Studia Limnologica et Telmatologica Występowanie wypływów wód podziemnych 10 na obszarze 1 (STUD LIM TEL) Welskiego Parku 13-21 Krajobrazowego 2016 13 Występowanie wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego The occurrence of groundwater outflows in the Wel Landscape Park Bożena Pius, Paulina Kruszewska, Ryszard Glazik Katedra Hydrologii i Gospodarki Wodnej, Wydział Nauk o Ziemi, Uniwersytet Mikołaja Kopernika w Toruniu, ul. Lwowska 1, 87-100 Toruń bpius@umk.pl (adres korespondencyjny) Abstrakt: Celem pracy było określenie występowania wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego. W wyniku kartowania w terenie zidentyfikowano 39 wypływów. Koncentrują się one w nacięciach erozyjnych rynien subglacjalnych, głównie jezior Kiełpińskiego, Tarczyńskiego oraz w przełomowym odcinku rzeki Wel. Dominują nieskoncentrowane, descenzyjne wypływy wód podziemnych, które charakteryzują się na ogół małą wydajnością. Temperatura wody w większości przypadków mieściła się w przedziale 5-8 C. Wskazuje to na pochodzenie wód z tzw. strefy neutralnej, która zazwyczaj charakterystyczna jest dla poziomów międzyglinowych. Na arkuszach Mapy Hydrograficznej Polski (1:50000) na badanym obszarze potwierdzono występowanie zaledwie jednego wypływu. Jest to kolejny fakt świadczący o potrzebie przeprowadzenia szerszej dyskusji, dotyczącej zasad tworzenia map hydrograficznych. Słowa kluczowe: kartowanie terenowe, wypływy wód podziemnych, Welski Park Krajobrazowy. Abstract: The aim of the study was to determine the occurrence of groundwater outflows in the Wel Landscape Park. As a result of field mapping, 39 outflows were identified in the area. They are concentrated in the erosion incisions of the subglacial channels, mainly of the lakes Kiełpińskie and Tarczyńskie, as well as in the gap stretch of the river Wel. These are mainly not concentrated, descending groundwater outflows of generally low yield. The water temperature in most cases ranged from 5 to 8 C. This indicates that the water comes from the so-called neutral zone, which is usually characteristic of inter-till levels. The sheets of the Hydrographic Map of Poland (1:50000) confirm the existence of only one outflow in the study area. Thus, mapping procedures should be verified so that the groundwater outflows are marked on these maps. Key words: field mapping, groundwater outflows, Wel Landscape Park.
14 Bożena Pius, Paulina Kruszewska, Ryszard Glazik Wstęp Wypływy wód podziemnych są obiektami hydrograficznymi łączącymi podziemną i powierzchniową fazę obiegu wody w przyrodzie. W obszarach nizinnych, ze względu na niewielkie wydajności, są one często niezauważalne i pomijane w badaniach terenowych. Wypływy wód podziemnych charakteryzują się zazwyczaj niewielkimi wahaniami temperatury wody, a ciągłe uwilgotnienie stwarza dogodne warunki siedliskowe dla krenobiontów, które często występują tylko w tym siedlisku (Czachorowski 2007). Dotychczasowe badania w Polsce koncentrowały się głównie na wydajnych wypływach wód podziemnych pasa wyżyn i obszarów górskich (m.in. Tomaszewski 1996; Dynowska 1983, 1986; Michalczyk 1997, 1999, 2001; Michalczyk i in. 2004). Obszar nizinny, który zajmuje ¾ powierzchni Polski jest najmniej zbadanym pod względem występowania wypływów wód podziemnych (Dynowska 1986). Badania wypływów wód podziemnych na obszarach nizinnych dotyczyły m.in. rynny Gryżyńsko-Grabińskiej na Wysoczyźnie Lubuskiej (Szczucińska 2009), torfowisk źródliskowych (Dobrowolski 2011), Wzniesień Łódzkich (Moniewski 2004), dorzecza Parsęty (Mazurek 2006, 2008), pradoliny Redy-Łeby (Fac-Beneda i Hryniszak 2007), zlewni Łyny (Kobendzina 1949), obszaru sandru środkowej Wdy (Szumińska i Fabianowska 2013), rynny Jeziora Żarnowieckiego (Błaszkowski 1969). Ponadto ukazało się szereg opracowań dotyczących różnych fragmentów niżu w ramach monografii Źródła Polski. Wybrane problemy krenologiczne (Jokiel i in. 2007). W wyżej wymienionych pracach poruszany jest głównie problem rozpoznania krenologicznego terenów nizinnych, terminologii i klasyfikacji oraz charakterystyki fizykochemicznej wód źródlanych. Celem pracy było udokumentowanie występowania, klasyfikacja i określenie podstawowych właściwości fizykochemicznych wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego. Obszar i metody badań Welski Park Krajobrazowy położony jest w południowo-zachodniej części województwa warmińsko-mazurskiego i obejmuje powierzchnię 24 339 ha. Według podziału fizycznogeograficznego Kondrackiego (2001) obszar ten znajduje się w obrębie makroregionu Pojezierza Chełmińsko-Dobrzyńskiego oraz dwóch mezoregionów: Garbu Lubawskiego i Równiny Urszulewskiej. Podobnie jak na całym niżu, na obszarze Parku dominują osady plejstoceńskie oraz holoceńskie. Ich miąższość jest zróżnicowana i wynosi od 30 m w rynnie subglacjalnej Mrocza, do 300 m w okolicach Lidzbarka (Jaworski 2002). Na podstawie przekroju geologicznego Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski 1:50000 arkusz 287 Lidzbark Welski (Wysota 2003), który przebiega przez południową część Parku pomiędzy Lidzbarkiem i Ciborzem, można stwierdzić, iż występują tutaj piętrowo osady zlodowaceń i interglacjałów o zróżnicowanych miąższościach. Na powierzchni badanego obszaru dominują osady sandrowe. W zachodniej części jest to sandr fazy kujawsko-dobrzyńskiej (II). Sandry subfazy krajeńsko-dobrzyńskiej (III) występują w centralnej oraz północno-wschodniej części (ryc. 1). Kolejnym elementem rzeźby jest płaska wysoczyzna morenowa zlodowacenia Wisły, zbudowana głównie z gliny zwałowej. W centralnej części obszaru występuje ona w postaci wysp morenowych izolowanych przez osady sandrowe. Do najbardziej wyrazistych form rzeźby terenu należą rynny sublacjalne rynna welska wraz z przełomem międzymorenowym Piekiełko, rynny jeziorne m.in. Jeziora Tarczyńskiego, jeziora Rumian. Wysokości względne tych form często przekraczają 40-50 m, co ma znaczenie dla występowania tutaj stref nacinania warstw wodonośnych. Na przełomie lutego i marca 2013 roku przeprowadzono kartowanie krenologiczne, podczas którego dokumentowano wypływy wód podziemnych na terenie Welskiego Parku Krajobrazowego. Wyniki badań zaznaczono na arkuszach map topograficznych w skali 1:25 000 oraz zwizualizowano w programie ArcGIS. Podczas badań terenowych sklasyfikowano poszczególne wypływy, dokumentując również podstawowe informacje o ich otoczeniu. Pomierzono wybrane właściwości wypływającej wody: temperaturę i przewodność elektrolityczną właściwą oraz odczyn. Dla każdego wypływu wód podziemnych szacunkowo określono wydajność, a tam gdzie to było możliwe wykonano pomiary metodą podstawionego naczynia (około 25% wszystkich obiektów). Wydajność wypływów przyporządkowano klasyfikacji podanej przez Pazdro (1983). Dla potrzeb analizy sezonowej zmienności wydatku wód podziemnych wykonano dodatkowe pomiary. Zmienność wydajności wypływów wyrażono wskaźnikiem Mailleta. Jest to klasyfikacja oparta na wskaźniku zmienności wieloletniej R, liczonym jako iloraz maksymalnego (Qmax) oraz minimalnego (Qmin) wydatku wypływu (Pazdro 1983). Jak podaje Tomaszewski (1996), wskaźnik ten można obliczać dla dowolnego roku hydrologicznego, a nawet w krótszym okresie pomiarowym. Wyniki Na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego zidentyfikowano 39 wypływów wód podziemnych, co odpowiada wskaźnikowi uźródłowienia 0,16 źr/km 2. Wartość ta jest nieco niższa od podawanej dla innych obszarów młodoglacjalnych, gdzie wskaźnik ten mieści się w przedziale 0,21-0,28 źr/km 2 (Nowakowski 1976; Górniak, Jekatierynczuk-Rudczyk 1997). Na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego najniżej, na wysokości 104 m n.p.m., położony jest zespół wypływów wód podziemnych Lorki w rynnie welskiej (północno zachodnia część Parku). Z kolei naj-
Występowanie wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego 15 Ryc. 1. Mapa geomorfologiczna Welskiego Parku Krajobrazowego (wg Jaworskiego 2002, zmieniona). 1 granica Parku, 2 cieki, 3 jeziora, 4 wysoczyzna morenowa zlodowacenia Wisły, 5 sandry, 6 rynny subglacjalne, 7 ozy, 8 pola drumlinowe, 9 pagórki i wzgórza morenowe. Fig. 1. Geomorphological sketch of the Wel Landscape Park (acc. to Jaworski 2002, changed). 1 border of the Park, 2 watercourses, 3 lakes, 4 moraine plateau of the Weichselian Glaciation, 5 outwash plains, 6 subglacial channels, 7 eskers, 8 drumlin fields, 9 moraine hills and hummocks.
16 Bożena Pius, Paulina Kruszewska, Ryszard Glazik wyżej, na wysokości 140-160 m n.p.m, położone są wypływy w rynnach jezior Tarczyńskiego oraz Kiełpińskiego. Wypływy wód podziemnych na terenie Welskiego Parku Krajobrazowego występują głównie w jego środkowej i północnej części. Większość, bo aż 87,2% wypływów, koncentruje się w nacięciach erozyjnych rynien subglacjalnych (ryc. 2). Ryc. 2. Wypływy wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego (numeracja zgodna z tab. 1). 1 granice parku, 2 rzeki, 3 jeziora, 4 miejscowości, 5 wypływy wód podziemnych. Fig. 2. Distribution of the investigated groundwater outflows (numbering according to Tab. 1). 1 border of the Park, 2 rivers, 3 lakes, 4 settlements, 5 groundwater outflows.
Występowanie wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego 17 Biorąc pod uwagę kierunek siły hydrodynamicznej na terenie Welskiego Parku Krajobrazowego, dominują wypływy descenzyjne 76,9%, zaś wypływy ascenzyjne (ryc.3. 1), stanowią 12,8%. Wypływy mieszane, descenzyjno-ascenzyjne występują najrzadziej i jest ich jednie 10,3% (tab. 1). Ze względu na położenie morfologiczne wypływy zaliczono do czterech podstawowych typów: zboczowe, podzboczowe, przykorytowe oraz dolinne. Najczęściej wypływy wód podziemnych występują pod zboczami (55,9%). Wypływy przykorytowe stanowią 33,3%, zaś najrzadziej występują wypływy dolinne 7,7% oraz zboczowe 5,1%. Podczas badań terenowych określano wypływy także poprzez pryzmat sposobu wydobywana się wody podziemnej na powierzchnię terenu. Stwierdzono występowanie takich form wypływów jak: źródło, młaka oraz wyciek. W badanej grupie obiektów dominuje nieskoncentrowany sposób wypływu, gdyż najczęściej notowaną formą jest wyciek 61,5%. Źródła stanowią 28,2%, zaś młaki 10,3% (tab. 1). Wydajność wypływów na badanym obszarze mieściła się w trzech klasach wydajności wg. Meinzera. W przedziale V, od 1 do 10 dm 3 s -1 (Chełsty 2), mieścił się jeden, najbardziej wydajny wypływ. W przedziale VI, 0,1 do 1 dm 3 s -1 znajdowała się większość, czyli 70% wypływów. W ostatnim, VII przedziale, 0,01 do 0,1 dm 3 s -1 mieściły się dwa najmniej wydajne wypływy. W celu określenia zmienności sezonowej wykonywano dodatkowe pomiary wydajności wypływów Chełsty 2 i 5 oraz Piekło 5 (ryc. 4). Maksymalne wartości wydatku występują w okresie chłodnym, zaś minimalne w ciepłym. Najbardziej wydajny wypływ, Chełsty 2, najwyższe wartości osiąga w styczniu 1,45 dm 3 s -1, najniższe w lipcu 0,96 dm 3 s -1. Wypływ Piekło 5 swoje maksimum osiąga w miesiącach: marzec oraz styczeń 0,9 dm 3 s -1, zaś minimum w lipcu 0,41 dm 3 s -1, oraz w sierpniu 0,43 dm 3 s -1. Zauważalna w okresie letnim zmniejszona wydajność wypływów wód podziemnych może być związana z wysokimi temperaturami powietrza. Doprowadzają one do niedosytu wilgotności, powodując podwyższone parowanie i, w konsekwencji, wydajność wypływów jest niższa, pomimo zwiększonych opadów atmosferycznych (Szczucińska 2009). Wypływ Chełsty 5 swoim przebiegiem zmian wydajności odbiega od poprzednich wypływów. Maksymalne wartości osiąga w listopadzie 1,46 dm 3 s -1 oraz w styczniu 1,48 dm 3 s -1. Zmienność wydajności wypływów wyrażona wskaźnikiem Mailleta wynosi dla wypływu Chełsty 5 0,94, Piekło 5 0,49 oraz Chełsty 2 0,49. Wg Wieczystego (1982) wypływy te należy zaklasyfikować do stałych. Temperatura wypływów wód podziemnych pośrednio określa głębokość z której następuje zasilanie danego wypływu. Strefa płytko występujących wód podziemnych to tak zwana strefa heliotermiczna. Poniżej znajduje się strefa termicznie neutralna (Macioszczyk 2006; Macioszczyk, Dobrzyński 2002), której średnia głębokość występowania na obszarze Polski wynosi 18 m (Szczucińska 2009). Temperatura wód tej strefy jest nieznacznie wyższa od średniej temperatury powietrza dla danego obszaru. Jednak w rezultacie kontaktu z otoczeniem strefy heliotermicznej, bądź w konsekwencji mieszania z chłodniejszymi lub cieplejszymi wodami, które znajdują się bliżej powierzchni, dane wody mogą ulec ochłodzeniu lub ociepleniu (Szczucińska 2009). Najniższą temperaturę wód podziemnych stwierdzono w przypadku wypływów z okolic Jeziora Tarczyńskiego i jeziora Grądy (nr 23, 24, 25, 26) oraz A B Ryc. 3. (A) Wypływ ascenzyjny (źródło dolinne, nr 1 na mapie) i (B) descenzyjny (wyciek przykorytowy, nr 4 na mapie). Fot. P. Kruszewska (03.03.2013). Ryc. 3. (A) Ascending outflow (valley spring, No. 1 on the map) and (B) descending outflow (seepage by the river bed, No. 4 on the map). Photo P. Kruszewska (03 March 2013).
18 Bożena Pius, Paulina Kruszewska, Ryszard Glazik Tab. 1. Charakterystyki wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego (wg kartowania z I dekady III 2013). Table 1. Characteristics of groundwater outflows in the Wel Landscape Park. Nr 1 2 3 Nazwa Koszelewy stawy Osowskiego 1 Koszelewy stawy Osowskiego 2 Koszelewy stawy Osowskiego 3 Szerokość geograficzna Długość geograficzna Położenie morfologiczne Forma wypływu T [ C] PEW [µs/cm] 53 19 54.64 19 57 10.81 ascenzyjny dolinne źródło 13,5 418 7,2 53 20 00.74 19 57 05.10 descenzyjny podzboczowe źródło 10,3 415 7,6 53 20 07.09 19 56 37.76 descenzyjny podzboczowe źródło 14,0 415 7,5 4 Chełsty 1 53 19 28.51 19 47 13.50 descenzyjny przykorytowe wyciek 7,7 577 7,6 5 Chełsty 2 53 19 39.00 19 47 08.04 6 Koszelewy stawy Osowskiego 4 ph podzboczowe wyciek 5,1 547 7,6 53 20 31.80 19 57 10.38 descenzyjny podzboczowe wyciek 5,9 528 7,5 7 Kiełpiny 1 53 20 40.80 19 48 23.82 descenzyjny podzboczowe wyciek 4,4 394 8,0 8 Nowa Wieś 53 23 22.02 19 59 30.06 descenzyjny podzboczowe młaka 7,6 604 7,3 9 Naguszewo 53 24 31.26 19 57 10.62 descenzyjny podzboczowe młaka 5,0 461 7,6 10 Chełsty 3 53 19 16.25 19 47 11.25 descenzyjny przykorytowe wyciek 4,9 670 7,6 11 Chełsty 4 53 19 17.49 19 47 12.50 ascenzyjny przykorytowe wyciek 7,3 586 7,4 12 Chełsty 5 53 19 13.20 19 47 04.70 descenzyjny przykorytowe wyciek 2,7 598 7,9 13 Piekło 1 53 19 52.80 19 46 19.80 descenzyjny przykorytowe wyciek 6,6 333 7,5 14 Piekło 2 53 19 52.61 19 46 20.06 ascenzyjny przykorytowe wyciek 7,1 334 7,5 15 Piekło 3 53 19 50.80 19 46 22.75 descenzyjny przykorytowe wyciek 6,9 357 7,6 16 Piekło 4 53 19 49.57 19 46 24.65 descenzyjny przykorytowe wyciek 7,4 339 7,5 17 Piekło 5 53 19 49.16 19 46 25.10 descenzyjny przykorytowe źródło 8,4 360 7,5 18 Piekło 6 53 20 01.68 19 46 11.11 descenzyjny przykorytowe młaka 8,2 354 7,6 19 Trzcin 53 19 59.40 19 45 40.60 descenzyjny podzboczowe młaka 5,1 393 7,1 20 Kiełpiny 2 53 20 56.42 19 47 49.62 descenzyjny podzboczowe wyciek 7,4 443 8,1 21 Kiełpiny 3 53 20 58.40 19 47 45.30 podzboczowe wyciek 7,1 427 7,9 22 Kiełpiny 4 53 21 37.80 19 47 28.90 descenzyjny zboczowe źródło 5,1 493 8,1 23 Jezioro Tarczyńskie 1 53 21 32.78 19 51 05.71 descenzyjny podzboczowe wyciek 1,2 496 7,6 24 Jezioro Tarczyńskie 2 53 21 28.80 19 51 6.40 descenzyjny podzboczowe wyciek 1,3 380 7,6 25 26 27 Jezioro Tarczyńskie 3 - Wery Jezioro Tarczyńskie 4 - Wery Jezioro Tarczyńskie 5 - Wery 53 21 20.60 19 51 29.20 descenzyjny podzboczowe wyciek 3,3 571 7,9 53 21 05.40 19 53 12.40 descenzyjny podzboczowe wyciek 2,5 520 7,9 53 21 04.60 19 53 12.90 descenzyjny podzboczowe źródło 4,1 472 7,9 28 Kurojady 53 17 49.70 19 47 55.30 descenzyjny podzboczowe wyciek 4,3 378 8,0 29 Lorki stary młyn 1 53 23 30.90 19 44 24.50 descenzyjny przykorytowe źródło 8,5 417 7,5 30 Lorki stary młyn 2 53 23 31.00 19 44 24.70 descenzyjny przykorytowe wyciek 4,7 525 7,7 31 Lorki stary młyn 3 53 23 30.50 19 44 24.30 descenzyjny przykorytowe źródło 7,7 417 7,5 32 Lorki stary młyn 4 53 23 29.30 19 44 24.90 ascenzyjny podzboczowe źródło 7,6 517 7,6 33 Lorki stary młyn 5 53 23 29.40 19 44 25.10 podzboczowe wyciek 5,7 481 7,6 34 Trzcin elektrownia 1 53 20 53.80 19 44 43.50 descenzyjny dolinne wyciek 7,9 367 7,7 35 Trzcin elektrownia 2 53 20 54.50 19 44 44.40 Kierunek siły hydrodynamicznej descenzyjnoascenzyjny descenzyjnoascenzyjny descenzyjnoascenzyjny descenzyjnoascenzyjny dolinne wyciek 6,9 371 7,7 36 Trzcin elektrownia 3 53 21 09.60 19 44 32.40 descenzyjny zboczowe źródło 6,1 441 7,8 37 Trzcin elektrownia 4 53 21 10.90 19 44 34.00 descenzyjny podzboczowe wyciek 5,4 436 7,7 38 Trzcin elektrownia 5 53 21 08.90 19 44 35.30 ascenzyjny podzboczowe źródło 6,9 370 7,6 39 Koszelewy stawy Osowskiego 5 53 20 07.10 19 56 52.90 descenzyjny podzboczowe wyciek 12,4 328 7,6
Występowanie wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego 19 Ryc. 4. Wydajność wybranych wypływów wód podziemnych. Fig. 4. Yield of the selected groundwater outflows. w pobliżu miejscowości Chełsty (nr 12, tab. 1) i można zaliczyć je do heliotermicznych. Wypływy, których temperatura miała najwyższe wartości, znajdują się w okolicach wsi Koszelewy wschodnia granica Parku. Są to wypływy numer 1, 2, 3 oraz 39. Wartości temperatury wynosiły powyżej 10 C, zaś najcieplejszy spośród nich okazał się wypływ nr 3 z temperaturą osiągającą 14 C, przy temperaturze powietrza podczas kartowania -10 C. Trudno jednoznacznie uzasadnić przyczyny wyższej temperatury wody, niewątpliwie wymaga to lepszego rozpoznania hydrogeologicznego. Temperatura pozostałych wypływów wskazuje na pochodzenie wód z tzw. strefy neutralnej, która zazwyczaj charakterystyczna jest dla poziomów międzyglinowych. Podczas terenowego kartowania wykonywano również badania przewodności elektrolitycznej właściwej, która wykazuje w przybliżeniu ilość substancji rozpuszczonych w wodzie i jest bardzo dobrym wskaźnikiem mineralizacji ogólnej. Podwyższone wartości tego wskaźnika można wykorzystać do lokalizowania ognisk zanieczyszczeń pochodzenia antropogenicznego (Macioszczyk, Dobrzyński 2002; Macioszczyk 2006). Najniższe wartości przewodności elektrolitycznej właściwej posiadają wypływy w rezerwacie przyrody Piekiełko od 333 do 360 μs cm -1 (numery od 13 do 18) oraz jeden wypływ w okolicach Koszelew wypływ nr 39 328 μs cm -1. Najwyższe wartości zanotowano w wypływach w okolicach Chełst (nr 4, 10, 11, 12) wypływ nr 10 posiada przewodność na poziomie 670 μs cm -1 oraz w wypływie w północno-wschodniej części parku, w okolicach Jeziora Rumiańskiego nr 8 (604 μs cm -1 ). Średnia dla przewodności elektrolitycznej właściwej, mierzonej podczas kartowania krenologicznego, wynosiła 449,6 μs cm -1. Według Rozporządzenia Ministra Środowiska z 2008 roku w sprawie kryteriów i sposobu oceny stanu wód podziemnych wartości przewodności elektrolitycznej właściwej dla wszystkich wypływów odpowiadają I klasie jakości wód podziemnych. Nie przekraczają one również wartości określonych przepisami sanitarnymi, których górna granica wynosi 2500 μs cm -1 (Rozporządzenie Ministra Zdrowia 2007). Najniższe wartości odczynu posiada wypływ nr 19 7,1, zaś najwyższe wypływ nr 22 8,06 (tab. 1). Zakres wartości odczynu jest niewielki, wody wypływów mają zbliżone do siebie ph, zaś średnia wynosi 7,63. Według podziału Pazdro (1983), wody na terenie Welskiego Parku Krajobrazowego zaliczyć można do lekko zasadowych, ponieważ mieszczą się w granicy między 7 a 9 ph. Taki odczyn ma wiele wód, na przykład wody krążące w utworach lodowcowych (przez co są zasobne w węglan wapnia), wody gruntowe oraz wgłębne, a także wody znajdujące się w wapieniach i ich zwietrzelinie (Macioszczyk, Dobrzyński, 2002). Podsumowanie W Welskim Parku Krajobrazowym dominują głównie grupowe, nieskoncentrowane wypływy, z niską zmiennością wydatku w przypadku alimentacji wodami wgłęb-
20 Bożena Pius, Paulina Kruszewska, Ryszard Glazik nymi i dużą związaną z zasilaniem wodami gruntowymi. Przeważają wypływy o wydajnościach nie przekraczających 0,5 dm 3 s -1. Tak małe wydatki są charakterystyczne dla wypływów na obszarach młodoglacjalnych. Podobnie niskie zasobności wydatku notowane są na Wysoczyźnie Białostockiej (Nowakowski 1976), w Pradolinie Redy-Łeby (Fac-Beneda, Hryniszak 2007) i na obszarze sandrowym Wdy (Szumińska, Fabianowska 2013). Wypływy o wydajnościach powyżej 0,5 dm 3 s -1 do 5 dm 3 s -1, zasilane zazwyczaj z poziomów międzyglinowych, występują rzadko. Znajdują się one w rynnie Jeziora Żarnowieckiego (Błaszkowski 1969), w dolinie Warty pod Poznaniem (Tomalak 1968), czy niektóre źródła na Pojezierzu Dobrzyńskim (Michalska 1991; Frączek, Macioszczyk 1997). Na Niżu Polskim występują również wypływy przekraczające 10 dm 3 s -1, np.: na Nizinie Wielkopolskiej (w okolicy Jeziora Zapowiednik) 100 dm 3 s -1 (Choiński 1995), w Pradolinie Toruńsko-Eberswaldzkiej (okolice Międzyrzecza Warciańsko-Noteckiego) 160 dm 3 s -1 (Puk 2005), na Pojezierzu Kaszubskim (rezerwat Staniszewskie Zdroje) 88 dm 3 s -1 (Herbich 1998), czy na Wysoczyźnie Łódzkiej (wypływ Rosanów I) około 40 dm 3 s -1 (Janiak, Moniewski 2001; Moniewski 2004). Na podstawie kartowania terenowego w Welskim Praku Krajoborazowym stwierdzono występowanie 39 wypływów wód podziemnych, podczas gdy na mapach hydrograficznych tego obszaru zidentyfikowano jedynie jedno źródło. Jest to kolejny fakt świadczący o potrzebie przeprowadzenia szerszej dyskusji, dotyczącej zasad tworzenia map hydrograficznych. Literatura Błaszkowski J. 1969. Kilka uwag o źródłach w rynnie Jeziora Żarnowieckiego. Zesz. Nauk. WSP, Gdańsk 11: 213-218. Czachorowski S. 2007. Fauna źródeł stan poznania i perspektywy (w:) P. Jokiel, P. Moniewski, M. Ziułkiewicz (red.), Źródła Polski wybrane problemy krenologiczne. UŁ: 129-134. Choiński A. 1995. Źródła środkowej części Niziny Wielkopolskiej. Studia z Geografii Fizycznej. Sprawozdania Wydziału Matematyczno-Przyrodniczego 109: 42-48, PTPN, Poznań. Dobrowolski R. 2011. Problemy klasyfikacyjne osadów torfowisk źródliskowych. STUD LIM TEL 5: 3-12. Dynowska I. 1983. Źródła Wyżyny Krakowsko-Wieluńskiej i Miechowskiej. Studia Ośrodka Dokumentacji Fizjograficznej, 11, Polska Akademia Nauk, Kraków. Dynowska I. 1986. Regionalne zróżnicowanie źródeł w Polsce. Folia Geographica. Seria Geographica Physica 18: 5-30. Fac-Beneda J., Hryniszak E. 2007. Wypływy wód podziemnych u podnóży krawędzi pradolinnych (w:) P. Jokiel, P. Moniewski, M. Ziułkiewicz (red.), Źródła Polski - wybrane problemy krenologiczne, UŁ: 129-134. Frączek E., Macioszczyk T. 1997. Hydrogeologia i ochrona Źródeł Ostromeckich. Współczesne Problemy Hydrogeologii 8: 341-344. Górniak A., Jekatierynczuk-Rudczyk E. 1997. Geomorfologiczne uwarunkowania naturalnych wypływów wód podziemnych w dorzeczu Supraśli (w:) Źródła Polski. Stan badań, monitoring i ochrona. WSP, Olsztyn. Herbich J. 1998. Staniszewskie Zdroje ochrona szaty roślinnej źródlisk (w:) J. Herbich, M. Herbichowa (red.), Szata roślinna Pomorza. Zróżnicowanie, dynamika, zagrożenia, ochrona. Przewodnik sesji terenowych, 51. Zjazdu Polskiego Towarzystwa Botanicznego. Wydawnictwo UG, Gdańsk. Janiak A., Moniewski P. 2001. Rosanów największe źródło w Polsce Środkowej. Przyroda Polski Środkowej 4: 4-9. Jaworski T. 2002. Morfogeneza Rynny i Doliny Welu. Rozprawa doktorska. Archiwum UMK, Toruń. Jokiel P., Moniewski P., Ziułkiewicz M. 2007. Źródła Polski. Wybrane problemy krenologiczne, Wydział Nauk Geograficznych Uniwersytetu Łódzkiego, Łódź. Kobendzina J. 1949. Źródliska rzeki Łyny, Chrońmy Przyrodę Ojczystą 4/5/6: 62 66. Kondracki J. 2001. Geografia regionalna Polski. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Macioszczyk A. (red.) 2006. Podstawy hydrogeologii stosowanej. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Macioszczyk A., Dobrzyński D. 2002. Hydrogeochemia strefy aktywnej wymiany wód podziemnych. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Mazurek, M. 2006. Wypływy wód podziemnych w południowej części dorzecza Parsęty. Bad. Fizjograficzne nad Polską Zach., Seria A, 57: 101-118. Mazurek M. 2008. Obszary źródliskowe ogniwem łączącym system stokowy z systemem korytowym, dorzecze Parsęty. Landform Analysis 9: 63-67. Michalczyk Z. 1997. Źródła Wyżyny Lubelskiej i Roztocza. Acta Universitatis Lodziensis. Folia Geographica Physica 2: 73-93. Michalczyk Z. 1999. Rozmieszczenie i wydajność źródeł Lubelszczyzny (w:) Źródła Polski. Stan badań, monitoring i ochrona. WSP, Olsztyn: 123-130. Michalczyk Z. 2001. Źródła Wyżyny Lubelskiej i Roztocza. Wydawnictwo Uniwersytetu Marii Curie-Skłodowskiej, Lublin. Michalczyk Z. Chmiel S. Głowacki S. Zielińska B. 2004. Zmiany wydajności i chemizmu wód źródeł Wyżyny Lubelskiej i Roztocza. Annales Universitatis Mariae Curie-Sklodowska, Sectio B, 59: 107-122. Michalska M. 1991. Z badań hydrogeologicznych w młodoglacjalnej strefie czołowomorenowej okolic Miastka. Współczesne Problemy Hydrogeologii 5: 315-317. Moniewski P. 2004. Źródła okolic Łodzi. Acta Geographica Lodziensia 87. Łódzkie Towarzystwo Naukowe, Łódź. Nowakowski Cz. 1976. Charakterystyka wydajności źródeł strefy czołowo-morenowej Pojezierza Suwalskiego. Biuletyn Geologiczny 21: 177-191. Pazdro Z. 1983. Hydrogeologia ogólna. Wydawnictwo Geologiczne, Warszawa. Puk K. 2005. Warunki występowania oraz reżim wydajności i temperatury wypływów wód podziemnych w Sierakowskim Parku Krajobrazowym i w obszarze przyległym, Bad. Fizjogr. Nad Polska Zach., Ser. Geogr. Fiz. 56: 137-156.
Występowanie wypływów wód podziemnych na obszarze Welskiego Parku Krajobrazowego 21 Rozporządzenie Ministra Zdrowia z dnia 29 marca 2007 roku w sprawie jakości wody przeznaczonej do spożycia przez ludzi (Dz. U. z 2006 r. Nr 123, poz. 858). Szumińska D., Fabianowska K. 2013. Uwarunkowania występowania i dynamika wypływów wód podziemnych w obszarach sandrowych na przykładzie środkowej części zlewni Wdy. Journal of Health Sciences 3, 15: 88-105. Szczucińska A.M. 2009. Wypływy wód podziemnych w Rynnie Gryżyńsko-Grabińskiej. Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Poznań. Tomalak S. 1968. Reżim źródeł w dolinie Warty. Prace Wydziału BiNoZ UAM, Geologia 7: 5-31. Tomaszewski J. 1996. Badanie naturalnych wypływów wód podziemnych (w:) M. Gutry-Korycka, H. Werner-Więckowska (red.), Przewodnik do hydrograficznych badań terenowych. Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa. Wysota W. 2003, Szczegółowa mapa geologiczna Polski w skali 1:50 000, arkusz Lidzbark Welski (287). PIG. Warszawa. Wieczysty A. 1982. Hydrogeologia inżynierska. PWN, Warszawa- Kraków.
22 Bożena Pius, Paulina Kruszewska, Ryszard Glazik