Granice Sedymentologii

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii Materiały konferencyjne: Przewodnik sesji terenowych Streszczenia referatów i posterów Materiały do warsztatów 28.06.2016-01.07.2016 Chęciny - Rzepka Instytut Geologii Podstawowej Wydziału Geologii Uniwersytetu Warszawskiego Warszawa 2016

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii Materiały konferencyjne: Przewodnik sesji terenowych Streszczenia referatów i posterów Materiały do warsztatów 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka Redakcja: Danuta Olszewska-Nejbert, Anna Filipek, Maciej Bąbel, Anna Wysocka Instytut Geologii Podstawowej Wydziału Geologii Uniwersytetu Warszawskiego Warszawa 2016

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka 199 WARSZTAT II - Obrazy lidarowe przetwarzanie i zastosowanie w geologii 1. Wstęp Aleksander Kowalski 1, Jurand Wojewoda 1 1 Uniwersytet Wrocławski, Instytut Nauk Geologicznych; pl. Maksa Borna 9, 50-204 Wrocław; aleksander.kowalski@uwr.edu.pl, e-mail: jurand.wojewoda@uwr.edu.pl, W ciągu ostatnich lat znacząco wzrosła popularność numerycznych modeli terenu (NMT) opartych na danych wysokościowych. Źródło danych wykorzystywanych do tworzenia numerycznych modeli wysokości (ang. Digital Elevation Model, w skrócie DEM) stanowiły do niedawna mapy topograficzne i wojskowe, wykonane tradycyjnymi metodami geodezyjnymi. Cyfryzacja i wektoryzacja tych materiałów polegała na cyfrowym zapisie punktów o konkretnych współrzędnych (x,y) i przypisaniu im wartości wysokości (z) na określonych warstwicach. Proces ten, zwany digitalizacją, jest niezwykle pracochłonny i wiąże się z ręcznym generowaniem setek tysięcy punktów dla niewielkich poligonów badawczych (np. Kasprzak, Traczyk 2010). Rozdzielczość takich modeli jest zatem ograniczona do skali mapy źródłowej i precyzji wykonującego digitalizację. Nowe możliwości w analizie i opisie ukształtowania powierzchni terenu pojawiły się wraz z upowszechnieniem zdjęć lotniczych, stereoskopowych zdjęć satelitarnych oraz obrazów otrzymywanych dzięki zastosowaniu metod interferometrii radarowej. Ważnym momentem było udostępnienie danych wysokościowych pochodzących z tzw. Topograficznej Misji Radarowej (ang. Shuttle Radar Topography Mission, w skrócie SRTM) promu kosmicznego Endeavour w 2000 r. Uzyskane dane były rozmieszczone w regularnej siatce o rozdzielczości 3 sekund (ok. 90 x 90m; ryc. 1c) dla obszaru 80 % kuli ziemskiej oraz 1 sekundy (ok. 30 x 30m) dla terenu Stanów Zjednoczonych. Ryc. 1. Numeryczne modele terenu (NMT) w obrazie 3D, na przykładzie stoliwa Szczelińca Wielkiego w Górach Stołowych: a) NMT LIDAR 1x1 m; b) ASTER DEM 30 x 30m; c) SRTM 90 x 90m. W 2009 r. udostępniono również dane modelu ASTER (ang. Advanced Spaceborne Thermal Emission and Reflection Radiometer) o rozdzielczości ok. 30 x 30m (ryc. 1b), pochodzące z misji satelity Terra. Warto wspomnieć, że pierwszy numeryczny model wysokości został wytworzony przez Służbę Geologiczną Stanów Zjednoczonych (USGS) w 1974 roku i miał rozdzielczość ok. 90 x 90 m. Niewątpliwym przełomem w dziedzinie odwzorowania powierzchni Ziemi było upowszechnienie wysokorozdzielczych numerycznych modeli terenu (NMT) LiDAR (ang. Light Detection and Ranging). Modele oparte na danych LiDAR (ryc. 1a) znalazły szerokie zastosowanie w badaniach geomorfologicznych (np. Baldo et al. 2009; Migoń et al. 2013; Wójcik et al. 2013) i geologicznych (np. Webster et al. 2006; Engelkemeir, Khan 2007; Wojewoda et al. 201).

200 Warsztaty 2. Jak powstaje numeryczny model wysokości LiDAR? Numeryczne modele terenu LiDAR wykonywane są na podstawie danych pochodzących z tzw. lotniczego skaningu laserowego (ang. ALS Airbone Laser Scanning). Lotniczy skaning laserowy jest jedną z metod teledetekcyjnych, mających na celu bezinwazyjne pozyskanie danych z określonej odległości od obiektu badawczego (Wehr, Lohr 1999). Do metod teledetekcji zalicza się również radary emitujące mikrofale o określonej częstotliwości, jak i sonary wysyłające fale akustyczne. Ideą lotniczego skaningu laserowego jest wygenerowanie wiązki laserowej, o określonej długości fali za pomocą skanera (przenoszonego np. przez samolot lub satelitę) i rejestracja odbitego sygnału przez odbiornik. Kolejne punkty rejestrowane przez urządzenie pomiarowe są precyzyjnie pozycjonowane z użyciem systemu GPS (ang. Global Positioning System). W efekcie nalotu badawczego uzyskiwana jest chmura punktów pomiarowych o określonych współrzędnych (xyz). Uzyskane dane punktowe są rozmieszczone w sposób nieregularny i są zazwyczaj poddawane różnym rodzajom aproksymacji w celu ujęcia punktów w regularną siatkę (np. Wieczorek, Żyszkowska 2011). Najczęściej stosowaną siatką jest siatka kwadratowa (tzw. GRID), w której każdemu punktowi przecięcia linii siatki są przypisane współrzędne x,y,z. Rozmiar oczka takiej siatki decyduje o rozdzielczości modelu. Każdorazowo dane wysokościowe są poddawane procesowi filtracji, mającej na celu usunięcie zbędnych obiektów (budynki, szata roślinna). Proces aproksymacji i interpolacji danych punktowych przeprowadza się w odpowiednim oprogramowaniu. Do najpopularniejszych aplikacji przystosowanych do obróbki danych LiDAR należą m.in. komercyjne programy: ArcGIS, Global Mapper, MapInfo, TNTMips oraz bezpłatne pakiety: SAGA GIS, MicroDEM oraz QGIS. Obecnie niemal cały obszar Polski pokryty jest zdjęciem lidarowym podzielonym na arkusze o długości boku 1 km. Dane udostępniane są przez Centralny Ośrodek Dokumentacji Geodezyjnej i Kartograficznej (CODGiK). NMT LiDAR został wykonany w latach 2011-2014 w ramach Informatycznego Systemu Osłony Kraju przed nadzwyczajnymi zagrożeniami (ISOK). Dane mają rozdzielczość ok. 1 m, przy gęstości ok. 9 punktów pomiarowych na 1 m 2 i średnim błędzie wysokościowym nie przekraczającym 0,3 m (Raport dostawy...2011). Warto wspomnieć, że pierwszy nalot LiDAR w Polsce miał miejsce w Krakowie w 2004 r. (Gajda 2014), a wysokorozdzielcze dane LiDAR były również w posiadaniu kilku parków narodowych w Polsce przed rokiem 2011 (Wojewoda et al. 2011). 3. Geomorfometria Geomorfometria to dziedzina wiedzy wykorzystująca metody ilościowej analizy i interpretacji rzeźby powierzchni terenu (Pike et al. 2008). Metodycznie geomorfometria opiera się głównie na algorytmach matematycznych i statystycznych stosowanych w obróbce cyfrowych modeli wysokościowych. Głównym celem badań geomorfometrycznych jest uzyskanie informacji o rozkładzie określonych parametrów pierwotnych charakteryzujących rzeźbę terenu, takich jak m.in. nachylenie i ekspozycja stoku, krzywizna profilowa i planarna czy standardowe odchylenie. Numeryczne modele terenu i programy przystosowane do ich obróbki ułatwiły identyfikację i precyzyjne wyznaczenie zasięgu wielu form rzeźby naturalnej (np. osuwisk) (ryc. 2a; Kowalski 2015) i antropogenicznej (np. śladów dawnego górnictwa, zachowanych form archeologicznych; ryc. 2b). Modele wysokościowe i ich cyfrowa obróbka umożliwiły szybkie wykonywanie, niegdyś pracochłonnych operacji, takich jak precyzyjne przekroje morfologiczne, obliczanie pola powierzchni i pomiary odległości oraz analizy wolumetryczne. Możliwa stała się również trójwymiarowa wizualizacja rzeźby terenu. Dzięki algorytmom matematycznym modele lidarowe znalazły wiele praktycznych zastosowań takich jak np. modelowanie zjawisk hydrologicznych (symulacje i wyznaczanie obszarów, które mogą być zalane podczas wezbrań powodziowych).

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka 201 Ryc. 2. Identyfikacja form rzeźby na podstawie NMT LiDAR (przykłady): a) osuwisko na górze Drogosz (Kowalski 2015) w paśmie Zaworów (Sudety Środkowe); b) górnicze wkopy poszukiwawcze (pocz. XX w.) wykonywane zgodnie z biegiem żył hydrotermalnych w rejonie Jeżykowa na Pogórzu Kaczawskim (Sudety Zachodnie). 4. Numeryczne modele terenu w geologii Numeryczne modele terenu stanowią niezwykle przydatne narzędzie w określaniu związków morfologii z budową geologiczną i procesami tektonicznymi (ryc. 3a). Dzięki oprogramowaniu GIS (ang. Geographic Information System) możliwe stało się bezpośrednie porównanie obowiązujących, jak i archiwalnych opracowań kartograficzych, wykonywanych tradycyjnymi metodami, z współczesnymi, precyzyjnymi modelami rzeźby (ryc. 3a, 3b, 3c). Ryc. 3. Przykład wyraźnego związku morfologii z tektoniką zobrazowany na NMT LiDAR: a) wyraźny grzbiet na linii uskoku południowego Wlenia (Gorczyca-Skała 1977; synklinorium północnosudeckie) oddzielającego skały metamorfiku kaczawskiego (na zachodzie) i utwory osadowe kredy rowu Wlenia (na wschodzie); b) Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów, arkusz Siedlęcin (Szałamacha 1974) okolic góry Skowron z zaznaczonym uskokiem południowym Wlenia; c) przekrój morfologiczny (a-b) przez górę Skowron z zaznaczoną skarpą uskokową (czerwona strzałka).

202 Warsztaty Aktualizacja kartograficznych danych geologicznych z wykorzystaniem nowoczesnych technik prowadzi bardzo często do reinterpretacji budowy geologicznej. Kluczowym elementem jest przekształcenie map archiwalnych do postaci cyfrowej. Proces ten obejmuje zeskanowanie, kalibrację (ryc. 4) i wektoryzację mapy (np. Affek 2012). Dla procesu kalibracji stosowany jest również angielski termin georeferencing, który można przetłumaczyć jako nadawanie georeferencji. Kalibracja obejmuje przypisanie wybranym punktom na zeskanowanym obrazie mapy ich odpowiedników (zlokalizowanych najczęściej w narożach mapy) o określonych współrzędnych i układzie odniesienia (ryc. 4). W przypadku map historycznych możliwa jest również kalibracja na podstawie stałych, topograficznych punktów odniesienia (np. mosty, skrzyżowania dróg, szczyty i inne punkty charakterystyczne). Po tak wykonanej procedurze mapę geologiczną można zestawić z modelami wysokościowymi, mapami topograficznymi i innnymi odwzorowaniami przetwarzanymi w oprogramowaniu GIS. Ryc. 4. Kalibracja mapy geologicznej (Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów, arkusz Siedlęcin Szałamacha 1974) w oprogramowaniu Global Mapper, na podstawie punktów charakterystycznych na NMT LiDAR (z prawej). Mapy i modele można łączyć ze sobą nadając wydzieleniom litologicznym na mapie geologicznej wybrany stopień przezroczystości. Numeryczne modele wysokościowe mogą służyć również jako podkłady topograficzne (ryc. 5a) do współczesnych geologicznych opracowań kartograficznych. Wiąże się to z możliwością generowania izolinii o dowolnym cięciu (nawet 0,5 m) i możliwości precyzyjnego wyznaczania granic geologicznych. Algorytmy umożliwiające wyznaczenie granicy intersekcyjnej (uskoku, granicy litologicznej), na podstawie pomiaru terenowego lub kilku punktów, w których granica występuje, dostępne są w m.in. w oprogramowaniu ArcGIS oraz darmowej aplikacji MicroDEM. Numeryczne odwzorowanie budowy geologicznej stwarza ponadto możliwości wykonywania trójwymiarowych, interaktywnych modeli o wysokiej rozdzielczości (ryc. 5b). 5. Mapy różnicowe i obliczenia wolumetryczne Zbiory punktów tworzących powierzchnie modelowe o różnych kształtach (w tym numeryczne modele terenu), przetwarzane w programach GIS, mogą być nakładane na siebie i poddawane operacjom matematycznym. Do takich operacji należy m.in. algorytm odejmowania

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka 203 wartości współrzędnych (x,y) punktów o tym samym położeniu na różnych wysokościach (z). Efektem tego działania jest mapa różnicowa. Mapy różnicowe pozwalają na ocenę zmienności miąższości horyzontu litologicznego lub głębokości i kształtu określonej powierzchni geologicznej. Algorytmem, który można zastosować dla dwóch powierzchni modelowych jest również pomiar objętości. Jest to szczególnie przydatne przy próbie oceny miąższości i objętości np. złóż, horyzontów litologicznych, czy osuwisk. Numeryczne modele wysokościowe o dużej rozdzielczości przyczyniły się do rozpoznania i wyznaczenia granic wielu osuwisk w Sudetach, które wcześniej uznawane były za pasmo poddane w niewielkim stopniu procesom osuwiskowym. Ryc. 5. Zastosowanie NMT LiDAR w kartografii geologicznej: a) model lidarowy jako podkład rastrowej mapy geologicznej okolic miejscowości Libna (Republika Czeska, Sudety Środkowe; autor: A. Kowalski); b) trójwymiarowy model budowy geologicznej stoliwa góry Róg (pasmo Zaworów, Sudety Środkowe; autor: A. Kowalski) Ryc. 6. Osuwisko w Świerkowej Dolinie (rów Wlenia, Kowalski 2016a): a) NMT LiDAR z zaznaczoną linią przekroju powierzchni poślizgu osuwiska (czarna linia) i uskokiem północnym Wlenia (UPW; Gorczyca-Skała 1977); b) trójwymiarowy model powierzchni poślizgu wygenerowany w oprogramowaniu Move v. 2015.2 (Midland Valley). W celu wykonania obliczeń wolumetrycznych wybranego osuwiska należy wykonać model powierzchni poślizgu koluwium (ryc. 6; Kowalski 2016b). Ułatwiają to bezpośrednie obserwacje terenowe połączone z analizami geomorfometrycznymi. Po wyznaczeniu dokładnego zasięgu osuwiska wykonywane są przekroje prostopadłe do niszy osuwiskowej przechodzące przez całe koluwium. W przypadku rekonstrukcji cylindrycznej powierzchni odkłucia (osuwisko rotacyjne) przyjmuje się, że powierzchnia poślizgu jest bezpośrednim przedłużeniem odsłoniętej części skarpy głównej osuwiska, a jej dolna część przechodzi przed podstawę czoła osuwiska (jęzora osuwiskowego). Stopień zakrzywienia i kąta nachylenia powierzchni poślizgu zależy od reologii ośrodka skalnego. Po wygenerowaniu chmury punktów tworzących powierzchnię poślizgu można wykonać analizy wolumetryczne i mapy różnicowe (ryc. 7).

204 Warsztaty Ryc. 7. Mapy różnicowe miąższości koluwium osuwiskowego (a, b) powstałe przez odjęcie punktów tworzących model powierzchni poślizgu osuwiska od punktów modelu powierzchni terenu LiDAR (na przykładzie osuwiska na górze Drogosz (Kowalski 2016b) w paśmie Zaworów (Sudety Środkowe); b) rekonstrukcja kierunku ruchu mas koluwialnych na podstawie mapy miąższości. 6. Aplikacje mobilne w prostej archiwizacji danych terenowych Postęp metod komputerowych i nawigacyjnych pozwala obecnie na rejestrację i gromadzenie dużej ilości danych podczas prac terenowych i kameralnych. Rozwój systemów bazodanowych i oprogramowania GIS umożliwił przetwarzanie danych i precyzyjne pozycjonowanie odsłonięć oraz punktów obserwacyjnych. Technologia GPS, zastosowana w telefonach komórkowych i innych niewielkich urządzeniach mobilnych, jest praktyczniejsza w użytkowaniu, niż w przypadku tradycyjnych odbiorników GPS. Spowodowało to powstanie aplikacji mobilnych, takich jak oprogramowanie Field Move Clino (Midland Valley), umożliwiających prosty i funkcjonalny zapis danych geologicznych. Aplikacja w połączeniu z telefonem spełnia jednocześnie funkcje kompasu geologicznego, odbiornika GPS, prostego systemu bazodanowego i aparatu fotograficznego (ryc. 8). Oprogramowanie funkcjonuje m.in. dzięki wbudowanym urządzeniom stosowanym w nowoczesnych telefonach komórkowych, takim jak magnetometr, żyroskop i akcelerometr. W aplikacji Field Move Clino możliwy jest szybki pomiar orientacji płaszczyzn (uławicenie, spękania ciosowe, uskoki, kliważ; ryc. 8a,) i struktur linijnych (lineacja, osie fałdów; ryc. 8b) z zapisem danych w formatach:.csv (kompatybilne z większością arkuszy kalkulacyjnych),.kmz (kompatybilne z oprogramowaniem Google) oraz.mve (kompatybilne z oprogramowaniem Move), wraz z możliwością opisywania punktów obserwacyjnych. Pomiary strukturalne można nanosić bezpośrednio w terenie na siatki projekcyjne w oprogramowaniu Stereonet współdziałającym z aplikacją. Aplikacja jest kompatybilna z formatami danych rastrowych stosowanymi w technologii GIS, co pozwala na wgrywanie kalibrowanych podkładów geologicznych, topograficznych i numerycznych modeli terenu. Oprogramowanie umożliwia również wykonywanie orientowanych zdjęć odsłonięć i łączenie ich z bazą danych (ryc. 8c, d). 7. Przydatność NMT LiDAR do identyfikacji anomalii kształtu dolin rzecznych Przepływ wody na stożkach aluwialnych w dolinach rzecznych odbywa się w otwartych traktach, które umownie nazywamy korytami. Kształt koryt, a w dużej mierze również i dolin, zależy od wielu czynników, z których najważniejsze to materiał, w którym formują się koryta/doliny, nachylenie powierzchni terenu, w tym osi doliny i koryta, ilość wody oraz ilość i rodzaj materiału, który transportuje rzeka (patrz przegląd np. w Schumm, Kahn 1972; Zieliński 2014). Do najważniejszych parametrów kształtu koryta rzecznego należą między innymi asymetria przekroju poprzecznego oraz tzw. krętość koryta/doliny. Ten ostatni parametr wprost

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka 205 zależy od nachylenia skłonu i charakteru podłoża. W zasadzie woda nigdy nie płynie wzdłuż linii prostej oś strumienia, w szczególności nurtu, jest zawsze mniej lub bardziej kręta, pomimo że oś geometryczna koryta, jako ramy morfologicznej strumienia, czasem posiada odcinki prostoliniowe. Ryc. 8. Pomiary geologiczne z użyciem oprogramowania Field Move Clino (Midland Valley): a) pomiary struktur planarnych; b) pomiary struktur linijnych; c), d) pomiary wraz z orientowanymi fotografiami w punkcie obserwacyjnym. Ryc. 9. Model ujmujący związki pomiędzy nachyleniem skłonu, adekwatną krętością koryt/dolin rzecznych oraz propozycja klasyfikacji rzek oparta na wskaźniku krętości sn (wg Schumm et al. 2002, zmienione) Z reguły strumień i koryto są kręte, a geometrię swobodnego strumienia najlepiej opisuje cykloida. Krętość wyznaczamy jako odcinkowy stosunek długości koryta (lk) do długości doliny (ld), liczone w osiach spadku obydwu (tzw. wskaźnik krętości koryta, sn = lk/ld). Wartość sn wprost nawiązuje do spadków osi koryta i doliny (sn = Sd/Sk). Poza innymi podziałami uwzględniającymi np. rozmieszczenie form korytowych w obrębie koryta, czy rodzaj transportowanego materiału, stosuje się również podział rzek ze względu na krętość ich koryta.

206 Warsztaty I tak, wyróżnia się 4 rodzaje rzek (ryc. 9): proste (sn < 1.05), rzeki o niskiej krętości (1,05 <= sn < 1,25), rzeki o dużej krętości (1,25 <= sn < 1,5) oraz, jako odrębną kategorię, rzeki meandrujące (1,5 <= sn) (por. m.in. Leopold et al. 1964; Schumm, Khan, 1972; Schumm 1981). Kształt koryta w planie może być modelowany dowolnymi elipsami, w tym cykloidą (ryc. 9). I tak, rzeki proste najlepiej przybliża model cykloidy opartej na kącie 60 i mniejszym (w radianach < π /3, ~1,047). I odpowiednio rzeki o niskiej krętości (od 60 do120, od π /3 do 2π /3, od ~1,047 do ~1,209), oraz rzeki o wysokiej krętości (od 120 do180, od 2π /3 do π /2, od ~1,209 do ~1,571). Najwyższe wskaźniki krętości wykazują rzeki meandrujące (pow. 180, od π /2, pow. 1,571). Rzeki kręte oraz meandrujące są typowe dla obszarów o nachyleniu skłonu od 1,6% do 0,2%. Anomalie kształtu koryta w planie mają dwojaki charakter. Może to być nieadekwatność wskaźnika krętości do stopnia i kierunku nachylenia skłonu (1) oraz odstępstwa kształtu od cykloidy (2). Anomalie mogą wynikać z niedopasowania sieci rzecznej do istniejącego skłonu i wtedy są na ogół powodowane anizotropią podłoża (tzw. transformacja pasywna), lub też mogą wynikać z tego, że sieć rzeczna rozwinęła się w warunkach innego niż obecnie skłonu (paleoskłonu). Anomalie mogą również być spowodowane geodynamiką podłoża obszaru, po którym płynie rzeka, w tym szczególną rolę odgrywają wszelkie strefy aktywne tektoniczne, np. uskoki modyfikujące kształt koryt/dolin (tzw. transformacja dynamiczna) (por. Schumm et al., 2002). Niezwykle przydatnym narzędziem identyfikacji anomalii mogą być NMPT zarówno lidarowe, jak i satelitarne. W obydwu przypadkach można w oparciu dane wyjściowe wygenerować mapy trendu morfologicznego oraz mapy różnicowe dla wybranego obszaru. Przydatną aplikacją dla tego celu jest program MICRODEM autorstwa prof. Gutha (program do wolnego użytku dostępny na: stronie: http://www.usna.edu/users/oceano/pguth/website/microdem/microdem.htm). Rycina 10 pokazuje, w jaki sposób można to zrobić. Wygenerowane powierzchnie trendu opierają się na metodzie aproksymacji wielomianowej. W w/w aplikacji można wygenerować powierzchnie do 8- stopnia, co nie zawsze jest konieczne i przydatne. W praktyce największe zastosowanie i największy ładunek informacji zwierają obrazy na powierzchniach 1-, 2-, 3- i 8- rzędu. Pierwsze, są przydatne dla rekonstrukcji ponadregionalnych powierzchni, które z dużym prawdopodobieństwem pokazują inicjalny rozwój (tendencję geodynamiczną) ewolucji paleoskłonu na danym obszarze. Drugie ukazują zwykle inicjalny tektoniczny czynnik modyfikujący paleoskłon. Trzecie oddają dominujący styl sposobu zaburzania powierzchni, często również uwarunkowany geodynamicznie. Powierzchnie trendu 8-rzędu są najbliższe dzisiejszej morfologii danego obszaru, tym niemniej stanowią jego uśredniony model. Tym samym, wygenerowane w oparciu o nie mapy różnicowe (mapy dodanego lub odjętego od trendu obrazu na NMPT) wskazują na najbardziej znaczące anomalie niejako ucieczki w dół lub w górę konkretnych miejsc na badanym obszarze. Mogą tym samym być bardzo ważnym i czasem pierwszym wskaźnikiem aktywności geodynamicznej terenu, zwłaszcza zachodzących na tym obszarze tektonicznych ruchów pionowych. Trzeba jednak podkreślić, że anomalie mogą być również spowodowane lokalnymi różnicami w tempie denudacji, co nie zawsze wynika wprost z geodynamiki podłoża. W aplikacji MICRODEM można dodatkowo wygenerować bardzo wiele przydatnych statystyk, które ułatwiają interpretację uzyskanych obrazów, pod warunkiem wszakże, wiedzy podstawowej badacza o analizowanym obszarze i zachodzących tam procesach tak geodynamicznych, jak krajobrazowych (ryc. 11). Konkretny przykład zastosowania obrazów NMPT pokazuje rycina 12. Dla wybranego obszaru w Sudetach, w tym przypadku jest to jednostka regionalna o nazwie zapadlisko lub basen Świebodzic (porównaj Wojewoda, w tym tomie), wygenerowane zostały powierzchnie trendu różnego stopnia. Informacja o skłonie zawarta zarówno w obrazie, jak i na dołączonych zestawieniach statystycznych, pozwala założyć dla tych powierzchni adekwatną krętość dla swobodnie płynących strumieni po powierzchni o danym skłonie. Krętość taka, do pewnego

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka Ryc. 10. Przykładowe wykorzystanie aplikacji MICRODEM dla generowania powierzchni terenu (NMPT), powierzchni trendu (1-rzędu) oraz powierzchni różnicowej (1-rzędu). Przykład dotyczy regionalnej jednostki Świebodzic w Sudetach 207

208 Warsztaty Ryc. 11. Powierzchnie trendu 2-, 3- i 8-go rzędu wygenerowane w programie MICRODEM dla obszaru jednostki Świebodzic. Dołączone wybrane statystyki dotyczące poszczególnych powierzchni.

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka Ryc. 12. Przykład wyznaczania anomalii kształtu koryta/doliny większych potoków okolic Książa z wykorzystaniem informacji o (paleo)skłonie i adekwatnej krętości strumieni powierzchniowych. 209

210 Warsztaty stopnia powinna warunkować rozwój koryt i dolin na takim obszarze, a ich kształty powinny przynajmniej nawiązywać do krętości adekwatnej. Przyjmując bardzo szeroki przedział możliwej krętości adekwatnej, sprawdzone zostały orientacje cieków na omawianym obszarze. Jak widać, w zależności od stopnia restrykcyjności rozrzutu możliwego kierunku płynięcia, uzyskano różnie usytuowane anomalie kształtu. Przyczyny anomalii takie mogą być następnie analizowane indywidualnie, zarówno w oparciu o dostępne materiały archiwalne (np. mapy i szkice geologiczne, geomorfologiczne, inne) lub też poprzez wizję terenową i wykonanie nowej dokumentacji. Te ostatnie prace są szczególnie ważne, gdyż czasem obserwowana na wygenerowanych obrazach anomalia okazuje się artefaktem lub też ma przyczyny atropopresyjne. W przypadku analizowanego obszaru można z dużym prawdopodobieństwem stwierdzić, że wskazane anomalie polegają na dynamicznej transformacji doliny Pełcznicy na współcześnie aktywnych uskokach (por. Kaczorowski, Wojewoda 2010). Podobne podejście do zagadnienia anomalii i zbliżone postępowanie pozwoliło w przeszłości udokumentować przejawy transformacji neotektonicznej w dolinach innych rzek sudeckich, min. Odry, Nysy Kłodzkiej, Ścinawy, Kaczawy czy Czerwonej Wody (Mastalerz, Wojewoda 1991, 1992, 1993; Wojewoda 2004, 2005, 2006, 2007a,b, 2013a,b, 2015a,b). Warto też podkreślić, że znaczenie tej metody sięga wstecz tak daleko, jak może to być udokumentowane również w strukturze osadów rzecznych występujących na powierzchni (Rotnicka, Wojewoda 1996), ale podstawy metodologiczne są skuteczne również dla kopalnych osadów rzecznych. LITERATURA Affek A. 2012. Kalibracja map historycznych z zastosowaniem GIS. Prace Komisji Krajobrazu Kulturowego, 16, 48 62. Baldo M., Bicocchi C., Chioccchini U., Giordan D., Lollino G. 2009 - LIDAR monitoring of mass wasting processes: The Radicofani landslide, Province of Siena, Central Italy. Geomorphology, 105, 193 201. Gajda A. 2014. Wykorzystanie danych ze skaningu laserowego do pomiaru zmian zasięgu oraz struktury pionowej roślinności semi-naturalnego odcinka doliny Wisły. Prace Geograficzne, 138, 67 80. Gorczyca-Skała J. 1977. Budowa geologiczna rowu Wlenia. Geologia Sudetica, 12, 1, 71 100. Kaczorowski M., Wojewoda J., 2011. Neotectonic activity interpreted from a long water-tube tiltmeter record at the SRC geodynamic laboratory in Książ, Central Sudetes, SW Poland. Acta Geodynamica et Geomaterialia, 8, 3, pp. 1-13. Kasprzak M., Traczyk A. 2010. Geomorfometria granitowej części Karkonoszy. Landform Analysis, 13, 33 46. Kowalski A. 2015. Geodynamically active fault-related landslide on the Drogosz Hill (Intrasudetic Synclinorium). 16th Czech-Polish Workshop On Recent Geodynamics of the Sudeten and the Adjacent Areas. Srebrna Góra, Poland, November 5-7, 2015, p. 35. Kowalski A. 2016a. Nowe dane o zjawiskach osuwiskowych w rowie Wlenia (synklinorium północnosudeckie). VI Polska Konferencja Sedymentologiczna, 28.06.-1.07.2016 r., Chęciny k. Kielc. Kowalski A. 2016b. Wpływ ruchów masowych na interpretację budowy geologicznej - przykład osuwiska na górze Drogosz w paśmie Zaworów (Sudety Środkowe). Przegląd Geologiczny, x-x (w druku). Mastalerz K., Wojewoda J. 1990. Stożek aluwialny Pre-Kaczawy - przykład sedymentacji w czynnej strefie przesuwczej, plio-plejstocen, Sudety. Przegląd Geologiczny, 449: 363-370. Wydawnictwa Geologiczne, Warszawa. Mastalerz K., Wojewoda J. 1992. Stożek aluwialny Pre-Kaczawy - przykład sedymentacji w czynnej strefie przesuwczej, plio-plejstocen, Sudety: odpowiedź na dyskusję. Przegląd Geologiczny Mastalerz K., Wojewoda J., 1993. Alluvial-fan sedimentation along an active strike-slip fault: Plio-Pleistocene Pre- Kaczawa fan, SW Poland. In: Marzo, M. & Puigdefabregas, C., (eds.) Alluvial Sedimantation. Special Publications, Internationl Association of Sedimentologists, 17: 293-304. Blackwell Sci. Publications. Migoń P., Kasprzak M., Traczyk A. 2013. How high-resolution DEM based on airborne LiDAR helped to reinterpret landforms examples from the Sudetes, SW Poland. Landform Analysis, 22, 89 101. Pike R.J., Evans I.S., Hengl, T. 2008. Geomorphometry: A Brief Guide. Developments in Soil Science, 33, 3 30. Raport dostawy ISOK Informatyczny System Osłony Kraju przed nadzwyczajnymi zagrożeniami, Część Nr 3, Etap Nr 03, 2011-09-12. Rotnicka J., Wojewoda J. 1996. Rekonstrukcje kenozoicznych sieci rzecznych Dolnego Śląska. W: Karnkowski, P.H., (red.) - Analiza Basenów Sedymentacyjnych a nowoczesna sedymentologia. V Krajowe Spotkanie

VI Polska Konferencja Sedymentologiczna POKOS 6 Granice Sedymentologii 28.06.2016 01.07.2016 Chęciny Rzepka 211 Sedymentologów, 17-21.06.1996, Warszawa. Materiały Konferencyjne, p. 40. Instytut Geologii Podstawowej, Uniwersytet Warszawski. Schumm S.A. 1981 and response of the fluvial system: sedimentologic implications. Soc. Econ. Pal. Min., Spec. Publ. 31, 19-29.. Evolution Schumm, S.A., Dumont, J.F., Holbrook, J.M., 2002. Active Tectonics and Alluvial Rivers. 276 p. Cambridge University Press. Schumm S.A., Khan H.R. 1972. Experimental study of channel pattern. Geol.Soc.Am. Bull., 23, 391-397. Szałamacha J. 1974. Szczegółowa Mapa Geologiczna Sudetów w skali 1: 25 000. Arkusz Siedlęcin, Warszawa, Instytut Geologiczny. Webster T.L., Murphy J.B., Gosse J.C., Spooner I. 2006. The application of lidar-derived digital elevation model analysis to geological mapping: an example from the Fundy Basin, Nova Scotia, Canada. Can. J. Remote Sensing, 32, 173 193. Wehr A., Lohr U. 1999. Airborne laser scanning an introduction and overview. ISPRS Journal of Photogrammetry & Remote Sensing, 54, 68 82. Wieczorek M., Żyszkowska W. 2011. Geomorfometria parametry morfometryczne w charakterystyce rzeźby terenu. Polski Przegląd Kartograficzny, 43, 2, 130 144. Wojewoda J. 2004. Geodynamic interpretation of anomalies in the orientation of the upper segment of the Nysa Kłodzka river. In: M. Svojtka (ed.) - 2nd Central European Tectonics Group (CETG 2). 22-25.04.2004, Lučenec. Geolines, 17, 103-106. Academy of Sciences of the Czech Republic. Wojewoda J. 2005. "Wydarzenia" w systemie dolinnym górnego odcinka Nysy Kłodzkiej i ich interpretacja neotektoniczna. W: Skoczylas, J., (red.) - Referaty wygłoszone na posiedzeniach Oddziału Poznańskiego PTG, (2004). Tom 14, pp. 59-76. Instytut Geologii, Uniwersytet A. Mickiewicza w Poznaniu. Wojewoda J. 2006. Neotektoniczne przyczyny anomalii geometrii doliny Ścinawki, lewobrzeżnego dopływu Nysy Kłodzkiej. W: Wysocka, A. & Jasionowski, M., (red.) Przebieg i zmienność sedymentacji w basenach przedgórskich. II Polska Konferencja Sedymentologiczna (POKOS 2), 20-23.06.2006, Zwierzyniec. Materiały Konferencyjne, p. 174. Wojewoda J. 2007a. Anomalie kształtu górnego odcinka doliny Ścinawy. Czasopismo Geograficzne, 78 (1-2): 83-104. Wojewoda J. 2007b. The Czerwona Woda Creek: a tectonically controlled mountain river basin. In: 8th Czech- Polish workshop on recent geodynamics of the Sudeten and adjacent areas. 29-31.04.2007, Kłodzko. Abstracts, p. 34-35. Wrocław University of Environmental and Life Sciences, Polish Academy of Sciences. Wojewoda J., Białek D., Bucha M., Głuszyński A., Gotowała R., Krawczewski J., and Schutty B. 2011. Geologia Parku Narodowego Gór Stołowych wybrane zagadnienia. W: Geoekologiczne Warunki Środowiska Przyrodniczego Parku Narodowego Gór Stołowych, Wrocław, WIND, 53 96. Wojewoda J. 2013a. Odra we Wrocławiu, Wrocław nad Odrą. W: POKOS 5'2013: V Polska Konferencja Sedymentologiczna: Głębokomorska sedymentacja fliszowa, sedymentologiczne aspekty historii basenów karpackich, 16-19.05.2013, Żywiec: abstrakty referatów i posterów oraz artykuły: przewodnik do wycieczek [red. nauk. M. Krobicki i Anna Feldman-Olszewska. Warszawa: Państwowy Instytut Geologiczny - Państwowy Instytut Badawczy, S. 253-256. Wojewoda J. 2013b. Sedymentologiczne, basenowe i archeologiczne wskaźniki geodynamiki Basenu Wrocławskiego. W: POKOS 5'2013: V Polska Konferencja Sedymentologiczna: Głębokomorska sedymentacja fliszowa, sedymentologiczne aspekty historii basenów karpackich, 16-19.05.2013, Żywiec: abstrakty referatów i posterów oraz artykuły: przewodnik do wycieczek [red. nauk. M. Krobicki i Anna Feldman-Olszewska. Warszawa: Państwowy Instytut Geologiczny - Państwowy Instytut Badawczy, S. 245-247. Wojewoda J. 2015a. Rzeka Osobliwości. Academia (Nauki o Ziemi), 1 (41), Polska Akademia Nauk. Wojewoda J. 2015b W poszukiwaniu dawnej Odry. Studium Generale, t. XIX, 69-85. Wydawnictwo Uniwersytetu Wrocławskiego Wójcik A., Wężyk P., Wojciechowski T., Perski Z., Maczuga S. 2013. Geologiczna i geomorfologiczna interpretacja danych z lotniczego skaningu laserowego (ALS) rejonu Kasprowego Wierchu (Tatry). Przegląd Geologiczny, 61, 234 242. Zieliński T. 2014. Sedymentologia: Osady rzek i jezior. 594 p. Wydawnictwo Naukowe UAM, Poznań.