN opiera się na metodykę kartowania terenowego typologicznych jednostek przestrzennych typów terenów (Miller 1996) oraz takich metod regionalizacji fizycznogeograficznej jak: czynników przewodnich, sprężonej analizy komponentów przyrodniczych, grupowania jednostek przestrzennych według podobieństwa (na podstawie mapy krajobrazowo-typologicznej) (Melnyk, 1999). Terytorium KPN występowało jako wycinek kluczowy w terenowych badaniach krajobrazowych Karpat Ukraińskich przeprowadzonych przez autora w latach 90-tych ubiegłego wieku, co pozwoliło wyróżnić jednostki do poziomu mikroregionów (Melnyk, 1999). Struktura środowiska przyrodniczego Karpackiego parku narodowego Środowisko przyrodnicze KPN ze względu na regionalizację fizyczno-geograficzną tworzy system geokompleksów regionalnych makro-, mezo- i mikroregionów (rys. 1). Południowa część parku obejmuje północne stoki Czarnohóry, środkowa Pogórze Wierchowińskie i północna Gorgany. W obrębie parku wyróżniamy 4 mezoregiony i 16 mikroregionów, co świadczy o dużym zróżnicowaniu warunków przyrodniczych. Z drugiej zaś strony środowisko przyrodnicze jest połączeniem jednostek typologicznych o różnej randze. W granicach parku występuje 7 typów geokompleksów rangi terenów na które składają się: wypukłe speneplenizowane alpejsko-subalpejskie tereny wysokogórskie; ostro wklęsłe starolodowcowo-erozyjne subalpejskie tereny wysokogórskie; starolodowcowoakumulacyjne lesiste tereny średniogórskie o pochyłych zboczach; erozyjno-denudacyjne lesiste tereny średniogórskie o stromych zboczach; erozyjno-denudacyjne lesiste tereny niskogórskie o stromych zboczach; erozyjno-denudacyjne lesiste tereny niskogórskie o pochyłych zboczach; akumulacyjne terasowane dna dolin rzecznych oraz powierzchnie wysokich tarasów o łagodnych zboczach (Melnyk, 1999). Walory krajobrazu naturalnego poszczególnych regionów turystyczno-rekreacyjnych Potencjał zasobów przyrodniczych KPN i jego podział terytorialny uzależniony jest bezpośrednio od zróżnicowanych warunków przyrodniczych, przede wszystkim budowy geologicznej i rzeźby. Biorąc pod uwagę podział fizyczno-geograficzny Karpat Ukraińskich można tu wyodrębnić następujące regiony turystyczno-rekreacyjne: Czarnohorski, Gorganski i Wierchowinski. 283

285 Ryc. 1. Regionalizacja fizyczno-geograficzna Karpackiego Parku Narodowego (Melnyk, 1999). Regiony fizyczno-geograficzne: I. Mezoregion Świdowiecko-Czarnohorski. Mikroregiony: 1- Czarnohorski, 2 Skupowski. II. Mezoregion Rachowsko-Czywczynski. Mikroregiony: 3 Marmaroski. III. Mezoregion Stih-Plajski. Mikroregiony: 4 Stihski. IV. Mezoregion Gorgański śriedniogórski. Mikroregiony: 5 Doboszański, 6 Syniecki, 7 Chomiacki, 8 Mahuro-Gorganski, 9 Chordynski. V. Mezoregion Werchowinski. Mikroregiony: 10 Płoskinski, 11 Dowżynecki, 12 Jablunycki, 13 Jasiński, 14 Worochtianski. VI. Mezoregion Gorgoński niskogórski. Mikroregiony: 15 Ljubiżniański, 16 Rokitiański. Granice: 1 mezoregionów, 2 mikroregionów, 3 Karpackiego Parku Narodowego, 4 obwodów administracyjnych, 5 rejonów administracyjnych, 6 gmin wiejskich.użytkowanie ziemi: 7 łąki, 8 lasy, 9 połoniny. Połączenie zmienionego w niedużym stopniu krajobrazu gór średnich i dobrze zagospodarowanego terenu gór niskich stwarza sprzyjające warunki dla rozwoju w KPN różnych rodzajów rekreacji i turystyki. Szczególne dobre warunki reprezentują geokompleksy Czarnohorskiego rejonu turystyczno-rekreacyjnego, w szczególności masyw. Maksymalna wysokość szczytów przekracza tu 2000 m n.p.m. (góra Howerla o wysokości 2061 m n.p.m. 284

286 jest najwyższym szczytem Karpat Ukraińskich). Zbocza górskie ze starolodowcową rzeźbą terenu pokryte są subalpejską kosodrzewiną. Na stromych zboczach gór rosną lasy świerkowe lub bukowo-jodłowo-świerkowe. Występują tu takie typy geokompleksów: wypukłe speneplenizowane alpejskosubalpejskie tereny wysokogórskie, złożone ze zlepieńców, masywnych piaskowców, fliszu, bardzo zimne (luty 12 C, lipiec +7 C) i bardzo wilgotne (około mm opadów), z wysokogórskimi łąkami, na glebach górsko-łąkowo-brunatnoziemnych i górsko-torfowobrunatnoziemnych; ostro wklęsłe starolodowcowo-erozyjne subalpejskie tereny wysokogórskie zbudowane ze zlepieńców, masywnych piaskowców, bardzo zimne (luty 12 C, lipiec +8 C) i bardzo wilgotne (powyżej mm opadów) z kosodrzewiną i olchą zieloną, wtórnymi łąkami na glebach górsko-torfowo-brunatnoziemnych i górsko-łąkowobrunatnoziemnych; starolodowcowo-akumulacyjne lesiste tereny średniogórskie o pochyłych zboczach, złożone z gliniasto-głazowej odwapnionej moreny, umiarkowanie zimne (luty 10 C, lipiec +10 C) i wilgotne (powyżej mm opadów), z lasami jodłowo-świerkowymi na glebach brunatnych górsko-leśnych; erozyjno-denudacyjne lesiste tereny średniogórskie o stromych zboczach, zbudowane z masywnych piaskowców i piaszczystego fliszu, umiarkowanie zimne (luty 10 C, lipiec +10 C) i wilgotne (powyżej mm opadów), z lasami świerkowymi, bukowo-jodłowo-świerkowymi i bukowymi na glebach brunatnych górsko-leśnych. Cechą charakterystyczną Gorganskiego rejonu turystyczno-rekreacyjnego jest jego prawie dziewiczy charakter. W krajobrazie obserwujemy rumowiska skalne i subalpejską kosodrzewinę na grzbietach łańcuchów górskich oraz lasy bukowo-jodłowo-świerkowe na stromych zboczach. Dominują tutaj: erozyjno-denudacyjne lesiste tereny średniogórskie o stromych zboczach złożone z masywnych piaskowców i piaszczystego fliszu, umiarkowanie zimne (luty 10 C, lipiec +10 C) i wilgotne (powyżej mm opadów), z lasami świerkowymi, bukowo-jodłowo-świerkowymi i bukowymi, na glebach brunatnych górskoleśnych; akumulacyjne terasowane dna dolin rzecznych oraz powierzchnie wysokich tarasów o łagodnych zboczach złożone z piaszczystego aluwium otoczakowego, z chłodnawym (luty 8 C, lipiec +14 C) i wilgotnym (powyżej 900 mm opadów) klimatem, z lasami bukowymi, świerkowo-bukowo-olchowymi i roślinnością łąkową na glebach brunatnoziemnych bielicowych, darniowych i łąkowych. W centralnej części KPN znajduje się Wierchowinski rejonu turystyczno-rekreacyjny. Związany jest on z pogórzem Worochtiansko-Putylskim i kotliną Jasyńską. Cechuje się on swoistym krajobrazem gór niskich o wypukłych grzbietach górskich (w większości zasiedlonych) i stromych lesistych zboczach. Typowymi geokompleksami są: erozyjnodenudacyjne lesiste tereny niskogórskie o stromych zboczach, złożone z gliniastopiaszczystego fliszu, argilitów i alewrolitów z warstwami piaskowców z chłodnawym (luty 8 o C, lipiec +14 o C) i wilgotnym (około mm opadów) klimatem, z lasami świerkowojodłowo-bukowymi i bukowymi na glebach brunatnych górsko-leśnych; erozyjnodenudacyjne lesiste tereny niskogórskie o pochyłych zboczach, złożone z piaszczystogliniastego fliszu, argilitów i alewrolitów z warstwami piaskowców, z chłodnawym (luty 8 o C, lipiec +14 o C) i wilgotnym (powyżej 900 mm opadów) klimatem, z lasami bukowymi na glebach brunatnych górsko-leśnych; akumulacyjne terasowane dna dolin rzecznych oraz powierzchnie wysokich tarasów o łagodnych zboczach złożone z piaszczystego aluwium otoczakowego, z chłodnawym (luty 8 C, lipiec +14 C) i wilgotnym (powyżej 900 mm opadów) klimatem z lasami bukowymi, świerkowo-bukowo-olchowymi i roślinnością łąkową na glebach brunatnoziemnych bielicowych, darniowych i łąkowych. Preferowane kierunki zagospodarowania turystyczno-rekreacyjnego 285

287 Zasoby przyrodnicze turystyczno-rekreacyjne KPN sprzyjały rozwojowi współczesnej infrastruktury turystyczno-rekreacyjnej. Powstał tu cały kompleks rekreacyjny z systemem centrów turystycznych i leczniczo-uzdrowiskowych, połączonych drogami samochodowymi i kolejowymi, który ciągną się od Jaremczy do Woronienki. W celach leczniczo-uzdrowiskowych wykorzystywane są w Karpackim PN następujące tereny uzdrowiskowe: Worochtiański, Tatarowski, Jaremczański. Zlokalizowane są tam głównie uzdrowiska klimatyczne. W miejscowościach Jaremcza, Worochta, Jabłunica i Polanica znajduje się wiele ośrodków turystycznych i hoteli, lokalnych biur podróży i lokalnych biur wycieczkowych oraz firm turystycznych. Tutaj można uprawiać turystykę pieszą, rowerową, a także narciarską na specjalnie wytyczonych trasach, obejmujących nie tylko terytorium Karpackiego PN, ale również stereny przylegle. Znanymi centrami narciarstwa górskiego są Bukowel, Worochta, Jabłunica. Ze względu na potencjalne zasoby turystyczno-rekreacyjne KPN, należy on do jednych z najważniejszych regionów turystycznych Europy Wschodniej. Omawiając perspektywy rozwoju turystyki i rekreacji warto zaznaczyć, że Czarnohorski rejon rekreacyjny jest rejonem przede wszystkim turystyki pieszej i poznawczej, Gorganski obszarem o rozwiniętej infrastrukturze leczniczo-uzdrowiskowej oraz wypoczynkowej z uprawianiem sportów zimowych, Wierchowinski jest terenem narciarstwa i wypoczynku o kierunku agroturystycznym Podsumowanie Malownicze krajobrazy Karpackiego PN posiadają duże potencjalne możliwości wykorzystania w celach turystyczno-rekreacyjnych. Składają się na to warunki klimatyczne i balneologiczne, które stanowią podstawę dla kuracji sanatoryjno-uzdrowiskowych i turystyki. Najbardziej sprzyjającymi dla rozwoju zagospodarowania rekreacyjnego są tereny terasowych den dolin rzecznych oraz powierzchnie wysokich terasów o łagodnych zboczach, a także erozyjno-denudacyjne lesiste tereny niskogórskie o pochyłych zboczach. Jednak najbardziej atrakcyjnymi są wypukłe speneplenizowane alpejsko-subalpejskie tereny wysokogórskie oraz ostro wklęsłe starolodowcowo-erozyjne subalpejskie tereny wysokogórskie. Literatura Lawruk M., 2005, Guculy Karpat Ukraińskich, Wydawnyczyj Centr Lwiwskogo Uniwersitetu, Lwiw (w jęz. ukraińskim). Melnyk A. W., 1999, Ukrajiński Karpaty: ekologo-landszaftoznawcze doslidżennia, Wydawnyczyj Centr Lwiwskogo Uniwersitetu, Lwiw (w jęz. ukraińskim). Miller G., 1996, Poliowe landszaftne znimannia hirskich terytorij, Kijow (w jęz. ukraińskim). Przyroda Karpackiego Parku Narodowego, 1993, Naukowa Dumka, Kijów (w jęz. ukraińskim). Rut J., 2002, Turystyka aktywna w Euroregionie Karpackim, Wydawnictwo Uniwersytetu Rzeszowskiego, Rzeszów. Abstract This article presents physical geographical regionalization of the Carpathian National Park and characterise natural resources of its geosystems in particular touristic and recreational regions. Keywords: natural resources, tourism, recreation, geosystem 286

288 Hojan Marcin, Pieron Łukasz, Mechanizm tworzenia się mikroform korytowych na dolnej Wiśle w okolicach Bydgoszczy, The mechanism of the channel microforms formation on Lower Vistula in Bydgoszcz. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Mechanizm tworzenia się mikroform korytowych na dolnej Wiśle w okolicach Bydgoszczy The mechanism of the channel microforms formation on Lower Vistula in Bydgoszcz Łukasz Pieron, Marcin Hojan Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy Streszczenie Za mikroformy korytowe w niniejszej pracy przyjęto powierzchniową część mezoform korytowych łach piaszczystych.. Artykuł prezentuje mechanizm tworzenia się mikroform korytowych w zależności od zróżnicowania środowiska prądowego Wisły. Analizie poddano również parametry morfometryczne form, co umożliwiło ich sklasyfikowania. Badaniami objęto odcinek dolnej Wisły od Solca Kujawskiego do dzielnicy Bydgoszczy Fordonu. Słowa kluczowe: mikroformy korytowe, łachy korytowe, dolna Wisła Wprowadzenie W obrębie łożyska rzeki (koryto wraz z równiną zalewową) uważanego za megaformę wyróżniamy formy o znacznie mniejszych rozmiarach: mezoformy (o charakterze erozyjnym i akumulacyjnym), mikroformy i ultramikroformy. Mikroformy korytowe stanowią powierzchniową część mezoform korytowych łach piaszczystych. Charakteryzują się one dużą dynamiką w zależności od prędkości płynięcia wody, głębokości koryta i średnicy ziaren transportowanego materiału oraz niewielkimi rozmiarami, nieprzerwanym przemieszczaniem się i przekształcaniem (Babiński, 1992). Mikroformy korytowe nie są odpowiedzialne za kształtowanie się koryta, świadczą jedynie o sile wód dolnej Wisły przekształcających powierzchnię łach i o złożoności procesów fluwialnych. Zatem ich występowanie jest tylko elementem pośrednim, stąd trudno jest znaleźć opracowania charakteryzujące mikroformy korytowe w szerszy, bardziej kompleksowy sposób. Cel i metody badań Celem opracowania jest scharakteryzowanie i sklasyfikowanie mikroform korytowych oraz przedstawienie mechanizmu ich tworzenia się w zależności od energii środowiska prądowego Wisły. Pracami badawczymi objęto odcinek koryta dolnej Wisły od Solca Kujawskiego do Bydgoszczy dzielnica Fordon ( km biegu rzeki). 287

289 Główną metodę badań terenowych stanowiły pomiary morfometryczne odbiornikiem geodezyjnym GPS RTK wynurzonych powierzchni łach korytowych. Wykorzystanie odbiornika geodezyjnego umożliwiło między innymi wyznaczenie powierzchni wynurzonych fragmentów łach piaszczystych oraz rozmiarów pokrywających je mikroform korytowych. W celu określenia parametrów morfometrycznych badania uzupełniono o klasyczną metodę pomiarową. W celu kompleksowego przedstawienia badanych mikroform korytowych poddano również analizie rodzaj materiału, z którego były zbudowane. Wyniki badań dotyczących wyznaczania powierzchni łach piaszczystych opracowano w środowisku komputerowym GIS. Badania nad scharakteryzowaniem mechanizmu tworzenia się mikroform korytowych na odcinku dolnej Wisły prowadzono w roku hydrologicznym 2012, w okresie trwania niskich stanów wody. Obszar badań Obszar badań obejmuje łachy korytowe na odcinku koryta Wisły od Solca Kujawskiego do będącego dzielnicą Bydgoszczy Fordonu (tj km rzeki) (ryc. 1). Badany odcinek rzeki cechuje się przejściem typu koryta ze zbliżonego do prostolinijnego (rezultat prac regulacyjnych Wisły w XIX w.) w okolicach Solca Kujawskiego, w koryto o charakterze zakolowym w miejscu tak zwanego przełomu Wisły pod Fordonem. Ryc. 1. Wynurzone powierzchnie łach na odcinku Wisły od Solca Kujawskiego do Fordonu w dniach r. i r. (Pieron, 2013). 288

290 Wynurzone części mezoform korytowych - łach piaszczystych (ryc. 1), na których prowadzono badania, w październiku 2012 r. zajmowały łączną powierzchnię ,6 m 2 (ponad 19 hektarów). Powierzchnia ta została obliczona, gdy wody Wisły znajdowały się w strefie stanów niskich (155 cm na wodowskazie w Fordonie). Największe z łach korytowych zajmowały powierzchnię 32119,0 m 2 i 28946,0 m 2. Z kolei powierzchnia najmniejszych z nich była proporcjonalnie kilkukrotnie mniejsza i wyniosła zaledwie 3367,8 m 2 i 5423,9 m 2. Szczegółowej analizie poddano mikroformy korytowe występujące na łachach korytowych numer: 1, 5, 7, 11 i 12 (ryc. 1). Mikroformy korytowe na Wiśle od Solca Kujawskiego do Fordonu Największymi mikroformami zaobserwowanymi w obrębie łach były wielkoskalowe riplemarki, które można też nazwać wydmami. Ze względu na dość dużą powierzchnię słuszne jest również stwierdzenie, że są to megariplemarki. Takie formy obserwowano na powierzchni łachy pseudozakolowej usytuowanej na 772 km biegu Wisły (ryc. 1). Są to jedyne tego typu formy, nie spotykane na pozostałych łachach na badanym odcinku rzeki. Podczas gdy łacha była wynurzona, na jej powierzchni można było wyróżnić cztery strefy z bardzo wyraźnie zaznaczonymi granicami, którymi były grzbiety (garby) o wysokościach w granicach od 10 do 20 cm (fot. 1-A). W okresie zalania łachy, zgodnie z wydmową fazą transportacji (Klimaszewski, 1981) doszło do przekształcen w obrębie megariplemarków (ryc. 2). Po ponownym wynurzeniu łachy przeobrażenia widoczne były na przykładzie granicznej strefy, gdzie wysokość grzbietów wzrosła nawet do 65 cm (fot. 1-B). Stało się to możliwe dzięki wzrostowi przepływów i gwałtownemu wpłynięciu strumienia wody na powierzchnię łachy. Zjawisko to było konsekwencją interwencyjnego zrzutu wody ze Zbiornika Włocławskiego na potrzeby żeglugowe. W obrębie opisywanych wielkoskalowych riplemarków uwidaczniają się mikroformy o znacznie mniejszych rozmiarach. Fot. 1. Granica wielkoskalowych riplemarków; A przed przejściem fali z zapory we Włocławku (fot r.), B po przejściu fali (fot r.). 289

291 Ryc. 2. Schemat ruchu wielkoskalowych riplemarków (Klimaszewski, 1981 za Dębski, 1970, zmienione). Drugimi pod względem wielkości mikroformami korytowymi zaobserwowanymi na powierzchni łach są ripplemarki o kształcie półksiężycowatym (fot. 2). Największe z nich osiągają rozmiary do 6 m długości, 3 m szerokości oraz 0,5 m wysokości i mają powierzchnię około 18 m 2. Powstają one przede wszystkim, w części łachy bezpośrednio kontaktującej z nurtem, a także w strefach kontaktu bocznej krawędzi łachy i zwierciadła wody. Za mechanizm ich powstania należy przyjąć przejście mas wody od ruchu nadkrytycznego (strzałowego) do podkrytycznego (strumieniowego). Tego typu zjawisko opisywał M. Klimaszewski (1981). W miejscu zmiany ruchu wody powstaje odskok hydrauliczny (ryc. 3). W tym miejscu gwałtownego podnosi się zwierciadło wody i występują wiry przypowierzchniowe oraz przydenne. Przekształcają one silnie powierzchnię łachy, powodując jej erozję oraz powstanie wyżej wymienionych mikroform korytowych. W miejscu największego przegłębienia często spotykane są niewielkie ilości bruku oraz formy o dużo mniejszych rozmiarach, które można scharakteryzować jako ultramikroformy. Ryc. 3. Przebieg linii prądu i powstawanie riplemarków półksiężycowatych (Gradziński i inni, 1976) za Allen, 1968). 290

292 Fot. 2. Riplemark półksiężycowaty na łasze w pobliżu przystani w Solcu Kujawskim, o rozmiarach: 6 m długości, 3 m szerokości oraz 0,5 m wysokości (fot r.). W wyniku mniejszych przepływów na powierzchni łach powstają klasyczne riplemarki (fot. 3 - I). Są to najmniejsze mikroformy korytowe zaobserowowane na powierzchni łach. Powstają one zgodnie z fazą płaskiego dna w górnym reżimie natężenia transportu w korytach aluwialnych (Gradziński i in,, 1976), bądź z ruchem podkrytyczny (strumieniowym), który cechuje spokojny, rozlewny przebieg płynięcia (ryc. 4). Są to zmarszczki o asymetrycznych stokach, przekątnej laminacji i upadzie zgodnym z kierunkiem płynięcia mas wody. Ich rozmiary i kształt zależą od głębokości, prędkości płynięcia i średnicy ziarna (większe od 0,7 mm nie tworzą zmarszczek) (Klimaszewski,1981). Wysokości tych riplemarków mają około 3 cm, a odległości pomiędzy grzbietami wynoszą przeważnie od 5 do 20 cm. Ich rozmiary są niewielkie, ale zajmują bardzo dużą powierzchnię łachy. Można je obserwować na powierzchni wszystkich mezoform korytowych. Ryc. 4. Schemat ruchu małych riplemarków (Gradziński i inni, 1976, zmienione). 291

293 Fot. 3. Łacha językowa usytuowana na 764,5 km Wisły (fot r.), strzałkami zaznaczono kierunek płynięcia wody. Widoczna granica pomiędzy: I klasycznymi riplemarkami powstałymi zgodnie z fazą płaskiego dna w górnym reżimie natężenia transportu w korytach aluwialnych bądź z ruchem podkrytyczny (strumieniowym). II śladami transportu w fazie płaskiego dna w górnym reżimie natężenia przepływu. Bardzo interesującym przypadkiem jest łacha językowa zlokalizowana pomiędzy 764 i 765 km biegu Wisły (ryc. 2-10). Powstała ona w wyniku wyerodowania łachy skośnej w okresie niskich stanów wód Wisły. Elementem charakterystycznym są duże ilości osadów frakcji żwirowej. Tego typu materiał spotykany był również na poszczególnych mezoformach korytowych, ale występował w ilościach śladowych. Tutaj można go obserwować na całej łasze miejscami jest widoczny na powierzchni (tworzy skupiska o powierzchni do 6 m 2 ). Na pozostałym obszarze znajduje się tuż pod powierzchnią łachy (na głębokości maksymalnej 10 cm) (fot. 4). Obecność bruku korytowego może być związana bezpośrednio z lokalną budową geologiczną odcinka łożyska dolnej Wisły, a konkretnie z utworami odpornymi na erozję, które tworzą próg. O takich miejscach pisał Z. Babiński (1992), podając odcinki Wisły, gdzie one występują: Toruń (735 km), Fordon ( km) oraz Chełmno ( km). Kilometraż ten nie pokrywa się jednak z miejscem występowania łachy. Inną przyczyną występowania takiej ilości osadów frakcji żwirowej może być naruszenie osadów trzeciorzędowych w wyniku eksploatacji kruszywa z dna koryta Wisły w Solcu Kujawskim ( km biegu rzeki). Nie należy wykluczać tej hipotezy, gdyż istnieje możliwość przetransportowania materiału poprzez wleczenie kilka kilometrów dalej. 292

294 Fot. 4. Warstwa żwiru na łasze językowej położonej na 764,5 km Wisły (fot r.). Na tej samej mezoformie korytowej doszło do wyrównania powierzchni języka (fot. 3 - II), co może świadczyć o wspomnianym już wcześniej występowaniu progu. Jest to szczególny przypadek, gdyż na pozostałej części łachy powstały riplemarki, zaś warstwa zrównana zbudowana jest w większości przez żwiry. Energia rzeki i średnica ziaren umożliwiła powstanie riplemarków z piasku. Natomiast żwir był transportowany przez wleczenie i stąd prawdopodobnie płaska powierzchnia. Biorąc jednak pod uwagę nagły wzrost przepływów spowodowany zrzutem wody przez zaporę we Włocławku, za przyczynę tego procesu można upatrywać ruch nadkrytyczny. Cechuje go rwący i gwałtowny przebieg płynięcia, który nie sprzyja powstawaniu zawirowań. Poza tym fale powierzchniowe biegną skośnie od brzegów w kierunku brzegów od nurtu, co zgadza się z ułożeniem osadów na powierzchni języka. Podobny proces zaobserwował M. Klimaszewski (1981). Scharakteryzowanie mikroform korytowych jest możliwe wyłącznie w ciągu kilku dni od całkowitego wynurzenia się powierzchni łachy. Podczas zmniejszenia stanów wody może nastąpić opadanie materiału zawieszonego na powierzchnię łachy i tworzenia się warstewek mułku (fot. 5). Pokrywają one zazwyczaj płaskie powierzchnie, ale mogą występować również w obrębie riplemarków. W trakcie okresu, podczas którego łacha jest wynurzona, za modelowanie jej powierzchni odpowiedzialny jest wiatr. Wówczas mogą powstawać zmarszczki eoliczne o niewielkich rozmiarach, bądź powierzchnia łachy może zostać wyrównana (brak jakichkolwiek mikroform) (fot. 6). Długotrwałe wynurzenie łachy sprzyja również pojawieniu się roślinności (fot. 7) wpływa na szorstkość podłoża zmniejszając transport rumowiska wleczonego. Pojawiają się płaty terofitów. Tworzą je rośliny potrafiące zamknąć w ciągu kilku tygodni po opadnięciu wód powodziowych, swój cykl życiowy (Ratyńska, 2009). 293

295 Fot.5. Warstwa mułku na łasze językowej położonej na 768,8 km Wisły (fot r.). Fot. 6. Zrównana powierzchnia łachy skośnej usytuowanej na 759 km Wisły w wyniku działania procesów eolicznych (fot r.). 294

296 Fot. 7. Roślinność na łasze pseudozakolowej w Fordonie 772 km Wisły (fot r.). Podsumowanie Mechanizm powstawania mikroform korytowych na łachach piaszczystych jest zróżnicowany w zależności od środowiska prądowego. Na odcinku dolnej Wisły od Solca Kujawskiego do Fordonu sklasyfikowano następujące struktury w obrębie powierzchni łach: wielkoskalowe riplemarki, przekształcane zgodnie z wydmową fazą transportu, ripplemarki półksiężycowate powstałe w wyniku przejście mas wody od ruchu nadkrytycznego (strzałowego) do podkrytycznego (strumieniowego), klasyczne riplemarki związane z fazą płaskiego dna w górnym reżimie natężenia transportu w korytach aluwialnych, Ponadto na powierzchni łach korytowych odnotowano występowanie warstw żwiru, co może wynikać z lokalnej budowy geologicznej oraz warstw mułku, powstających w wyniku wytrącania się rumowiska zawieszonego i powolnym jego osadzaniu. W wyniku transportu w fazie płaskiego dna w górnym reżimie natężenia przepływu dochodzi do wyrównania powierzchni łach. Wynurzenie łach piaszczystych przez długi czas sprzyja pojawieniu się na nich roślinności, a za przekształcenia ich powierzchni odpowiedzialne są wówczas procesy eoliczne. 295

297 Literatura Babiński Z., 1992, Współczesne procesy korytowe dolnej Wisły, Prace Geograficzne, nr 157 Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., Unrug R., 1976, Zarys Sedymentologii, Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa Klimaszewski, 1981, Geomorfologia, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa Pieron Ł., 2013, Morfodynamika łach na Wiśle od Solca Kujawskiego do Fordonu, Praca magisterska napisana w Instytucie Geografii UKW, Bydgoszcz Ratyńska H., 2009, Potencjalna roślinność naturalna i roślinność rzeczywista doliny Wisły, [w:] D. Szumińska (red.), Walory turystyczne drogi wodnej E-70, Urząd Marszałkowski Województwa Kujawsko-Pomorskiego i Instytut Geografii, Grafart Bydgoszcz, s ABSTRACT In this article for channel microforms is considered to be surface of the river sandbar. The article is presenting the mechanism of the channel microforms formation of depending on diversifying the flow regime of the Vistula. Parameters were also analysed morphometric of the forms what giving marks to them enabled. The study was conducted on the Lower Vistula river between Solec Kujawski and Fordon Bydgoszcz. Keywords: channel microforms, river sandbar, Lower Vistula 296

298 Maria Dombrowicz, Chrystkowo-A Thematic Tourist Village, is a new offer for tourism. Journal of Health Sciences. 2013;3(15): ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginal paper published in Annals of Konstantin Preslavsky University, vol. 20, Shumen University, 2010, p CHRYSTKOWO-A THEMATIC TOURIST VILLAGE, IS A NEW OFFER FOR TOURISM Maria Dombrowicz Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, Instytut Geografii Introduction The concept of the creation of thematic tourist villages derives from the experience of Western European countries, such as: Austria, France, Holland and Italy. Assigning a specific thematic specialty to chosen villages in those countries proved to be a great success. Thematic villages, which were included in the area of tourism economy, have become a new tourist attraction. Such an approach has been adopted for Chrystkowo, which is located in the picturesque valley of the Lower Vistula. It documents unique in the country, more than 200- year history of the Dutch settlers who came to these lands at the turn of the sixteenth and seventeenth centuries. Assigning thematic specialisation to this village, on the basis of wellpreserved cultural heritage values, will allow its tourist development. The concept to reintroduce Chrystkowo as the Vistula Thematic Mennonite Village (*), creates a chance for this village to establish itself as a tourist attraction on the regional and European level. * The Project: Chrystkowo- A Thematic Tourist Village, has been developed by the Department of Geography of Tourism, under the direction of Dr Maria Dombrowicz, UKW, Bydgoszcz, The choice of Chrystkowo for the implementation of the concept of 'Thematic Tourist Village. Tourist Thematic Villages function through a specially developed model to make the best use of their tourist value. The basis for the preparation of such a model are unique historical and cultural features of such a village, which distinguish this place among other tourist attractions. The specially prepared Thematic Tourist Offer will be the reason to visit those villages. Selected for the implementation of the tourism project Chrystkowo- a Thematic Tourist Village Chrystkowo meets the set criteria for a thematic tourist village. These are as follows: Interesting history of the village. It was founded in the fifteenth century as the knights' property, then in the sixteenth century as gentry estate and in the second half of the 297

299 sixteenth century it was related to the settlement of the Dutch-Mennonite, Anabaptist Protestant sect from the Netherlands. Well-preserved buildings and layout of the Mennonite homesteads, with the historic arcade cottage from 1770, which dominates the landscape of the village. The spatial layout of the village with inline arrangement of the buildings, parallel to the Vistula River. Scenic and natural values of the Lower Vistula Valley and European Area Nature The most distinctive cultural value of Chrystkowo is the arcaded wooden cottage from 1770, which is considered as a gem of architecture of the Dutch construction industry in Poland. This monumental building has a gable roof, almost three times higher than the ground floor walls. The arcade occupies a central position in front of the cottage. It is flanked by five ornamental pillars, on which the first floor is based. It was used as a granary, where grain used to be stored after having been loaded directly through a special opening. The room also served members of the household during floods. The residential part of the cottage consists of a hall and chambers. The building is unique due to the style of ornamentation of the arcaded columns. This cottage was the centre of a large Mennonite farm. On its premises there were: cowshed, stables, piggery, a wooden barn, coach house and blacksmith shop built from bricks, flock and cellars. Photo 1: The historic Mennonite cottage from In 1992 the cottage has been entered into the central Historic Monument Register, and since 1995 it serves as a museum and has an educational function through the team from the Complex of Landscape Parks of Chełmno and Vistula. Inside the cottage there is a small collection of exhibits that relate to the life of the inhabitants of Chrystkowo and surrounding villages. The cottage is available to visitors everyday except Mondays and Tuesdays. Near the cottage a nursery of old varieties of fruit trees, such as apples and plums, was established, together with drying and storage facilities for the collected fruit. Since 2007, in the immediate vicinity of the cottage there is an agrotourism farm that offers guest rooms. 298

300 The Dutch settlers that came to Chrystkowo in the sixteenth and seventeenth centuries joined the native rural population and brought with them their culinary traditions, based primarily on products from their own farms, gardens, orchards and from breeding and fishing. The traditional Mennonite food consisted of simple, everyday dishes. More exquisite dishes were only prepared for special occasions, such as family celebrations, Christmas, etc. The attractiveness of the Mennonite dishes was due to the quality of the natural products that came from their farms, the mode of their manufacture, storage and also from their culinary secrets. Getting to know the Mennonites culinary heritage is also one of the distinguishing features of Chrystkowo as the Thematic Tourist Village. During Mennonite Evenings organized in the cottage, tourists can taste dishes prepared according to old recipes. The Vistula landscape in the vicinity of the village is extremely interesting for tourists. It offers a unique mosaic of Vistula ravines, slopes, fragments of deciduous forests, fields, meadows, regular rows of willows, the old orchard with rare varieties of apples and plums and a system of drainage canals (remnants of the Mennonite draining wetlands). On the floodplains of the Vistula River attention should be given to a belt of flood embankments and parts of the old river. It is cut off from the mainstream of the river and has become the natural habitat for many species of birds and fish and forms the unique landscape of the area. The unique features of the Vistula landscape are under a legal protection in form of a landscape park the Complex of Landscape Parks of Chełmno and Vistula," one of the largest natural parks on a national scale. This unique landscape offers opportunities to cycle, hike and horseback in the immediate vicinity of the village Chrystkowo. 2. The Model of the touristic development of Chrystkowo as a Thematic Tourist Village The main aim behind the concept of tourist development of Chrystkowo as a "Thematic Tourist Village" is the proposal to introduce new elements into the management of the village. The new tourist offer concentrates around the historic Mennonite cottage from This cottage dominates the Vistula landscape around the village and is its most valuable tourist attraction that documents the unique history of the village. The proposal to introduce new elements into the development of Chrystkowo and its immediate environment concentrates on the enhancement of the tourist attractions of the village and improvements in its accessibility. To achieve these objectives, the following is recommended: Carrying out repairs and maintenance of the historic Mennonite cottage, together with equipping the interior with items referring to the life of the settlers. Restoration of the two buildings from the former farm, e.g. a forge and a coach house. After the restoration of the forge and its equipment, it should be used for demonstrations of forging of utility and decorative items for tourists. The coach house should be equipped with a carriage used as part of the tourist offer in this the picturesque landscape of the Vistula Valley. Using the reconstructed kiln building by the villagers to produce dried fruit. Highlighting various aspects of the life of the settlers through organising demonstrations in the cottage, and increasing the current modest exhibition that documents the life of the settlers. 299

301 Creation of a tourist information board, that should be located next to the cottage and should contain detailed information about: the local cultural heritage and rural tourist routes, local accommodation and food, events, tourist attractions in the vicinity (e.g. the Gruczn Festival of Taste in August, the Feast of Plums in Lower Strzelce in September) and creation of tourist boards in Niedźwiedź and Kosowo villages that document more than 200- year-old history of the Dutch settlement. Creation of visually identical tables identifying Chrystkowo as the Mennonite Village, on the national road S-5 in Zbrachlin; in Aleksandrowo - the road in the direction of Strzelce Dolne, in Włóki on the national route 05, exit towards Topolno and in the Bydgoszcz district of Fordon the road through Strzelce Dolne, Topolno, as well as in the direct entrance to Chrystkowo; the road Topolno-Gruczno (Annex No. 3, map). Signposting the panoramic route to Chrystkowo from the Bydgoszcz-Fordon way and creation of a panoramic view-point in Kozielec and a small parking space for buses. Enabling tourists to stay longer in Chrystkowo (particularly the Dutch tourists interested in the over 200-year history of the Dutch settlement in the area and its surrounding villages of Niedźwiedź, Kosowo, Topolinek) through using the nearby land as camping and caravan fields, and increasing the food offer by building a catering base in Kozielec (Flisacka Inn). The proposal for a new tourist offer for Chrystkowo breaks with the existing methods of using the historic cottage, implemented by the employees of the Complex of Landscape Parks of Chełmno and Vistula. It is recommended hat a new bid is prepared based on the following elements: Introduction of a professional guide in the cottage and its surroundings, dressed in traditional Mennonite clothes. Preparation of an events calendar, related to cultural heritage of the Mennonites, e.g. Mennonite Evenings offered to tourist groups and a Mennonite Weekend - a big regional event promoting Chrystkowo as the "Thematic Tourist Village." Preparation of a communication strategy: the promotion of events through posters and tourist information leaflets, introducing Chrystkowo through the use of the Internet, taking part in information programs, contests, fairs, etc. Organisation of thematic conferences, symposiums, open-air art training and workshops related to the Mennonite history in the historic cottage. Promotion of products related to the culinary heritage of Mennonites, their tasting and purchase in the nearby farms in Chrystkowo. Preparation and sale of souvenirs referring to the Dutch settlement history by the inhabitants of Chrystkowo to tourists. Introduction of unique local features across the local tourism-farms, e.g. the to distinguished Mennonite cuisine. Carrying out the above-mentioned tasks relating to the introduction of new elements proposed in the tourist development of Chrystkowo will be funded through the Regional Operational Program for 2007/2013, with the Priority Axis No 6, support for tourism. The tasks associated with the introduction of the new tourist offer are proposed to take place through modifications in the current management of the historic facility - the cottage: through raising the existing level of tourism and its historical value, e.g. obtaining a museum facility status, and its promotion at a national and European level. 300

302 Summary The proposed changes to the existing function of Chrystkowo as a Thematic Tourist Village should have the following effects: Increased appeal of Chrystkowo as an attractive tourist destination on a local and national level. An impact of the new tourist activity on the earnings of local communities in tourism sector. Increase of tourism and the promotion of the village amongst the European thematic tourist villages. Increased rank of Chrystkowo as a tourist village. Abstract The article outlines the opportunity to use the European experience in the development of thematic tourist villages, which demonstrates their unique historic and cultural values. This is done by using the example of Chrystkowo, which documents the over 200-year history of the Dutch settlement in the Valley of the Lower Vistula. The newly proposed way of tourist management and a new tourist offer will allow this village to enter the tourism market and contribute to the development of tourism as well as activate the local community to participate in the tourist sector of the local economy. Key words: thematic tourist villages, values of cultural heritage, a new tourism offer Literature Cultural Heritage Materials from the conference of the Ministry of National Heritage, Cracow. Heritage and tourism Materials from the international conference of the International Cultural Center, Krakow. Chrystkowo. Vistula Mennonite Village Project from the Department of Geography of Tourism, UKW, Bydgoszcz, Bydgoszcz. Warszyńska., Jackowski., A., 1979, Fundamentals of geography tourism, PWN, Warsaw. 301

303 Hojan Marcin, Uwarunkowania i wielkość opadu eolicznego na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin Conditioning and the size of the aeolian fall on the cliffed coast of Wolin Island. Journal of Health Sciences. 2013;3(15), ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised: Accepted: Oryginalny tekst ukazał się w wydawnictwie towarzyszącym 54 zjazdowi Polskiego Towarzystwa Geograficznego, który odbył się w Świnoujściu w 2005 roku. Plejstoceńskie i holoceńskie przemiany środowiska przyrodniczego Polski. Wybrane aspekty. Borówka R.K. (red.). Wydawnictwo OFICYNA In Plus, Szczecin ISBN Organizatorzy: Uniwersytet Szczeciński, Instytut Nauk o Morzu Polskie Towarzystwo Geograficzne, Oddział Szczeciński Uwarunkowania i wielkość opadu eolicznego na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin Conditioning and the size of the aeolian fall on the cliffed coast of Wolin Island Marcin Hojan Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy, Wydział Kultury Fizycznej, Zdrowia i Turystyki, Instytut Geografii STRESZCZENIE: Artykuł zawiera wstępne wyniki pomiarów wielkości opadu eolicznego na koronie klifu wybrzeża wyspy Wolin pomiędzy Grodnem i Międzyzdrojami (na odcinku 407,5-408,2 km wybrzeża). Zmienność akumulacji eolicznej uwarunkowana jest lokalnymi czynnikami środowiskowymi. Szczególne znaczenie mają warunki meteorologiczne, charakter rzeźby terenu, litologia podłoża i stopień pokrycia roślinnością. Słowa kluczowe: wybrzeże klifowe, opad eoliczny Wstęp W umiarkowanej strefie klimatycznej wiatr nie jest zaliczany do procesów dominujących w kształtowaniu współczesnej rzeźby (Kostrzewski, Szpikowski 1993), wyjątkiem są jednak wybrzeża. Aktywny klif wyspy Wolin i jego budowa geologiczna (Borówka i in. 1982) sprawiają, że procesy deflacji i erozji eolicznej mają duże znaczenie we współczesnym systemie morfogenetycznym. Przeszkoda terenowa, jaką stanowi ściana klifu o wysokości od 20 do 95 m (na obszarze badań m), wymusza zmianę kierunków i prędkości strumieni wiatru. Powoduje to zwiększenie dynamiki procesów eolicznych na zboczu klifu. W wyniku akumulacji materiału na koronie klifu tworzą się naspy przyklifowe (Prusinkiewicz 1971). Jednym z celów realizowanego programu badań na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin jest określenie uwarunkowań i wielkości opadu eolicznego w rocznym cyklu pogodowym. Metodyka badań Przy pomiarach wielkości opadu eolicznego zastosowano metodykę wypracowaną przez zespół prof. Kostrzewskiego w zlewni górnej Parsęty. Do badań założono system pomiarowy składający się z sieci chwytaczy. Chwytacze stanowiły okrągłe pojemniki o powierzchni wlotowej 105,69 cm 2 i wysokości 10,9 cm, rozstawione w sześciu profilach 302

304 pomiarowych prostopadłych do krawędzi klifu (Ryc. 1). Odległość poszczególnych punktów pomiarowych od krawędzi klifu wynosiła od kilku do kilkudziesięciu metrów. Rozmieszczenie profili pomiarowych nawiązuje do morfologii klifu. Na badanym odcinku znajdują się nisze osuwiskowe, powstałe w wyniku procesów abrazji. Dwie z nich, nieaktywne, znajdują się na odcinku zbudowanym z gliny zwałowej, w górnej części mają prawie pionowe ściany. Przy pierwszej, która mieści się po wschodniej stronie wzniesienia Świdna Kępa umieszczono profile 01 i 03, natomiast przy drugiej na zachodniej stronie wzgórza profile 16 i 21. Trzecia nisza występuje na odcinku piaszczystym z przewarstwieniami mułkowymi, na którym ciągle zachodzą procesy osypiskowe. Obejmuje ona szczyt Świdnej Kępy i profile 06 i 11. Ryc. 1. Rozmieszczenie profili pomiarowych Położenie i charakterystyka obszaru badań Według podziału zaproponowanego przez Kondrackiego (1978) Wolin położony jest na terenie Pomorza Zachodniego (wchodzi w skład Pobrzeża Szczecińskiego) i stanowi mezoregion o powierzchni 265 km 2. Obszar badań zlokalizowano na terenie Wolińskiego Parku Narodowego, w jego północnej części, w odległości około 1,5 km na zachód od miejscowości Grodno (na odcinku 407,5-408,2 km wybrzeża). W miejscu tym linia brzegowa przebiega łukiem zmieniając kierunek z ENE na NE patrząc z Grodna w stronę Międzyzdrojów (Ryc. 2). 303

305 Ryc. 2. Lokalizacja obszaru badań Analiza materiału dokumentacyjnego Średnia wartość depozycji eolicznej w czasie prowadzonych badań wyniosła 4,01 mm/rok. W poszczególnych punktach pomiarowych akumulacja materiału mineralnego wahała się od 0,28 mm w profilu 21 do 15,94 mm w profilu 06. Wpływ na te wartości ma aktywność klifu, zwartość drzewostanu na koronie klifu i warunki meteorologiczne. Intensywniejsze rozwiewanie zachodzi na ścianach zbudowanych z piasków fluwioglacjalnych. Szczególne znaczenie ma w tym przypadku występowanie przewarstwień mułkowych rozdzielających serie piaszczyste. Powyższe przewarstwienia są podstawą tworzenia się zawirowań powietrza i zwiększonej deflacji. Mniej intensywne rozwiewanie zachodzi na ścianach zbudowanych z gliny brązowej. Największa akumulacja występuje w miesiącach maj-wrzesień, kiedy zbocza klifu szybciej wysychają, zwłaszcza ściany zbudowane z piasków fluwioglacjalnych, i zwiększają podatność na deflację. Duże wartości akumulacji eolicznej na koronie klifu odnotowano w maju 2001, kiedy spadło zaledwie 18,1 mm deszczu a średnia wartość wilgotności powietrza wyniosła 77,8%, przy średnich z wielolecia dla tego miesiąca odpowiednio 67,6 mm i 82,5%. W profilu 06 spadło wówczas średnio 2,8 kg/m 2 pyłu, co daje 1,96 mm zakumulowanego materiału mineralnego, czyli 1/4 średniej rocznej wartości opadu eolicznego w tym profilu (Hojan 2004). Przedstawione wyżej wartości obejmują dwa okresy letnie i jeden zimowy, dlatego średnia roczna akumulacja osiągnie niższe wartości Dla okresu marzec 2001-luty 2002 opad eoliczny na koronie klifu wyniósł odpowiednio 2,27 mm/rok, 0,14 mm/rok w profilu 21 i 8,95 mm/rok w profilu 06 (Hojan 2004). W dniach 29/ roku zarejestrowano ponadprzeciętną akumulację eoliczną na koronie klifu. Jej największe natężenie miało miejsce 29 czerwca pomiędzy godzinami 15 i 19. W profilu 06 spadło wówczas 0,55 mm/m 2 pyłu, co daje w przeliczeniu 3,32 mm/m 2 w ciągu doby i 1211 mm/m 2 w ciągu roku. 304

306 Ryc. 3. Kierunek wiatru podczas zdarzenia ponadprzeciętnego w dniach 29/ Wartości te dają opad eoliczny wielkości odpowiednio 0,79 kg/m 2, 4,77 kg/m 2 i 1740 kg/m 2. Zarejestrowane w stacji meteorologicznej w Świnoujściu dane informują, że w trakcie tego zdarzenia wiatr wiał z kierunku WSW ze średnią prędkością 4-6 m/s, w porywach do m/s. Wilgotność powietrza spadła w tym czasie z 93% do około 60% osiągając minimum o godz.16 51%. Spadek prędkości wiatru, zmiana jego kierunku na SSW (Ryc. 3) i wzrost wilgotności powietrza w późniejszych godzinach spowodowały zahamowanie procesu deflacji na zboczu klifu. Zmienność opadu eolicznego w cyklu rocznym Zaprezentowane wyżej wyniki pokazują, że procesy erozji i akumulacji eolicznej na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin zachodzą z różnym natężeniem. Największą dynamikę osiągają w niszy osuwiskowej, stanowiącej przedłużenie profilu 06, na aktywnym zboczu zbudowanym z piasków fluwioglacjalnych z przewarstwieniami mułkowymi. Dodatkowym czynnikiem zwiększającym deflację w omawianej niszy osuwiskowej jest niewielki młodnik porastający nieaktywną część klifu. Młodnik ten powoduje powstawanie turbulencji, które w istotny sposób przyczyniają się do niszczenia górnej części klifu. Część materiału mineralnego akumulowana jest na koronie klifu, część grawitacyjnie osuwa się w dół stoku. Osuwający się piasek, trafiając na progi w postaci przewarstwień mułkowych bardziej odpornych na erozję eoliczną, tworzy niewielkie wodospady piaszczyste. W momencie utraty kontaktu z podłożem drobniejsze cząstki piasku porywane są przez podmuchy wiatru i wynoszone w górę stoku i ponad koronę klifu, gdzie po zmniejszeniu siły wiatru wywołanym roślinnością akumulowane są na podłożu i liściach. Materiał zdeponowany na liściach niewysokich drzew i krzewów ulega następnie redepozycji na podłoże wskutek działania kolejnych podmuchów wiatru lub później wraz z opadami deszczu. Odcinki klifu zbudowane z gliny są bardziej odporne na erozję eoliczną. Wielkość opadu eolicznego w profilach pomiarowych umieszczonych przy stokach gliniastych jest dużo niższa niż przy piaszczystych. Należy zwrócić uwagę, iż do tych profili jest również dostarczany materiał ze ścian zbudowanych z piasków. Dzieje się tak szczególnie przy 305

307 udziale silnych wiatrów wiejących z sektora W. Wówczas pył mineralny z niszy osuwiskowej przy profilu 06 jest transportowany wzdłuż krawędzi klifu i deponowany jest w profilach 03 i 01. Wnioski Najważniejszymi czynnikami wpływającymi na procesy eoliczne na wybrzeżu klifowym wyspy Wolin są prędkość i kierunek wiatru oraz wilgotność powietrza i gruntu. Szczególne znaczenie na obszarze badań ma wiatr wiejący z sektora W. Jest to dominujący kierunek na tym obszarze. Wiatry wiejące z kierunków N oraz E mają również wpływ na procesy eoliczne. Występują jednak z mniejszą częstotliwością, głównie zimą, kiedy wilgotność stoku klifu jest większa lub klif pokryty jest śniegiem. Wpływ na procesy eoliczne zachodzące na klifie ma aktywność klifu. Klif niepodlegający aktualnie procesom abrazji, przeważnie pokryty jest roślinnością, która utrudnia deflację. Odsłonięte zbocza klifu, szczególnie fragmenty zbudowane z piasków fluwioglacjalnych oraz eolicznych piasków pokrywowych, są głównym źródłem dostawy materii mineralnej na koronę klifu. Nieco mniejsze znaczenie ma roślinność porastająca zbocze i koronę klifu. Powoduje ona spadek prędkości wiatru i utrudnia deflację. W szczególnej sytuacji obecność kępy drzew lub krzewów w sąsiedztwie aktywnego zbocza klifu przyczynia się do zwiększenia intensywności procesów eolicznych. Największe wartości opadu eolicznego notowane są w miesiącach maj-wrzesień, szczególnie podczas dłuższych okresów bez opadów. Minimum opadu eolicznego przypada na październik i listopad, co związane jest z przewagą wiatrów z kierunku S oraz opadem organów asymilacyjnych roślin. Duże znaczenie w wielkości opadu eolicznego mają zdarzenia ponadprzeciętne. Opad eoliczny w trakcie takiego zdarzenia (na ogół w ciągu kilku godzin), przeliczony na średnią dobową, stanowi prawie połowę średniej rocznej wartości opadu eolicznego. Literatura Borówka R. K., Gonera P., Kostrzewski A., Zwoliński Z., 1982, Origin, age and paleogeographic significance of cover sands in the Wolin end moraine area, North West Poland. Quaestiones Geogr. 8. Hojan M. 2004, Zmienność depozycji eolicznej na klifie wybrzeża wyspy Wolin w latach [W:] Kostrzewski A. (red.) IV Seminarium Geneza, Litologia i Stratygrafia utworów Czwartorzędowych. Poznań. Kondracki 1978, Geografia regionalna Polski. PWN, Warszawa. Kostrzewski A., Szpikowski J., 1993, Uwarunkowania i zmienność sezonowa opadu i transportu eolicznego na obszarze młodoglacjalnym (zlewnia Młyńskiego Potoku, Górna Parsęta, Pomorze Zachodnie). [W:] Kostrzewski A. (red.): Geoekosystem obszarów nizinnych. PAN Wrocław. Prusinkiewicz Z., 1971, Naspy przyklifowe nowy typ gleb morskiego pobrzeża. Zeszyty Naukowe UMK w Toruniu, Geografia 26, 8: ABSTRACT: The article contains preliminary results of measurements of aeolian fall size on the crown of cliffed coast of Wolin Island, between Grodno and Międzyzdroje (section km of the coastline). The changeability of the aeolian accumulation is conditioned by local environmental factors. Meteorological conditions, character of the terrain, the lithology of base and the step of the coverage with the flora are of special importance. Keywords: cliffed coast, aeolian fall 306

308 Rogozińska Arleta Magdalena. Digofrenopedagogika jako subdyscyplina Pedagogiki Specjalnej na drodze poszukiwania innowacyjności oddziaływań pedagogicznych i terapeutycznych w pracy z osobami z niepełnosprawnością intelektualną (Założenia autorskie terminologii) = Digofrenopedagogy as a sub-discipline of Special Pedagogy in the search for innovative pedagogical and therapeutic effects of working with people with intellectual disabilities (Assumptions Copyright terminology). Journal of Health Sciences. 2013;3(15): ISSN / X. The journal has had 5 points in Ministry of Science and Higher Education of Poland parametric evaluation. Part B item ( ). The Author (s) 2013; This article is published with open access at Licensee Open Journal Systems of Radom University in Radom, Poland Open Access. This article is distributed under the terms of the Creative Commons Attribution Noncommercial License which permits any noncommercial use, distribution, and reproduction in any medium, provided the original author(s) and source are credited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. This is an open access article licensed under the terms of the Creative Commons Attribution Non Commercial License ( which permits unrestricted, non commercial use, distribution and reproduction in any medium, provided the work is properly cited. Conflict of interest: None declared. Received: Revised Accepted: Digofrenopedagogika jako subdyscyplina Pedagogiki Specjalnej na drodze poszukiwania innowacyjności oddziaływań pedagogicznych i terapeutycznych w pracy z osobami z niepełnosprawnością intelektualną (Założenia autorskie terminologii) Arleta Magdalena Rogozińska Osobisty Pedagog Terapeuta Oligofrenopedagog Bydgoszcz 2010 Uniwersytet Kazimierza Wielkiego w Bydgoszczy Wydział Kultury Fizycznej, Zdrowia i Turystyki Digofrenopedagogy as a sub-discipline of Special Pedagogy in the search for innovative pedagogical and therapeutic effects of working with people with intellectual disabilities (Assumptions Copyright terminology) Arleta Magdalena Rogozińska Personal Pedagogist Therapist Oligofrenopedagogist Bydgoszcz 2010 Kazimierz Wielki University in Bydgoszcz Faculty of Physical Education, Health and Tourism Streszczenie Autorka w artykule przedstawia nowy kierunek oddziaływań profilaktycznych, edukacyjnych i terapeutycznych osób uzależnionych z niepełnosprawnością intelektualną. Proponuje terminologię w celu stworzenia subdyscypliny w obszarze Pedagogiki Specjalnej. Zwraca uwagę na ważność niezależności osób niepełnosprawnych intelektualnie oraz wsparcie szeroko rozumianego środowiska wychowawczego, edukacyjnego i terapeutycznego na drodze do wyższego poziomu rozwoju zarówno potrzeb podstawowych jak i potrzeb wyższego rzędu. 307

309 Słowa kluczowe: niepełnosprawność intelektualna, digofrenopedagogika, uzależnienia, detoksykacja, edukacja, terapia, resocjalizacja, czarna pedagogika, pedagogia. Abstract The author of the article presents a new direction of prevention, education and treatment of addicts with intellectual disabilities. Proposed terminology in order to create a sub-discipline in the area of Special Pedagogy. Draws attention to the importance of the independence of people with intellectual disabilities and support the wider educational environment, education and treatment on the way to higher levels of both basic needs and the needs of a higher order. Keywords: intellectual disability, digofrenopedagogy, addiction, detoxification, education, therapy, rehabilitation, black pedagogy, pedagogy. Digofrenopedagogika (Arleta Magdalena Rogozińska, Bydgoszcz 2010/2011) to dział pedagogiki zajmujący się promowaniem osób niepełnosprawnych intelektualnie. Priorytetem tego nurtu jest detoksykacja umysłu osoby niepełnosprawnej umysłowo za pomocą oddziaływań behawioralno-poznawczych. Elementy składowe zaczerpnięte zostały z języka angielskiego i greckiego. Zatem Digofrenopedagogika (z ang. dig- wydobywanie, odkopywanie, digo- toksyna, z grec. phren- umysł ). Nazwa powstała z połączenia trzech wyrazów pochodzących z różnych języków. Słowo dig w ujęciu pedagogicznym rozumiany jest tutaj jako proces uruchamiania potencjału intelektualnego oraz wsparcie w wychodzeniu z różnego rodzaju uzależnień w tym mentalnego osób z niepełnosprawnością intelektualną. Digofrenopedagogika opiera się na akceleracji (Okoń W. 2001, s. 17), czyli zjawisku przyspieszania naturalnego tempa rozwoju dzieci i młodzieży w szczególności z niepełnosprawnością intelektualną, której towarzyszą różnego rodzaju sprężenia ujęte w klasyfikacji chorób ICD-10. Należy zaznaczyć, że jest to prekursorskie podejście w obszarze 308

310 badań pedagogicznych wychodzące poza ramy dotychczasowych zainteresowań pedagogiki oraz pedagogów zajmujących się profilaktyką, edukacją i terapią osób uzależnionych z niepełnosprawnością intelektualną. Digofrenopedagogika to kierunek badań pedagogicznych korelujący z naukami medycznymi i przyrodniczymi. Wykorzystuje właściwości metod leczniczych w celu wspomagania regeneracji uszkodzonych obszarów CUN oraz DNA. Oprócz wyżej opisanych zagadnień oraz kierunków badań nad funkcjonowaniem osób z niepełnosprawnością intelektualną oraz eliminowaniem zaburzeń wynikających z tego rodzaju niepełnosprawności digofrenopedagogika opiera swoje badania o atawizm ( czyli badanie występowania cech pierwotnych, właściwych dalekim przodkom ludzi (Milerski B., B. Śliwerski B., 2000). Badania poprzeczne i podłużne oparte na obserwacji bezpośredniej dowiodły, iż osoby z niepełnosprawnością intelektualną w stopniu znacznym i głębokim z towarzyszącymi jej sprężeniami np. Zespółem Downa manifestują cechy fizyczne i umysłowe należące do pierwotnie kształtujących się postaw w rozwoju człowieka pod wpływem ewolucji. Zaobserwowano, że u zdrowego dziecka zanikają one w pierwszych latach życia. Natomiast u osób z niepełnosprawnością intelektualną oraz sprężeniami genetycznymi bez wczesnej interwencji inaczej ujmując wczesnego wspomagania rozwoju dziecka niepożądane uwarunkowania rozwojowe się utrwalają. Należy zaznaczyć, że digofrenopedagogika wykorzystuje również dorobek nauk przyrodniczych i medycznych, które potwierdzając zasadę korelacji wzajemnie się wspomagają nowymi odkryciami naukowymi. W tym przypadku digofrenopedagogika wykorzystuje tę korelację w celu poszukiwania skutecznych metod detoksykacji oraz regeneracji uszkodzonych obszarów mózgu i zniekształconego DNA, gdzie digopedagog stosuje na początku terapii właściwości bioflawonoidów (Strick R., Strissel Pl, Borgers S., Smith Sl. i inni. (2000) s.4790), by oczyścić organizm z zalegających toksyn uszkadzających CUN i OUN. Podobnie wykorzystywany jest biorezonans ( w celu bezinwazyjnego wykrycia i usunięcia toksyn i pasożytów, które niszczą mózg ludzki. Można stwierdzić, że korelacja zachodząca pomiędzy digofrenopedagogiką, naukami przyrodniczymi i medycznymi znalazła swoje uzasadnienie ze względu na jej leczniczy 309

311 charakter, który dotyczy detoksykacji organizmu, a w szczególności mózgu osoby niepełnosprawnej intelektualnie. Digofrenopedagogika jak sama nazwa wskazuje zajmuje się osobami o obniżonej kondycji intelektualnej niż przeciętna, która nastąpiła pod wpływem przenikania w płód toksyn uszkadzających jego normalny rozwój lub niepełnosprawność intelektualna przeniesiona została za pomocą uwarunkowań zniekształconych lub uszkodzonych genów w poprzednich pokoleniach oraz innych niekorzystnych czynników czy zjawisk towarzyszących prenatalnemu rozwojowi dziecka. Digopfrenopedagogika zajmuje się również eliminowaniem uzależnień osób niepełnosprawnych intelektualnie w szczególności w sferze uzależnienia mentalnego od osób trzecich, ponieważ osoby niepełnosprawne intelektualnie wykazują nasilony infantylizm, czyli podatność na wpływy otoczenia. Bezkrytycznie uzależniają się od toksycznych oddziaływań lokalnego środowiska, którego członkowie często działają w własnym interesie wykorzystując niepełnosprawność intelektualną tychże ludzi. Dodatkowo działają hamująco na rozwój psychospołeczny swoich podopiecznych w celu zapewnienia czy pozyskania ich kosztem splendoru, dóbr materialnych oraz stabilizację zawodową i finansową. Zatem w skład zainteresowań digofrenopedagogiki wchodzi również wspomniana wcześniej profilaktyka i terapia uzależnień od m.in. alkoholizmu, narkomanii, uzależnienia od środków psychotropowych, których zadaniem jest harmonizacja zachowań psychotycznych. występujących u tych przedstawicieli społeczeństwa. Jak wszystkim wiadomo osoba z niepełnosprawnością intelektualną nie posiada umiejętności ekspresyjnego, bogatego w treść wypowiedzenia się na temat stanu własnego ciała i umysłu. W związku z tym zdana jest na sugestie i działania osób trzecich. Innym rodzajem uzależnienia, którym zajmuje się digofrenopedagogika jest wspomniane uzależnienie mentalne, wykolejenia, prostytucja i podatność na wykorzystywanie seksualne w środowisku rodzinnym i rówieśniczym. W przypadku osób niepełnosprawnych intelektualnie podstawowym zadaniem digofrenopedagogiki jest skuteczne i szybkie zdiagnozowanie prenatalnych uwarunkowań niepełnosprawności tychże osób, opracowanie szczegółowych procedur oddziaływań profilaktycznych i terapeutycznych, a przede wszystkim detoksykacja i przyspieszenie rozwoju umysłowego i fizycznego tychże osób. 310

312 W związku z powyższym digofrenopedagog jest specjalistą wszechstronnie przygotowanym do pracy z osobą niepełnosprawną intelektualnie obciążoną prenatalnie lub genetycznie uzależnieniami różnego rodzaju. Przykładem współuzależnienia jest FAS u dzieci matek pijących w czasie ciąży alkohol, który destrukcyjnie działa na płód. Zatem digofrenopedagog posiadać powinien wiedzę teoretyczną i praktyczną z zakresu medycyny naturalnej i klasycznej, do której m.in. należy: neurologia, neuropsychiatria. Poza tym niezbędna jest wiedza z zakresu psychologii stosowanej (psychologia kliniczna dzieci i młodzieży, psychologia tożsamości i współzależności oraz relacji interpersonalnych, psychologia wychowania, psychologia kształcenia, psychologia pracy, psychologia zdrowia), psychopatologii zjawisk społecznych, z zakresu psychoterapii osób niepełnosprawnych intelektualnie), psychologii społecznej, psychologii rozwojowej i ogólnej, etyki zawodowej digofrenopedagoga, tyflopedagogiki, surdopedagogiki, defektologii, biomedycznych podstaw rozwoju człowieka, neurologopedii, pedagogiki specjalnej szeroko rozumianej, profilaktyki i resocjalizacji osób z niepełnosprawnością intelektualną, prawa międzynarodowego w zakresie ochrony praw osób niepełnosprawnych intelektualnie, socjologii, pracy socjalnej, pedagogiki pracy, pedagogiki behawioralnej, pedagogiki dialogu, pedagogiki dorosłych, pedagogiki empirycznej, pedagogiki Gestalt, pedagogiki opiekuńczej, pedagogiki personalistycznej, pedagogiki porównawczej, pedagogiki ogólnej, historii wychowania, pedagogiki pragmatyzmu, pedagogiki psychodynamicznej, pedagogiki społecznej, pedagogiki wczesnoszkolnej, andragogiki. Digofrenopedagog zajmuje się przede wszystkim poszukiwaniem, stosowaniem i tworzeniem nowych metod oddziaływań terapeutycznych rozwijających sferę poznawczą, emocjonalną i społeczną opartą również na pragmatyzmie. Przeciwstawia się czarnej pedagogice i terapii opartej na tym podejściu. Według Milerskiego B. i Śliwierskiego B. czarna pedagogika to nurt oddziaływań pedagogicznych, który następuje poprzez nieuświadomioną sobie przez wychowawców przemocą psychiczną, doświadczoną w okresie wczesnego dzieciństwa, a następnie stosowaną przez nich wobec dzieci (Milerski B., Śliwerski B. (red.),2000, s.52) Badania A. Miller potwierdziły, iż zachodzi zjawisko społecznego dziedziczenia postaw dyskryminacyjnych i stygmatyzacyjnych- toksyczne wychowanie wnoszące do relacji z dziećmi mistyfikację i wrogość. Ponadto digofrenopedagogika bada biospołeczne uwarunkowania rozwoju uzależnień dzieci i dorosłych z FAS-czyli Zespół Poalkoholowego Uszkodzenia Płodu, FAE (Fatal Alcohol Effect), FASD, pfas, ARND(zaburzenia neurologiczne związane z alkoholem)-czyli 311

313 słabsze odmiany FAS, które prawie w ogóle nie są diagnozowane-to liczba dzieci dotkniętych tą chorobą jest prawie dziesięciokrotnie wyższa (Kot D., 2013, s.44). Badania te stanowią interdyscyplinarny kierunek działań na rzecz poszerzającej się grupy osób z niepełnosprawnością intelektualną, która wymaga dostrzeżenia potrzeb, możliwości i potencjału w celu przyspieszania i pobudzania rozwoju psychospołecznego tychże osób. Ponadto digofrenopedagogika bada dynamizm zmian zachowań pożądanych w procesie edukacji, rehabilitacji i resocjalizacji osób z niepełnosprawnością intelektualną. Literatura: Kot D., (2013) Praca z uczniem z FAS. Zarys problemu w: Guzy A., Niesporek-Szamburska B (red.), Praca z uczniem o specjalnych potrzebach edukacyjnych tom II, Wydawnictwo Pedagogiczne ZNP, Kielce. Milerski B., Śliwerski B. (red.) (2000) Pedagogika. Leksykon PWN, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Okoń W. (2001) Nowy słownik pedagogiczny, Wydawnictwo Akademickie "Żak", Warszawa. Rogozińska Arleta Magdalena (2010/2011)-opracowanie autorskie założeń subdyscypliny w Pedagogice Specjalnej, Bydgoszcz. Strick R., Strissel Pl., Borgers S., Smith Sl. I inni (2000) Dietery bioflavonoids induce cleavage in the MLL gene and may contribute to infant leukemia. Proc Natl Acad Sci USA (97(9)). Netografia:

314 313

315 314

316 315

317 316

318 ISBN