la 18 2geoinfo.amu.edu.pl/sgp/la/la18/la18_02.pdf1.wstęp 1.1.zarys problemu badawczego...

1. Wstęp

1.1. Zarys problemu badawczego

W osadach rzecznych wyróżnia się aluwia koryto-we i pozakorytowe. Uwzględniając różnice warun-ków środowiska sedymentacji pomiędzy aluwiamikorytowymi i pozakorytowymi, przyjęło się utożsa-miać aluwia korytowe jako osady przyrostu boczne-go, natomiast aluwia pozakorytowe jako osady przy-rostu pionowego (Fenneman 1906, Mackin 1937,Szancer 1951, Wolman & Leopold 1957, Allen1965a, Czałow 1979). W ogólnym ujęciu uznaje się,że aluwia przyrostu bocznego powstają w wynikuakumulacji ziaren transportowanych w ładunku den-nym, zaś aluwia przyrostu pionowego są deponowa-ne na równinach zalewowych w czasie powodzi głów-nie z ładunku zawiesinowego. Warto nadmienić, żewzajemna relacja aluwiów pozakorytowych (przyro-stu pionowego) pokrywających aluwia korytowe(przyrostu bocznego) stała się podstawą do wyróż-niania sekwencji cyklotemu charakteryzującego siędrobnieniem ziarna ku stropowi uznawanego za dia-gnostyczny cyklotem dla rzek meandrujących (Allen1965b, 1970b).

Jak wynika jednak z rezultatów badań Teisseyre’a(1985), aluwia pozakorytowe, które zwane są takżemadami (m.in. Pożaryski 1955, Biernacki 1968, 1975,Myślińska 1980, Myślińska i in. 1982, Teisseyre 1985,1988a, b, Kalicki & Starkel 1987, Rutkowski 1987,Kalicki 1991, 1996, 2000, 2006, Kalicki & Szmańda2008), mogą powstawać na drodze nie jednego, alepięciu typów przyrostów: pionowego, czołowego,bocznego, wstecznego i złożonego. Na znaczącyudział przyrostu bocznego w sedymentacji aluwiówpozakorytowych wskazują także badania Jacksona(1978), Nansona (1980), Lewina (1982, 1983) orazHughesa i Lewina (1982), Smitha (1987), Knightonai Nansona (1994), Kurowskiego (1999) czy Page’a iin. (2003).

W odniesieniu do procesu przyrostu aluwiów po-zakorytowych Middelkoop i Asselman (1998) uwa-żają, że współczesna akumulacja mad w obwałowa-nych łożyskach rzek odbywa się przy udziale dwóchtypów depozycji materiału klastycznego: (1) piasz-czystego z ładunku dennego i (2) pylasto-ilastego zładunku zawiesinowego. Na złożoność procesu aku-

mulacji aluwiów pozakorytowych w kontekścierodzaju materiału transportowanego w ładunku den-nym i zawieszonym, składającego się z różnych typówobciążenia rzeki, zwraca także uwagę Teisseyre(1988b). Autor ten na podstawie badań aluwiów po-zakorytowych w dolinach żwirodennych rzek sudec-kich wyróżnia osady żwirowe wałów przykorytowych,deponowane z saltacji, oraz piaszczyste i pylasto-ila-ste osady równi zalewowych i basenów powodzio-wych, deponowane z zawiesiny. W nieco innym uję-ciu związek dwóch typów depozycji w strefieproksymalnej równiny zalewowej określają Fergusoni Brierley (1999). Autorzy ci na podstawie wynikówbadań morfologii wałów przykorytowych dolnegoodcinka rzeki Tuross (w południowo-wschodniejAustralii) stwierdzili, że akumulacja aluwiów nawałach przykorytowych odbywa się przy kombinacjiprocesów korytowych i pozakorytowych. Zapewne ztego też powodu warstwy piaszczyste występujące wkohezyjnych, drobnoklastycznych aluwiach wałówprzykorytowych lub serie piaszczyste powstające naprzykład w wyniku akumulacji stożków krewasowychna aluwiach równi zalewowych często mogą być myl-nie interpretowane jako osady korytowe (Collinson1978). Na problem rozróżnienia tylko dwóch typówdepozycji w powstawaniu aluwiów rzecznych zwracauwagę także Tomczak (1971), która wyodrębnia se-rię osadów „przejściowych”, rozdzielających aluwiakorytowe od pozakorytowych w budowie geologicz-nej równiny zalewowej Wisły na Kępie Bazarowejw Toruniu.

1.2. Cel badań i główne założeniabadawcze

W kontekście wspominanych poglądów na procespowstawania aluwiów pozakorytowych, zagadnieniedotyczące analizy mechanizmu ich akumulacji woparciu o interpretacje litodynamiczne analiz uziar-nienia, osadów rzek meandrujących i rozgałęzionychwydaje się bardzo ważne ze względu na poprawnośćwnioskowań genetycznych.

Celem badań było zatem odtworzenie warunkówsedymentacji aluwiów pozakorytowych na równi-

3

nach zalewowych, które zostały zapisane w ich uziar-nieniu. Rekonstrukcja warunków hydrodynamicz-nych i litodynamicznych polegała głównie nainterpretacji ustroju przepływu, wartości prędkościprogowych warunkujących ruch ziaren oraz udziałuróżnych typów transportu materiału klastycznegopodczas przepływów pozakorytowych, a szczególniesposobu ruchu ziaren poprzedzających ich unieru-chomienie.

Hydrodynamiczna interpretacja wyników uziar-nienia aluwiów dotyczy warunków przepływu wody,określania ustroju przepływu i szacowania prędkościerozyjnych i depozycyjnych. Natomiast litodynamicz-na interpretacja wyników uziarnienia osadów obej-muje analizę warunków transportu materiału kla-stycznego w środowisku fluwialnym. Jak słuszniezauważył Teisseyre (1991), warunki ruchu ziaren wśrodowisku rzecznym zmieniają się zależnie od zmia-ny warunków przepływu (głównie jego prędkości orazintensywności i struktury turbulencji). Dlatego też napodstawie cech uziarnienia osadów można odczytaćwarunki ruchu ziaren jakie były trakcie depozycji.

Z punktu widzenia poprawności stosowania ter-minu osady przyrostu pionowego w relacji do przebie-gu procesu sedymentacji aluwiów pozakorytowychważna jest głównie odpowiedź na pytania:1) Jak zróżnicowane jest uziarnienie aluwiów poza-

korytowych?2) Jak zróżnicowane jest ich środowisko sedymenta-

cji?3) Czy akumulacja materiału klastycznego na równi-

nach zalewowych odbywa się przy dominującymudziale transportu ziaren w zawieszeniu bezpo-średnio przed ich unieruchomieniem?

4) Czy proces akumulacji aluwiów pozakorytowychrzeczywiście odbywa się głównie na drodze przy-rostu pionowego?

5) Jakie czynniki wpływają na cechy uziarnienia alu-wiów pozakorytowych?

6) Jaka jest rola warunków hydrodynamicznychtransportu fluwialnego i tekstury materiałuźródłowego w kształtowaniu uziarnienia aluwiówpozakorytowych?

7) W jaki sposób odbywa się transport i depozycjamateriału klastycznego na równinach zalewo-wych?

8) Jakie są tendencje przestrzennego zróżnicowanialitologicznego aluwiów pozakorytowych?Cel badań został zrealizowany przy użyciu wybra-

nych metod interpretacji warunków przepływu wodyi warunków transportu ziaren zapisanych w cechachuziarnienia osadów. W tym zakresie starałem siętakże odpowiedzieć na pytanie: Czy i jakie metodyinterpretacji dynamiki przepływów poprawnie od-zwierciedlają przebieg rzeczywistych procesów sedy-mentacji?

Wnioskowanie o warunkach sedymentacji alu-wiów pozakorytowych oparłem na założeniu, że wa-

runki przepływu wody oraz sposób akumulacji alu-wiów można interpretować na podstawie cech ichuziarnienia. Założenie to wynika z rezultatów wieluprac badawczych dotyczących sedymentologii flu-wialnej prowadzonych w warunkach naturalnych i la-boratoryjnych. Badania te dotyczyły zarówno analizhydrodynamicznych warunków ruchu ziaren (m.in.Hjulström 1935, Einstein 1950, Chien 1956, Sund-borg 1956, 1969, Morris 1957, Le Roux 1977, 2002,2005, Sengupta 1979, Baba i Komar 1981, Bridge1981, Froehlich 1982, Chien i Wan 1983, Młynarczyk1985, Leeder 1983, Mazumder 1994, Mazumder iDalal 2003, Ferguson i Church 2004), jak i interpre-tacji ruchu ziaren w transporcie fluwialnym na pod-stawie analiz uziarnienia (m.in. Doeglas 1946, Sin-dowski 1958, Moss 1962, 1963, Braithwaite 1973,Southard i Boguchwal 1973, Baker 1974, Kaniecki1976, Middleton 1976, Le Roux 1994, Viard i Breyer1979, Eschner i Kichner 1984).

Drugie założenie badawcze dotyczy mechani-zmu ruchu materiału klastycznego bezpośrednioprzed jego unieruchomieniem na powierzchni rów-niny zalewowej. Jak już wspominałem, powszechnieprzyjmuje się, że aluwia pozakorytowe powstają wwyniku akumulacji materiału transportowanego wzawiesinie. Jednak obserwacje wykonane w warun-kach laboratoryjnym przez Reesa (1966) oraz pod-czas badań terenowych przez Teisseyre’a (1988b)wykazały, że na powierzchniach zbudowanych z osa-dów mułkowych tworzą się ripplemarki. Wynika ztego, że nawet ziarna frakcji pyłowej, które są pre-dysponowane do ruchu w zawiesinie (Bagnold 1966,Sundborg 1967), bezpośrednio przed unierucho-mieniem były transportowane w chwilowym kontak-cie z podłożem. Ponadto wyniki badań uziarnieniaaluwiów pozakorytowych opublikowane między in-nymi przez Zwolińskiego (1985), Florka (1991), Ka-lickiego (1996, 2000), Kordowskiego (2003, 2004,2009), Florka i Kaczmarzyka (2007), Kaczmarzyka iin. (2008) oraz przeprowadzonych przeze mnie ana-liz uziarnienia mad zdeponowanych w dolinachWisły, Drwęcy i Tążyny (Szmańda 2004) oraz Du-naju (Szmańda 2009) wykazały, że w uziarnieniualuwiów pozakorytowych występuje znaczny, częstodominujący udział ziaren frakcji piasku, które topredysponowane są do ruchu w saltacji (m.in. Lane iKalinske 1939, Passega 1964, Sundborg 1967, Midd-leton 1976).

1.3. Zadania badawcze

Cel badań realizowałem poprzez następujące za-dania:1) Przegląd poglądów na temat warunków transpor-

tu materiału klastycznego w dolinach rzecznychze szczególnym uwzględnieniem przepływów po-wodziowych na równinach zalewowych.

4

Wstęp

2) Rozpoznanie roli wybranych czynników wpływa-jących na zróżnicowanie uziarnienia aluwiówpozakorytowych, a szczególnie na ich zmiennośćpoziomą i pionową.

3) Dobór i opis metod hydro- i litodynamicznych in-terpretacji stosowanych w badaniach sedymento-logicznych środowiska fluwialnego na podstawiecech uziarnienia.

4) Zgromadzenie danych uziarnienia aluwiów poza-korytowych piasko- i żwirodennych rzek jedno- iwielokorytowych.

5) Interpretację hydrodynamiki i litodynamiki sedy-mentacji w oparciu o zebrane wyniki analiz uziar-nienia aluwiów pozakorytowych.

Podziękowania

W tym miejscu chciałbym serdecznie podzięko-wać mojemu promotorowi pracy doktorskiej prof.dr. hab. Leonowi Andrzejewskiemu za zainteresowa-nie mnie tematyką geomorfologii fluwialnej i pomocw organizacji i realizacji badań oraz dr. KrzysztofowiRomanowi Lankaufowi za wsparcie merytoryczne ikoleżeńską współpracę w wieloletnich badaniach se-dymentologicznych.

Wszystkim koleżankom i kolegom z InstytutuGeografii Uniwersytetu Mikołaja Kopernika w To-runiu, Instytutu Geografii Słowackiej AkademiiNauk w Bratysławie, Instytutu Geografii Uniwersy-tetu Jana Kochanowskiego w Kielcach dziękuje zażyczliwość i stworzenie twórczej atmosfery pracy.Koleżankom i kolegom z Zakładu Zasobów Środo-wiska i Geozagrożeń (dawniej Zakłady Geomorfolo-gii i Hydrologii Niżu) Instytutu Geografii i Prze-strzennego Zagospodarowania Polskiej AkademiiNauk w Toruniu oraz Pracowni Sedymentologicznej

Instytutu Geografii Fizycznej Uniwersytetu War-szawskiego (z Panią profesor Elżbietą Mycielską-Dowgiałło na czele) dziękuje za wielogodzinne twór-cze rozmowy prowadzone na temat problemów pod-jętych w tym opracowaniu.

Za wspólną pracę i dyskusje w terenie w niezwy-kle przyjaznej atmosferze wyrażam podziękowania(w kolejności alfabetycznej): dr. Piotrowi Gierszew-skiemu, dr. Jarosławowi Kordowskiemu, dr. Milano-wi Lehotskýemu, dr Edycie Łokas, dr Annie Michno,dr. Janowi Novotnýemu, dr. Piotrowi Szwarczew-skiemu, dr. Przemysławowi Wachniewowi. Za udo-stępnienie laboratorium do analiz uziarnienia dzię-kuję prof. dr. hab. Kazimierzowi Krzemieniowi, a zawykonanie części analiz uziarnienia mgr. MariuszowiBonieckiemu i mgr. Włodzimierzowi Juśkiewiczowi.

Recenzentom pracy prof. UJK dr. hab. Tomaszo-wi Kalickiemu i prof. dr. hab. Tomaszowi Zielińskie-mu, a także Redaktorowi naczelnemu LandformAnalysis prof. UAM dr. hab. Zbigniewowi Zwoliń-skiemu składam podziękowania za cenne uwagi idyskusje pomocne w przygotowaniu pracy do druku.

Praca ta nie powstała by, gdyby nie wsparcie mojejżony Małgosi Luc, której wszystkich zasług nie je-stem w stanie tu wymienić, za które z całego sercadziękuję i pracę tą dedykuję.

Badania były częściowo finansowane ze środkówMNiSW przeznaczonych na naukę w latach2008–2011 z grantu N N306 424834 pt. Sedymentacjapozakorytowa na równinie zalewowej Wisły w świetleanaliz litofacjalnych, luminescencyjnych, geochemicz-nych i radioizotopowych oraz z grantu MNiSW NN306 084837 pt. Kierunki przemian rzeźby i depozycjiosadów w wielokorytowych systemach fluwialnychWisły i Dunaju w warunkach zabudowy hydrotech-nicznej – studium porównawcze.

5

Zadania badawcze

2. Transport i akumulacja aluwiów pozakorytowych

2.1. Warunki hydrodynamicznei litodynamiczne transportufluwialnego podczas przepływówpozakorytowych

Związek transportu materiału klastycznego z wa-runkami przepływów w środowisku rzek opisuje for-muła opracowana przez Lane’a (1955):

QrD ~ QS (1)

gdzie:Qr – natężenie transportu rumowiska,D – średnica uziarnienia transportowanego mate-riału,Q – natężenie przepływu,S – spadek podłużny dna.

Jak z niej wynika, natężenie transportu materiałuklastycznego (Qr) oraz rozmiar ziaren w transporciefluwialnym (D) trwają w zależności polegającej narównowadze z natężeniem przepływu (Q) i spadkiemrówniny zalewowej (S). Chociaż zarówno warunkiprzepływu, jak i związane z nimi warunki transportumateriału są dużo bardziej złożone, to związek tendobrze odzwierciedla podstawy idei interpretacji hy-drodynamicznej warunków transportu ziaren mine-ralnych w środowisku fluwialnym na podstawie cechrozkładu ich wielkości w aluwiach.

Ze względu na problematykę pracy dotyczącą se-dymentacji aluwiów pozakorytowych kilka zagad-nień odnoszących się do hydro- i litodynamicznychwarunków transportu fluwialnego w korytach rzecz-nych, a przede wszystkim na równinach zalewowychwymaga krótkiego omówienia.

2.1.1. Warunki przepływu i sposoby ruchuziaren w środowisku fluwialnym

Warunki przepływu i związane z nimi procesy se-dymentacji materiału klastycznego badano w opar-ciu o obserwacje prowadzone w korytach rzecznychoraz w warunkach laboratoryjnych w urządzeniachróżnej konstrukcji, w których symulowano przepływrzeczny. Były to głównie sztuczne koryta oraz ruryprzepływowe. Do licznych prac obejmujących obser-

wacje warunków transportu i sedymentacji prowa-dzonych w korytach rzecznych zaliczyć można praceZiemskiej (1928), Hjulströma (1935), Lane’a i Kalin-skego (1939), Leopolda (1953, 1994), Sundborga(1956, 1967), Skibińskiego (1963, 1976), Nawary(1964), Allena (1965a, 1970a), Marsza (1967), Ka-szowskiego i Kotarby (1970), Kostrzewskiego (1970),Froehlicha (1975, 1982, 1998, 1999), Kanieckiego(1976), Leopolda i Emmetta (1976, 1977, 1984,1997), Wallinga (1978), Howarda (1980), Zwoliń-skiego (1980, 1989, 1993), Jacksona (1981), Bridge’a(1981), Teisseyre’a (1984), Młynarczyka (1985, 1989,1991, 1996), Pizzuto (1985), Brańskiego i Kondziel-skiego (1986), Rotnickiego i Młynarczyka (1989),Ciupy (1990, 1991, 2009), Gölza (1990), Komara iCarlinga (1991), Shiono i Knighta (1991), Bartnika(1992), Grovesa i Howarda (1994), Kostrzewskiego iin. (1994), Howarda i Grovesa (1995), Smolskiej(1996, 2009), Haschenburgera i Chucha (1998), Ku-rowskiego i Jędrzejczaka (2007), Młynarczyka iSłowika (2007). Zarówno wspomniane badania, jak ieksperymenty laboratoryjne prowadzone w sztucz-nych kanałach przepływowych (Einstein 1950, Ba-gnold 1955, 1956, Leopold i in. 1960, Jopling 1964,Rees 1966, Moss 1972, Southard i Boguchwal 1973,1990, Sengupta 1975, 1979, Dingler 1979, Costello iSouthard 1981, Ghosh i in. 1981, Baas 1994, Mazum-der 1994, Knigth i Brown 2001, Barthurst i in. 2002)umożliwiły opracowanie zależności pomiędzy wa-runkami przepływu rzecznego a warunkami ruchumateriału klastycznego.

Hydrodynamiczne warunki przepływów fluwial-nych zostały wyczerpująco opisane w podręcznikachdo hydrodynamiki, geomorfologii dynamicznej i se-dymentologii przez Szancera (1951), Bagnolda(1955, 1956, 1966), Jarockiego (1957), Aipolowa(1963), Leopolda i in. (1964), Allena (1970a, 1977),Grafa (1971), Gradzińskiego i in. (1976, 1986), Blen-cha (1977), Yalina (1977), Middletona i Southharda(1978), Richardsa (1982), Chiena i Wana (1983),Emblentona i Thornesa (1985), Bridge’a (2003),Kondolfa i Piégay (2003) oraz innych.

W najbardziej ogólnym ujęciu przepływy w kory-cie rzecznym opisują dwa bezwymiarowe parametry.Pierwszym z nich jest liczba Reynoldsa Re, która

6

określa ruch płynu i jest miarą intensywności turbu-lencji. Drugim, określającym typ przepływu, jestliczba Froude’a Fr. Przyjęte umownie wartości gra-niczne dwóch wymienionych parametrów bezwymia-rowych stanowią kryterium do wyróżnienia czterechpodstawowych typów przepływu (Sundborg 1956,Allen 1965a, Gradziński i in. 1976, 1986), które ze-stawiono w tabeli 1. W tabeli tej zależność rodzajówruchu ziaren od hydraulicznych typów przepływulepkiego zostały uporządkowane w kolejności deter-minowanej przez wzrost prędkości przepływu.

W tym miejscu warto nadmienić, że podczas prze-pływów powodziowych o dużym obciążeniu wód ru-mowiskiem, zarówno w korycie rzeki, jak i na terasie,przepływ wody może mieć cechy płynu nieniutonow-skiego. W zależności od udziału frakcji pylastej i ila-stej w transportowanym materiale, występuje prze-pływ będący odpowiednikiem kohezyjnego lubniekohezyjnego płynięcia gęstościowego (Costa1997). W warunkach płynięcia gruzowego materiałklastyczny przemieszczany jest laminarnie przy dnie(Enos 1977, Lowe 1976) (ryc. 1). Przepływ wodyprzeciążonej zawiesiną może mieć też charakter hy-draulicznego przepływu typu hiperskoncentrowane-go (ang. hyperconcentrated flow). Ten typ przepływuma lokalnie cechy reologicznego binghamowskiegopłynięcia plastyczno-lepkiego (Beverage & Culbert-son 1964). W tych warunkach materiał mineralnyprzemieszczany jest w postaci quasi-laminarnej za-wiesiny. Depozycja materiału w przepływach prze-ciążonych materiałem odbywa się zatem głównie zzawiesiny (Lowe 1976, 1988, Vrolijk & Southard1997). Należy podkreślić, że w przypadku transportuzawiesinowego wleczenie i toczenie materiału w za-sadzie nie występuje (Popek 2006).

2.1.2. Warstwowe zróżnicowanie transportuosadu

W transporcie fluwialnym wyróżnia się 3 podsta-wowe rodzaje transportu materiału klastycznego:trakcję, saltację i zawiesinę. Ruch ziaren w korycierzeki pod względem zróżnicowania w pionie odbywasię warstwowo (ryc. 1).

Trakcja obejmuje wleczenie i toczenie po dnie wwarstwie dennej. Saltacja to okresowy ruch ziaren wzawieszeniu odbywający się po torach zbliżonych dobalistycznych. Ruch ziaren w zawieszeniu to ciągłytransport ziaren ponad dnem od momentu jego uru-chomienia do unieruchomienia. Transport ziaren wsaltacji i zawieszeniu odbywa się głównie w warstwiezewnętrznej (górnej części słupa wody). Warstwędenną od zewnętrznej oddziela warstwa buforowa,w której następuje gwałtowny przyrost prędkościprzepływu wody. Z tego powodu powstają w niejmałoskalowe, ale bardzo silne wiry. Wiry te mająistotne znaczenie w utrzymywaniu ruchu ziarenw zawieszeniu.

7

Warunki hydrodynamiczne i litodynamiczne transportu fluwialnego podczas przepływów pozakorytowych

Tabela 1. Zależność rodzajów transportu ziaren od typów przepływu fluwialnego (na podstawie Sundborga 1956, Allena1965a, Gradzińskiego i in., 1976, 1986)

Table 1. Dependency of types of grain transport from to types of fluvial flow (based on Sundborg 1956, Allen 1965a,Gradziński et al. 1976, 1986)

Typ przepływu Laminarnyspokojny

Burzliwyspokojny

Burzliwygwałtowny

Laminarnygwałtowny

Parametryprzepływu

Re <500 500–2000 500–2000 <500

Fr <1 <1 >1 >1

Hydrauliczny rodzaj transportumateriału klastycznego

Zawiesinajednorodna

Saltacja*, zawiesinagradacyjna

Trakcja, saltacja*,zawiesina gradacyjna Trakcja i saltacja**

*głównie tzw. chwilowa zawiesina (ang. intermitted suspension)**krótkie przeskoki saltacyjne do wysokości równej 2–3-krotności przeciętnej średnicy ziarna materiału dennego

Ryc. 1. Struktura przepływu powodziowego w korycie rze-ki (za Gradzińskim i in. 1986, Teisseyrem 1988a, LeRouxem 2005, zmienione)

a – warstwa trakcyjna, b – warstwa saltacyjna, c – warstwa za-wiesinowa

Fig. 1. Structure of flood flow in river channel (afterGradziński et al. 1986, Teisseyre 1988a, Le Rouxe 2005,modified)

a – traction layer, b – saltation layer, – c suspended layer

W swoich badaniach wyróżniam dwa rodzaje ru-chu saltacyjnego: saltację przydenną i chwilowe uno-szenie (ang. intermittent suspension), różnice pomię-dzy nimi wynikają z odmiennej wysokości transportuziaren. Saltacja przydenna oznacza krótkie przesko-ki ziaren w warstwie dennej na wysokość nie wyższąniż 2–3 przeciętnych średnic ziaren budujących dno(Einstein 1950, Teisseyre 1988a). Ruch ziaren wchwilowym zawieszeniu odbywa się w warstwie ze-wnętrznej. Wysokość tego ruchu uzależniona jest odrelacji pomiędzy prędkością ścinającą i prędkościąopadania danego ziarna oraz gęstości transportowa-nego rumowiska w cieczy. Warstwę, w której odbywasię ruch ziaren w chwilowym zawieszeniu, określa sięjako warstwę saltacyjną albo przydenną. Jej górnągranicę stanowi wysokość ruchu ziaren w saltacji,którą wyznacza bezwymiarowy parametr Rouse uzy-skiwany ze wzoru (ryc. 1):

p VVf

* 5 (2)

gdzie:Vf – prędkość opadania ziaren lub prędkość, przyktórej ziarno jest unieruchamiane na dnie (Vs),V* – prędkość ścinająca,

– stała von Kármána.Ziarna, dla których wartość parametru p 5, są

transportowane w saltacji. Natomiast jeśli wartość p< 5, ziarna transportowane są w zawieszeniu, przyzachowaniu warunku, że głębokość przepływu jestwiększa od dwukrotności średnicy danego ziarna

(Rouse 1938, 1939, 1950, Vanoni 1946, 1975, Midd-leton & Southard 1978). Zastosowana w tym wzorzestała von Kármána ( ) jest wartością zmienną i zależ-ną od koncentracji zawiesiny i struktury turbulencji(Teisseyre 1984, s. 26) i wynosi dla czystej wody =0,4, a dla obciążonej zawiesiną waha się w granicach0,1–0,3 (Teisseyre 1984). Nieco inne kryterium dlawarunków ruchu ziaren w saltacji zostało określoneprzez Lane’a i Kalinskego (1939). Autorzy ci przyjęli,że ziarna o średnicy, dla której iloraz prędkości ści-nającej do prędkości opadania jest większy od jedno-ści (V*/Vf >1), powinny być głównie transportowanesaltacyjnie. Ponieważ prędkości ścinające i prędkościopadania oraz gęstość zawiesiny są zmienne zarównow czasie, jak i przestrzeni, dlatego wielkość ziarentransportowanych w saltacji i grubość warstwy przy-dennej ulegają ciągłym zmianom (Teisseyre 1986).

Ruch ziaren w zawieszeniu zależy od warunkówprzepływu, rozmiaru ziaren oraz gęstości zawiesiny(tab. 2). Zdaniem Joplinga (1966), który analizowałkryteria niezbędne do utrzymywania się ziaren wtrwałej zawiesinie, oparte na badaniach m.in.: La-ne’a i Kalinskego (1939), Einsteina (1950), Bagnolda(1956), Sundborga (1956), Simonsa i Richardsona(1962), prędkość przepływu, przy której odbywa siętransport w zawiesinie osadu o zróżnicowanej tek-sturze (ang. sediment mix), jest 2–2,5 razy większa odprędkości erozyjnej. W porównaniu do prędkości de-pozycyjnej, obliczanej dla danego osadu w oparciu owartość mediany jego rozkładu uziarnienia (np. Ko-ster 1978, Williams 1983), prędkość utrzymującaziarna w zawiesinie jest 4–6 razy większa.

8

Transport i akumulacja aluwiów pozakorytowych

Tabela. 2. Rodzaje zawiesiny według Teisseyre’a (1985), zmodyfikowaneTable. 2. Types of suspension after Teisseyre (1985), modified

Rodzajzawiesiny

Rozmiar ziarna[mm] Charakterystyka zmienności koncentracji w pionie

Zawiesinagradacyjnanajgrubsza

D>0,5 Największe ziarna transportowane w tego typu zawiesinie zależne są od parametruRouse p 5. Koncentracja zawiesiny jest niewielka i ogranicza się praktycznie do dolnej,dennej warstwy profilu przepływu. WKZ zmienia się w zakresie 0,001 do zera.Zawiesina tego typu może wystąpić tylko przy wysokoenergetycznych przepływach oprędkości powyżej 1 m/s*.

Zawiesinagradacyjnagruba

0,1<D<0,25 Koncentracja zawiesiny maleje gwałtownie wraz z odległością od dna, a na powierzchnispada do kilku procent. Zawiesina ta występuje przy prędkościach powyżej 10 cm/s.Przy czym nawet przy prędkościach do 4 m/s WKZ nie przekracza wartości 0,9*.Najgrubsze ziarna wchodzące w skład tej zawiesiny (>0,2 mm) mogą być częściowotransportowane w ładunku dennym.

Zawiesinagradacyjnadrobna

0,04<D<0,1 Koncentracja zawiesiny przy prędkościach poniżej 1 m/s istotnie zmienia się w pionie.Wraz ze wzrostem prędkości przepływu koncentracja zawiesiny stopniowo wyrównujesię. Przykładowo: przy prędkościach 6 cm/s wartość WKZ dla rozmiarów ziarenstanowiących jej dolną granicę wg Teisseyre’a (0,04 mm) wynosi 0,1*, a przy prędkości20 cm/s wartość WKZ wynosi 0,5*. Dopiero przy prędkościach powyżej 1,2 m/s WKZprzekracza wartość 0,9*, co powoduje, że koncentracja tej zawiesiny prawie nie zmieniasię w pionie.

Zawiesinajednorodna

D<0,04 Koncentracja zawiesiny prawie nie ulega zmianom, a WKZ dla ziaren <0,002 mmzawsze wynosi więcej niż 0,9 niezależnie od prędkości przepływu.

WKZ – względna koncentracja zawiesiny występująca w pobliżu dna i w połowie głębokości przepływu* – wartości określone z diagramu Sundborga (1967)

W tym miejscu należy podkreślić, że ziarna róż-nych frakcji przy stałej prędkości przepływu mogąbyć jednocześnie przemieszczane w każdym z wymie-nionych sposobów ruchu (Popek 2006). Jednak pio-nowa zmienność warunków przepływu przyczynia-jąca się do warstwowego ruchu rumowiska powodujegeneralną pionową gradację wielkości ziaren wtransporcie fluwialnym. Ponadto poszczególne ziar-na w zależności od lokalnych warunków przepływu,powodowanych głównie zmianami jego energii orazkoncentracji materiału, mogą w sposób ciągły podle-gać zmianom rodzaju ruchu (Eschner & Kichner1984, Teisseyre 1988a, b, Popek 2006). Wydaje się tooczywiste, jednak nie wszyscy badacze zwracają na touwagę. Przykładowo Passega (1964) czy Passega iByramjee (1969) wiążą dany rozmiar ziaren tylkoz jednym typem transportu.

Należy także dodać, że podczas przepływów powo-dziowych na proces sedymentacji konkretnych frakcjiosadu w korytach rzek, oprócz wspomnianych wcze-śniej czynników, wpływ mają warunki przebiegu wez-brania, takie jak kształt fali, tempo wzrostu przepły-wu, kolejność typów następujących po sobie wezbrań idługość okresu pomiędzy nimi (Froehlich 1999).

Warunki uruchomienia i sposób transportu mate-riału klastycznego w ośrodku wodnym zależą nie tyl-ko od wielkości klastów (ziaren), ale też od ichkształtu (Kostrzewski 1970, Kaniecki 1976, Teisseyre1984, Młynarczyk 1985, 1996). Przy identycznej śred-nicy ziaren nawet niewielkie zmiany ich obróbkiwpływają na prędkość krytyczną ruchu ziarna. Jeślidno koryta jest gładkie, to ruch ziaren sferycznychjest inicjowany szybciej niż graniastych (Młynarczyk1985). W transporcie trakcyjnym ziarna sferycznepokonują również dalszą drogę niż graniaste, nato-miast w ruchu saltacyjnym jest odwrotnie. Ponieważnie prowadziłem badań wpływu obtoczenia ziaren nasedymentację osadów na równinach zalewowych,wspominam jedynie o znaczeniu tej cechy granulo-metrycznej w transporcie fluwialnym.

2.1.3. Problemy w klasyfikowaniu rodzajówtransportu materiału klastycznego

Podstawowym problemem w badaniach warun-ków transportu materiału klastycznego w środowi-sku fluwialnym jest różny sposób zaliczania określo-nych rodzajów ruchu ziaren do jednego z dwóchtypów ładunku (obciążenia) czy też rumowiskarzecznego, dennego i zawiesinowego. Einstein(1950) zalicza transport osadu w warstwie trakcyjnej– dennej (ryc. 1) do ładunku dennego, a ziarna prze-mieszczane w warstwie zewnętrznej, czyli w warstwiesaltacyjnej i zawiesinowej, do ładunku zawieszonego.W innych badaniach hydrologicznych warunkówtransportu fluwialnego ładunek denny i zawieszony

określane są często jako rumowisko wleczone i uno-szone (m.in.: Dębski 1967, Graf 1971, Froehlich1975, Skibiński 1976, Yalin 1977, Banasik 1994, Po-pek 2006, Ciupa 2009). Rumowisko unoszone defi-niowane jest jako drobnoziarniste cząstki mineralne,zwykle o średnicy poniżej 0,25 mm (Bagnold 1966),przemieszczane bez kontaktu z dnem, w ciągłej dys-persji i nierównomiernym rozproszeniu w przekrojupoprzecznym rzeki. Rumowisko wleczone to główniegrubsze ziarna, frakcji powyżej 0,2 mm (Sundborg1967), poruszające się w stałym lub okresowym kon-takcie z dnem rzeki (Mokwa 2002, Ciupa 2009). Wtym kontekście transport w krótkich przeskokachsaltacyjnych, a także chwilowym zawieszeniu, należyuznać za rumowisko denne.

Trzeba dodać, że Teisseyre (1986, 1991) każdy ztrzech podstawowych sposobów przemieszczania sięmateriału klastycznego (trakcję, saltację i zawiesinę)w środowisku fluwialnym określa jako odrębne typyobciążenia: trakcyjne (denne), saltacyjne i zawiesi-nowe, co jest związane z warstwowym rozdzieleniemtransportu ziaren w rzece (ryc. 1). To ujęcie badaw-cze transportu w rzekach najpełniej odzwierciedlaprocesy sedymentacji, ze względu na istotną rolę sal-tacji w depozycji aluwiów.

Oddzielny problem stanowi sposób interpretacjitransportu ziaren oparty na analizach kształtu krzy-wych kumulacyjnych uziarnienia. W badaniach tychczęsto nie odróżnia się saltacji przydennej od trans-portu ziaren w chwilowym zawieszeniu. Visher(1965, 1969) oprócz ziaren transportowanych przezwleczenie i w zawieszeniu wyróżnia tylko populacjęziaren, której ruch nazywa saltacją, nie opisując pre-cyzyjnie jej cech. Middleton (1976), powołując się naMossa (1972), tę samą populację określa terminemintermittent suspension. Opisuje ją bardzo lakonicz-nie, jako ziarna chwilowo przenoszone w zawiesze-niu i opadające na dno.

Należy także zwrócić uwagę, że chwilowa zawiesi-na bywa czasem utożsamiana z zawiesiną gradacyjną(m.in. Passega 1957, Zwoliński 1985, Mycielska--Dowgiałło 1995, 2007), która z kolei przez Singha iin. (2007) jest zaliczana do ładunku dennego. Faktyte dodatkowo komplikują możliwości porównywaniawyników badań interpretacji warunków transportumateriału klastycznego w środowisku fluwialnym.

Interpretując rodzaj transportu materiału kla-stycznego na równinach zalewowych w pracy wyróż-niam trzy podstawowe rodzaje ruchu ziaren trakcję,saltację i zawiesinę. W ramach ruchu saltacyjnegowyróżniam krótkie przeskoki saltacyjnie i ruch zia-ren w chwilowej zawiesinie, natomiast zawiesinędzielę na gradacyjną i jednorodną.

9

Warunki hydrodynamiczne i litodynamiczne transportu fluwialnego podczas przepływów pozakorytowych

2.2. Przepływ i transport materiałuklastycznego na równinachzalewowych

Pomiar parametrów przepływu i pobór materiałutransportowanego w ładunku wleczonym i zawieszo-nym w korytach rzecznych jest stosunkowo prosty dowykonania, dlatego zależności pomiędzy warunkamiprzepływu wody w korytach rzecznych i determino-wanymi przez nie warunkami transportu osadu sąstosunkowo dobrze zbadane. W przypadku przepły-wów pozakorytowych prowadzenie prac terenowychna równinach zalewowych jest utrudnione.

Z tego powodu procesom sedymentacji aluwiówpozakorytowych poświęconych jest mniej prac niżtym procesom zachodzącym w korytach rzecznych.

2.2.1. Główne cechy hydrodynamiczneprzepływów pozakorytowych

Ruch i depozycja materiału klastycznego w stre-fie pozakorytowej odbywają się głównie w warun-kach nieustalonego, nierównomiernego i burzliwegoprzepływu podkrytycznego (Teisseyre 1985, 1988a).W korytach rzecznych podczas powodzi przepływróżni się od przepływu na równinach zalewowychgłównie tym, że jest zwykle nadkrytyczny.

Turbulentny ruch wody na równinach zalewo-wych warunkowany jest przez wiry wstępujące oosiach nachylonych, które powstają w warstwie bufo-rowej (Teisseyre 1988a) oraz przez wiry o osiach pio-nowych typu lejków wodnych, powstające w brzeżnejczęści koryta (ryc. 2). Wiry te pełnią istotną rolę wtransporcie ziaren w zawiesinie z koryta rzecznegona obszar terasy zalewowej (Allen 1970a).

Wraz z oddalaniem się od koryta rzeki zmniejszasię prędkość przepływu na równinach zalewowych,co wiąże się z utratą energii przepływu spowodowanątarciem. Pośrednio przyczyną tego jest także wzrost

głębokości przepływu, która jest mniejsza nadwałami przykorytowymi i większa nad równinami za-lewowymi i basenami powodziowymi (Teisseyre1985). Jednak prawidłowość ta często nie potwierdzasię, ponieważ jest modyfikowana przez rzeźbę rów-nin zalewowych.

Wektory największych prędkości przepływówpozakorytowych są ogólnie zgodne z osią koryta(Sellin 1964, Teisseyre 1985, Zwoliński 1985, Bridge2003). Natomiast nad wałem przykorytowym wekto-ry prędkości mają kierunek skośny względem korytarzeki (Teisseyre 1985, Zwoliński 1985, 1992, Wyżga1999a,b). W dalszej odległości od koryta dystrybucjawód i osadu na równinach zalewowych odbywa się wskomplikowanym układzie wektorów prędkości. Wstrefie najmniejszych prędkości w dystalnej częścirówniny zalewowej, gdzie przepływ jest quasi-ustalo-ny, wektory prędkości przepływu wody są przeważniezgodne ze spadkiem dna doliny. Jednakże zarównokierunki, jak i prędkości przepływu powodziowego wstrefie dystalnej są lokalnie modyfikowane przez rze-źbę i elementy pokrycia terenu (Teisseyre 1985,Zwoliński 1985, 1992).

2.2.2. Dostawa, transport i akumulacjamateriału klastycznego

Dostawa materiału klastycznego, który jest trans-portowany i akumulowany na równinach zalewo-wych, odbywa się głównie z koryta rzeki. Zarówno wkorycie rzeki, jak i w jego bezpośrednim sąsiedztwieutrzymuje się duża koncentracja zawiesiny.

Podobieństwa i różnice w udziale poszczególnychtypów transportu oraz w uziarnieniu aluwiów w stre-fie koryta rzeki i w strefie pozakorytowej dobrze ob-razuje schemat transportu rumowiska klastycznegow dnie żwirodennej rzeki meandrującej (ryc. 3).Warto zwrócić uwagę, że zarówno w korycie rzeki jaki na równinie zalewowej osad transportowany jesttrakcyjnie, saltacyjnie i w zawieszeniu. A więc, war-stwowe zróżnicowanie transportu materiału kla-stycznego w przepływie ma miejsce nie tylko w kory-cie rzeki, ale także na równinie zalewowej. Różnicepomiędzy transportem ziaren w korycie rzeki i pozanim polegają na wielkości ziaren przemieszczanychw poszczególnych typach ruchu i wzajemnym udzialetych typów transportu.

Warto podkreślić, że przepływ ten może miećcharakter turbulentnego przepływu o wysokiej kon-centracji zawiesiny lub laminarnego spływu mas(Teisseyre 1985, Banihabib & Hiramo 1996,Froehlich 1999, Xu 1999, Costa 1997).

Mimo że przepływy na równinach zalewowychmają zwykle mniejszą niż w korycie rzeki koncentra-cję zawiesiny, to jednak przepływy wysoko skoncen-trowane lub płynięcie materiału o charakterzespływu kohezyjnego lub spływu ziarnowego odby-wające się w korycie rzeki mogą być także kontynu-owane poza nim i przyczyniać się do akumulacji

10


Ryc. 2. Schemat warunków hydrodynamicznych podczasprzepływu pozakorytowego według Sellina (1964)

Fig. 2. Scheme of hydrodynamic condition during over-bank flow after Sellin (1964)

wielofrakcyjnych aluwiów pozakorytowych typu dia-miktonów. O depozycji osadów podczas przepływu ocharakterze prądu zawiesinowego mogą świadczyćobserwowane m.in. przez Teisseyre’a (1988b) i Far-rell (2001) sukcesje osadowe zbliżone do sekwencjiBoumy (ang. upward fining Bouma-like structure)oraz występujące w mułkach o strukturze masywnejziarna żwiru lub nawet otoczakowe megaklasty(Szmańda i in. 2008a, b, Lehotský i in. 2010b). Obec-ność megaklastów w aluwiach drobnoziarnistychmoże być związana z większą kompetencją transpor-tową plastyczno-lepkich ciał o reologii binghamow-skiej, którymi cechują się spływy mas, niż kompeten-cją transportową cieczy newtonowskich (Hampton1975).

2.3. Główne czynniki warunkującedepozycję aluwiów pozakorytowych

Z analizy prac dotyczących badań litologii alu-wiów pozakorytowych wynika, że ich uziarnienieoraz rozkład przestrzenny jest zróżnicowany (m.in.:Teisseyre 1985, 1988a, b, Zwoliński 1985, 1986, 1992,Kalicki 1991, 1996, 2008, Asselman & Middelkoop1995, Middelkoop & Asselman 1998, Simm & Wal-ling 1998, Ferguson & Brierley 1999, Kurowski 1999,Szponar 2000, Szmańda 2000, 2002, 2006a, b, Kor-dowski 2001, 2003, Bridge 2003). Mimo tego zróżni-cowania zaobserwować można kilka prawidłowości,których przyczyny związane są ze specyfiką przepły-wów pozakorytowych, morfologią równin zalewo-

wych oraz zmianami pokrycia terenu. W rozdzialetym dokonałem analizy tych prawidłowości orazuporządkowania wybranych czynników je determi-nujących.

2.3.1. Dynamika przepływu wód powodziowychNajlepsze odzwierciedlenie w rozmieszczeniu

aluwiów pozakorytowych na równinach zalewowychma spadek prędkości płynięcia wód wraz ze wzro-stem odległości od aktywnego koryta rzeki. W ogól-nym zarysie dystrybucja ta polega na akumulacjiosadów gruboziarnistych w strefie wałów przykoryto-wych i drobnoziarnistych na równinie dystalnej. Pra-widłowość ta znana już z prac Fennemana (1906) iFiska (1947) została szerzej omówiona między inny-mi w artykułach Teisseyre’a (1985 1988a, b).

Teisseyre (1988a), powołując się na równanieciągłości nieustalonego przepływu osadu (Hender-son 1966, Douglas i in. 1979), wyjaśnia fizyczne przy-czyny procesu sedymentacji na równinach zalewo-wych powodujące drobnienie osadów ze wzrostemodległości od koryta rzeki:

qx

zt

s 0 (3)

gdzie:qs – różniczka jednostkowej wielkości przepływu

osadu,x – różniczka kierunku ruchu (płynięcia wody),z – różniczka wysokości ponad poziom odniesienia

(głębokość wody),t – różniczka czasu trwania przepływu,

11

Główne czynniki warunkujące depozycję aluwiów pozakorytowych

Ryc. 3. Charakter transportu osadu w czasie powodzi w zależności od lokalnych warunków przepływu i wielkości ziaren wkorycie i na równinie zalewowej żwirodennej rzeki o dużym spadku (Teisseyre 1986, 1991)

Fig. 3. Mode of sediment transport during flood as related to local condition of flow and grain size in high slope gravel-bedriver channel and flood plain (Teisseyre 1986, 1991)

– stosunek objętości ziarna do całkowitej objętościosadu.

Wraz z tendencją wzrostu ilorazu różniczkowegoqs/ x w kierunku dystalnym równiny zalewowej, ilo-

raz różniczkowy z/ t ma tendencję malejącą. Wefekcie w strefie wału przykorytowego obserwuje siędepozycję materiału gruboziarnistego (żwirów i pia-sków). Natomiast wraz z dążeniem do wartości zeroobu wyrażeń różniczkowych ( qs/ x 0, z/ t 0), wkierunku dystalnym równi zalewowych deponowanesą coraz to bardziej drobnoziarniste aluwia mułko-wo-ilaste.

Zjawisko drobnienia ziaren wraz ze wzrostem od-ległości od koryta rzeki występuje nie tylko pomiędzywałami przykorytowymi i strefą dystalną równin za-lewowych, ale także w budowie samych wałów przy-korytowych. Wyrażone jest ono w ich nadbudowie wkierunku prostopadłym do koryta rzeki (Teisseyre1988b, Ferguson & Brierley 1999, Kurowski 1999).

Badając zapis sedymentacji w aluwiach pozakory-towych, zaobserwowałem, że istotne znaczenie wkształtowaniu uziarnienia aluwiów pozakorytowychma zmiana prędkości przepływów i stanów wodypodczas powodzi (Szmańda 2000, 2002, 2006a, b,2008, Szmańda i in. 2008a, b). Przebieg fali powo-dziowej w 5. fazach opisanych przez Zwolińskiego(1985, 1986, 1992) znajduje odzwierciedlenie w cha-rakterystycznej sekwencji cyklotemu powodziowego

cechującego się pensymetrycznym uziarnieniemfrakcjonalnym (z najgrubszym członem w środku)lub w rytmitach powodziowych. Zarówno pensyme-tryczny cyklotem sedymentacyjny, jak i rytmit powo-dziowy są często obserwowane w strukturze litolo-gicznej aluwiów pozakorytowych (m.in. Mansfield1938, Schumm & Lichty 1963, McKee i in. 1967,Tomczak 1971 & Antczak 1985, 1986, Teisseyre1988a, b, Farrell 1987, 2001, Czyżowska & Starkel1996, Czyżowska 1997, Zieliński 1998, Ferguson &Brierley 1999, Czajka 2000, Rumsby 2000, Bridge2003, Kordowski 2003, Kaczmarzyk 2004, Brooks2005, Knox 2006, Szmańda 2006b, Kaczmarzyk &Florek 2007, Szmańda i in., 2008a, b).

Pełny zapis zmian prędkości przepływu dla całejpowodzi zarejestrowany jest w postaci cyklotemu po-wodziowego (Klimek 1974, Zwoliński 1985, Teyssey-re 1988b, Szmańda i in. 2008a, b). Cyklotem tenskłada się z trzech warstw (ryc. 4A):1) dolnej – mułku o strukturze masywnej, zawie-

rającego detrytus roślinny;2) środkowej – piasku lub piasku o uziarnieniu frak-

cjonalnym odwróconym;3) górnej – mułku i/lub iłu masywnego.

Dolna warstwa mułku z zawartością szczątkówroślinnych (głównie traw) powstaje w pierwszej faziepowodzi odpowiadającej szybkiemu wzrostowigłębokości i prędkości przepływu wody. W fazie tej

12


Ryc. 4. Modele sedymentacji pozakorytowej. A – w dnie doliny żwirodennej rzeki meandrującej wg Teisseyre’a (1988b): GF– frakcje żwirowe, SF – frakcje piaszczyste; B – w dnach dolin piaskodennych rzek meandrujących i anastomozujących –teoretyczny schemat litofacjalny cyklotemu; litofacje: C – detrytus roślinny, Fm – masywne mułki lub iły, Fr – mułki lami-nowane riplemarkowo, Sh – piaski warstwowane poziomo, Sr – piaski warstwowane riplemarkowo, Smi – masywne piaski oodwrócone gradacji uziarnienia, SFm – masywne piaski mułkowe, FSm – masywne mułki piaszczyste

Fig. 4. Models of overbank sedimentation. A – on floodplain of gravel-bed meandering river after Teisseye (1988b): GF –gravel, SF – sand; B – on floodplain of sand-bed meandering and anastomosing river – theoretical scheme of sedimentarycycle; litofacies: C – detritus, Fm – massive silt and clay, Fr – ripple cross-laminated silt, Sh – horizontally stratified sand, Sr– ripple cross-laminated sand, Smi – inverse grading massive sand, SFm – massive silty sand, FSm – massive sandy silt

duże opory przepływu powodowane przez wysokiewspółczynniki oporu trawy przyczyniają się do aku-mulacji na nich i pomiędzy nimi dolnej serii mułków.Jej miąższość maleje wraz z oddalaniem się od kra-wędzi koryta. Mułki dolne mają zwykle miąższośćkilku milimetrów. W drugiej fazie powodzi depono-wane są głównie piaski. Rozmiary ziaren wzrastająkonsekwentnie wraz ze zwiększaniem się prędkościprzepływu, by w kulminacji fali powodziowej osiąg-nąć największe średnice lub przejść we frakcje żwiro-we i utworzyć sekwencję uziarnienia gradacyjnegoodwróconego (Teysseyre 1988b, Moody & Meade2008, Szmańda i in. 2008a, b). Miąższość warstwypiasków i żwirów może dochodzić do kilkunastu cen-tymetrów. W dalszej kolejności ze stopniowym opa-daniem fali wezbraniowej i zanikiem przepływu (w 3i 4 fazie) powstaje warstwa mułków górnych. Jejmiąższość stopniowo rośnie w kierunku dystalnymrównin zalewowych, osiągając maksimum lokalnie wbasenach powodziowych. Średnie tempo sedymenta-cji, szacowane w oparciu o datowania 137Cs, możeosiągać 7–8 mm rocznie (Walling i in. 1992, Walling& He 1998). W piątej fazie po ustąpieniu powodzi wpowstałych strukturach zachodzą procesy zaburzeńpostsedymentacyjnych przyczyniających się do stop-niowej homogenizacji osadu.

W rytmitach powodziowych zapisana jest tylko 2,3 i 4 faza wezbrania. Dlatego też w budowie rytmituwyraźnie zaznaczają się 2 warstwy różniące się uziar-nieniem: dolna gruboziarnista piaszczysta lub piasz-czysto-żwirowa (często z odwróconym uziarnieniemfrakcjonalnym) i górna warstwa masywnego mułku.

Warto w tym miejscu dodać, że zapis przebiegufali powodziowej może być wyrażony nie tylko wzróżnicowaniu uziarnienia pomiędzy warstwami (la-minami) w sukcesji cyklotemu lub/i rytmitu powo-dziowego, ale także w różnicach strukturalnych po-między nimi (Teysseyre 1985, Bridge 2003, Szmańda2006b) oraz zawartości materii organicznej (Szmań-da 2006a, b).

W strukturze mułków powodziowych tzw. seriimady ilastej w dolinie Wisły obserwowałem dyskret-ną rytmiczną zmienność uziarnienia oraz słabo wyra-żoną zdeformowaną laminację poziomą (Szmańda2002, 2006a, b). Na możliwość wystąpienia waluwiach mułkowych deponowanych w basenach po-wodziowych wielozestawów lamin będących odpo-wiednikiem pensymetrycznego uziarnienia frakcjo-nalnego w cyklotemach powodziowych wskazujeTeisseyre (1985).

Natomiast przykładem zróżnicowania zawartościmaterii organicznej w osadach wałów przykoryto-wych jest rytmit powodziowy w dolinie Tążyny(Szmańda 2006a, b). W laminie piasku lub piaskumułkowego deponowanego w czasie opadania i sta-gnacji wód wezbraniowych występuje bowiem zwięk-szenie zawartości detrytusu roślinnego, który był de-ponowany z obciążenia flotacyjnego rzeki.

W oparciu o badania własne (Szmańda 2002,Szmańda 2006a, b, Szmańda i in. 2008a, b) i wybranepozycje literatury (Mansfield 1938, Schumm & Lich-ty 1963, McKee i in. 1967, Tomczak 1971, Klimek1974, Antczak 1985, 1986, Zwoliński, 1985, Teyssey-re, 1988b, Bridge 2003, Kaczmarzyk 2004, Brooks2005, Knox 2006, Moody & Meade 2008, Kaczma-rzyk & Florek 2007) opracowałem schemat litofa-cjalny sedymentacji aluwiów pozakorytowychdeponowanych podczas pojedynczego epizodu po-wodziowego (ryc. 4B). Przedstawia on teoretycznyrozkład zróżnicowania aluwiów powodziowych narówninie zalewowej. Schemat ten wzorowany jest namodelu sedymentacji w dolinie meandrującej rzekiżwirodennej (Teisseyre 1988b). W strefie proksymal-nej wału przykorytowego, tuż przy krawędzi koryta,cyklotem powodziowy może być wykształcony w po-staci sukcesji Fm-Sh-Sr. W części proksymalnej wałuprzykorytowego może nie tworzyć się warstwa gór-nych mułków. Przyczyną tego jest utrzymujący sięnad wałem przykorytowym przepływ wód, związanyz ich powrotem do aktywnego koryta w czasie ustę-powania wód z równiny zalewowej. Sedymentacja wtej części wału może w ogóle nie zachodzić, gdyż wałymogą być wynurzone ponad lustro wody. W strefiedystalnej wału przykorytowego zapisem poszczegól-nych faz powodzi może być wielozestaw Fm-Smi-Fm. W bardziej dystalnej strefie równi zalewowej cy-kotem może składać się z zestawu warstwFm-SFm(FSm)-Fm, z tendencją do drobnienia frak-cji w środkowej warstwie od litofacji masywnych pia-sków mułkowych do masywnych mułków piaszczys-tych. Wówczas cyklotem przyjmuje postać: Fm-SFm-FSm-Fm. W basenach powodziowych może tworzyćsię opisany powyżej zestaw warstw mułkowychFm-Fr-Fm. W spągu wszystkich sukcesji powinnaznajdować się warstwa detrytusu roślinnego (C).

2.3.2. Zmiany spadku i szerokości dna dolinyZmiana nachylenia poziomu wody w korycie

rzecznym wzdłuż profilu podłużnego, która przyczy-nia się do zmiany prędkości płynięcia wody, ma istot-ny wpływ na rodzaj aluwiów akumulowanych w doli-nach rzecznych (Schumm 1977, Pickup 1986,Teisseyre 1991, Knighton & Nanson 1994). W wa-runkach przepływów powodziowych zmiana spadkurównin zalewowych, który jest nieco większy niż spa-dek wody w korycie rzecznym (Teisseyre 1985), pro-wadzi do zróżnicowania typu deponowanych alu-wiów pozakorytowych. Wynika to z cytowanej jużogólnej zasady Lane’a (1955) (wzór 1). Zakłada ona,że przy stałej wielkości przepływu (Q) i stałym natę-żeniu transportu rumowiska (Qr) wraz ze zmniejsza-niem się spadku podłużnego dna doliny (S) zmniej-sza się średnica deponowanego ziarna (D).Przykładem tego mogą być różnice w uziarnieniualuwiów pozakorytowych Drwęcy i Tążyny (Szmań-da 2002, Kostrzewski i in. 2008). W dnie doliny

13


Tążyny, w której przeciętny spadek wody w koryciewynosi 2,3‰, deponowane są piaszczyste aluwia po-zakorytowe, natomiast w dnie doliny Drwęcy przyspadku 0,4‰ odkładane są głównie osady mułkowe.Na wzrost udziału frakcji pylastych i ilastych w alu-wiach pozakorytowych wraz ze zmniejszaniem sięspadku równin zalewowych wskazywali także Wal-ling i Moorehead (1989). Warto dodać, że wraz zezmniejszaniem się średniego spadku powierzchnirówniny zalewowej z biegiem rzeki następuje zmniej-szanie się tempa akumulacji mad (Łajczak 1999).

Ogólna relacja zmiany średnicy ziarna w aluwiachw zależności od spadku dna doliny jest modyfikowa-na przez zmianę warunków sedymentacji powodo-waną zróżnicowaniem szerokości równiny zalewo-wej. Wpływ zmiany szerokości dna doliny rzecznej,czyli szerokości przekroju poprzecznego przepływuna równinach zalewowych, na zmiany uziarnieniamad wynika z relacji pomiędzy prędkością płynięciawody w korycie (Vk) i na równinie zalewowej (Vp)podczas wezbrań powodziowych. Zagadnienie to ba-dali m.in. Lecce (1997), Wyżga (1998, 1999a, b), Go-mez i in. (1999) oraz Ciszewski i Wyżga (2010).Zwrócili oni uwagę na to, że aby w ogóle mogło dojśćdo depozycji materiału mineralnego na równinie za-lewowej musi zaistnieć różnica pomiędzy prędkościąprzepływu w korycie i na równinie zalewowej wyra-żona w zależności – Vk>Vp. Na wąskich odcinkachdolin istnieją tendencje do erozji lub transportu ma-teriału klastycznego, a w ich rozszerzeniach do aku-mulacji.

Przy ustalonym przepływie prędkość płynięciawody w obszarach zalewowych, w których rzeźbaumożliwia swobodny przepływ wód, różnica prędko-ści będzie rosnąć wraz ze wzrostem wielkości prze-

kroju zwilżonego w dolinie rzeki. W konsekwencjiwraz ze wzrostem szerokości równiny zalewowejakumulowany będzie coraz drobniejszy osad (ryc. 5).Ten rodzaj akumulacji określany jako agradacja kon-trolowana „od góry” (Mackin 1948) powoduje, żewraz z biegiem rzeki i wzrostem odległości od korytaspada wielkość akumulowanego ziarna i miąższośćaluwiów. W efekcie u wlotu do kotlinowatych rozsze-rzeń dolin rzecznych powstają głównie piaszczystestożki napływowe (Teisseyre 1980, 1988b). Częstowarunki takie powstają poprzez zatamowanie prze-pływu i wywołany przez nie efekt piętrzenia, co mamiejsce u wylotu kotlinowatych fragmentów dolinrzecznych. W tym wypadku zachodzi tzw. agradacja„od dołu” (Mackin 1948) (ryc. 5). Ponieważ materiałgruboziarnisty (piaszczysty) został przeważnie odło-żony w dolinie rzecznej w górnej części kotliny, wdolnym jej fragmencie wraz ze zmniejszaniem się jejszerokości akumulowany jest materiał coraz drob-niejszy (najpierw mułkowy, a później ilasty). W przy-padku agradacji kontrolowanej „od dołu”, wraz zezmniejszaniem się szerokości dna doliny zachodziakumulacja coraz drobniejszego materiału, przywzrastającej miąższości aluwiów (Teisseyre 1988b).W tych warunkach często następuje podział przepły-wu na kilka koryt rozdzielonych obszarami zbudowa-nymi z kohezyjnego materiału. W miejscu ponowne-go zwężenia się doliny rzecznej, tuż przy wylocie zkotliny, następuje wzrost prędkości płynięcia wódprzyczyniający się do erozji lub akumulacji grubo-ziarnistego materiału klastycznego. Opisane roz-mieszczenie osadów można prześledzić, analizującna przykład rozkład wartości przeciętnej średnicyziaren aluwiów pozakorytowych rzeki Waal (Holan-dia), jaki zamieściła Asselman (1999).

Mając na uwadze wspomniane zależności, możnastwierdzić, że rozkład aluwiów pozakorytowych wrozszerzeniach den dolin rzecznych może być zbliżo-ny do rozkładu osadów dennych powstających wzbiornikach zaporowych, który został opisany mię-dzy innymi przez Teisseyre’a (1984, 1988b), Banacha(1985, 1994), Gierszewskiego i in. (2005) oraz Gier-szewskiego i Szmańdę (2007a, b, 2010).

2.3.3. Czynniki powodujące zmiany uziarnieniaw profilach pionowych aluwiów

W profilach aluwiów pozakorytowych często ob-serwowana jest prawidłowość polegająca na zwięk-szaniu się średnicy ziarna ku powierzchni równinyzalewowej (ang. coarsening upward succession). Pra-widłowość ta została udokumentowana w badaniachlitostratygraficznych prowadzonych przez wielu au-torów (m.in. Pożaryski 1955, Biernacki 1968, 1975,Tomczak 1971, 1982, 1987, 1989, Kowalkowski &Starkel 1977, Myślińska 1980, Schirmer 1988, Teis-seyre 1984, Myślińska i in. 1982, Knox 1987, 2006,Rutkowski 1987, Farrell 1989, 2001, Magilligan1992, Kalicki 1996, 2000, 2006, Klimek 2000, 2002,

14


Ryc. 5. Schemat akumulacji aluwiów pozakorytowych wkotlinach na podstawie Mackina (1941) i Teisseyre’a(1988b)

Fig. 5. Scheme of overbank accumulation based onMackin (1941) and Teisseyre (1988b)

Szmańda 2000, 2002, 2006a, b, Bruneton i in. 2001,Florsheim & Mount 2003, Kukulak 2004, Lecce &Pavlowsky 2004, Brooks 2005, Houben 2007, Kacz-marzyk i in. 2008, Kalicki & Szmańda 2009, Szmańdai in. 2010, Wistuba & Sady 2011). W równinach zale-wowych wydzielane są dwie serie aluwiów (mad) róż-niące się uziarnieniem:1) starsza seria mady drobnoziarnistej,2) młodsza seria mady gruboziarnistej.

Należy jednak dodać, że obecność w profilach se-rii mady piaszczystej i ilastej nie jest powszechna.Zmienność uziarnienia pomiędzy zalegającymi nasobie różnowiekowymi aluwiami pozakorytowymimoże być na przemian grubo- i drobnoziarnista,(Scharpff 1977, Lipps 1988, Kalicki 1996, 2000).

Jeśli w profilach występuje tylko jeden typ osaduo strukturze masywnej, grubienie frakcji można za-obserwować jedynie w wynikach analiz uziarnienia.Tendencja ta występuje w aluwiach pozakorytowychakumulowanych w ostatnim tysiącleciu zarówno wpiaskach wałów przykorytowych, jak i w mułkach ba-senów powodziowych (Kalicki 1996, 2000, Szmańda2002, 2006a, Kaczmarzyk i in. 2008).

Zjawisko grubienia frakcji w aluwiach pozakory-towych wynika z następujących przyczyn:1) Lateralnej migracji koryta rzeki, która może po-

wodować wzrost prędkości płynięcia wód na rów-ninie zalewowej w miejscu depozycji wraz zestopniowym zbliżaniem się do niego aktywnegokoryta rzeki (Kalicki 1991, Lecce i Pavlowsky2004). Należy podkreślić, że konsekwencją odda-lenia się koryta od danego miejsca depozycji mo-że być zapis sekwencji drobnienia frakcji kustropowi (ang. fining upward succession). Sukce-sję tę opisują: Allen (1965b, 1970b), Collinson(1978), Jackson (1978), Brown (1985), Zieliński(1998), Rumsby (2000) oraz Erskine i Melville(2008) i in.

2) Przyrostu aluwiów na równinach zalewowych,który powoduje, że w danym miejscu na równiniezalewowej są deponowane coraz grubsze osadyprzy przepływach o coraz wyższej energii (Tom-czak 1971). Na wpływ wysokości względnej równi-ny zalewowej na uziarnienie deponowanychosadów zwracają uwagę m.in. Teisseyre (1985),Tomczak (1987, 1989), Kalicki i Sanko (1997),Gomez i in. (1997), Kalicki (2006) oraz Grenfell iin. (2009). Na podstawie ich badań można stwier-dzić, że w wyżej położonych miejscach równin za-lewowych deponowane są aluwia piaszczyste, a naniżej położonych równinach zalewowych i base-nach powodziowych – aluwia mułkowe i ilaste.

3) Zmian pokrycia terenu w zlewniach rzek. Powodytych zmian mogą być naturalne lub antropoge-niczne. Część autorów przyjmuje, że przyczynąakumulacji aluwiów pozakorytowych i ich zróżni-cowania litologicznego w profilach są zmianyużytkowania ziemi, związane z wylesieniem, któ-

re zaczęło się w neolicie (mada gliniasta), a szcze-gólne nasiliło we wczesnym średniowieczu (madapiaszczysta) (m.in. Natermann 1941, Klimaszew-ski 1948, Menshing 1957, Biernacki 1968, 1975,Schirmer 1973, 1983, 1995, Klimek 1988, 1996,2000, 2002, Pastre i in. 1991, Brown & Keough1992, Aleksandrowicz 1996, Arnaud-Fassetta2003, Klimek i in. 2003, Szmańda 2003, 2006a,Houbrechts i in. 2004, Kukulak 2004, Kaczma-rzyk i in. 2008, Wistuba & Sady 2011). Inne bada-nia, między innymi Pożaryskiego (1955), Starkla(1960, 2001), Myślińskiej (1980), Rutkowskiego(1987), Lipps (1988), Antoine’a (1994), Kalickie-go (1996, 2000, 2006), Houbena (1997, 2003),Aleksandrowsky’iego i in. (2004), Kukulaka(2004) i Knoxa (2006), wskazują, że akumulacjamad odbywała się z różną intensywnością wewszystkich okresach późnego glacjału i holocenu,a także w plenivistulianie (Knox 1999, Gębica2004). Wymienieni autorzy wiążą akumulacjęmad nie tylko z działalnością człowieka, alerównież ze zmianami klimatycznymi.W mojej opinii najważniejszą przyczyną zmiany

uziarnienia aluwiów pozakorytowych zarejestrowa-ną w profilach pionowych jest zmiana użytkowaniaterenu (wylesienie) w dorzeczach (zlewniach) i wdnie doliny. Wraz ze wzrostem antropopresji rolaklimatu w zmianach pokrycia terenu, a przez to wkształtowaniu uziarnienia aluwiów traci na znacze-niu. Jako dobry przykład obrazujący zastąpienieczynnika klimatycznego przez antropogeniczny, któ-ry decydował o depozycji gruboziarnistego materiałuw aluwiach pozakorytowych w holocenie, mogą po-służyć wyniki badań Kalickiego (2006) z doliny Wisływ okolicach Krakowa. Przejście z depozycji grubo-do drobnoziarnistej notowane od schyłku późnegoglacjału do przełomu okresu borealnego i atlantyc-kiego spowodowane było sukcesją roślinnościpostępującą wraz z ogólną tendencją ocieplania sięklimatu. Powrót do akumulacji gruboziarnistej ob-serwowany w ostatnim tysiącleciu związany jestgłównie z wylesieniem antropogenicznym.

Podsumowanie wyników badań na temat wpływuzmian klimatu i antropogenicznego użytkowania te-renu na akumulację rzeczną w ciągu ostatnich 200tys. lat znajdzie czytelnik na przykład w pracach Star-kla (2005), Macklina i Lewina (2008) czy Notebaertai Verstraetena (2010). Natomiast przegląd poglądówdotyczących wpływu tych czynników na uziarnieniealuwiów pozakorytowych między innymi w pracy Ka-lickiego (2006).

2.3.4. Model konceptualny uwarunkowańuziarnienia aluwiów pozakorytowych

Nieustaloność i nierównomierność przepływówpozakorytowych i wynikających z nich warunkówtransportu materiału klastycznego są przyczyną

15


skomplikowanego rozkładu przestrzennego i nie-ciągłości depozycji aluwiów pozakorytowych. Pomi-mo złożoności wspomnianych procesów, na podsta-wie analizy literatury i obserwacji własnychwyróżniłem kilka czynników determinujących aku-mulację aluwiów. Efektem tego jest model uwarun-kowań depozycji aluwiów pozakorytowych (ryc. 6).Pierwotne wersje tego modelu były już prezentowa-ne na konferencjach naukowych (Kalicki & Szmańda2008, Szmańda 2009a) i publikowane w opracowa-niach z zakresu geomorfologii fluwialnej (Kostrzew-ski i in. 2008, Kalicki & Szmańda 2009).

W opracowanym modelu uwarunkowań depozy-cji aluwiów pozakorytowych uwzględniłem sześćczynników:1) Zmniejszanie się prędkości płynięcia wód po

równinie zalewowej wraz ze wzrostem od-

ległości od koryta rzeki. Zjawisko to powodujeakumulację coraz drobniejszego materiału kla-stycznego wraz ze wzrostem odległości od aktyw-nego koryta rzeki.

2) Zróżnicowanie wysokości względnej równinyzalewowej oraz jej wzrost powodowany przy-rostem osadów na równinach zalewowych. Wefekcie na wyżej położonych fragmentach równinzalewowych akumulowany jest materiał bardziejgruboziarnisty.

3) Zmiany lesistości dorzecza (zlewni) rzeki.Zmiana udziału powierzchni leśnych w dorzeczupowoduje nasilenie lub osłabienie erozji gleb:– zalesienie powoduje zmniejszenie ogólnej do-

stawy materiału do koryta rzeki oraz spadekudziału materiału grubioziarnistego, w efek-cie na równinach zalewowych deponowane sągłównie drobnoklastyczne części spławialne,tworzące mady gliniaste;

– wylesienie przyczynia się do wzrostu ogólnejdostawy materiału klastycznego, w tym przedewszystkim gruboziarnistego, który podczaspowodzi deponowany jest na równinach zale-wowych, tworząc madę piaszczystą.

4) Zmiana spadku równin zalewowych. Zmianata implikuje wzrost lub spadek prędkości płynię-cia wód na równinie zalewowej. Wzrost prędkościprzyczynia się do depozycji materiału gruboziar-nistego, a spadek – do drobnoziarnistego.

5) Zmiana szerokości równin zalewowych. Przy-czynia się ona głównie do zmian relacji prędkościpłynięcia wody na równinie zalewowej do jejprędkości w korycie rzeki. Na skutek wzrostu tejróżnicy wraz ze wzrostem szerokości równiny na-stępuje gromadzenie coraz drobniejszego mate-riału.

6) Zmiana prędkości płynięcia wód na równi-nach zalewowych w czasie pojedynczej powo-dzi. Rejestrowana jest ona bądź w sekwencjicyklotemu powodziowego, który jest zapisemwzrostu i opadania fali wezbraniowej, bądź w se-kwencji rytmitu powodziowego, jeśli zapis obej-muje tylko fazę opadania powodzi.

16


Ryc. 6. Model uwarunkowań uziarnienia aluwiów pozako-rytowych

Fig. 6. Model of factors controlling the grain size of over-bank deposits

3. Weryfikacja metod interpretacji warunkówhydrodynamicznych i litodynamicznych depozycji

Interpretacje warunków sedymentacji badanychprzeze mnie aluwiów pozakorytowych wykonywałemw oparciu o metody analizy wartości wskaźników sta-tystycznych uziarnienia. Najczęściej w interpretacjiwarunków hydrodynamicznych i procesów sedymen-tacji rzecznej wykorzystywane są następujące wska-źniki statystyczne: (1) średnia średnica ziarna, (2)odchylenie standardowe – miara wysortowania, (3)skośność i (4) kurtoza. Wskaźniki te mogą być wyli-czane przy pomocy różnych metod (Folk 1966). Winterpretacji warunków hydro- i litodynamicznychużywane są miary wyliczane metodą momentów (M1– średnia, M2 – odchylenie standardowe, M3 – sko-śność i M4 – kurtoza) lub metodą graficzną wedługwzorów Folka i Warda (1957): Mz – graficzna prze-ciętna średnica ziarna, 1 – graficzne wysortowanie,Sk1 – graficzna skośność lub asymetria i KG – graficz-ne spłaszczenie lub kurtoza. Sposób wyznaczaniatych wskaźników oraz analiza różnic w uzyskiwanychwynikach zamieszczone są w opracowaniach Folka(1966), Grzegorczyka (1970) i Racinowskiego i in.(2001). Interpretacja rozmieszczenia wspomnianychwskaźników na diagramach zależności jest pomocnaw określaniu między innymi warunków ustrojuprzepływu wody, procesów sortowania i litodynamikitransportu oraz genezy osadów.

W analizie sposobu ruchu ziaren osadu najczęściejużywane są dwie grupy metod: (1) metody interpreta-cji oparte na analizie rozmieszczenia próbek na dia-gramie zależności C (pierwszego percentyla) i M (me-diany) zaproponowane przez Passegę (1957, 1964)oraz Passegę i Byramjee (1969), (2) metody analizykształtu krzywych kumulacyjnych uziarnienia (Moss1962, 1963, Visher 1969, Viard & Breyer 1979).

Metoda analizy kształtu krzywych kumulacyjnychuziarnienia zwana potocznie „metodą Vishera”(1969), propozycja interpretacji rozmieszczenia pró-bek na diagramie C/M Passegi (1957, 1964) i Passegii Byramjee (1969), czy zaproponowana przez My-cielską-Dowgiałło (1980) metoda polegająca na ana-lizie „układów” próbek na diagramie zależnościśredniej średnicy ziarna i wysortowania, zostały opi-sane w powszechnie dostępnych polskich podręczni-kach lub skryptach do nauki sedymentologii (Gra-

dziński i in. 1976, 1986, Racinowski & Szczypek1985, Racinowski i in. 2001, Mycielska-Dowgiałło1995, 2007, Mycielska-Dowgiałło & Ludwikowska-Kędzia, 2011). Stosowano je w Polsce także w bada-niach środowiska sedymentacji aluwiów pozakoryto-wych (m.in. Zwoliński 1985, Antczak 1985, 1986, Te-isseyre 1988b, Zieliński 1989, 1992, 1993,Andrzejewski 1994, Czyżowska 1997, Szmańda 1998,2000, 2004, 2007, Ludwikowska-Kędzia 2000, Kor-dowski 2001, 2003, Andrzejewski & Juśkiewicz 2003,Kaczmarzyk i in. 2008).

Ponadto, w analizie rozmieszczenia wskaźnikówstatystycznych uziarnienia na diagramach zależnościnawiązałem do metody zaproponowanej przez Sly iin. (1983). Metoda ta nie była wcześniej stosowana wbadaniach środowiska sedymentacji aluwiów pozako-rytowych. Posłużyłem się nią w opracowaniu alterna-tywnej interpretacji w stosunku do poglądów Myciel-skiej-Dowgiałło (1980, 1995, 2007), dotyczącychgenetycznej analizy układów rozmieszczenia próbekna diagramie zależności średniej średnicy ziarna i wy-sortowania odnoszącej się do osadów środowiska flu-wialnego. W rozważaniach nad warunkami depozycjipowodziowej na równinach zalewowych nawiązałemtakże do metody analizy trendów sedymentacji (McLaren 1981, Mc Laren & Bowles 1985). Metoda tabyła stosowana w wielu pracach zagranicznych (m.in.:Gao & Collins 1992, Asselman 1999, Le Roux & Ro-jas 2007). Nie jest jednak znana z opracowań polskichautorów. Szersze informacje na temat wymienionychmetod zamieściłem ostatnio w tomie metodycznymLandform Analysis (Szmańda 2010).

Rozpatrując procesy akumulacji aluwiów poza-korytowych w oparciu o analizy uziarnienia nie mo-żna pominąć głosów krytycznych dotyczących stoso-wania różnych metod interpretacji w badaniachmechanizmu procesów sedymentacji. Poglądy te zo-stały opublikowane ostatnio między innymi przezHartmanna i Flemminga (2007) oraz Hartmanna(2007). Wątpliwości budzi przede wszystkim sposóbwyjaśnienia obecności w osadach głównych populacjiziaren mineralnych występujących w przyrodzie, czy-li frakcji żwirowej, piaszczystej i iłowej (Pettijon1957). Ich mieszaninę w osadach różnych środowisk

17

wodnych zaobserwowali między innymi Folk i Ward(1957), Spencer (1963), Ashley (1978) i Flemming(1988). Przyjmuje się, że cechy uziarnienia tychpopulacji kształtowane są przede wszystkim przezróżne mechanizmy wietrzenia skał, a w mniejszymstopniu są determinowane przez procesy sedymenta-cyjne. Chociaż przykładowo, Sun i in. (2002) wiążąpowstawanie frakcji o średnicy modalnej ziarna60 µm i 6,5 µm ze środowiskiem eolicznym, a frakcję0,35–0,4 mm ze środowiskiem rzecznym.

Flemming (2007), powołując się na rezultaty ba-dań Poole’a (1957) oraz Singera i in. (1988) podkre-śla, że analizy wykonywane różnymi metodami dająodmienne wyniki, w efekcie także różny jest kształtkrzywych kumulacyjnych uziarnienia wykreślanychw oparciu o nie. Dlatego też obliczanie wskaźnikówuziarnienia dla osadów bi- i wielomodalnych,będących mieszaniną różnych frakcji, daje fałszywyobraz, na podstawie którego nie można wnioskowaćo procesach mieszania ziaren powszechnie spotyka-nych w przyrodzie. Flemming stwierdza także, że tyl-ko analiza cech każdej z tych frakcji z osobna ma sensw interpretacji procesów zachodzących w różnychśrodowiskach sedymentacji. Mimo, że obserwowaneróżnice w stopniu wysortowania frakcji podstawo-wych mogą zależeć od mechanizmu transportu, tożaden ze stosowanych dotychczas modeli interpreta-cji hydrodynamicznej nie wyjaśnia w pełni udziałuróżnych procesów sedymentacyjnych w kształtowa-niu tej cechy uziarnienia osadów.

Ponieważ część z wymienionych metod interpre-tacji wyników uziarnienia aluwiów nie była opisywa-na w polskich opracowaniach naukowych, a bardziejznane wymagają sprecyzowania i wyjaśnienia, gdyżoparte na nich interpretacje budzą liczne wątpliwo-ści, w dalszej części tego rozdziału omówię założeniainterpretacyjne wszystkich metod, które stosowałemw swoich badaniach.

3.1. Metody estymacji prędkościprogowych

W badaniach środowiska sedymentacji fluwialnejistotne znaczenie ma estymacja prędkości progowych.Prędkości progowe zwane także rangowymi są to pa-rametry, które warunkują uruchomienie (V*) lubunieruchomienie (Vs) ziaren na dnie (Racinowski iin. 2001, Mycielska-Dowgiałło 2007). Z badań Midd-letona (1976) oraz Viarda i Breyera (1979) wynika,że parametry te w przypadku osadów piaszczystychsą zbliżone do siebie. Natomiast doświadczenia Hjul-ströma (1935) i Sundborga (1967) wykazały, że war-tości Vs, przy których ziarna są unieruchamiane nadnie (ang. cessation of movement), są mniejsze odwartości krytycznej prędkości erozyjnej.

Jednym z parametrów przepływu, możliwym dointerpretacji na podstawie cech uziarnienia osadów,

opisującym mechanizm transportu w środowiskurzecznym, jest kompetencja czynnika transportu-jącego. Jako kompetencję tego czynnika w środowi-sku fluwialnym przyjmuję za Roysem (1968) iMycielską-Dowgiałło (2007) minimalną prędkośćprzepływu wody niezbędną do transportu najgrub-szego ziarna w osadzie. Można ją oznaczyć na pod-stawie wartości największego pierwszego percentylaC (Passega 1957, 1964, Mycielska-Dowgiałło 2007).Wartości prędkości kompetencyjnej odczytywałemrzutując wartość średnicy C na linię prędkości erozyj-nej na diagramie Sundborga (1967).W dalszej częścipracy ilekroć zostanie użyty termin prędkość erozyj-na, oznacza to prędkość niezbędną do uruchomienianajgrubszego ziarna w badanym osadzie.

Do estymacji przeciętnych prędkości, przy któ-rych akumulowany był badany osad, używałem for-muł, w których jako zmienną (D) wprowadza sięwartość średniej średnicy ziarna wyrażoną w centy-metrach. Spośród kilku wzorów wybrałem dwa:

v = 160 D0,45 (Miller i in. 1977) (4)

v = 49 D0,381 (Koster 1978) (5)

Swój wybór uzasadniam faktem, że podczas do-konywania wyliczeń prędkości depozycyjnych woparciu o wszystkie znane mi formuły (Szmańda2010) stwierdziłem, że dane uzyskiwane z tych dwóchwzorów były najbardziej zbliżone do wartości pręd-kości, przy których w modelu Sundborga (1967) ziar-na były unieruchamiane na dnie. Warto w tym miej-scu dodać, że wartości uzyskiwane ze wzorówAipołowa (1963) i Costy (1978) dawały znacznie za-wyżone wyniki przekraczające wartości prędkościerozyjnej przepływu wody dla danego osadu wyzna-czane na podstawie wartości pierwszego percentyla.Natomiast wartości ze wzorów O’Connor (1983) iWilliamsa (1983) były niższe niż wartości prędkościopadania ziaren w wodzie. Z tych względów wzoryzaproponowane przez Aipołowa, Costę, O’Connor iWiliamsa uznałem za nieprzydatne dla poprawnejestymacji prędkości przepływu na równinach zalewo-wych. Porównanie wartości prędkości depozycyjnychuzyskiwanych ze wzorów Millera i in. (1977) i Koste-ra (1978) z wartościami prędkości unieruchomieniaziaren na dnie według Sundborga (1967) i wartościa-mi prędkości opadania ziaren według Fergusona iChurcha (2004) zamieściłem na rycinie 7.

Jak wynika z obliczeń uzyskiwanych z podanychwzorów do oznaczania prędkości przepływu, przyktórych odbywa się depozycja aluwiów frakcji grubo-i drobnoziarnistych, wartości te odbiegają od siebiew różnym zakresie. Przykładowo dla osadu grubo-ziarnistego, którego średnia wielkość ziarna w prób-ce wynosi –4 phi (1,6 cm), wartości te wynoszą od 0,6m/s (wg Kostera 1978) do 2 m/s (wg Millera i in.

18

Weryfikacja metod interpretacji warunków hydrodynamicznych i litodynamicznych depozycji

1977). Natomiast dla osadów drobnoklastycznycho średniej średnicy ziarna 8 phi (4 mm) różnice w esty-macji prędkości są dużo mniejsze niż w przypadkufrakcji gruboziarnistych i mieszczą się w zakresie od2,5 cm/s (wg Kostera 1978) do 4,7 cm/s (wg Millerai in. 1977). Ze względu na różnice w uzyskiwanych wy-nikach badania prędkości progowych na podstawiewyników uziarnienia mają charakter szacunkowy.

3.2. Metoda interpretacji reżimuprzepływu rzeki

Metodę interpretacji reżimu przepływu hydrau-licznego opracowali Sly i in. (1983). Ich badania po-legały na analizie rozmieszczenia próbek osadówrzecznych, morskich i jeziornych na diagramach za-leżności wskaźników wyliczanych metodą momen-tów: M1 i M2 (ryc. 8) oraz M3 i M4 (ryc. 9).

Granicę pomiędzy aluwiami górnego i dolnegoustroju przepływu określają wartości M1 równe 2,5 i2,7 phi, czyli 0,15 i 0,18 mm (patrz linie a i b na ryc. 8).Wartość M1 = 2,5 phi została wyznaczona w punkcieskorelowanym z największymi wartościami wskaźni-ka spłaszczenia rozkładu uziarnienia. Natomiastwartość M1 = 2,7 phi odpowiada średniej wielkościfrakcji w strefie, w której Sly i in. (1983) stwierdzilinajwiększe dodatnie i ujemne wartości wskaźnikaasymetrii (ryc. 10). Linia ta nazwana linią podziałuskośności jest linią graniczną pomiędzy dwiema stre-fami frakcjonalnymi (grubo- i drobnoziarnistą), wktórych zaznacza się tendencja stopniowych zmianwartości M3 z dodatniej na ujemną wraz ze zmniej-szaniem się wartości M1 (ryc. 10).

Warto w tym miejscu nadmienić, że wspomnianewartości średniej średnicy ziarna odpowiadającemaksymalnym wartościom kurtozy i linii podziałudwóch trendów skośności znajdują się w strefie śred-nic ziaren, dla których Hjulström (1935) (ryc. 8), apóźniej Sundborg (1956, 1967) określili najmniejszeprędkości erozyjne. Fakt ten dodatkowo uzasadniakryterium podziału na aluwia powstające w górnymustroju przepływu wody, dla których M1>2,5 phi idolnym ustroju przepływu – M1<2,5 phi.

Identyfikacja aluwiów powstających w warunkachgórnego i dolnego reżimu przepływu możliwa jesttakże na podstawie dwóch tendencji, a lub b (ryc. 9),rozkładu próbek na diagramie zależności skośności(M3) i kurtozy (M4). Tendencję oznaczoną jako a –aluwiów powstających w warunkach dolnego ustrojuprzepływu w wyniku sortowania materiału klastycz-nego poprzez selektywną depozycję drobnych ziarenz zawiesiny zauważyłem na diagramie zależności Sk1i KG w osadach dennych Zbiornika Włocławskiego(Gierszewski & Szmańda 2007 a, b) i aluwiach poza-korytowych Dunaju (Szmańda 2009).

3.3. Metody interpretacji procesówsortowania

W uznawanej za klasyczną pracy Folka i Warda(1957) opisano charakterystyczny M-kształtny roz-kład próbek na diagramie Mz do 1. Rozkład ten lubjego fragmenty można prześledzić w wielu pracachdotyczących analiz uziarnienia aluwiów rzecznych(m.in: Antczak 1986, Turkowska 1988, Andrzejewski1991, 1994, Florek 1991, Kalicki 1991, Niedziałkow-

19

Metoda interpretacji reżimu przepływu rzeki

Ryc. 7. Prędkości depozycyjne według różnych autorów i prędkość opadania ziarenFig. 7. Settlement velocities after different authors and fall velocity of grains

ska 1991, 1992, Kalicki i in. 1996, Szmańda 1998,2004, Ludwikowska-Kędzia 2000, Kordowski 2003,Gębica 2004, Kaczmarzyk 2008, Kaczmarzyk i in.2008). Jak już wspomniałem, Folk i Ward opisanyM-kształtny rozkład wyjaśniali zjawiskiem mieszaniasię w środowisku fluwialnym trzech frakcji podsta-wowych powszechnie występujących w przyrodzie:żwirowej, piaszczystej i ilastej. Warto tu nadmienić,że podobny podział na frakcje stosuje się w bada-niach litofacjalnych (por. Zieliński 1995, Miall 1996),z tą różnicą, że frakcja ilasta łączona jest z frakcją py-lastą w jedną drobnoklastyczną (ang. fine-grainedfraction). Granice wielkości frakcji stosowane w ba-daniach litofacjalnych odpowiadają niedoboromfrakcji występujących pomiędzy tymi głównymi po-

pulacjami ziaren (Pettijohn 1957, Tanner 1958, 1964,Spencer 1963).

Stopień wysortowania wymienionych wyżej głów-nych populacji ziaren jest różny. Jak można zauwa-żyć, analizując diagram zależności średniej średnicyziarna i odchylenia standardowego (ryc. 8), najlepszewysortowanie mają osady piaszczyste, o średniejśrednicy ziaren w zakresie wartości 1,7 phi–3 phi. Po-równując ten diagram z diagramem prędkości ero-zyjnych (w dolnej części ryc. 8), można stwierdzić, żestrefa najlepszego wysortowania pokrywa się z roz-miarami ziaren podlegających uruchomieniu przynajmniejszych prędkościach przepływu. Łatwo więcpotwierdzić wpływ warunków hydrodynamicznychna wysortowanie tej frakcji ziaren. Z kolei osady o

20


Ryc. 8. Zależność pomiędzy średnią średnicą ziarna i wysortowaniem na tle interpretacji ustroju i warunków litodynamicz-nych przepływu według Sly i in. (1983); linie tendencji zależne od genezy osadów według Mycielskiej-Dowgiałło (2007)oraz prędkości erozyjnych i sedymentacyjnych według Hjulströma (1935)

Interpretacja hydrodynamiczna środowiska fluwialnego według Sly i in. (1983): a – linia maksymalnych wartości kurtozy, b – linia po-działu skośności, graniczna wartość nakładania się dwóch trendów zmiany skośności z dodatniej na ujemną w warunkach górnego i dol-nego reżimu przepływu, H – górny reżim przepływu, L – dolny reżim przepływu. Układy rozmieszczenia próbek i ich interpretacjagenetyczna według Mycielskiej-Dowgiałło (2007): 1a, b – układ I – linia tendencji pogarszania się wysortowania wraz ze wzrostem śred-niej średnicy ziarna w osadach 1a korytowych, fluwioglacjalnych i eolicznych, a także 1b osadach zawiesinowych wypełnień paleokoryt(wg Ludwikowskiej-Kędzi 2000); 2a, b – układ II – linia tendencji polepszania się wysortowania wraz ze wzrostem średniej średnicy ziar-na w 2a aluwiach pozakorytowych osadach pustynnych-eolicznych i deluwialnych, 2b aluwiach bruku korytowego. Prędkości progowewedług Hjulströma (1935): V* – linia prędkości erozyjnej, Vs – linia prędkości sedymentacyjnej

Fig. 8. Relation between mean grain size and sorting, on the base of flow regime after Sly et al. (1983), tendency lines rela-tive to sediment genesis after Mycielska-Dowgiałło (2007) and shear and settlement velocities after Hjulström (1935)

Hydrodynamic and morphodynamic interpretation of fluvial environment after Sly et al (1983): a – maximum kurtosis value, b – skew-ness divided, H – high energy regime L – low energy regime. Tendencies of samples distribution and their genetic interpretation afterMycielska-Dowgiałło (2007): 1a, b – tendency 1 – line of sorting decreasing along with increasing mean grain size in 1a river channel, flu-vioglacial and eolian deposits, and also 1b suspended filling of paleochannels deposits (after Ludwikowska-Kędzia, 2000); 2a,b – ten-dency 2 – line of sorting increasing along with decreasing mean grain size in overbank deposits, eolian-deserts and deluvial deposits, 2bchannel lag deposits. Thresholds velocities after Hjulströma (1935): V* – shear velocities line, Vs – settlement velocities line

średniej średnicy ziarna odpowiadającej frakcji żwi-rowej znajdują się w strefie wyższych od frakcji piasz-czystej i najbardziej zbliżonych do siebie prędkości:erozyjnej i sedymentacyjnej. Z tego też względu osa-dy zbudowane z frakcji żwirowej są transportowaneprzy większej energii i na krótsze odległości niż alu-wia składające się z ziaren piasku. Jak wynika z opi-sanych wcześniej badań sposobu ich ruchu (rozdział2), ziarna te przemieszczane są głównie trakcyjnie wbezpośrednim kontakcie z dnem lub w saltacji bez-pośrednio nad dnem. Ponieważ transport przydennyodbywa się przy dużej koncentracji rumowiska, wtych warunkach ziarna łatwo ulegają wzajemnym ko-lizjom. W efekcie uzyskują charakterystyczny gładki,owalny i dobrze obtoczony kształt. Ze względu na tecechy nazywa się je otoczakami. Jednak pod wzglę-dem procesów sortowania warunki transportu trak-cyjnego nie sprzyjają dobrej selekcji ziaren. Dlategoosady zbudowane z frakcji żwirowej mają wyższewartości odchylenia standardowego, czyli są słabiejwysortowane niż osady zbudowane z frakcji piaszczy-stych. Gorsze wysortowanie od osadów piaszczystychmają także osady składające się z frakcji drobnokla-stycznej (pyłowej i iłowej). Powodem tego jest ichpowolna sedymentacja determinowana małą pręd-kością opadania ziaren, czego przejawem jest wspo-mniana wcześniej typowa, szczególnie dla frakcji py-łowej, pionowa gradacja ziarna podczas transportufluwialnego.

Osady jednomodalne składające się z jednej zgłównych populacji ziaren są generalnie dobrze wy-sortowane. Znacznie gorszym wysortowaniem odzna-czają się osady bimodalne, które składają się z miesza-niny jednej z dwóch głównych populacji ziaren.Wysortowanie to pogarsza się wraz z równoważeniemudziału w osadzie obu frakcji modalnych (Folk &Ward 1957, Szmańda 2004). Pogarszaniu się wysorto-wania wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicyziarna w osadzie towarzyszy zmiana skośności. W sy-tuacji, w której dominuje frakcja grubsza, jeśli wskaź-niki wyliczane są w jednostkach phi (Krumbein 1934),to rozkład wielkości ziarna osadu ma dodatnią sko-śność. Natomiast w sytuacji, gdy zaczyna przeważaćudział frakcji drobniejszej, rozkład uziarnienia stajesię ujemnie skośny. Jeśli udział obu frakcji jest zbliżo-ny do siebie i jednocześnie wysortowanie słabe, torozkład ziaren w osadzie jest symetryczny. Opisanatendencja zmiany skośności z dodatniej na ujemnąwraz ze zmieszaniem się średniej średnicy ziarna wosadach i towarzyszące temu zjawisku tendencjezmiany wysortowania (ryc. 11) zostały opisane przezMcLarena i Bowlesa (1985). Tendencje zmian wskaź-ników uziarnienia zaobserwowane przez tych autorówwystępuje dwukrotnie w modelu zależności M1 i M2opracowanym przez Sly i in. (1983). Powtarza się onbowiem zarówno w części odpowiadającej osadompowstającym w warunkach górnego, jak i dolnegoustroju przepływu (por. ryc. 8, 10 i 11).

Analizując model McLarena i Bowlesa (ryc. 11),łatwo zauważyć, że zmniejszaniu się średniej średnicyziarna towarzyszą dwa trendy. Początkowo następuje

21

Metody interpretacji procesów sortowania

Ryc. 9. Tendencje rozkładu próbek na diagramie skośno-ści do kurtozy wyliczanych metodą momentów, w relacjido reżimu przepływu i warunków litodynamicznychwedług Sly i in. (1983)

H – górny reżim przepływu, L – dolny reżim przepływu, a –sortowanie przez selektywną depozycję drobnoklastycznychziaren z zawiesiny, b – selektywny transport poprzez resuspen-sję ziaren

Fig. 9. Samples distribution tendency on skweness versuskurtosis diagram (moments method calculated), in rela-tion to flow energy regime and lithodynamic conditionafter Sly et al. (1983)

H – high energy regime, L – low energy regime, a – sorting byselective deposition progressively finer, b – selective transportby produced ability to resuspended particles

Ryc. 10. Zależność pomiędzy średnią średnicą ziarna iskośnością wyliczanych metodą momentów, według Sly iin. (1983), zmienione

H – górny reżim przepływu, L – dolny reżim przepływu, a –graniczna wartość skośności, b – linie trendów zmiany skośno-ści, c – pole rozmieszczenia próbek

Fig. 10. Dependency between mean grain size andskweness calculated by moment method, after Sly et al.(1983), modified

H – high energy regime, L – low energy regime, a – skewnessdivide, b – skewness changes tendency line, c – field if samplesdistribution

pogorszenie się wysortowania, a następnie polepsza-nie się wysortowania. Mycielska-Dowgiałło (1980,1995) w analizie tendencji zmian wysortowania wzglę-dem zmian średniej średnicy ziarna wyróżniła dwiegłówne tendencje, które nazwała układami (ryc. 8):– Układ 1a – trend spadku wysortowania wraz ze

wzrostem średniej średnicy ziarna. Zdaniem au-torki osady, w których występuje ten trend, po-wstają w środowisku o niskiej dynamice, z ob-ciążenia saltacyjnego, w warunkach przewagisortowania przerywanego okresami wzmożonegoprzepływu z depozycją gruboziarnistego mate-riału klastycznego. Układ ten rejestruje wzrostkompetencji środowiska i jest charakterystycznydla korytowych osadów fluwialnych i glacjoflu-wialnych (1a na ryc. 8).

– Układ 2a – trend pogarszania się wysortowaniawraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziar-na. Tworzy się w osadach powodziowych w wa-runkach spadku kompetencji środowiska depozy-cyjnego. Procesy sortowania charakterystyczne sądla grubszej frakcji w osadach bimodalnych, a do-stawa drobniejszego materiału następuje z zawie-siny podczas gwałtownych zmian kompetencjiśrodowiska (2a na ryc. 8).W niedawno opublikowanym opracowaniu My-

cielska-Dowgiałło (2007) dodała, że układ 2a wystę-puje także w osadach bruku korytowego (2b na ryc.8). Nieco wcześniej Ludwikowska-Kędzia (2000),analizując układy aluwiów Belnianki na diagramiezależności Mz i s1, rozszerzyła propozycje Myciel-skiej-Dowgiałło o dodatkowy trend osadów wy-pełnień paleokoryt powstających z zawiesiny (1b naryc. 8).

Opisany układ 2a i dodatkowy układ 1b zaobser-wowałem w aluwiach pozakorytowych Wisły, Drwęcyi Tążyny (Szmańda 1998, 2004). Utożsamiałem gojednak z efektem mieszania się frakcji piaszczystej ipyłowo-iłowej, nawiązując tym samym do poglądówFolka i Warda (1957).

W podsumowaniu powyższych rozważań oraz napodstawie interpretacji rozmieszczenia próbek za-proponowanej przez Sly i in. (1983) i własnych do-świadczeń wynikających z analizy warunków ruchuziaren podczas depozycji aluwiów pozakorytowychTążyny, Drwęcy, Wisły i Dunaju (Szmańda 2004,2007, 2009) proponuję następującą interpretacjętendencji rozkładu próbek na diagramie średniejśrednicy ziarna i wysortowania (ryc. 8):1) Układ 2b – trend pogarszania się wysortowania

wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziar-na aluwiów o wartości Mz powyżej 2 mm. Osadjest deponowany z ziaren transportowanych władunku dennym w tzw. warstwie dennej. Ziarnaprzemieszczają się trakcyjnie lub saltacyjnie.Prędkość przepływu wody, podczas której nastę-puje osadzanie się tych aluwiów, przekracza 25cm/s – estymacja wg wzoru Kostera (1978).

2) Układ 1a – trend polepszania się wysortowaniawraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziar-na od piaszczysto-żwirowych do piaszczystychaluwiów o wartościach Mz w zakresie 2 mm do0,15 mm. Estymowane według wzoru zapropo-nowanego przez Kostera (1978) prędkości depo-zycyjne zmniejszają się od około 25 cm/s (dlanajgorzej wysortowanych osadów bimodalnych)do około 10 cm/s (dla najlepiej wysortowanych,jednorodnych osadów drobnopiaszczystych).Układ ten tworzą próbki aluwiów deponowa-nych w warunkach górnego ustroju przepływu.Przeważa depozycja ziaren z saltacji. Ziarna pia-sku o rozmiarach powyżej 0,1 mm mogą jednakbyć osadzane z zawiesiny gradacyjnej grubej, afrakcje poniżej 0,1 mm z zawiesiny gradacyjnejdrobnej.

3) Układ 2a – trend pogarszania się wysortowaniawraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy zia-ren od piaszczystych do piaszczysto-mułkowychaluwiów o wartości Mz w zakresie od 0,15 mm do0,03 mm. Układ ten jest uznawany za typowy dlaaluwiów pozakorytowych. Akumulacja tych osa-dów odbywa się w warunkach dolnego ustrojuprzepływu. Prędkości depozycyjne mieszczą sięprzeważnie w zakresie 5–10 cm/s. Dominuje de-pozycja frakcji piaszczystych z obciążenia salta-cyjnego lub/i zawiesiny gradacyjnej drobnej.Frakcje pylaste i ilaste opadają głównie z zawiesi-ny jednorodnej, chociaż część ziaren pylastychprzed unieruchomieniem może być przemiesz-czana w zawiesinie gradacyjnej drobnej.

4) Układ 1b – trend polepszania się wysortowaniawraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy zia-ren od mułkowo-piaszczystych do mułkowych imułkowo-ilastych aluwiów o rozmiarach Mz po-niżej 0,03 mm. Próbki osadów wykazujące tentrend stanowią największą populację próbek alu-wiów pozakorytowych. Zdaniem Ludwikow-skiej-Kędzi (2000) reprezentują osady wypeł-

22


Ryc. 11. Relacje zmian wskaźników uziarnienia w proce-sach transportu fluwialnego, według McLarena i Bowle-sa (1985)

Fig. 11. Relations of grain size composition parameterschanges in fluvial transport processes, after McLaren &Bowles (1985)

nień paleokoryt, jednak z moich doświadczeńwynika, że mogą być deponowane także na waleprzykorytowym w fazie ustępowania fali powo-dziowej (Szmańda i in. 2008a, b). Aluwia te po-wstają w środowisku o najniższej energii, w dol-nym ustroju przepływu przy prędkościachponiżej 5 cm/s. W tych warunkach gruboziarni-ste cząstki pylaste deponowane są z saltacji i/lubzawiesiny gradacyjnej drobnej. Ten typ depozy-cji stanowi blisko 80% udziału w ogólnymobciążeniu rzeki. Pozostałe 20% to ziarna ośrednicy poniżej 0,01 mm opadające z zawiesinygradacyjnej drobnej (średnio- i drobnoziarnistepyły) i z zawiesiny jednorodnej (ziarna ilaste).Należy jednak dodać, że czasem w osadach tychstwierdzane są ziarna piaszczyste i żwirowe. Ichudział nie przekracza 2%.

3.4. Interpretacja warunków ruchuziaren przed depozycją osadu

Z opisanych wcześniej warunków transportu ma-teriału klastycznego (rozdział 2) wynika, że w zale-żności od ustroju prądu i związanej z nim prędkościprzepływu poszczególne ziarna mogą być transpor-towane w różny sposób. Ponadto wraz ze zmianąprędkości mogą przechodzić z obciążenia dennegodo zawiesinowego i na odwrót. Charakter transportuziaren mineralnych zależy zatem nie tyle od ich wiel-kości, ile przede wszystkim od warunków przepływu(Hunt 1954, Froehlich 1975, Teisseyre 1984, 1988,1991, Baker i in. 1988, Haschenburger & Church1998). Na tej podstawie Teisseyre (1991) stwierdza,że wszelkie sposoby klasyfikowania obciążenia rzekina podstawie średnicy ziaren są błędne.

W aluwiach zarejestrowane są natomiast warunkiruchu ziaren, jakie były w momencie ich depozycji inie zawsze mogą odpowiadać przypisanemu dla da-nej wielkości ziarna rodzajowi ruchu w czasie trans-portu w środowisku wodnym. Z obserwacji Teissey-re’a (1988b) i Wyżgi (1998) wynika bowiem, żeziarna piaszczyste transportowane w saltacji tużprzed depozycją były toczone lub wleczone po dnie.Natomiast Rees (1966) sugeruje, że w określonychwarunkach ziarna pylaste predysponowane do trans-portu w zawiesinie mogły tuż przed ich unierucho-mieniem na dnie podlegać saltacji.

Do określenia warunków ruchu ziaren tuż przeddepozycją aluwiów pozakorytowych posłużyłem siętrzema metodami: (1) metodą Passegi (1957, 1964) i(2) metodą Passegi i Byramjee (1969), które pole-gają na analizie rozmieszczenia próbek osadów nadiagramie zależności pierwszego percentyla i media-ny oraz (3) metodą analizy kształtu krzywych kumu-lacyjnych uziarnienia opracowaną przez Mossa(1962, 1962) i Vishera (1969), zmodyfikowaną przezViarda i Breyera (1979).

3.4.1. Analiza rozmieszczenia próbekna diagramie C/M

Metoda oceny warunków akumulacji aluwiówuwzględniająca interpretację sposobu ruchu mate-riału klastycznego podczas depozycji na diagramiezależności pierwszego percentyla (C) i mediany (M),została opracowana przez Passegę (1957) w oparciuo badania ponad 10 000 próbek różnowiekowychosadów, reprezentujących różne środowiska sedy-mentacyjne na obszarze Europy i Ameryki Północ-nej, w tym współczesne osady rzeki Missisipi.Uwzględnione w interpretacji wskaźniki odzwiercie-dlają dwa istotne parametry hydrodynamiczne wa-runków ruchu rumowiska (Royse 1968). Wartośćpierwszego percentyla (C) jest utożsamiana z kom-petencją ośrodka transportowego. Natomiast war-tość mediany (M) stanowi statystyczną uśrednionącharakterystykę całkowitego zakresu ziaren podle-gających transportowi w danym środowisku sedy-mentacyjnym.

Passega (1957) na diagramie C/M wykreślił kilkapól depozycji (ryc. 12):1) S-kształtne pole sedymentacji aluwiów rzecznych

(oznaczone punktami załamania N-O-P-Q-R-S);2) owalne pole osadów pelagicznych (T);3) dwa podłużne pola osadów powstających przy

udziale prądów zawiesinowych (Tc – ang. turbidi-ty currents);

4) pole osadów plażowych (B – ang. beach deposits).

23

Interpretacja warunków ruchu ziaren przed depozycją osadu

Ryc. 12. Pola różnych typów transportu ziaren na diagra-mie C/M według Passegi (1957, 1964), uzupełnione okryteria oznaczania punktów załamania segmentów poladepozycji środowiska rzecznego Cr, Cs i Cu, objaśnieniasymboli w tekście

Fig. 12. Fields of different grain transport types on CM di-agram after Passega (1957, 1964), supplemented by cri-teria of delimitation Cr, Cs, Cu inflection points,interpretation of symbols in text

Pole osadów rzecznych Passega (1957, 1964) po-dzielił na segmenty. Dwa z nich reprezentują osadydeponowane w przewadze z ładunku dennego: N-O– toczenie, O-P – toczenie z udziałem zawiesiny. Wpozostałych trzech lokują się osady deponowane zładunku zawieszonego: P-Q – zawiesina gradacyjna zudziałem toczonych ziaren, Q-R – zawiesina grada-cyjna i R-S – zawiesina jednorodna.

W tym miejscu należy podkreślić, że pole Q-R maprzebieg równoległy do pól prądów zawiesinowych(Tc) oraz do linii C=M. Taki przebieg wskazuje najednoczesną proporcjonalnie w tym samym zakresiezmianę wartości pierwszego percentyla i mediany wpróbkach lokujących się w tych polach. Zupełnie innyprzebieg ma natomiast pole R-S – zawiesiny jedno-rodnej, które może zmieniać długość jedynie w zakre-sie wartości mediany, jak zaznaczono strzałkami narycinie 12. Względnie stałe w polu zawiesiny jedno-rodnej są za to wartości pierwszego percentyla(C=Cu). Taki przebieg pola R-S oznacza, że istniejeprogowa wartość rozmiaru najgrubszego ziarna trans-portowanego w zawiesinie jednorodnej, zaś jej składmoże być różny pod względem wielkości ziaren, któresą selektywnie deponowane wraz ze zmniejszaniemsię prędkości przepływu. Przebieg równoległy do seg-mentu R-S ma także segment O-P – toczenie zudziałem zawiesiny. W tym przypadku wartością pro-gową jest rozmiar najdrobniejszego ziarna, któretransportowane jest trakcyjnie. Zaś w zależności odzmniejszania się prędkości przepływu średnia średni-ca ziaren w osadzie zmniejsza się, ponieważ wraz z de-ponowanymi trakcyjnie ziarnami unieruchamiane sąziarna transportowane częściowo w zawiesinie.

Warte zanotowania jest także to, że Passega niesprecyzował wzajemnych relacji udziału materiałutransportowanego przez toczenie do materiału trans-portowanego w zawiesinie. Ponadto w późniejszejwspółautorskiej pracy z Byramjee (Passega & Byram-jee 1969) segmenty O-P-Q pola akumulacji rzecznejdefiniowane są w sposób jeszcze bardziej ogólny: O-P– toczenie i zawiesina, P-Q – zawiesina i toczenie.

Próbki osadów lokujących się w segmentachP-Q-R można interpretować jako osady powstającew warunkach transportu, w których obserwuje sięwyraźne zróżnicowanie wielkości zawieszonych zia-ren w pionie.

Do wyznaczenia położenia S-kształtnego pola se-dymentacji rzecznej służą następujące wartościpierwszego percentyla, które odpowiadają granicz-nym rodzajom ruchu ziaren:1) wartość Cr, odpowiadająca punktowi P i ozna-

czająca minimalną średnicę ziarna przemieszcza-nego przez toczenie lub wleczenie po dnie;

2) wartość Cs skorelowana z punktem Q, która od-powiada największemu wymiarowi ziarna trans-portowanego w zawiesinie,

3) wartość Cu równoznaczna z punktami R i/lub S,na podstawie których oznacza się maksymalny

wymiar ziaren transportowanych w zawiesiniejednorodnej.Wymienione wartości graniczne pierwszego per-

centyla, a co za tym idzie – odpowiadające im takżepunkty załamania S-kształtnego wzorca – P, Q i R, wprzypadku próbek pobranych z różnych środowisksedymentacyjnych mogą zmieniać się (jak zaznaczo-no strzałkami na ryc. 12) w zależności od prędkościprzepływu i związanej z tym siły nośnej warunkującejokreślony ruch ziarna.

Jak łatwo zauważyć, posługując się zapropono-waną przez Passegę interpretacją warunków trans-portu materiału klastycznego na podstawie roz-mieszczenia próbek w S-kształtnym polu sedymenta-cji rzecznej na diagramie C/M, nie można jedno-znacznie wyróżnić materiału osadzającego się z sal-tacji. Jedynie w artykule z 1957 r. Passega przyjmuje,że saltacja może być ekwiwalentem zawiesiny grada-cyjnej i toczenia, czyli próbek osadów lokujących sięw polu P-Q. Zapewne dlatego Racinowski i in.(2001) interpretują segmenty P-Q-R jako pola osa-dów deponowanych z rumowiska transportowanegow sposób frakcjonalny, przyjmując, że część ziarenprzemieszczana jest w nim saltacyjne. Także Arna-ud-Fassetta (2003) interpretuje segment Q-R jakoosady powstające przy udziale mieszanego transpor-tu w saltacji i w zawiesinie gradacyjnej. Ponadto Ra-mamohanarao i in. (2003) segment O-P określająjako osady deponowane z toczenia i zawiesiny den-nej, którą w mojej opinii można uznać za rodzaj sal-tacji. Natomiast Mycielska-Dowgiałło (1995, 2007)próbki lokujące się w segmencie O-P interpretujejako „toczenie i saltacja”, w segmencie P-Q – „salta-cja i toczenie”, a w segmencie Q-R – „saltacja”.

Jeżeli Passega w zaproponowanej przez siebie wpracy z 1964 r. interpretacji rozmieszczenia próbekna diagramie C/M nie wspomina o saltacji, to po-wstaje pytanie, czy autorzy opracowań powołującychsię na ten artykuł słusznie uwzględniają ten rodzajruchu ziaren w swoich propozycjach analizy rozkładupróbek na tym diagramie C/M? Odpowiedź na to py-tanie można upatrywać w kilku spostrzeżeniach Pas-segii (1964). W oparciu o wyniki badań uziarnieniaaluwiów rzeki Missisipi stwierdza on, że ziarna grub-sze od Cs były transportowane przez toczenie, czylideponowane z ładunku dennego rzeki. Dodaje tak-że, że ziarna mieszczące się w zakresie pomiędzy Cs iCr są zbyt duże, aby mogły być transportowane w za-wiesinie gradacyjnej i zbyt małe, aby podlegaćwyłącznie toczeniu po dnie. Ponadto stwierdza, żerozpiętość przedziału ziaren pomiędzy wartościamiCs i Cr wskazuje, że są to dwa niezależne rodzajetransportu. Na tej podstawie można przypuszczać, żeziarna, których średnice mieszczą się w zakresie po-między tymi wartościami, były transportowane wsposób pośredni, czyli saltacyjnie, lub w zawiesiniechwilowej. Potwierdzają to również moje wnioski zbadań porównawczych wyników interpretacji warun-

24


ków sedymentacji aluwiów pozakorytowych Wisły(Szmańda 2007).

Metoda Passegi (1957, 1964) analizy sposobu ru-chu ziaren na podstawie rozmieszczenia próbek nadiagramie zależności C/M była wielokrotnie używa-na do analizy warunków sedymentacyjnych środowi-ska rzecznego. Przykładem jednego z pierwszych za-stosowań jest praca Bulla (1962), w której analizujeon warunki depozycji osadów stożków aluwialnychzachodniej części regionu Fresco w Kalifornii. Osadystożków na diagramie C/M lokowały się w nastę-pujących segmentach: P-Q – aluwia deponowane wnurcie koryt, Q-R – aluwia koryt roztokowych, Tc –osady spływu błotnego. Kolejnym ważnym opraco-waniem jest artykuł Royse’a (1968) zawierający ana-lizę osadów rzeki Tounge w Dakocie Północnej.Osady tej rzeki zostały podzielone na 4 grupy: (1)transportowane w ładunku dennym osady żwiro-wo-piaszczysto-mułkowe (segment O-P-Q), (2) pia-ski i mułki deponowane z zawiesiny gradacyjnej i jed-norodnej (segment Q-R-S), (3) mułki i mułki ilastedeponowane z zawiesiny jednorodnej (segment R-S)oraz (4) mułki ilaste i iły mułkowe deponowane z za-wiesiny pelagicznej (segment T). Na uwagę zasługujeartykuł Peiry’ego (1988), w którym przeanalizowałon rozmieszczenie na diagramie C/M aluwiów Roda-nu reprezentujących pięć fragmentów systemu flu-wialnego wzdłuż biegu tej rzeki. Fragmenty te różniąsię układem koryta. W każdym z nich autor wyodręb-nił zestaw segmentów, który jest charakterystycznydla danego typu układu koryta: (1) segmentyN-O-P-Q – układ koryt roztokowych na sandrachprzed czołem lodowca, (2) P-Q-R – układ potokugórskiego, (3) P-Q-P-S – układ rzeki roztokowej, (4)Q-R-S – układ rzeki meandrującej, (5) R-S – równi-na deltowa. Peiry podkreśla, że dużym zmianom ule-gają wartości Cs i Cu, a wartości Cr są stosunkowostabilne i nieznacznie odbiegają od 0 phi (1 mm). Po-twierdzają to m.in. wyniki badań Kanieckiego(1976), Bruneton i in. (2001), czy także moje własne(Szmańda 2002, 2007). W tym miejscu warto teżwspomnieć o pracy Arnauda-Fassetty (2003), któryanalizując różnowiekowe aluwia Rodanu, wyróżniadwa niezależne i przesunięte względem siebie zesta-wy segmentów Q-R-S. Pierwszy wyznaczył na pod-stawie aluwiów paleokoryt pochodzących z okresumałej epoki lodowej (XVII–XVIII w.), w którychCu 0,4 mm, drugi zestaw stanowią współczesne alu-wia Rodanu, dla których Cu 0,6 mm. Wyniki te po-twierdzają postępujące zjawisko grubienia frakcjialuwiów pozakorytowych związanych z antropoge-nicznym wzrostem erozji gleb w zlewniach rzek.Przyjętej przez Peiry’ego regule stabilnej wartości Cprzeczą jednak rezultaty badań m.in. Passegi i Byra-mjee (1969), Ludwikowskiej-Kędzi (2000), Rama-mohanarao i in. (2003) czy Warownej (2003). Wyni-ka z nich, że wartość Cr może być przesuniętaznacznie w kierunku większych średnic ziaren.

Niektórzy autorzy prac dotyczących interpretacjiwarunków sedymentacji aluwiów rzecznych nie wy-kreślali pola S-kształtnego (Simm & Walling 1998,Astrade & Bravard 1999, Singh i in. 2007), czasemtylko na tle wyznaczonego przez Passegę (1964)wzorca prezentowali rozmieszczenie badanych przezsiebie osadów (m.in. Teisseyre 1988b, Andrzejewski1994). Wynikać to mogło między innymi z braku mo-żliwości wykreślenia S-kształtnego pola na diagramiezależności C/M. W takim przypadku w analizie wa-runków ruchu ziaren przydatna jest metoda zapro-ponowana przez Passegę i Byramjee (1969). Podsta-wę jej opracowania stanowiły następujące wnioskitych autorów z obserwacji dotyczących warunków ru-chu ziaren:1) Aluwia są deponowane przy różnym udziale pod-

stawowych dwóch typów ruchu ziaren toczenia izawiesiny.

2) Osady, których wartość C jest większa niż 1 mm,są deponowane głównie z transportu przez tocze-nie.

3) Najgrubsze ziarna osadów deponowane z zawie-siny jednorodnej nie mają średnicy większej niżC=0,25 mm, a ich średnia średnica (M) jest rzad-ko większa niż 0,1 mm.Model Passegi i Byramjee (1969) polega na po-

dzieleniu diagramu zależności C/M na 9 pól (ryc. 12).Główne linie graniczne stanowią wartości C = 0 phi(1 mm), M = 2,3 phi (0,2 mm), M = 3,3 phi (0,1 mm)i M = 6 phi (0,015 mm). Sektor diagramu C/M, wktórym występują najgrubsze ziarna o średnicy po-wyżej 1 mm, jest reprezentatywny dla osadów po-wstających przy udziale ziaren toczonych po dnie(trakcji), z niewielkim udziałem zawiesiny. W zależ-ności od średnicy ziaren transportowanych w zawie-sinie został on podzielony na cztery pola I, II, III, IX.Poniżej linii C o wartości 1 mm wyznaczono sektorosadów powstających przy dominującym udziale zia-ren transportowanych w zawiesinie, przy niewielkim(mniejszym niż 1%) udziale ziaren drobniejszych od1 mm transportowanych trakcyjnie. W sektorze tymwyznaczono 5 pól: IV – zawiesiny gradacyjnej trans-portowanej w warunkach dużej turbulencji, V – za-wiesiny gradacyjnej transportowanej w warunkachumiarkowanej turbulencji, VI – zawiesiny gradacyj-nej transportowanej w warunkach niskiej turbulen-cji, VII – zawiesiny jednorodnej i VIII – drobnoziar-nistej zawiesiny jednorodnej typu pelagicznego.Granicę zawiesiny jednorodnej i gradacyjnej stanowiwartość C=0,2 mm.

Opisana wyżej metoda interpretacji rozmieszcze-nia próbek na diagramie C/M może być wykorzysty-wana w przypadku, gdy są one rozrzucone bezładnie,nie tworząc jednolitej „chmury” i w związku z tym niemożna wykreślić żadnego z segmentów S-kształtne-go pola.

Należy w tym miejscu podkreślić, że metoda Pas-segi i Byramjee nie uwzględnia różnych warunków

25


transportu, w jakich mogą znajdować się ziarna w za-leżności od zmian warunków przepływu, a przypisujeokreślonym rodzajom ziaren tylko jeden sposób ru-chu. Z tego powodu, nawiązując do poglądów m.in.Teisseyre’a (1991), powinno się ją uznać za błędną. Wmojej opinii za jej pomocą można w sposób ogólnyokreślać predyspozycje osadu do transportu w okre-ślonym rodzaju ładunku, a nie konkretny rodzaj ruchuziaren przed ich unieruchomieniem, co wykazałem wjednym ze swoich opracowań (Szmańda 2007).

3.4.2. Analiza kształtu krzywychkumulacyjnych uziarnienia

Za prekursora interpretacji hydrodynamicznejkrzywych kumulacyjnych uziarnienia pod względemsposobu transportu osadu można uznać Doeglasa(1946). Stwierdził on, że uziarnienie jest mieszaninądwóch lub więcej populacji ziaren, które powstają wróżnych warunkach transportu. Pierwszym nato-miast badaczem który zasugerował, że populacje tepowstają w efekcie trzech różnych rodzajów trans-portu, czyli (1) przez toczenie i wleczenie po dnie(ang. suface creep), (2) saltację i (3) w zawieszeniu,był Inman (1949). Te trzy mechanizmy ruchu ziarenw środowisku fluwialnym zostały szerzej opisanem.in. przez Bagnolda (1956). Kolejnym ważnym kro-kiem w analizie przebiegu krzywych kumulacyjnychuziarnienia było zastosowanie przez Sindowskiego(1958) skali prawdopodobieństwa na osi procentówskumulowanych. Analizując krzywe kumulacyjnewyróżnił on siedem typów osadów: (1) reliktowy, (2)plażowy, (3) równi pływowych, (4) szelfów, (5) zatokpływowych, (6) koryt pływowych i (7) rzecznych. Sin-dowski nie prowadził jednak badań mechanizmu ichtransportu. Dopiero Moss (1962, 1963) zapropono-wał interpretację przebiegu krzywych kumulacyjnychuziarnienia pod kątem analizy odcinków prostych,które odpowiadają populacjom ziaren cechującychsię normalnym rozkładem wielkości i punktówzałamania: CT i FT, rozdzielających trzy populacjeziaren (ryc. 13):1) populację A – ziaren transportowanych saltacyj-

nie,2) populację B – ziaren transportowanych w zawiesi-

nie,3) populację C – ziaren transportowanych trakcyj-

nie.Na poprawność wyznaczenia wymienionych trzech

rodzajów ruchu ziaren na podstawie kształtu krzywejkumulacyjnej uziarnienia w skali prawdopodobie-ństwa w osadach bimodalnych wskazał Tanner(1964). Stwierdza on, że wykres mieszaniny dwóch po-pulacji ziaren różniących się frakcjonalnie na krzy-wych kumulacyjnych uziarnienia w skali prawdopodo-bieństwa ma przebieg w postaci trzech linii prostych.

Propozycję Mossa w interpretacji osadów rzecz-nych z Oklahomy wykorzystał Visher (1965). Bar-

dziej znane od tego artykułu jest jednak opracowanieVishera (1969), w którym za pomocą krzywych ku-

26


Ryc. 13. Schemat zależności pomiędzy uziarnieniem ma-teriału dennego a uziarnieniem ładunku wleczonego izawieszonego w transporcie fluwialnym (za Eschnerem iKichnerem 1984, zmienione)

1 – populacja trakcyjna (objaśnienia w tekście), 2 – populacjatrakcyjna (objaśnienia w tekście), 3 – populacja saltacyjna(objaśnienia w tekście), 4 – populacja chwilowej zawiesiny(objaśnienia w tekście), 5 – B populacja zawiesinowa; a – sche-mat łamanej kumulacyjnej uziarnienia materiału dennego zzaznaczonymi typami ładunku rzeki według rodzajów trans-portu za Mossem (1962, 1963), Visherem (1969) oraz Viar-dem i Breyerem (1979), b – krzywe częstości ładunku dennegoi zawieszonego, CT – punkt załamania interpretowany jakogranica pomiędzy ziarnami deponowanymi z trakcji i saltacji(Visher 1969), FT – punkt załamania interpretowany jakogranica pomiędzy ziarnami deponowanymi z saltacji i zawiesi-ny (Visher 1969), CO – punkt załamania w miejscu nakłada-nia się dwóch subpopulacji grubszych ziaren według Viarda iBreyera (1979), ST – punkt załamania interpretowany jakogranica pomiędzy saltacją przydenną i chwilowym zawiesze-niem (objaśnienia w tekście), V* Vs – zakres wielkości ziarenpomiędzy punktami załamania CO i CT, na podstawie któ-rych interpretowane są prędkości ścinające i sedymentacyjnewedług Middletona (1976) oraz Viarda i Breyera (1979)

Fig. 13. Scheme of relations between grain size composi-tion of bed material and grain size composition of bedand suspended loads in fluvial transport (after Eschner& Kichner 1984, modified)

1 – traction population (explanation in text), 2 – traction po-pulation (explanation in text), 3 – saltation population (expla-nation in text), 4 – intermitted suspension (explanation intext), 5 – B suspension population, a – scheme of grain sizecomposition cumulative curve of bed material with tagged ofriver load types depended on class of grain transport afterMoss (1962, 1963), Visher (1969) and Viard & Breyer (1979),b – bed load and suspended load frequency curves, CT – Coar-se Truncation point (Visher 1969), FT – Fine Truncation po-int (Visher 1969), CO – Coarse Overlapping point (Viard &Breyer 1979), ST = Saltation Truncation point (explanationin text), V* Vs – shear and settlement velocities after Middle-ton (1976) and Viard & Breyer (1979)

mulacyjnych przeanalizował on udział materiału de-ponowanego z ładunku trakcyjnego, saltacyjnego izawiesinowego, w dziesięciu środowiskach sedymen-tacyjnych, w tym aluwiów rzecznym i odrębnie osa-dów wałów przykorytowych. Natomiast Lecuanda(1993) wykorzystał dane Vishera do wyznaczenia pólna trójkątach ilustrujących udział populacji trzechrodzajów ruchu ziaren, które mogą być pomocne dointerpretacji genetycznej środowisk sedymentacyj-nych.

Artykuł Vishera z 1969 r. oprócz danych doty-czących warunków ruchu ziaren podczas depozycjiwymienionych wcześniej środowisk sedymentacyj-nych zawiera jeszcze jedną, istotną z punktu widze-nia analizy kształtu krzywych kumulacyjnych uziar-nienia informację. Na schematycznym wykresie,obrazującym interpretację dynamiki transportu osa-dów na krzywej kumulacyjnej uziarnienia (Visher1969, s. 1079), autor ten wyznaczył dodatkowy punktzałamania, który określa jako swash and back swashseparation (ang.).

Punkt ten znajduje się pomiędzy dwiema sub-populacjami ziaren transportowanych saltacyjnie(odcinki 3 i 4 na ryc. 13), które różnią się nieznaczniewysortowaniem. Ze względu na fakt, że na podstawiezałamania się krzywej kumulacyjnej w tym punkciewydzielane są dwie subpopulacje ziaren deponowa-nych z saltacji oznaczałem go jako ST (ang. saltationtruncation point). Zdaniem Vishera powstają one wefekcie ruchu ziaren determinowanym nieco innymiwarunkami transportu saltacyjnego. Odcinek krzy-wej o mniejszym nachyleniu do osi wielkości ziaren(subpopulacja A1) może odpowiadać saltacji w prze-słonie trakcyjnej, czyli krótkim przeskokom saltacyj-nym. Natomiast odcinek krzywej o bardziej stromymniż poprzedni nachyleniu do osi wielkości ziaren (su-bpopulacja A2) tworzą cząstki drobniejsze od subpo-polacji A1 transportowane w chwilowym zawieszeniu.

Ważne wnioski dotyczące interpretacji warunkówruchu ziaren podczas depozycji aluwiów na podsta-wie analizy kształtu krzywych kumulacyjnych uziar-nienia, interpretacji diagramu C/M i analizy frek-wencji głównych frakcji aluwiów Girondy wyciągnęliAllen i in. (1972). Wyznaczyli 3 grupy frakcji (ryc.14): (1) gruboziarniste piaski, o średnicy ziarna >0,6phi – składowa I, (2) średnioziarniste piaski – 0,6–3,0phi – składowa III, (3) drobnoziarniste piaski, mułki iiły, o średnicy <3,0 phi – składowa II. W oparciu oanalizę kształtu krzywych kumulacyjnych wyróżnilitakże trzy populacje ziaren: (1) C (trakcyjną) – zia-ren o średnicy w zakresie 0,6–1,3 phi, (2) A (salta-cyjną) – 1,3–3,0 phi, (3) B (zawiesinową) – ziarnadrobniejsze od 3 phi. Ponadto, dokonując analizyrozmieszczenia próbek osadów na diagramie C/M,stwierdzili, że 5–20% udziału ziaren o średnicy >0,6phi (składowej I) mieści się w segmencie O-P (tocze-nie z udziałem zawiesiny lub toczenie i saltacja), awięcej niż 20% tej grupy w segmencie N-O (trakcja).

W rezultacie przeprowadzonych badań zapropo-nowali oni podział frakcyjny aluwiów na cztery grupypodlegające depozycji z czterech rodzajów ruchu: (1)trakcyjnego – ziarna o średnicy większej niż 0,6 phi,(2) saltacyjnego – od 0,6 phi do 2 phi, (3) zawiesinygradacyjnej – od 2 phi do 3 phi, (4) zawiesiny jedno-rodnej – ziarna drobniejsze niż 3 phi (ryc. 14).

Badania Allena i in. (1972) potwierdzają istnieniew środowisku fluwialnym dwóch subpopulacji ziarenzaliczanych do populacji saltacyjnej (Visher 1969).Wskazują jednak, że (subpopulację od 2 phi do 3 phi)można interpretować jako depozycję z zawiesiny gra-dacyjnej, a nie tylko i wyłącznie z chwilowego unosze-nia.

Nowy wątek w interpretacji przebiegu krzywychkumulacyjnych uziarnienia wprowadził Middleton(1976). Autor badał aluwia piaszczyste rzeki RioGrande oraz wykonywał eksperymenty przy użyciusztucznego kanału przepływowego. W ich rezultacieprzede wszystkim potwierdził, że punkt załamania CTpomiędzy dwoma najgrubszymi frakcjami odpowiadapodziałowi na ziarna transportowane w ładunku trak-cyjnym i saltacyjnym. Transport saltacyjny określił ja-ko ruch ziaren w chwilowym zawieszeniu. Co najważ-niejsze, dodał, że wartość średnicy ziaren w punkcieCT odpowiada wielkości ziarna, w oparciu o którąmożna w przybliżeniu estymować prędkości ścinające(V*). Zasugerował także, że oznaczane w ten sposóbprędkości ścinające są zbliżone lub nieznacznie wyż-sze od prędkości depozycyjnych (Vs). Zależność tęmożna określić następującymi formułami: Vs/V* 1lub V* Vs, jak zaznaczyłem na rycinie 13.

Wspomniany wątek estymacji prędkości progo-wych na podstawie analizy załamania krzywej kumu-lacyjnej uziarnienia w oparciu o badania aluwiów

27


Ryc. 14. Interpretacja typów obciążenia rzeki na tle grupfrakcji I, II i III wyróżnionych metodą analizy czynniko-wej według Allena i in. (1972)

Fig. 14. Interpretation of types of river load on base onmean fraction I, II, III distinguished by mean factoranalysis, after Allen et al. (1972)

rzeki Platte kontynuowali Viard i Breyer (1979).Przede wszystkim w przebiegu odcinka populacji C(trakcyjnej) wyznaczyli jeszcze jeden dodatkowypunkt, oznaczony na rycinie 14 jako CO. Punkt tenoddziela dwie subpopulacje ziaren gruboziarnistych(C1 i C2, odcinki 1 i 2 na ryc. 13), które tworzą prosteodcinki na łamanej kumulacyjnej. Porównali oni tak-że wyniki estymacji prędkości ścinających na podsta-wie punktu CT, CO i wartości C (pierwszego percen-tyla). Na tej podstawie stwierdzili, że średnica ziarnaoznaczona w punkcie załamania CT może służyć doszacowania średniej prędkości ścinającej dla całejbadanej próbki, natomiast w punkcie CO maksymal-nej prędkości ścinającej.

Ze względu na omawianą w tej pracy problematy-kę interpretacji litodynamicznej ruchu ziaren, wyja-śnienia wymaga różny w badaniach hydrologicznych isedymentologicznych sposób kwalifikacji transportusaltacyjnego w kontekście ładunku dennego i zawie-szonego. Wspominałem już, że według Einsteina(1950) ładunek denny rzeki stanowi materiał kla-styczny przemieszczany w warstwie lepkiej poprzeztrakcję i krótkie przeskoki saltacyjne do wysokościodpowiadającej od dwu do trzech średnich średnicziarna budującego dno. Natomiast ładunkiem zawie-szonym jest materiał transportowany powyżej war-stwy lepkiej (w warstwie zewnętrznej). Według defi-nicji podanej przez Einsteina, część ziarentransportowanych w saltacji, czyli przez krótkie prze-skoki w zawieszeniu, zaliczana jest do ładunku den-nego, a część przemieszczanych jako przerywaneunoszenie zaliczana jest do ładunku zawieszonego.Podobnie do Einsteina różnice pomiędzy materia-łem transportowanym w ładunku dennym i zawieszo-nym określa Sundborg (1956).

Problem interpretacyjny dotyczący sposobu zali-czenia materiału transportowanego w saltacji do ła-dunku dennego lub zawieszonego pojawia się pod-czas analizy kształtu krzywych kumulacyjnych uziar-nienia. W analizach tych populacja ziaren interpre-towanych jako ziarna transportowane saltacyjnie

(Moss 1962, 1963, Visher 1965, 1969), czy też ta samapopulacja określana przez Middletona (1976) orazViarda i Breyera (1979) jako chwilowe unoszenie,według Sengupty i in. (1977) zaliczana jest do ładun-ku dennego. Eschner i Kichner (1984) na podstawiebadań aluwiów rzeki Platte (ryc. 13) wykazali jednak,że frakcja piaszczysta o rozmiarach 1–0,1 mm, za-kwalifikowana na podstawie kształtu krzywych ku-mulacyjnych jako chwilowe unoszenie, przemiesz-czana jest zarówno w ładunku dennym, jak i władunku zawieszonym. Wraz ze wzrostem średnicyziaren piasku populacji saltacyjnej spada udział zia-ren grubszych transportowanych w ładunku dennymna korzyść ziaren drobniejszych przemieszczanych władunku zawieszonym (ryc. 13). Warto dodać, że ta-kże z badań Ghosha i in. (1981) wynika, iż zarówno wwarstwie przydennej, czyli w ładunku dennym, jak i władunku zawieszonym saltacyjnie transportowane sąziarna piasku o rozmiarach od 1,5 phi (0,35 mm) do 4phi (0,0625 mm).

Z powyższych rozważań wynika, że na podstawieanalizy kształtu krzywych kumulacyjnych uziarnienianie można jednoznacznie wnioskować o rozmiarach iudziale materiału klastycznego transportowanego władunku dennym i zawieszonym. Można natomiastokreślić udział i wielkości ziaren ładunku trakcyjne-go, saltacyjnego i zawiesiny jednorodnej (ryc. 13), zktórych następowała depozycja osadu.

W podsumowaniu przeglądu możliwości inter-pretacji ruchu ziaren za pomocą analizy kształtukrzywych kumulacyjnych uziarnienia należy wspo-mnieć o wydzieleniu przez Mycielską-Dowgiałło(2007) dwóch podstawowych grup krzywych kumula-cyjnych w skali prawdopodobieństwa różniących siękątem nachylenia linii populacji saltacyjnej. Krzyweo stromym nachyleniu (w zakresie 45–80°) autorkautożsamia z aluwiami korytowymi rzek meandru-jących i anastomozujących o płaskim nachyleniu(10–45°) z aluwiami pozakorytowymi oraz aluwiamikorytowymi rzek roztokowych.

28


4. Obszar i zakres badań

Zaprezentowane w poprzednim rozdziale meto-dy interpretacyjne mają zastosowanie przede wszyst-kim w badaniach środowiska fluwialnego. Aby ich re-zultaty miały charakter uniwersalny, należało zebraćodpowiednio dużą liczbę danych reprezentującychaluwia pozakorytowe powstałe w różnych warunkachsedymentacyjnych. Zgromadzone przeze mnie danepochodzą z równin zalewowych różnej wielkości, pia-sko- i żwirodennych rzek jedno- i wielokorytowych.Próbki aluwiów pochodzą z różnego rodzaju formpowstających na równinie zalewowej: wałów przyko-rytowych, stożków krewasowych, wypełnień obniżeńpomiędzy wałami przykorytowymi, smug i wstęgpiaszczystych, płaskich powierzchni równi zalewo-wych, wypełnień basenów powodziowych i korytprzelewowych (krewa) oraz koryt rozprowadza-jących, a także starorzeczy. Próbki pobierałem też zezróżnicowanych litologicznie, niewielkich rozmia-rów pokryw aluwialnych (do kilku m2), którychmiąższość osiągała maksymalnie 10 cm. Miejscempoboru były zarówno powierzchnie równin zalewo-wych, jak i odsłonięcia oraz rdzenie wierceń i sondo-wań ręcznych osiągających strop aluwiów koryto-wych. Zinterpretowałem łącznie wyniki analizuziarnienia 2629 próbek aluwiów pozakorytowych zrównin zalewowych Drwęcy, Dunaju, Tążyny, Wisły iZłotnej (ryc. 15). Dane uziarnienia reprezentowałyaluwia współcześnie deponowane, w tym pobranetuż po powodzi (na Dunaju w 2007 r. i na Wiśle w2010 r.) oraz aluwia starsze akumulowane w różnychokresach od początku holocenu.

Wybrane odcinki wymienionych rzek reprezen-tują cztery typy systemów rzecznych o różnym rozwi-nięciu koryta i budowie dna: (1) piaskodenną rzekęmeandrującą, (2) żwirodenną rzekę meandrującą,

(3) piaskodenną rzekę wielokorytową – rozgałęzioną(ang. anabranched) i (4) żwirodenną rzekę wieloko-rytową – rozgałęzioną. Aluwia pozakorytowe mean-drującej rzeki piaskodennej badałem w dolinie Tąży-ny i Drwęcy, natomiast meandrującej rzeki żwiro-dennej w dolinie Wisły w Bramie Krakowskiej i za-chodniej części Kotliny Sandomierskiej. Dla uzu-pełnienia badań interpretacyjnych o dane z równinzalewowych meandrowych rzek żwirodennych wyko-rzystałem także wyniki analiz uziarnienia próbekaluwiów pozakorytowych pobranych ze stożkanapływowego powstałego na południe od Myszkowicw dolinie dolnej Złotnej. Stożek ten utworzył się naj-prawdopodobniej w plejstocenie, a następnie w holo-cenie został rozcięty i nadbudowany aluwiami wtór-nego stożka napływowego (Teisseyre 1980). Daneuziarnienia dla 19 próbek zostały odtworzone z krzy-wych kumulacyjnych opublikowanych przez Teissey-re’a (1988a, s. 22). Badania terenowe na równinie za-lewowej wielokorytowej rzeki piaskodennejprowadziłem w dolinie Wisły w przełomie małopol-skim, Kotlinie Warszawskiej i Kotlinie Toruńskiej,natomiast wielokorytowej rzeki żwirodennej w doli-nie Dunaju na Słowacji.

Informacje na temat liczby próbek użytych do in-terpretacji warunków depozycji aluwiów pozakory-towych na równinach zalewowych poszczególnych ty-pów rzek znajdują się w rozdziale 7, tj. w miejscupoprzedzającym omówienie wyników interpretacjidotyczącej każdego z nich. Ponadto w rozdziale tympodana jest liczba próbek, na podstawie której inter-pretowałem warunki depozycji mad powstałych wszczególnych przypadkach sedymentacji powodzio-wej uwarunkowanej regulacją koryt rzecznych i prze-rwaniem wałów przeciwpowodziowych.

29

30

Obszar i zakres badań

Ryc. 15. Lokalizacja obszarów badań1 – odcinek Kraków–Niepołomice w Kotlinie Sandomierskiej, 2 – odcinek od ujścia Bzury do Kotliny Płockiej, 3 – Kotlina Toruńska, 4 –dolina Drwęcy pomiędzy Golubiem-Dobrzyniem i Elgiszewem, 5 – dolina Tążyny koło Aleksandrowa Kujawskiego 6 – odcinek od Bra-tysławy do Gab íkova na Małej Nizinie Węgierskiej); B – Bodiki, C – Ciszyca Przewozowa (Małopolski Przełom Wisły), K – Kraków(Brama Krakowska), P – Pędzewo, S – Świniary, Z – potok Złotna (stożek Myszkowic)

Fig. 15. Location of research area1 – Kraków–Niepołomice division in Sandomierz Basin, 2 – Bzura entrance – Płocki Basin division, 3 – Toruń Basin, 4 – Drwęca rivervalley between Gołub-Dobrzyń and Elgiszewo, 5 – Tążyna river valley near Aleksandrów Kujawski, 6 – Bratyslava-Gab íkovo divisionin Little Hungarian Plain; B – Bodiki, C – Ciszyca Przewozowa (Małopolska Gap of Vistula river), K – Kraków (Kraków Gate), P –Pędzewo, S – Świniary, Z – Złotna creek (Myszkowice Fan)

5. Uziarnienie i litotypy

5.1. Metody analityczne

Uziarnienie badanych aluwiów pozakorytowychoznaczane było za pomocą metody sitowej, laseroweji kombinowanej. Zdecydowana większość próbek(2266, pobranych z równin zalewowych Wisły, Duna-ju, Drwęcy i Tążyny), których zakres wielkości ziarenmieścił się w przedziale od 1,25 mm do 0,00016 mmanalizowana była metodą laserową. Do badań wyko-rzystano laserowy miernik wielkości cząstek LPSAnalysette 22 firmy Fritsch. Wyniki były uzyskiwanew przedziałach co 0,25 phi. Jeśli w osadzie występo-wały ziarna przekraczające górny zakres metody la-serowej (1,25 mm), analizę wykonywano metodąkombinowaną, sitowo-laserową. W metodzie sitowejstosowano zestawy sit w przedziale co 0,5 phi.

W badaniach użyte zostały także wyniki analizwykonywanych wyłącznie metodą sitową (89 pró-bek). W interpretacji wykorzystane też zostały daneanaliz 255 próbek pobranych z profili aluwiów wrówninie zalewowej Wisły w Kotlinie Sandomier-skiej opublikowane przez Kalickiego (1991, 1996,2000). Uziarnienie próbek tych aluwiów analizowa-ne było metodami sitową lub kombinowaną (sito-wo-laserową).

Dla ujednolicenia wyników analiz uziarnienia wy-konanych różnymi metodami do dalszej interpretacjizgodnej z podziałem frakcyjnym osadów wedługUrbaniak-Biernackiej (1975) przeliczyłem je naudział frakcji w przedziałach co 1 phi. W tym celu wy-korzystałem krzywe kumulacyjne uziarnienia, a uni-fikację danych przeprowadziłem według proceduryzaproponowanej przez Urbaniak-Biernacką (1977).Z krzywych kumulacyjnych odczytałem także w prze-działach co 1 phi wartości udziału procentowegofrakcji w 19 próbkach aluwiów pozakorytowych zde-ponowanych na stożku Myszkowic w dolinie Złotnej(Teisseyre 1988a).

5.2. Wskaźniki uziarnienia

Na podstawie wyników analiz uziarnienia wyzna-czyłem wartości parametrów statystycznych (średniejśrednicy, wysortowania, skośności i kurtozy) w jed-

nostkach phi, stosując wzory Folka i Warda (1957),oraz obliczyłem miary momentowe (Grzegorczyk1970). Wskaźniki momentowe stały się podstawą doopracowania modeli sedymentacyjnych na diagra-mach zależności parametrów przez Sly i in. (1983)oraz McLarena i Bowlesa (1985). Dlatego ich wyzna-czenie było konieczne w celu zastosowania tychmodeli. Ponieważ dla poprawnego wyliczenia wska-źników momentowych konieczne jest zachowanie wa-runków równych przedziałów frakcyjnych i zamknię-tych przedziałów na krańcach rozkładów, wskaźniki tebyły wyznaczane w oparciu o dane w przedziałach co0,25 phi w przypadku analiz laserowych oraz co 1 phiw przypadku analiz sitowych i kombinowanych.

Dla przeprowadzenia analizy rozmieszczeniapróbek na diagramie parametrów pierwszego per-centyla (C) i mediany (M) wyznaczyłem także teparametry. Na podstawie wartości wskaźnika Cokreślana była też kompetencja ośrodka transpor-tującego. Wszystkie parametry zostały wyliczone zapomocą programu komputerowego Gradistat (wer-sja 5.11pl).

5.3. Ogólna charakterystykauziarnienia

W badanych aluwiach stwierdziłem obecność pię-ciu podstawowych frakcji: głazowej, żwirowej, pia-skowej, pyłowej i iłowej. Zakresy rozmiarów ziaren 5głównych frakcji przyjąłem za Urbaniak-Biernacką(1975). Ich udział zmienia się wraz ze zmianą śred-niej średnicy ziarna (Mz). Na diagramie spektralnymuziarnienia (ryc. 16) można prześledzić zmianyudziału procentowego ziaren w przedziałach co 1phi. Spośród frakcji otoczakowej największy udziałmają otoczaki małe (od –8 do –7 phi), we frakcji żwi-rowej żwiry grube i średnie (od –5 do –3 phi). Frakcjapiaszczysta najczęściej reprezentowana jest przezpiaski grube (0 do 1 phi) i piaski drobne (od 2 do 3phi). Wśród ziaren frakcji pylastej największe często-ści odnotowano w zakresie średnicy odpowiadającejpyłom grubo- i średnioziarnistym (od 5 do 6 phi).Ziarna ilaste występują w największym udziale wefrakcji iłów średnich (od 11 do 12 phi).

31

Wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziar-na, co można skorelować ze spadkiem prędkości de-pozycyjnej (na ryc. 16 przedstawione w prędkościachestymowanych ze wzoru Kostera), stopniowo malejeudział poszczególnych frakcji. Graniczne wartościpojawiania się i zaniku frakcji można prześledzićanalizując linię udziału 0,01% ziaren w przedziałachco 1 phi. Zjawisko stopniowego zaniku i pojawianiasię poszczególnych frakcji w osadach jest jednak„zakłócone” przez nagłe pojawianie się ziaren o sze-rokim zakresie frakcji. Analizując przebieg linii za-wartości 0,01% frakcji w osadach od największejwartości Mz można wyróżnić 4 wartości granicznewystąpienia lub zaniku ziaren o zakresie frakcji 3–5phi:1) Mz = –5,5 phi – pojawienie się frakcji piaszczystej

o średnicy od –1 do 4 phi,2) Mz = –1,5 phi – pojawienie się frakcji pyłowej o

średnicy od 4 do 9 phi,3) Mz = 2 phi – zanik frakcji żwirowej o średnicy od

–4 do –1 phi (frakcja o średnicy <–2 phi pojawiasię jeszcze w zakresie Mz = 4 phi),

4) Mz = 8 phi – zanik frakcji piaszczystej o średnicyod 0 do 3 phi.Opisane zjawisko pojawiania się tych frakcji w osa-

dach wraz ze spadkiem prędkości depozycyjnej wiążęz nierównomiernym rozkładem ziaren w badanychpróbkach aluwiów, które odpowiadają zakresom pię-ciu głównych frakcji (Pettijohn 1957, Tanner 1958).

Pomiędzy wspomnianymi głównymi populacjamiziaren występują bardziej lub mniej wyraźnie zazna-czające się zakresy frakcji o zmniejszonym udzialeziaren. Zakresy te pokrywają się z wyznaczonymiprzez Tannera (1958) trzema zakresami zwanymi lu-kami Tannera (ang. Tanner gaps) (ryc. 16): (1) od –3do 0 phi, (2) od 3 do 5 phi, (3) od 7 do 9 phi. Zmianiewartości Mz towarzyszy zwykle zmniejszanie sięśrednicy ziaren frakcji podstawowych. Jednak wprzypadku aluwiów, których Mz odpowiada zakre-som frakcji luk Tannera, zmiana wartości Mz zależyod zmiany proporcji frakcji podstawowych. Jedno-cześnie stopień wysortowania tych frakcji nie zmie-nia się w istotny sposób. Wskazuje na to względniestała wielkość ziaren i ich zróżnicowanie w badanychpróbkach. Zjawisko to najlepiej widoczne jest w za-kresie frakcji od –3 do 0 phi, odpowiadających osa-dom żwirowo-piaszczystym, oraz w zakresie frakcjiod 3 do 5 phi, odpowiadających osadom piaszczy-sto-mułkowym (ryc. 16).

Proces mieszania się frakcji podstawowych znaj-duje także odzwierciedlenie w rozkładzie próbek nadiagramie zależności Mz i 1 (ryc. 17A). Najgorzejwysortowane próbki skupiają się bowiem na tym dia-gramie w zakresie frakcji luk Tannera. Trzeba pod-kreślić, że zarysowujący się tu trend rozmieszczeniapróbek nawiązuje do opisanego przez Folka i Warda(1957) i związany jest z mieszaniem się głównychtrzech populacji, które występują w przyrodzie (Pet-tijohn 1957). Trendy te nawiązują do wyróżnionychprzez Mycielską-Dowgiałło (1995, 2007) i Ludwi-kowską-Kędzię (2000) układów genetycznych osa-dów: a – dla bruku korytowego, b – osadów koryto-wych, c – osadów wezbraniowych (rozumianych jakoaluwia pozakorytowe), d – osadów zbiornikowych iwypełnień paleokoryt (ryc. 17A).

Na diagramach zależności Mz i Sk1 oraz s1 i Sk1można zaobserwować rozmieszczenie próbek, któ-rych tendencje można skorelować z trzema z wymie-nionych układów (b, c i d) (ryc. 17B, C). Na diagra-mie Mz i Sk1 zarysowują się trzy kierunki trendównazwane przez Ludwikowską-Kędzię (2000) falami oprzebiegu zbliżonym do sinusoidalnego. W przypad-ku badanych przez mnie aluwiów pozakorytowychtrend odpowiadający fali pierwszej (b) tworzą osadypowstające podczas rwących przepływów pozakory-towych. W tych warunkach ziarna piasku o średnicypowyżej 0,1 mm deponowane są głównie z saltacjilub zawiesiny gradacyjnej grubej, ziarna piasków ośrednicy poniżej 0,1 mm oraz ziarna frakcji pylastej iilastej opadają na powierzchnię równiny zalewowej zzawiesiny gradacyjnej i jednorodnej. Fala druga (c)według zaproponowanej przeze mnie interpretacjiukładów rozrzutu próbek na diagramie zależnościMz i 1 są to aluwia deponowane w warunkach dolne-go ustroju przepływu, podczas których ziarna piaskudeponowane są na równinie zalewowej głównie z sal-tacji, a ziarna frakcji pylastej i ilastej z zawiesiny.

32

Uziarnienie i litotypy

Ryc. 16. Diagram spektralny uziarnienia aluwiów pozako-rytowych całej populacji badanych próbek

Granice między frakcjami: a – otoczaków i żwirów, b – żwirówi piasków, c – piasków i mułków, d – mułków i iłów, TG – lukaTannera

Fig. 16. Spectral diagram of the grain size composition inoverbank deposition of tested samples all population

Limits between fractions: a – cobble and gravel, b – gravel andsand, c – sand and silt, d – silt and clay, TG – Tanner gap

Wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziarnaobserwuje się początkowo zmianę skośności od sy-metrycznej do bardzo dodatnio skośnej (Mz od 2 do3 phi) i następnie odwrotną tendencję od bardzo do-datnio skośnej do symetrycznej i ujemnej (Mz od 3do 5 phi). Trzecią falę (d) tworzą aluwia powstającew warunkach najniżej energetycznych przepływów ospokojnym ustroju, ziarna frakcji pylastej deponowa-ne są wówczas z saltacji lub zawiesiny gradacyjnej, aziarna frakcji ilastej z zawiesiny jednorodnej. Obser-wuje się tu tendencję podobną do występującej wprzypadku fali drugiej. Wraz ze zmniejszaniem sięMz w zakresie od 5 phi do 6 phi wartości skośnościzmieniają się od ujemnych do dodatnich. Następniedla Mz w zakresie od 6 phi do 9 phi w większościrozkładów uziarnienia aluwiów zaczyna znowu na-stępować przejście od przewagi udziału frakcji grub-

szych od mediany (skośności dodatnie) do drobniej-szych od mediany (skośności ujemne). Należy w tymmiejscu podkreślić, że z analizy tych dwóch diagra-mów wynika, iż w badanych aluwiach przeważająpróbki, których wartość Mz zawiera się w przedzialeod 1 phi do 8 phi, co stanowi 94% udziału ziaren wbadanej populacji próbek. Próbki aluwiów pozakory-towych kształtują więc głównie dwa układy genetycz-ne aluwiów pozakorytowych (c) i aluwiów wypełnieńpaleokoryt (d).

Środowisko depozycji aluwiów korytowych i po-zakorytowych jest w nieco innych proporcjach repre-zentowane na wykresie zależności 1 i Sk1 (ryc. 17C).Za Ludwikowską-Kędzią (2000) wyróżnić tu możnadwa paraboliczne lub też U-kształtne łuki tendencjirozmieszczenia próbek. Pierwszy łuk, oznaczonysymbolem b, uznawany przez Ludwikowską-Kędzię(2000) za typowy dla aluwiów korytowych, w przy-padku aluwiów pozakorytowych tworzą osady depo-nowane podczas przepływów nadkrytycznych. Układten kształtują głównie próbki osadów dobrze i umiar-kowanie wysortowane o skośności od bardzo dodat-niej do bardzo ujemnej. Drugi łuk, oznaczony sym-bolami c i d, kształtują umiarkowanie i słabowysortowane osady uznawane za aluwia pozakoryto-we (Ludwikowska-Kędzia 2000), które według mo-ich poglądów, w odróżnieniu od aluwiów pozakory-towych tworzących układ oznaczony symbolem b,powstają podczas przepływów podkrytycznych.Wskaźnik asymetrii rozkładu wielkości ziaren zmie-nia się od ujemnie skośnego do bardzo dodatnio sko-śnego, czyli w mniejszym zakresie niż w przypadkułuku osadów korytowych.

Dalsze rozważania na temat cech rozkładów wiel-kości ziaren badanych aluwiów przeprowadzę, anali-zując wskaźniki uziarnienia w grupach osadów – lito-typach.

5.4. Kryteria wydzielenia litotypów

Badane aluwia podzieliłem na litotypy. Ich wy-dzielenie oparłem na kryteriach wielkości ziaren i ichudziału procentowego w osadzie (tab. 3). W określa-niu udziału procentowego frakcji podstawowych wwydzieleniach poszczególnych litotypów wzorowa-łem się na instrukcji w sprawie opracowania i wyda-nia Szczegółowej Mapy Geologicznej Polski w skali1:50 000. Te same kryteria dla określenia typów osa-dów stosowałem już w badaniach uziarnienia alu-wiów pozakorytowych (Szmańda 2002, 2004, 2009b)i osadów dennych Zbiornika Włocławskiego (Gier-szewski & Szmańda 2007a, b, 2010).

Oznaczenia literowe symboli litotypów (tab. 3)oparłem na propozycji kodu litofacjalnego Mialla(1978, 1996) z późniejszymi zmianami Zielińskiego(1985, 1998). Jednakże ze względu na potrzebę roz-różnienia aluwiów mułkowych i ilastych spośród gru-

33

Kryteria wydzielenia litotypów

Ryc. 17. Diagramy zależności parametrów uziarnieniacałej populacji badanych aluwiów pozakorytowych: A –Mz i s1, B – Mz i Sk1, C – s1 i Sk1

Linie układów identyfikacji genetycznej osadów wg Myciel-skiej-Dowgiałło (2007) i Ludwikowskiej-Kędzi (2000): a – dlabruku korytowego, b – aluwiów korytowych, c –aluwiów poza-korytowych, d – osadów zbiornikowych i wypełnień paleoko-ryt

Fig. 17. Diagrams of relations between parameters in allpopulation of researched overbank deposits: A – Mz i s1,B – Mz i Sk1, C – s1 i Sk1

Genetic tendency lines of deposits after Mycielska-Dowgiałło(2007) and Ludwikowska-Kędzia (2000): a – channel lag, b –channel alluvia, c – overbank alluvia, d – lacustrine andox-bow filling deposits

py osadów litofacji drobnoklastycznej kod ten zostałprzeze mnie zmodyfikowany. Osady drobnoklastycz-ne o średnicy ziaren poniżej 4 phi oznaczane symbo-

lem F (ang. fine-grained), nawiązując do symbolikikodowania litofacjalnego w klasyfikacji litotypów,proponuję zróżnicować, dodając do symbolu F w in-

34


Tabela 3. Propozycja teoretycznych litotypów aluwiów pozakorytowychTable 3. Proposition of theoretical lithotypes of overbank alluvia

Nazwa osadu KodZawartość głównych frakcji w procentach [%]

> –6 phi od –6 phi do –1 phi od –1 phi do 4 phi od 4 phi do 9 phi > 9 phi

Otoczaki B 75–100 0–15 0–15

Żwir G 0–15 75–100 0–15

Piasek S 0–15 75–100 0–15

Mułek Fs 0–15 75–100 0–15

Ił Fc 0–15 0–15 75–100

Otoczaki żwirowe BG 45–85 15–50 0–10

Otoczaki piaszczyste BS 45–85 0–10 15–50

Otoczaki żwirowo-piaszczystelub piaszczysto-żwirowe1

BGS lubBSG 50–75 10–40 10–40

Żwir otoczakowy GB 15–50 45–85 0–10

Żwir piaszczysty GS 0–10 45–85 15–50

Żwir mułkowy GFs 45–85 0–10 15–50

Żwir otoczakowo-piaszczystylub piaszczysto-otoczakowy1

GBS lubGSB 10–40 50–75 10–40

Żwir piaszczysto-mułkowy,mułkowo-piaszczysty

GSFs GFsS 50–75 10–40 10–40

Piasek otoczakowy SB 15–50 0–10 45–85

Piasek żwirowy SG 0–10 15–50 45–85

Piasek mułkowy SFs 0–10 45–85 15–50

Piasek ilasty SFc 45–85 0–10 15–50

Piasek otoczakowo-żwirowylub żwirowo-otoczakowy1

SBG lubSGB 10–40 10–40 50–75

Mułek żwirowy FsG 15–50 0–10 45–85

Mułek piaszczysty FsS 15–50 45–85 0–10

Mułek ilasty FsFc 0–10 45–85 15–50

Mułek żwirowo-piaszczysty,piaszczysto-żwirowy1

FsGSFsSG

10–40 10–40 50–75

Mułek piaszczysto-ilasty,ilasto-piaszczysty1

FsSFc

FsFcS10–40 50–75 10–40

Ił piaszczysty FcS 15–50 0–10 45–85

Ił mułkowy FcFs 0–10 15–50 45–85

Ił piaszczysto-mułkowy,mułkowo-piaszczysty1

FcSFs

FcFsS10–40 10–40 50–75

Diamikton otoczakowy DB 34–50 10–45 10–45

Diamikton żwirowy DG 10–45 34–50 10–45

Diamikton piaszczysty DS. 10–45 34–50 10–45

Diamikton mułkowy DFs 10–45 34–50 10–45

Diamikton ilasty DFc 10–45 10–45 34–501kolejność członów nazwy zależy od przewagi domieszki

deksie górnym literę s (ang. silt) dla wyróżnienia osa-dów mułkowych, a literę c (ang. clay) dla wyróżnieniaosadów ilastych. Za wspomnianymi autorami dlaoznaczenia głównych frakcji w litotypach użyłem na-stępujących symboli: (1) B (ang. boulder) – otoczaki– ze względu na dobre obtoczenie frakcji głazowej wśrodowisku fluwialnym ziarna należące do tego lito-typu nazywane są m.in. według Wenthwortha (1922)otoczakami (ang. cobble), jednakże symbol C, którymógłby być użyty dla oznaczenia otoczaków w kodzielitofacjalnym, służy do oznaczania osadów organicz-nych (ang. carbonaceus deposits) i dlatego proponujęstosowanie symbolu B, (2) G (ang. gravel) – żwiry, (3)S (ang. sand) – piaski (4) Fs – mułki i (5) Fc – iły. Wy-dzielenia typu osadu dokonuje się na trójkątach Fe-reta, sumując udział frakcji – odpowiednio: piasku,mułku i iłu; otoczaków, żwirów, piasków orazmułków i iłów; otoczaków, żwirów i piasków.

5.5. Uziarnienie litotypów

Spośród zaproponowanych w tabeli 3 wydzieleńw badanych aluwiach pozakorytowych wyróżniłem25 litotypów. Ich skład i wskaźniki uziarnienia czytel-nik może szczegółowo przeanalizować w tabeli 4oraz na rycinie 18. Z analizy tabeli 4 wynika, że wśródwyróżnionych litotypów przeważają osady piaszczy-ste. Łączny udział próbek reprezentujących aluwiapozakorytowe, w których przeważa frakcja piasku,należących do litotypów SG, SGFs, SFsG, S, SFs,SFsFc, SFcFs, SFc, wynosi 53%. Drugą pod względemudziału grupę osadów stanowią aluwia mułkowe.Udział 6 litotypów FsG, FsS, FsSFc, FsFcS, Fs i FsFc, wktórych przeważa frakcja mułkowa, to 44%. Udziałpozostałych grup aluwiów jest śladowy i wynosi: osa-dów żwirowych i głazowych (B, BG, GBS, G i GS) –1,7%, diamiktonów (DS, DFs i DFc) – 1,0% i osadówilastych (FcS, FcFsS, FcFs) – 0,3%.

Osady, których uziarnienie składa się w przewa-dze z jednej z 4 frakcji podstawowych, litotypy B, GSi Fs, mają rozkłady jednomodalne. Wartości Mz tychlitotypów są różne, co wynika ze zróżnicowanegoudziału frakcji, które dominują w danej próbce.Mieszczą się one jednak w zakresie wyznaczonymgranicami przedziałów dla danej frakcji. Pod wzglę-dem wartości przeciętnych najlepiej wysortowane sąlitotypy B i G, a najgorzej litotyp Fs. Jednak w poje-

dynczych przypadkach najlepsze wysortowanie mająosady litotypu S. Przeszło 2% z nich jest bardzo do-brze wysortowanych, a 9% dobrze wysortowanych.W osadach tych wyraźnie zaznacza się jedna frakcjamodalna. Ich rozkłady są bowiem przeciętnie bardzoleptokurtyczne (udział rozkładów leptokorycznychwynosi 75%, a bardzo leptokurtycznych – 34%).

Osady, które składają się z mieszaniny dwóchgłównych frakcji nie rozdzielonych inną frakcją pod-stawową, litotypy BG, SG, S, SFs, FsS i Fs, mają takżerozkłady uziarnienia jednomodalne. Wyjątek stano-wią litotypy GS i FcFs, których rozkłady są dwu-modalne. Osady te są słabo lub bardzo słabo wysor-towane. Natomiast osady, które składają się z dwóchfrakcji podstawowych rozdzielonych inną frakcjąpodstawową, litotypy FsG, SFc, FcS, mają rozkładydwumodalne i są bardzo słabo wysortowane.

Osady litotypów BGS, SGFs, SFsG, SFsFc, SFcFs,FcFsS, DS, DFs i DFc składających się z kilku frakcjipodstawowych mają rozkłady dwu- lub trzymodalne.Osady te są zwykle platy-, a rzadziej mezokurtyczne.Pomiędzy wartościami modalnymi w tych typach li-tofacji wyraźnie zaznaczają się frakcje o zmniejszo-nym udziale procentowym. Frakcje te dobrze kore-lują ze wspomnianymi wcześniej lukami Tannera.Wśród osadów składających się z kilku frakcji pod-stawowych wielomodalność rozkładów wielkościziarna słabo zaznacza się w litotypach FsSFc, FsFcS.

Ważnym wskaźnikiem uziarnienia aluwiów jestmiara asymetrii (Sk1). Zdaniem McLarena (1981)ujemne parametry skośności wskazują na gwałtownądepozycję osadu, a dodatnie mogą mieć różne zna-czenie interpretacyjne w zależności od grubości osa-du. W zakresie frakcji gruboziarnistych (odpowia-dających frakcji bruku korytowego) dodatniewartości wskaźnika asymetrii mogą być wskaźnikiemwarunków erozyjnych, a w zakresie frakcji drobno-ziarnistych – wskaźnikiem selektywnej, powolnej de-pozycji. W badanych osadach przeważają dodatniewartości skośności. Udział próbek w poszczególnychlitotypach, w których występują rozkłady zaliczanedo grupy ujemnie skośnych przedstawia się nastę-pująco (wymienione są tylko litotypy, w którychstwierdziłem ujemne wartości wskaźnika asymetrii):GS – 3,3%, SG – 56,8%, SGFs – 42,5%, S – 11%, SFs

– 0,6%, FsG – 100%, FsS – 8,5%, FsFcS – 25%, FcFsS –100%, Fs – 2,9%, FsFc – 9,8%, FcFs – 100%, DFs –33,3%, DFc – 50%.

35

Uziarnienie litotypów

36

Uziarnienie i litotypyT

abel

a4.

Zes

taw

ieni

ew

skaź

nikó

wuz

iarn

ieni

alit

otyp

ówT

able

4.Sp

ecifi

catio

nof

grai

nsi

zeco

mpo

sitio

npa

ram

eter

sof

litho

type

s

Kod

litot

ypu

Udz

iałw

osad

ach

Wsk

aźni

kiF

olka

iWar

da(1

957)

Wsk

aźni

kim

omen

tow

eC

max

/Cśr

[phi

]M

z[p

hi]

1Sk

1K

GM

1[p

hi]

M2

M3

M4

śr.

zakr

esśr

.za

kres

śr.

zakr

esśr

.za

kres

śr.

zakr

esśr

.za

kres

śr.

zakr

esśr

.za

kres

B0,

04– 7

,5–

0,6

–0,

0–

1,0

–– 7

,2–

0,8

–– 0

,1–

2,7

–– 9

,0

BG

0,08

– 6,4

– 6,6

– 6,3

0,6

0,6

0,6

0,0

0,0

0,0

1,0

1,0

1,1

– 6,4

– 6,6

– 6,2

0,7

0,7

0,7

– 0,2

– 0,5 0,1

3,2

3,1

3,3

– 8,3

/8,2

GB

S0,

044,

3–

3,3

–0,

6–

2,8

–4,

3–

3,7

–2,

3–

7,5

–– 7

,3

G0,

34– 3

,8– 5

,3– 2

,6

1,2

0,5

2,5

0,1

– 0,3 0,5

1,2

0,8

2,3

– 3,8

– 5,3

– 2,7

1,3

0,7

2,4

0,5

– 0,4 2,2

6,0

2,4

13,0

– 8,5

/–6,

5

GS

1,14

– 1,6

– 3,1

– 0,8

2,2

1,4

3,2

0,3

– 0,2 0,7

0,8

0,5

2,2

– 1,5

– 3,2

– 0,7

2,3

1,4

3,3

0,6

– 0,2 2,6

2,7

1,3

12,2

– 7,5

/–4,

9

SG1,

410,

1– 1

,0 1,0

1,7

1,1

2,7

– 0,1

– 0,7 0,4

1,1

0,5

2,0

0,2

– 1,0 1,1

1,9

1,1

3,3

0,5

– 1,3 2,7

4,9

1,3

13,0

– 5,4

/–3,

2

SGF

s0,

270,

2– 0

,4 0,5

2,1

2,0

2,5

0,1

– 0,2 0,4

1,2

0,9

1,8

0,5

0 0,7

2,6

2,5

2,7

1,7

1,4

2,2

6,3

5,0

7,6

– 2,7

/–2,

3

SFs G

0,04

2,9

–3,

2–

0,2

–1,

3–

2,9

–2,

9–

0,5

–2,

8–

– 1,9

S24

,82

1,8

– 0,2 3,9

0,9

0,1

2,0

0,2

– 0,5 2,6

1,6

0,6

14,8

1,9

– 0,2 4,0

1,2

0,3

2,3

2,6

– 3,1

18,4

18,4

1,6

89,2

– 4,8

/0,2

SFs

26,0

83,

61,

8

5,2

1,9

0,6

3,4

0,5

– 0,4 0,9

1,3

0,5

6,5

3,7

2,0

5,2

2,0

1,1

3,8

1,4

– 2,8 4,1

5,2

0,7

20,8

– 2,9

/1,1

SFs F

c0,

275,

03,

2

6,7

2,9

1,6

3,5

0,7

0,3

0,9

1,1

0,6

2,5

4,8

2,8

6,7

3,0

1,6

3,7

1,2

0,8

1,8

3,1

2,5

5,2

0/1,

6

SFc F

s0,

085,

85,

7

5,8

3,5

3,3

3,6

0,9

0,8

0,9

0,6

0,5

0,6

5,8

5,8

5,8

3,6

3,4

3,7

0,8

0,7

0,8

1,8

1,8

1,8

1,7/

2,4

SFc

0,15

5,7

5,4

5,9

3,6

3,3

3,8

0,8

0,8

0,8

1,1

0,5

2,8

5,3

4,6

5,7

3,7

3,2

4,1

1,0

0,8

1,5

2,3

1,8

3,5

1,7/

1,6

Fs S

19,7

65,

23,

8

6,6

2,1

1,0

3,5

0,2

– 0,5 0,9

1,1

0,6

3,8

5,3

3,7

6,6

2,1

1,2

3,4

0,7

– 0,7 0,6

3,2

0,8

11,2

– 2,8

/1,9

Fs G

0,04

6,4

–2,

7–

– 0,2

–2,

0–

5,7

–3,

3–

– 1,3

–3,

8–

– 1,9

37


Kod

litot

ypu

Udz

iałw

osad

ach

Wsk

aźni

kiF

olka

iWar

da(1

957)

Wsk

aźni

kim

omen

tow

eC

max

/Cśr

[phi

]M

z[p

hi]

1Sk

1K

GM

1[p

hi]

M2

M3

M4

śr.

zakr

esśr

.za

kres

śr.

zakr

esśr

.za

kres

śr.

zakr

esśr

.za

kres

śr.

zakr

esśr

.za

kres

Fs SF

c0,

276,

35,

7

7,0

2,1

1,8

2,5

0,2

0,0

0,8

1,2

0,6

2,2

6,2

5,7

6,9

2,1

1,9

2,3

0,3

– 0,5 0,9

2,9

1,8

4,0

1,1/

2,5

Fs F

c S0,

306,

33,

2

7,5

2,5

1,6

3,4

0,2

– 0,4 0,7

1,2

0,6

1,6

6,0

3,3

7,6

2,4

1,8

3,0

0,6

– 0,7 1,8

3,2

1,5

6,1

1,3/

2,3

Fs

18,1

66,

34,

9

7,6

1,6

0,4

2,5

0,3

– 0,4 0,8

1,2

0,7

6,6

6,3

5,4

7,6

1,6

0,6

2,6

0,7

– 3,4 2,6

3,7

0,9

31,1

– 1,9

/3,5

Fs F

c5,

447,

36,

2

9,0

2,0

1,2

3,2

0,2

– 0,3 0,7

0,9

0,3

1,8

7,1

5,0

8,1

1,9

1,2

2,9

0,5

– 1,1 0,7

2,8

1,6

5,4

0,9/

4,0

Fc S

0,04

6,3

–3,

5–

0,4

–0,

5–

6,9

–3,

9–

0,1

–1,

1–

1,8

Fc F

s S0,

088,

58,

4

8,5

3,5

3,5

3,6

– 0,3

– 0,3

– 0,3

0,7

0,7

0,7

8,6

8,5

8,7

3,2

3,1

3,2

– 0,7

– 0,7

– 0,6

1,8

1,7

1,9

3,0/

3,0

Fc F

s0,

199,

28,

6

10,3

2,0

0,9

3,3

– 1,8

– 4,6

– 0,3

0,6

0,4

0,9

5,7

4,1

8,6

3,0

2,5

3,4

1,1

– 0,7

1,9

2,9

1,8

3,8

2,1/

3,5

DS

0,19

6,0

5,1

6,6

3,2

2,4

3,8

0,4

0,2

0,6

0,7

0,5

0,9

5,4

3,8

6,5

3,0

2,4

3,5

0,8

0,4

1,5

2,3

1,4

3,6

– 0,1

/2,6

DF

s0,

696,

24,

8

7,8

3,0

1,5

4,2

0,0

– 0,5 0,5

0,8

0,5

1,4

6,1

4,3

7,9

2,9

1,5

4,2

0,3

– 0,8 1,5

2,2

1,5

4,3

1,7/

2,6

DF

c0,

157,

87,

5

8,1

3,5

3,4

3,6

– 0,1

– 0,2 0,0

0,7

0,5

0,7

7,9

7,4

8,3

3,2

3,0

3,4

– 0,3

– 0,5

– 0,1

1,5

1,3

1,7

3,1/

3,2

śr.–

war

tość

śred

nia

38


Ryc. 18. Uziarnienie litotypówLitotypy: B – otoczaki, BG – otoczaki żwirowe, GBS – żwiry otoczakowo-piaszczyste, G – żwiry, GS – żwiry piaszczyste, SG – piaski żwi-rowe, SGFs – piaski żwirowo-mułkowe, SFsG – piaski mułkowo-żwirowe, S – piaski, SFs – piaski mułkowe, SFsFc – piaski mułkowo-ilaste,SFcFs – piaski ilasto-mułkowe, SFc – piaski ilaste, FsG – mułki żwirowe, FsS – mułki piaszczyste, FsSFc – mułki piaszczysto-ilaste, FsFcS –mułki ilasto-piaszczyste, Fs – mułki, FsFc – mułki ilaste, FcS – iły piaszczyste, FcFsS – iły mułkowo-piaszczyste, FcFs – iły mułkowe, DS –diamikton piaszczysty, DFs – diamikton mułkowy, DFc – diamikton ilasty.Uśrednione wartości parametrów uziarnienia: wysortowanie: MW – umiarkowanie dobre, M – umiarkowane, P – słabe, VP – bardzosłabe, skośność: + + – bardzo dodatnio skośny, + – dodatnio skośny, = – symetryczny, – – skośny ujemnie, – – – bardzo skośny, kurtoza:p – platykurtyczny, m – mezokurtyczny, l – leptokurtyczny, vl – bardzo leptokurtyczny, TG – luka Tannera

39


Fig. 18. Grain size composition of lithotypesLithotypes B – cobble, BG – gravelly cobble, GBS – cobbly-sandy gravel, G – gravel, GS – sandy gravel, SG – gravely sand, SGFs – grave-ly-silty sand, SFsG – silty-gravelly sand, S – sand, SFs – silty snad, SFsFc – silty-clayey sand, SFcFs – clayey-silty sand, SFc – clayey sand, FsG– gravelly silt, FsS – sandy silt, FsSFc – sandy-clayey silt, FsFcS – clayey-sandy silt, Fs – silt, FsFc – clayey silts, FcS – sandy clay, FcFsS – sil-ty-sandy clay, FcFs – silty clay, DS – sandy diamicton, DFs – silty diamicton, DFc – clayey diamicton.Average values of grain size composition parameters: sorting: MW – moderately well, M – moderately, P – poorly, VP – very poorly,skewness: + + – very positive, + – positive, = – simetric, – – negative, – – – very negative, kurtosis: p – platykurtic, m – mesokurtic, l –leptokurtic, vl – very leptokurtic, TG – Tanner gap

40


Ryc. 18. cd. – Fig. 18. cont.

6. Interpretacja hydrodynamiczna i litodynamiczna depozycjialuwiów pozakorytowych

6.1. Reżim przepływu podczasdepozycji

Interpretację reżimu (ustroju) przepływu pod-czas depozycji badanych aluwiów pozakorytowychoparłem na poglądach Sly i in. (1983). W celu zasto-sowania zaproponowanej przez tych autorów meto-dy rozróżnienia osadów powstających w warunkachprzepływu rwącego i spokojnego wykonałem analizęrozmieszczenia próbek na diagramach zależności pa-rametrów wyliczanych metodą momentów (ryc. 19).

Na diagramie zależności średniej średnicy ziarna– M1 i skośności – M3 (ryc. 19A) wyróżniłem dwietendencje (c1 i c2) zmniejszania się wartości skośnościwraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziarna.Według Sly i i in. (1983) zjawisko to powtarza się wwarunkach przepływu nadkrytycznego (tendencjaoznaczona jako c1) i podkrytycznego (tendencjaoznaczona jako c2). Autorzy ci na diagramie zależno-ści M1 i M3 w miejscu występowania skrajnych warto-ści ujemnych i dodatnich wartości skośności dla tychsamych wartości M1 (ryc. 10) ustalili wartość pro-gową średniej średnicy ziarna równą 2,7 phi. W przy-padku badanych przeze mnie aluwiów pozakoryto-wych wyróżniłem zakres wielkości ziaren od 0 do 3phi, w którym występuje podobne zjawisko. Jej śro-dek wyznacza wartość 1,5 phi (linia a na ryc. 19A).Nie odpowiada ona wartości wyznaczonej przezwspominanych autorów. Natomiast wyznaczonaprzeze mnie na diagramie zależności M1 i M4 (ryc.19B) największa wartość kurtozy dla średniej średni-cy ziaren (lina b na ryc. 19B) równa 2,5 phi pokrywasię z wartością wyznaczoną przez Sly i in. (1983). Wzakresie wartości średniej średnicy ziarna od 1 do 3phi skupiają się zatem próbki osadów charaktery-zujących się rozkładami uziarnienia o największychwartościach kurtozy i skrajnych wartościach skośno-ści, które można podzielić na dwie grupy. Pierwszą znich stanowią próbki o rozkładach uziarnienia syme-trycznych i ujemnie skośnych, które razem z próbka-mi o wartości M1 mniejszej od 0 phi (odpowia-dającym większym średnicom ziaren) tworzątendencję c1 (osadów powstających w warunkach

górnego ustroju przepływu). Aluwia te zdaniem Sly iin. (1983) powstają w warunkach akumulacyjnych.Warto tu przypomnieć poglądy McLarena (1981),który uważał, że ujemne wartości skośności wskazująna warunki gwałtownej depozycji osadu. Oprócz pró-bek o symetrycznych i ujemnych wartościach skośno-ści w zakresie wartości M1 od 0 do 3 phi występująpróbki osadów zaliczone przez mnie do drugiej gru-py. Próbki tych aluwiów o dodatnich wartościachskośności wraz z próbkami o średniej średnicy ziarenmniejszej od 3 phi tworzą trend c2 (osadów po-wstających w warunkach dolnego ustroju przepły-wu). Osady o dodatnich wartościach skośności zali-czane do tego trendu zdaniem Sly i in. (1983)powstają w warunkach erozyjnych. Natomiast McLa-ren (1981) uważał, że osady drobnoziarniste o dodat-nio skośnych rozkładach uziarnienia są efektem se-lektywnej, powolnej depozycji ziaren. Ponieważ wzakresie wartości średniej średnicy ziaren od 0 do 3phi lokują się próbki tworzące dwa różne trendy nadiagramie zależności M1 i M3, uznałem, że osady tepowstają w warunkach przejściowych od dolnego dogórnego reżimu przepływu (przy wartości liczbyFrouda zbliżonej do jeden, Fr 1). Następnie w miej-scu zaznaczającego się najmniejszego skupiania siępróbek na wykresie zależności M1 i M3 wyznaczyłemlinię (oznaczoną symbolem 1 na ryc. 19A) przebie-gającą równolegle do linii trendów c2 i c2, która roz-granicza próbki tworzące te trendy. Na tej podstawieoraz w oparciu o wartości graniczne średniej średnicyziaren 0 phi i 3 phi wyróżniłem 4 rodzaje osadów(symbole 2, 3, 4, 5 na ryc. 19A) powstające w warun-kach: (1) górnego ustroju przepływu, (2) przejścio-wych z tendencją do górnego ustroju przepływu, (3)przejściowych z tendencją do dolnego ustrojuprzepływu i (4) w warunkach dolnego ustrojuprzepływu.

Na podstawie powyższej interpretacji i analizyudziału procentowego próbek deponowanych pod-czas wyróżnionych przeze mnie typów przepływuwody ustaliłem, że 2% spośród badanych osadów po-wstało w warunkach przepływu nadkrytycznego,30% w warunkach ustroju przejściowego, w tym 4% z

41

tendencją w kierunku górnego, a 26% w kierunkudolnego ustroju przepływu. Większość aluwiów byładeponowana podczas przepływu spokojnego – 68%.

Diagram relacji M1 i M2 (ryc. 19C) przedstawiarozmieszczenie wszystkich czterech wymienionychgrup osadów powstających w różnych warunkach re-żimu przepływu, na tle czterech linii tendencji zmianwysortowania względem zmian wartości średniejśrednicy ziarna. Porównując ten diagram z diagra-mem zależności M1 i M3 (ryc. 19A), można zauważyć,że dwukrotnie powtarza się na nich schemat zmianwysortowania i skośności wraz ze zmianą średniejśrednicy ziarna zaproponowany przez McLarena iBowlesa (ryc. 14), co sugeruje, że podobne procesysortowania osadów występują w warunkach zarównogórnego, jak i dolnego reżimu przepływu. Natomiastfakt, że wszystkie te trendy zostały stwierdzone waluwiach pozakorytowych, świadczy o tym, że gene-tyczna interpretacja zmian uziarnienia na diagramiezależności średniej średnicy ziarna i wysortowania(Mycielska-Dowgiałło 1995, 2007) oraz średniejśrednicy ziarna i skośności (Ludwikowska-Kędzia2000, Mycielska-Dowgiałło 2007), w przypadku ba-danych przeze mnie aluwiów, w oparciu o analizęuziarnienia nie zapewnia poprawności identyfikacjiróżnych subśrodowisk sedymentacji fluwialnej orazże podobne procesy sedymentacyjne i warunkiprzepływu osadów mogą występować zarówno w ko-rycie, jak i poza korytem rzeki.

Reżim hydrologiczny przepływów wody w strefiepozakorytowej na podstawie badanych przeze mniepróbek analizowałem także na diagramie zależności

42

Interpretacja hydrodynamiczna i litodynamiczna depozycji aluwiów pozakorytowych

Ryc. 19. Diagramy zależności miar momentowych uziar-nienia całej populacji badanych próbek: A – M1i M3, B –M1 i M4, C – M1 i M2

A: a – graniczna wartość średniej średnicy ziarna nakładaniasię dwóch trendów zmiany skośności z dodatniej na ujemną wwarunkach górnego i dolnego reżimu przepływu, c1 – trendzmiany wartości parametru skośności w warunkach górnegoustroju przepływu, c2 – trend zmiany wartości parametru skoś-ności w warunkach dolnego ustroju przepływu, 1 – linia po-działu rozkładu próbek zaliczanych do trendu c1 i trendu c2,2 –pole rozkładu próbek deponowanych w warunkach górnegoreżimu przepływu, 3 – pole rozkładu próbek deponowanych wwarunkach przejściowego reżimu przepływu z tendencją dogórnego reżimu przepływu, 4 – pole rozkładu próbek depono-wanych w warunkach przejściowego reżimu przepływu z ten-dencją do dolnego reżimu przepływu, 5 – pole rozkładupróbek deponowanych w warunkach dolnego reżimuprzepływu; B: b – linia maksymalnych wartości kurtozy, 1 –próbki aluwiów deponowanych w warunkach górnego ustrojuprzepływu, 2 – próbki aluwiów deponowanych w warunkachprzejściowych z tendencją do górnego ustroju przepływu, 3 –próbki aluwiów deponowanych w warunkach dolnego ustrojuprzepływu, 4 – próbki aluwiów deponowanych w warunkachprzejściowych z tendencją do dolnego ustroju przepływu; C:1a – trend polepszania się wysortowania wraz ze zmniejsza-niem się średniej średnicy ziarna w warunkach górnego ustro-ju przepływu, 1b – trend polepszania się wysortowania wraz zezmniejszaniem się średniej średnicy ziarna w warunkach dol-nego ustroju przepływu, 2a – trend pogarszania się wysorto-wania wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicy ziarna wwarunkach górnego ustroju przepływu, 2b – trend pogarsza-nia się wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniej śred-nicy ziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu

Fig. 19. Diagram of relations between moments parame-ters of tested samples all population: A – M1i M3, B – M1 iM4, C – M1 i M2

A: a – skewness divide, c1 – tendency of change skewness valu-es developed during high energy flow regime, c2 – tendency ofchange skewness values developed during low energy flow re-gime, 1 – division line of samples distribution classified astrend c1 and trend c 2, 2 – field of samples distribution deposi-ted under high energy flow regime condition, 3 – field of sam-ples distribution deposited under transitional energy flowregime condition with tendency towards high energy flow re-gime, 4 – field of samples distribution deposited under transi-tional energy flow regime condition with tendency towardslow energy flow regime, 5 – field of samples distribution depo-sited under low energy flow regime condition; B: b – maxi-mum kurtosis value, 1 – samples of overbank alluvia depositedunder high energy flow regime condition, 2 – samples of over-bank alluvia deposited under intermediate energy flow regi-me with tendency to high energy flow regime condition, 3 –samples of overbank alluvia deposited under intermediateenergy flow regime with tendency to low energy flow regimecondition, 4 – samples of overbank alluvia deposited underlow energy flow regime condition; C: 1a – tendency of sortingincreasing along with mean grain size decreasing under highenergy flow regime condition, 1b – tendency of sorting incre-asing along with mean grain size decreasing under low energyflow regime condition, 2a – tendency of sorting decreasingalong with mean grain size decreasing under high energy flowregime condition, 2b – tendency of sorting decreasing alongwith mean grain size decreasing under low energy flow regimecondition

M3 i M4 (ryc. 20). Na diagramie tym, nawiązując dopropozycji Sly i in. (1983), wykreśliłem dwie parabo-liczne krzywe tendencji rozmieszczenia próbek. O ilewyznaczenie krzywej dla próbek reprezentującychaluwia powstające w warunkach ustroju podkrytycz-nego nie stanowiło problemu (ryc. 20B), o tyle wprzypadku krzywej reprezentującej aluwia powsta-jące w warunkach przepływów nadkrytycznych (ryc.20A) jej wykreślenie jest wątpliwe. Aluwia pozakory-towe tworzące krzywą reprezentującą osady depono-wane w warunkach przepływów nadkrytycznych po-chodzą ze strefy proksymalnej równin zalewowychrzek żwirodennych (typu meandrującego – górnejWisły i stożka potoku Złotna, a także typu rozga-łęzionego – Dunaju na Słowacji), oraz pobrane zo-stały ze stożka powstałego w dolinie Wisły po prze-rwaniu wału przeciwpowodziowego w Świniarachpodczas powodzi w 2010 r. Do zaznaczanego liniąprzerywaną trendu zmian skośności i kurtozy w kie-runku wartości ujemnych wskaźnika asymetrii (ryc.20A) dla zamieszczonych na diagramie zależnościM3 i M4 próbek aluwiów skłoniły mnie następująceprzesłanki: (1) wartości skrajne skośności ujemnychbyły wyższe niż dodatnich – odpowiednio –3,2 i 2,0,(2) udział próbek o ujemnej wartości wskaźnika M3nieznacznie przeważał nad udziałem próbek o war-tości dodatniej i wynosił 58%, (3) udział próbek owartości skośności poniżej –1 wynosił 11%, a udziałpróbek o wartości skośności powyżej 1 wynosił tylko4%. Sugestie te wymagają jednak dalszych szcze-gółowych badań w zakresie potwierdzenia występo-wania aluwiów pozakorytowych charakteryzującychsię jednocześnie leptokurtycznymi i ujemnie skośny-mi rozkładami uziarnienia.

6.2. Prędkości progowe przepływuwody

Przyjęte w tej pracy definicje progowych prędko-ści przepływu wody oraz metody ich estymacji woparciu o wyniki analiz uziarnienia aluwiów zostałyprzedstawione w rozdziale 3. Natomiast w tym roz-dziale dokonuję próby oszacowania erozyjnych pręd-kości przepływu wody niezbędnych do uruchomienianajgrubszego ziarna i prędkości depozycyjnych, któ-re zostały zapisane w uziarnieniu badanych przezemnie aluwiów pozakorytowych zdeponowanych wróżnych warunkach reżimu przepływu wody orazróżnych litotypach.

Ze względu na omówione wcześniej kryteria po-działu aluwiów pozakorytowych, zakresy progowychprędkości depozycyjnych dla osadów powstających wwarunkach reżimu rwącego, przejściowego i spokoj-nego zostały wyznaczone na podstawie dwóch warto-ści średnicy ziarna 0 i 3 phi oraz skrajnych wartościśredniej średnicy ziarna (–7,8 i 10,3 phi) ustalonychdla wszystkich badanych próbek (por. tab. 4). Nato-miast prędkości erozyjne przepływu wody niezbędnedo uruchomienia najgrubszego ziarna w oparciu owyniki analiz uziarnienia aluwiów zdeponowanychpodczas wymienionych typów reżimu przepływuokreśliłem na podstawie czterech największych war-tości pierwszego percentyla (por. ryc. 22), wynosiłyone:

(1) C = –8,97 phi (0,5 m) przy przepływie rwącym,(2) C = –5 phi (3,2 cm) przy przepływie przejścio-

wym z tendencją w kierunku rwącego,(3) C = –4,8 phi (2,8 cm) przy przepływie przejś-

ciowym z tendencją w kierunku spokojnego,(4) C = –3,1 phi (8,7 mm) przy przepływie spokoj-

nym.Wyniki estymacji prędkości erozyjnych przepły-

wu wody określone na podstawie rzutowania warto-ści C (pierwszego percentyla) na linię prędkości ero-zyjnej na diagramie Sundborga (1967) orazwyliczenia prędkości depozycyjnych przepływu wodyw oparciu o wzory Millera i in. (1977) oraz Kostera(1978) (rozdział 3, wzór 4 i 5) wyznaczone dla po-szczególnych typów reżimu przepływu zamieściłemw tabeli 5. Natomiast w tabeli 6 zamieściłem prędko-ści te wyznaczone na podstawie uśrednionych warto-ści średniej średnicy ziaren (Mz) oraz najmniejszych(w jednostkach phi) i uśrednionych wartości pierw-szego percentyla dla próbek osadów zaliczanych doposzczególnych litotypów wymienionych w tabeli 4.Ze względu na szacunkowy charakter prowadzonychanaliz wartości te zostały przybliżone w przypadkuprędkości erozyjnych do 0,1 m/s, a w przypadkuprędkości depozycyjnych do 10 cm/s lub do 1 cm/s.

Z analizy wartości prędkości progowych zamiesz-czonych w tabeli 5 wynika, że prędkość erozyjnaprzepływu wody niezbędna do uruchomienia naj-

43

Prędkości progowe przepływu wody

Ryc. 20. Diagramy zależności M3 i M4

A – trend górnego ustroju przepływu, B – trend dolnego ustro-ju przepływu

Fig. 20. Diagram of M3 i M4 relationsA – high energy flow regime tendency, B – low energy flowtendency

grubszego ziarna wyróżnionego spośród wszystkichbadanych aluwiów pozakorytowych określona napodstawie najniższej wartości pierwszego percentyla(–8,97 phi), odpowiadającej średnicy ziarna równej44,6 cm (próbka z potoku Złotna, wg Teysseyre’a1980), wynosiła około 7 m/s. Ponadto, analizując in-formacje zamieszczone w tabelach 4, 5 i 6 oraz na ry-cinie 19, można stwierdzić kilka prawidłowości: (1)Depozycja aluwiów, w których przeważa frakcja oto-czaków, odbywała się w warunkach przepływu nad-krytycznego przy prędkościach powyżej 1,2 m/s.Przepływy nadkrytyczne występowały także przyprędkościach w zakresie od 1,2 do 0,2 m/s, wówczasdeponowane były osady żwirowe i grubopiaszczyste.(2) Przy prędkościach w zakresie od 0,5 do 0,1 m/smogły występować warunki przepływów przejścio-wych z tendencją zarówno w kierunku reżimu nad-,jak i podkrytycznego. W tej sytuacji powstawały alu-wia piaszczyste z domieszką żwirów (o ujemnychwartościach skośności przy przepływach z tendencjąw kierunku górnego reżimu przepływ wody) imułków (o dodatnich wartościach skośności przyprzepływach z tendencją w kierunku dolnego reżimuprzepływ wody). (3) Warunki podkrytyczne, podczasktórych akumulowane były głównie aluwia mułkowei ilaste, występowały podczas przepływów wody oprędkości poniżej 20 cm/s.

Oszacowane wartości prędkości depozycyjnychdla krytycznych warunków przepływu wody (Fr = 1)powodują wątpliwości co do słuszności postawionychprzez Sly i in. (1983) kryteriów wyznaczania reżimuprzepływu na podstawie wskaźników uziarnienia.Podczas przepływu o prędkości depozycyjnej, okre-ślonej na 20 cm/s (wg wzoru Kostera 1978, na podsta-wie M1 = 0 phi, czyli 1 mm), warunki krytyczne wy-stępują przy wysokości słupa wody 4 mm. Czymożliwe jest zatem, że depozycja osadów o średniejśrednicy ziarna około 0 phi odbywała się przy takmałej głębokości przepływu? Jak wynika z analizydanych zawartych w tabeli 4, aluwia o takiej średniejśrednicy ziarna mogą występować w próbkach litoty-pów piasku żwirowego i piasku. W badanych prób-kach aluwiów pozakorytowych, w których wartość M1

44


Tabela 5. Estymowane prędkości progowe przepływu wody podczas depozycji aluwiów pozakorytowych w różnych warun-kach reżimu przepływu

Table 5. Estimated thresholds velocities of water flow during deposition of overbank alluvia in different regime flow condi-tions

Ustrój przepływu Prędkość erozyjna Zakres prędkości depozycyjnych

Rwący 7 m/s 5,9–0,2 m/s

Przejściowy z tendencją do rwącego 2,8 m/s 0,5–0,1 m/s

Przejściowy z tendencją do spokojnego 2,6 m/s 0,5–0,1 m/s

Spokojny 1,6 m/s <0,2 m/s

Tabela 6. Estymowane prędkości progowe przepływuwody podczas depozycji różnych litotypów aluwiówpozakorytowych

Table 6. Estimated thresholds velocities of water flow dur-ing deposition of different lithotypes of overbank alluvia

Litotyp Prędkość erozyjna[m/s]

Zakres prędkościdepozycyjnych [cm/s]

B 7,0 590–150

BG 6,0 450–120

GBS 4,9 220–6

G 6,3 (4,0*) 200–40

GS 5,1 (2,7*) 150–20

SG 3,1 (1,7*) 77–15

SGFs 1,4 (1,3*) 64–18

SFsG 1,1 23–10

S 2,7 (0,5*) 64–18

SFs 1,5 (0,4*) 32–5

SFsFc 0,6 (0,4*) 21–4

SFcFs 0,4 (0,4*) 10–4

SFc 0,4 10–4

FsG 1,1 8–4

FsS 1,5 (0,4*) 17–4

FsSFc 0,4 (0,4*) 10–3

FsFcS 0,4 (0,4*) 21–3

Fs 1,1 (0,4*) 17–3

FsFc 0,4 8–2

FcS 0,4 8–4

FcFsS 0,4 4–2

FcFs 0,4 (0,4*) 4–1

DS. 0,6 11–4

DFs 0,4 13–3

DFc 0,4 6–3

*prędkość odpowiadająca średniej wartości pierwszego per-centyla

była zbliżona do 0 phi, wielkość średnicy najgrubsze-go ziarna określona na podstawie pierwszego per-centyla wynosiła od –3,8 do –2,3 phi (od 14 do 5 mm).Przy wysokości przepływu wody 4 mm ziarna te mu-siały być toczone po powierzchni równiny zalewowej.Prędkość, przy której powinny być unieruchomione,według diagramu Sundborga (1967), wynosi około80–130 cm/s. Jak zatem znalazły się w osadach, dlaktórych oszacowana prędkość depozycyjna wynosi 20cm/s? Osady te mogły być deponowane w sąsiedztwiekoryta w warunkach hydraulicznego przepływu wodyo wysokiej koncentracji transportowanego materiałuklastycznego.

Obecność ziaren frakcji żwiru i gruboziarnistegopiasku w aluwiach drobnoklastycznych deponowa-nych przy niskoenergetycznych przepływach takżemoże świadczyć o hydraulicznych przepływach wy-sokoskoncentrowanych. Najgrubsze ziarna frakcjiżwirowej, o średnicy –4,8 phi, występujące w alu-wiach litofacji S zaliczanych do zakumulowanych wwarunkach przepływów przejściowych z tendencjądo podkrytycznych świadczą o tym, że prędkościniezbędne do ich uruchomienia osiągały 2,6 m/s.Natomiast prędkość przepływu, przy której nastę-puje unieruchomienie ziaren żwirów o średnicy –4,8phi, przekracza 1,5 m/s (Sundborg 1967). Dlategoteż obecność tych ziaren w aluwiach deponowanychprzy prędkościach w zakresie od 0,5 do 0,1 m/s, wwarunkach przepływów przejściowych, w którychdominują frakcje drobnoziarnistego piasku, możeświadczyć o transporcie materiału klastycznegopodczas przepływów o wysokiej koncentracji zawie-siny. Podobna interpretacja dotyczy aluwiów litoty-pów FsG, FsFc, FcS, FcFsS, FcFs zawierających ziarnażwiru lub grubego piasku zdeponowane w warun-kach przepływu spokojnego. Przykładem mogą byćaluwia litotypu FsG zdeponowane w zakresie pręd-kości przepływu od 4 do 8 cm/s oraz aluwia litotypuFsFc osadzone podczas przepływów o prędkości wzakresie od 2 do 4 cm/s. W aluwiach litotypu FsGstwierdziłem ziarna żwiru, których udział przekra-czał nieznacznie 15%. Natomiast w niektórychpróbkach aluwiów zaliczonych do litotypu FsFc wy-stępowały pojedyncze ziarna gruboziarnistego pia-sku. Prędkość erozyjna odpowiednio dla litotypuFsG – –1,9 phi wynosi 1,1 m/s, a dla litotypu FsFc –0,9 phi wynosi 0,4 m/s. Według diagramu Sundbor-ga (1967) prędkość przepływu wody, podczas którejnastępuje unieruchomienie ziaren o średnicy –1,9phi wynosi około 0,5 m/s, a ziaren o średnicy 0,9 phiokoło 0,3 m/s. Obecność tych ziaren w aluwiach po-zakorytowych osadzonych w warunkach dolnego re-żimu przepływów wody, dla których prędkość depo-zycyjna jest mniejsza niż 8 cm/s, można uzasadnićtransportem materiału klastycznego w kohezyjnychpłynach hiperskoncentrowanych.

6.3. Warunki ruchu ziaren przeddepozycją osadu

Sposób ruchu ziaren bezpośrednio poprzedzającydepozycję badanych przez mnie aluwiów pozakory-towych analizowałem w oparciu o rozmieszczeniepróbek na diagramie zależność C/M i kształt krzy-wych kumulacyjnych uziarnienia.

6.3.1. Analiza rozmieszczenia próbekna diagramie zależności C/M

Rozmieszczenie próbek aluwiów na diagramiezależności C/M jest chaotyczne i skomplikowane.Jednak opierając się na poglądach Passegi (1957,1964), można na podstawie skupienia próbek w pew-nych jego fragmentach wyróżnić wszystkie segmentyS-kształtnego pola sedymentacji rzecznej, które od-powiadają różnym rodzajom transportu ziaren, są tosegmenty: N-O – toczenie, O-P – toczenie z udziałemzawiesiny, P-Q – zawiesina gradacyjna z udziałem to-czonych ziaren, Q-R – zawiesina gradacyjna i R-S –zawiesina jednorodna (ryc. 21). Ponadto można wy-różnić pole T – osadów sedymentacji zawiesiny typupelagicznego. Kształt tego pola nawiązuje dokształtu pola Tc, charakterystycznego dla osadówpowstających w warunkach spływów gęstościowych.Wzorując się na propozycji Passegi (1964), w punk-tach załamania pola sedymentacji rzecznej wyzna-

45

Warunki ruchu ziaren przed depozycją osadu

Ryc. 21. Rozmieszczenie wszystkich analizowanych pró-bek aluwiów na diagramie zależności C i M

1 – segmenty N-O, 2 – segmenty O-P, 3 – segmenty P-Q, 4 –segmenty Q-R, 5 – segment R-S, 6 – granica segmentu T, 7 –tendencja zmian wartości C i M nawiązująca do pola Tc

Fig. 21. Distribution of researched alluvia samples on CMdiagram

1 – N-O segment, 2 – O-P segment, 3 – P-Q segments, 4 – Q-Rsegments , 5 – R-S segment, 6 – T segments, 7 – tendency of Cand M values changes referring to Tc field

czyłem wartości C (pierwszego percentyla) odpowia-dające granicznym rodzajom ruchu ziaren, są to: wpunkcie P – wartość Cr oznaczająca minimalną śred-nicę ziarna przemieszczanego trakcyjnie; w punkcieQ – wartość Cs określająca rozmiar największegoziarna transportowanego w zawiesinie gradacyjnej; wpunkcie R – wartość Cu równoznaczna z maksymal-nym wymiarem ziaren transportowanych w zawiesiniejednorodnej. Ponieważ na diagramie C/M zamie-ściłem wszystkie analizowane przeze mnie próbki re-prezentujące różne typy rzek i deponowane w różnychwarunkach reżimu przepływu, wyznaczyłem na nimkilka segmentów odpowiadających temu samemu ro-dzajowi ruchu ziaren oraz kilka wartości Cr, Cs i Cs.

Na podstawie analizy skupisk próbek badanychprzeze mnie aluwiów pozakorytowych na diagramieC/M wykreśliłem trzy zestawy segmentów sedymen-tacji rzecznej składające się z segmentów (1)N1-O1-P1, (2) N2-O2-P2-Q1-R1-S1, (3) O3-P3-Q2-R2-S2 ipole zawiesiny typu pelagicznego T (ryc. 21). Zewzględu na to, że znaczna część próbek rozmieszczo-nych na diagramie C/M nie lokowała się w wyznaczo-nych segmentach, określiłem także udział procento-wy próbek w 9 polach, zaproponowanych przezPassegę i Byramjee (1969), odpowiadających różnymrodzajom ruchu ziaren. Kryteria wyznaczenia tychpól opisałem w rozdziale 3.

Segmenty transportu ziaren w trakcjiWedług Passegi (1957, 1964) aluwia powstające

przy dominującym udziale transportu trakcyjnegolokują się na diagramie zależności C/M w segmen-tach N-O i O-P. Na podstawie rozmieszczenia bada-nych przeze mnie próbek aluwiów pozakorytowychna diagramie C/M wyznaczyłem 2 segmenty N-O(ryc. 21). Pierwszy (N1-O1), wzdłuż którego równole-gle do linii C=M rozmieszczone są próbki o wartościC poniżej –6 phi, i drugi (N2-O2) nawiązujący tren-dem do pierwszego w zakresie wartości C od –6 phido –4 phi i wartościach M poniżej – 2 phi. Z segmen-tem N1-O1 powiązany jest segment O1-P1, w którymlokują się próbki o wartości C poniżej –6 phi i warto-ści M w zakresie od –1 phi do –4 phi. Ponieważ nadiagramie tym nie ma możliwości jednoznacznegowykreślenia segmentu P-Q powiązanego z segmen-tem O1-P1, można jedynie przypuszczać, że wartośćC= –6 phi jest także wartością Cr1. Oprócz segmentuO1-P1 wyróżniłem jeszcze dwa segmenty (O2-P2 iO3-P3), w których lokują się próbki osadów transpor-towanych trakcyjnie z udziałem zawiesiny. Pierwszy znich (O2-P2) obejmuje próbki, których wartości C za-wierają się w zakresie od –4 phi do –2 phi. W segmen-cie tym można wyróżnić trzy grupy próbek aluwiówukładających się równolegle do osi M o wartościachC równych odpowiednio: –4, –3,3 i –2,5 phi. Ponie-waż wartości te można powiązać z segmentem P2-Q1,w którym wzrasta udział ziaren transportowanych wzawiesinie gradacyjnej w stosunku do trakcji, uzna-

łem, że wartości te odpowiadają punktom załamaniaP i są wartościami granicznymi transportu ziaren wtrakcji Cr2 = –4 phi, Cr3 = –3,3 phi i Cr4 = –2,5 phi.Warto tu zwrócić uwagę, że tylko z fragmentem seg-mentu O2-P2 w zakresie wartości Cr2 = –4 phipowiązany jest segment N2-O2. Kolejny segment, wktórym lokują się próbki osadów deponowanych ztrakcji przy udziale zawiesiny (O3-P3), znajduje się wprzedziale wartości C pomiędzy –1 i –0,5 phi orazwartościach M pomiędzy 0 i 3 phi. Podstawę do wy-kreślenia tego pola stanowił punkt złamania Pbędący początkiem segmentu P3-Q2, osadów trans-portowanych w zawiesinie gradacyjnej z udziałem to-czenia. W pierwszym z nich (Cr5) wartość najmniej-szego ziarna transportowanego w trakcji wynosi –0,5phi, a w drugim (Cr6) 0 phi. Z analizy wartości C pró-bek rozmieszczonych w segmentach N-O i O-P wyni-ka, że w aluwiach pozakorytowych został zapisanytrakcyjny transport otoczaków (N1-O1, O1-P1), ziarenżwiru ((N2-O2, O2-P2) i gruboziarnistego piasku(O3-P3).

Segment transportu ziaren w saltacjiZdaniem Passegi (1964) w segmencie P-Q lokują

się ziarna przemieszczane w zawiesinie z udziałemtoczenia. Ten mieszany rodzaj ruchu ziaren uznajeon za ekwiwalent saltacji (Passega 1957). Domi-nujący udział ziaren przemieszczanych w saltacji, zktórej deponowane są osady tworzące segment P-Qprzyjmują także inny autorzy (Mycielska-Dowgiałło1995, 2007, Racinowski i in. 2001, Arnaud-Fassetta2003). Analizując rozmieszczenie badanych przezmnie próbek na diagramie C/M, w oparciu o punktyzałamania P i Q pól sedymentacji rzecznej wyzna-czyłem dwa segmenty osadów powstających przy do-minującym udziale saltacji, P2-Q1 i P3-Q2 (ryc. 21).

W zakresie wartości C od –4 do 0 phi oraz warto-ści M od 0,5 do 1,5 phi wykreśliłem segment P2-Q1 oprzebiegu równoległym do osi C. Segment ten częś-ciowo pokrywa się z opisanym powyżej segmentemO3-P3. Oznacza to, że ziarna aluwiów znajdującychsię w fragmencie segmentu O3-P3, który pokrywa sięz segmentem P1-Q1, mogły być transportowane za-równo przez toczenie, jak i w saltacji. Warto tu przy-pomnieć, że na podstawie punktu Q wyznaczana jestwartości Cs, odpowiadająca najgrubszemu ziarnuprzemieszczanemu w zawiesinie gradacyjnej. War-tość Cs stanowi także granicę rozmiarów najdrob-niejszych ziaren przemieszczanych w saltacji. Wprzypadku pierwszego z wyznaczonych segmentów(P2-Q1) jest to wartość Cs1 = 0 phi. Przyjmując drugągranicę dla tego segmentu w punkcie P2 = –4 phi,oznaczającą rozmiary najdrobniejszych ziaren prze-mieszczanych trakcyjnie (Cr), w saltacji przemiesz-czane były ziarna w zakresie od –4 do 0 phi. W dru-gim z wykreślonych przeze mnie segmentówtransportu saltacyjnego (P3-Q2) wartości określającezakres ziaren transportowanych saltacyjnie mieszczą

46


się pomiędzy Cr5 = –0,5 phi lub Cr6 = 0 phi i Cs2 =0,6 phi. Na tej podstawie można stwierdzić, że w alu-wiach zdeponowanych na równinach zalewowych za-rejestrowany został saltacyjny ruch ziaren piasku(segment P3-Q2) i żwiru (segment P2-Q1).

Segmenty transportu ziaren w zawieszeniuNa diagramie zależności C/M Passega (1957,

1964) wyróżnił trzy rodzaje segmentów transportuziaren w zawieszeniu: (1) Q-R – segment zawiesinygradacyjnej, (2) R-S – segment zawiesiny jednorod-nej i (3) T – segment zawiesiny pelagicznej. W opar-ciu o rozmieszczenie badanych przeze mnie próbekaluwiów pozakorytowych na diagramie C/M wykre-śliłem dwa segmenty osadów deponowanych z zawie-siny gradacyjnej (Q1-R1 i Q2-R2) oraz segmenty za-wiesiny jednorodnej (R2-S2 i R2-S2) i pole zawiesinyjednorodnej typu pelagicznego T (ryc. 21).

W zakresie wartości od Cs1 = 0 phi do Cu1 = 0,3phi oraz wartości M pomiędzy 0,5 i 1,5 phi wykre-śliłem segment Q1-R1, który jest kontynuacją seg-mentu P2-Q1, tworzącego zestaw segmentówN2-O2-P2-Q1-R1-S1. Na wartości 0,3 phi zarysowujesię załamanie przebiegu tego zestawu segmentów wpunkcie R1 oznaczającym najgrubsze ziarno trans-portowane w zawiesinie jednorodnej. Z kolei w za-kresie wartości Cs2 = 0,6 i Cu3 = 3 phi wyznaczyłemsegment P3-Q2, będący kontynuacją segmentu Q2-R2w polu sedymentacji rzecznej O3-P3-Q2-R2-S2. Po-dobnie jak w przypadku wartości Cu1 = 0,3 phi, takżena wartości Cu3 = 3 phi zarysowuje się wyraźnezałamanie przebiegu tego segmentu, co pozwala naoznaczenie go symbolem R2. Należy dodać, że zała-manie takie występuje też na wartości Cu2 = 2 phi, cooznacza, że z zawiesiny jednorodnej mogły być jużdeponowane ziarna o tej średnicy, które są jednocze-śnie zaliczane do segmentu zawiesiny gradacyjnej. Waluwiach pozakorytowych został więc zapisany ruchziaren piasku w zawiesinie gradacyjnej i zawiesiniejednorodnej.

Próbki, w których wartość C jest większa od 3 phi(czyli zawierające ziarna drobniejsze od frakcji drob-nego piasku), były najprawdopodobniej deponowa-ne z zawiesiny jednorodnej typu pelagicznego, po-nieważ skupiają się w polu T uznanym przez Passegę(1964) za pole zawiesiny pelagicznej. Kształt tegopola przypomina rozkład próbek w segmentach Tc(ryc. 12), osadów deponowanych z prądów gęstościo-wych (ryc. 21), dlatego uważam, że aluwia lokującesię w tym miejscu diagramu C/M mogły być depono-wane w warunkach dużej koncentracji zawiesiny. Po-dobną do pozycji segmentów Tc tendencję rozmiesz-czenia próbek można także zaobserwować w segmen-cie R2-S2 (por. ryc. 12, 21). Nie jest więc wykluczone,że w warunkach wysokiej koncentracji zawiesiny jed-norodnej transportowany osad mógł mieć cechy ciałaplastyczno-lepkiego, a przepływ mógł mieć charakterkohezyjnego płynięcia gęstościowego.

Rozkład próbek w polach diagramu zależnościC/M

Z analizy rozmieszczenia próbek na diagramiezależności C i M w polach zaproponowanych przezPassegę i Byramjee (1969) wynika, że aluwia poza-korytowe deponowane były przy bardzo zróżnico-wanym udziale transportu ziaren (por. tab. 7,ogółem dla całej badanej populacji). Osady depo-nowane przy udziale materiału przemieszczanegotrakcyjnie stanowią prawie 20%, prawie 44% trans-portowanych było w zawiesinie gradacyjnej, a pozo-stałe 37% osadów deponowanych było z zawiesinyjednorodnej.

Warunki ruchu ziaren przed depozycją podczasprzepływów o różnym ustroju

Reżim przepływu wody, podczas którego były de-ponowane analizowane przez mnie aluwia pozakory-towe, został, jak już wspomniałem, określony przyużyciu metody zaproponowanej przez Sly i in.(1983). Rozpatrując rozmieszczenie próbek na dia-

47


Tabela 7. Udział procentowy badanych próbek aluwiów pozakorytowych deponowanych w różnych warunkach ustrojuprzepływu1 w polach diagramu C/M wg Passegi i Byramjee (1969)

Table 7. Percentage of researched samples of overbank alluvia deposited in different conditions of regime flow in fields ofC/M diagram after Passega and Byramjee (1969)

Ustrój przepływuUdział w polu diagramu C/M2

I II III IV V VI VII VIII IX

Rwący 100 0 0 0 0 0 0 0 0

Przejściowy z tendencją do rwącego 56,2 2,9 1,0 16,2 13,3 0 10,4 0 0

Przejściowy z tendencją do spokojnego 30,0 1,1 0,8 27,4 20,2 3,1 17,5 0 0

Spokojny 0 4,3 5,6 6,1 15,9 21,9 24,3 21,3 0,6

Ogółem w całej populacji 15,9 1,7 1,6 11,6 16,5 15,8 21,3 15,3 0,31Przynależność próbek do typów reżimu przepływu wody określono za pomocą analizy rozmieszczenia próbek na diagramie zależnościśredniej średnicy ziarna i wysortowania metodą zaproponowaną przez Sly i in. (1983) – rozdział 6.12Oznaczenia pól na diagramie C/M zostały opisane w rozdziale 3.4.1

gramie zależności C i M, które były deponowaneprzy różnych warunkach ustroju przepływu, możnastwierdzić następujące prawidłowości:1) Osady deponowane przy przepływach nadkry-

tycznych powstają z ziaren transportowanych władunku dennym (100% w polu I – tab. 7). Próbkitych aluwiów lokują się w segmentach N1-O1,N2-O2, O1-P1 i O2-P2 (ryc. 22A). Jak wynika z anali-zy wartości Cr, najdrobniejsze ziarna transporto-wane w trakcji w warunkach górnego ustrojuprzepływu miały średnicę mniejszą od –2 phi, czy-li powyżej 4 mm (ryc. 22A).

2) Przy przepływach spokojnych średnica najmniej-szych ziaren toczonych i wleczonych po dnie tużprzed ich depozycją wynosi –0,5 phi. Próbki alu-wiów deponowanych przy tego typu przepływachlokują się w segmentach O3-P3-Q2-R2-S2, R1-S1 i T(ryc. 22A). Jednak ruch większości ziaren odby-wał się w suspensji jednorodnej i jednorodnejtypu pelagicznego (przeszło 45% próbek łącznieznajdowało się w polach VII i VIII – tab. 7).

3) Próbki aluwiów akumulowanych w warunkachprzepływów przejściowych między rwącym i spo-kojnym lokują się głównie w segmentach P2-Q1,P3-Q2, Q1-R1 i Q2-R2 (ryc. 22B, C). Na tej podsta-wie można stwierdzić, że ruch ziaren przed depo-zycją tych osadów odbywał się przede wszystkimw saltacji i w zawiesinie gradacyjnej z niewielkimudziałem ziaren toczonych i wleczonych po dnie.

4) Większość osadów powstających w warunkachprzejściowych z tendencją do przepływu rwącegobyła akumulowana z trakcji. Wynika to z faktu, żeprzeszło 60% aluwiów lokuje się w polach I, II iIII (tab. 8).

5) W warunkach przejściowych z tendencją doprzepływu spokojnego przeważa liczba osadówdeponowanych z zawiesiny gradacyjnej. Przeszło50% próbek osadów deponowanych przy przepły-wach przejściowych z tendencją do ustroju dolne-go lokuje się w polach IV, V i VI (tab. 8),natomiast udział próbek osadów deponowanych ztrakcji (w polach I, II i III) wynosi 32%.

48


Ryc. 22. Rozmieszczenie próbek aluwiów na diagramie za-leżności C i M

A – próbki osadów powstających w warunkach rwącego (1) ispokojnego (2) przepływu, B – próbki osadów powstających wwarunkach przejściowych z tendencją do rwącego, C – próbkiosadów powstających w warunkach przejściowych z tendencjądo spokojnegoSymbole jak na rycinie 25

Fig. 22. Samples distribution on CM diagramA – samples of alluvia deposited under high (1) and low (2)energy flow regimes condition, B – samples of alluvia deposi-ted under intermediate energy flow regime with tendency tohigh energy flow regime condition, C – samples of alluvia de-posited under intermediate energy flow regime with tendencyto low energy flow regime conditionSignatures as figure 25

Analiza warunków ruchu ziaren osadu różnychlitotypów

Udział próbek reprezentujących różne litotypybadanych aluwiów w dziewięciu polach diagramu za-leżności C i M wyznaczonych przez Passegę i Byram-jee (1969) zamieściłem w tabeli 8. Na podstawie jejanalizy można stwierdzić, że:1) Z ładunku dennego przy dominacji trakcyjnego

ruchu ziaren deponowane są wszystkie litotypy, wktórych przeważa udział frakcji otoczaków i żwi-rów. Ponadto z tego ładunku deponowana jestprzynajmniej 1/3 piasków (S). Są to osady, w któ-rych przeważa frakcja piasków grubo- lub śred-nioziarnistych.

2) Prawie 64% piasków (litotyp S) deponowanychbyło z materiału transportowanego w ładunku za-wieszonym. W tym przeszło połowa powstawaław warunkach dużej turbulencji (pole IV). Należyjednak zauważyć, że około 1/10 piasków depono-wanych było z zawiesiny jednorodnej.

3) Aluwia, w których dominuje frakcja piaszczysta zdomieszką frakcji drobnoklastycznych (mułkówlub/i iłów) lokują się głównie w polu V – zawiesinygradacyjnej transportowanej w warunkach umiar-kowanej turbulencji i polu VI – zawiesiny jedno-rodnej. Ponieważ pole V jest określane przezRacinowskiego i in. (2001) jako pole zawiesinyziarnowej (saltacji), można przypuszczać, że ruch

49


Tabela 8. Udział procentowy próbek lokujących się w polach diagramu zależności C i M (wg Passegi i Byramjee 1969) dla li-totypów badanych aluwiów pozakorytowych

Table 8. Percentage of samples located in fields of C/M diagram (after Passega & Byramjee 1969) for overbank deposits’ ofresearched lithotypes

LitotypTransport przydenny

(trakcja z udziałem zawiesiny) Zawiesina gradacyjna Zawiesina jednorodna

I II III IX IV V VI VII VIII

B 100,0 0 0 0 0 0 0 0 0

BG 100,0 0 0 0 0 0 0 0 0

GBS 100,0 0 0 0 0 0 0 0 0

G 100,0 0 0 0 0 0 0 0 0

GS 100,0 0 0 0 0 0 0 0 0

SG 100,0 0 0 0 0 0 0 0 0

SGFs 100,0 0 0 0 0 0 0 0 0

SFsG 0 100,0 0 0 0 0 0 0 0

S 35,2 0,6 0,3 0 33,8 19,2 0 10,8 0

SFs 8,9 5,4 2,5 0 8,4 39,0 3,1 32,7 0

SFsFc 0 0 0 0 0 14,3 0 71,4 14,3

SFcFs 0 0 0 0 0 50,0 0 50,0 0

SFc 0 0 0 0 0 75,0 0 25,0 0

FsG 0 0 0 100 0 0 0 0 0

FsS 0 0 2,9 0,2 4,3 3,9 31,4 49,1 6,2

FsSFc 0 0 0 0 0 0 37,5 0 62,5

FsFcS 0 0 0 0 0 12,5 37,5 0 50,0

Fs 0 0 1,1 1,1 0,9 1,7 46,6 2,2 44,4

FsFc 0 0 0 0 0 4,3 9,3 1,4 85,0

FcS 0 0 0 0 0 0 0 100,0 0

FcFsS 0 0 0 0 0 0 0 0 100,0

FcFs 0 0 0 0 0 0 0 0 100,0

DS. 0 0 0 0 0 0 50 50,0 80,0

DFs 0 0 0 5,60 0 5,6 11,1 22,2 55,6

DFc 0 0 0 0 0 0 0 20,0 80,0

ziaren poprzedzających depozycję osadów lo-kujących się w tym polu mógł odbywać się w chwi-lowym zwieszeniu.

4) Mułki i osady, w których przeważa frakcja mułko-wa, lokują się głównie w polu VIII lub VI. Ozna-cza to, że osady te deponowane były przeważnie zzawiesiny jednorodnej typu pelagicznego albo zzawiesiny gradacyjnej w warunkach małej turbu-lencji.

5) Jeśli w osadzie przeważa frakcja ilasta, to osady tebyły deponowane w warunkach zawiesiny jedno-rodnej typu pelagicznego, z wyjątkiem aluwiówlitotypu FcS, który powstawał z zawiesiny jedno-rodnej.

6.3.2. Analiza kształtu krzywychkumulacyjnych uziarnienia

Na podstawie przeprowadzonej przeze mnie ana-lizy kształtu krzywych kumulacyjnych uziarnienia woparciu o opisane w rozdziale 3 propozycje interpre-tacji sposobu transportu ziaren przed depozycją na-leży stwierdzić, że:

(1) W kształcie krzywych kumulacyjnych wyróż-nić można pięć odcinków (ryc. 13):

C1 – odcinek o stromym nachyleniu w stosunkudo osi odciętych – x (odpowiadającej średnicy ziaren)tworzony jest przez gruboziarniste ziarna przemiesz-czane trakcyjnie (subpopulacja trakcyjna grubsza).

C2 – odcinek o nachyleniu łagodnym do osi x, któ-ry tworzą ziarna przemieszczane trakcyjnie o średni-cach mniejszych od ziaren tworzących odcinek C1(subpopulacja trakcyjna drobniejsza). Jeżeli krzywakumulacyjna na tym odcinku ma przebieg równo-legły do osi wielkości ziaren, oznacza to, że w osadziebrakuje ziaren, których wielkość odpowiada takiemuprzebiegowi krzywej.

A1 – odcinek o stromym nachyleniu w stosunku doosi x tworzony przez ziarna przemieszczane w saltacji.

A2 – odcinek o stromym nachyleniu w stosunku doosi x. Jest on zwykle bardziej stromy niż odcinek A1lub oddzielony od niego krótkim odcinkiem o prze-biegu łagodniejszym. Tworzą go ziarna, których ruchprzed depozycją odbywał się w chwilowej zawiesinie.Ich średnica jest mniejsza od tworzących odcinek A1.

B – odcinek o zwykle łagodnym nachyleniu do osix. Tworzą go ziarna przemieszczane w zawiesinie.

(2) Wymienione odcinki rozdzielają punktyzałamania (ryc. 13):

CO (ang. Coarse Overlaping point) – rozdzielającysubpopulację trakcyjną C1 i C2,

CT (ang. Coarse Truncation point) – rozdzielającypopulację trakcyjną od saltacyjnej,

FT (ang. Fine Truncation point) – rozdzielającypopulację saltacyjną od zawiesinowej,

ST (ang. Saltation Truncation point) – rozdzie-lający subpopulację saltacji (A1) od subpopulacjichwilowej zawiesiny (A2).

Jeśli przebieg odcinka C krzywej kumulacyjnejpomiędzy punktami załamania CO i CT jest równo-legły do osi x, to rozmiar najdrobniejszego ziarnatransportowanego przez toczenie lub/i wleczenie podnie trzeba interpretować na podstawie punktu zała-mania CO. Natomiast wielkości i udziałowi najgrub-szych ziaren transportowanych w saltacji odpowiadapunkt załamania CT.

Ponieważ przedstawienie wyników analizy krzy-wych kumulacyjnych dla wszystkich badanych przezemnie próbek znacznie zwiększyłoby objętość tej pra-cy, sposób wyznaczania poszczególnych odcinkówkrzywych kumulacyjnych uziarnienia i możliwości in-terpretacji, na podstawie których określałem wiel-kość i udział ziaren przemieszczanych w trakcji,saltacji, chwilowym zawieszeniu i zawieszeniu, za-prezentuję na kilku przykładach (ryc. 23, tab. 9).

Cztery krzywe kumulacyjne uziarnienia, w któ-rych kształcie wyróżniłem 5 odcinków, zamieszczonona rycinie 23A. Krzywe te reprezentują próbki alu-wiów pozakorytowych dwóch litotypów, żwirówpiaszczystych (GS) i mułków piaszczystych (FsS).Wyniki interpretacji sposobu transportu ziaren tychosadów zamieściłem w tabeli 9. Na podstawie inter-pretacji kształtu krzywych kumulacyjnych próbek za-mieszczonych na rycinie 23A można stwierdzić, żeosady żwirowo-piaszczyste były deponowane głów-nie z trakcji, w której najdrobniejsze ziarna miałyrozmiary odpowiadające frakcji piasku gruboziarni-stego (0–1 phi). Jednak większość ziaren transporto-wanych tuż przed unieruchomieniem z trakcji toziarna żwiru. Udział ziaren akumulowanych z saltacjiwynosi około 30%, były to ziarna frakcji piasku. Wosadzie bardziej gruboziarnistym (GS1) ilość ziarenprzemieszczających się w krótkich przeskokach sal-tacyjnych była większa o 6% od ilości ziaren opa-dających z chwilowej zawiesiny. Najdrobniejsze ziar-na przemieszczane saltacyjnie w pobliżu dna miałyrozmiar 1 phi. Natomiast w osadzie bardziej drobno-ziarnistym (GS2) znacznie wzrosła liczba i zmniejszyłsię rozmiar najdrobniejszych ziaren transportowa-nych w krótkich przeskokach saltacyjnych (do 3 phi)w stosunku do ziaren deponowanych z chwilowej za-wiesiny. Udział ziaren opadających z zawiesiny wobu analizowanych próbkach był nieznaczny, z tąróżnicą, że w przypadku osadu bardziej gruboziarni-stego z zawiesiny opadały grubsze ziarna (ziarna pia-sku średnioziarnistego) niż w przypadku osadu bar-dziej drobnoziarnistego (głównie ziarna pyłu). Wpróbkach reprezentujących aluwia mułkowo-piasz-czyste przeważają ziarna przemieszczane w saltacji.Ich rozmiar zawiera się w przedziale frakcji odpowia-dającym bardzo drobnoziarnistym piaskom i śred-nioziarnistym pyłom. W osadzie bardziej gruboziar-nistym (FsS1) ilość ziaren deponowanych z saltacjiprzy dnie jest większa niż ziaren opadających na dnoz chwilowej zawiesiny. Natomiast w osadzie bardziej

50


51


Ryc. 23. Wybrane krzywe kumulacyjne uziarnienia aluwiów pozakorytowychA – aluwia o pięciu segmentowych krzywych kumulacyjnych, B – aluwia litotypu, FsFc

1 – dwusegmentowe i FsFc2 – trzysegmentowe; GS1,

GS2, MS1, MS2, FsFc1, FsFc

2 – krzywe kumulacyjne wybranych próbek litotypów; 1 – punkt załamania ST, 2 – punkt załamania FT wgVishera (1969) oraz Viarda i Breyera (1979), 3 – punkt załamania FT wg Mossa (1972), 4 – punkt załamania CT, 5 – punkt załamaniaCO, 6 – B – zawiesina, 7 – A2 – chwilowa zawiesina, 8 – A1 – krótkie przeskoki saltacyjne, 9 – A – saltacja, 10 – C2 – subpopulacja trakcyjnadrobniejsza, 11 – C1 – subpopulacja trakcyjna grubsza

Fig. 23. Selected grain size composition cumulative curves of ovebank depositsA – alluvia of 5-segmental cumulative curves, B – lithotype alluvia, FsFc

1 – 2-segmental and FsFc2 – 3-segmental, GS1, GS2, FsS1, FsS2, FsFc

1,FsFc

2 – cumulative curves of selected lithofacie samples; 1 – ST inflection point , 2 – Fine Truncations point FT after Visher (1969) andViard, Breyer (1979), 3 – Fine Truncations point FT after Moss (1972) 4 – Coarse Truncation point CT, 5 –Coarse overlapping pointCO, 6 – B – suspended load , 7 – A2 – intermitted suspension load, 8 – A1 – low distance jumping saltation load, 9 – A – saltation load, 10 –C2 – finer subpopulation of traction load, 11 – C1 – coarser subpopulation of traction load

Tabela 9. Udział i rozmiar ziaren transportowanych w trakcji saltacji i zawieszeniu w wybranych próbkach żwirów piaszczys-tych, mułków piaszczystych i mułków ilastych

Table 9. Percentage and size of grains transported in traction, saltation and suspension in selected samples of sandy gravels,sandy silts and clayey silts

PróbkaUdział ziaren wg rodzajów transportu [%] Punkty załamania [phi]

C1 C2 A3 A4 B5 CO CT ST FT

GS1 58 10 18 12 2 –2 0 1 2

GS2 59 11 27 2,5 0,5 –1 1 3 3,7

FsS1 0,1 0,1 47,8 38 14 2,7 3 5,3 7

FsS2 1,5 1,5 29 64 4 3,5 5,5 6,7 7,5

FsFc1 0 0 55 45 – – – 6

FsFc2 0 0 50 34 16 – – 7 9

drobnoziarnistym (FsS2) znacznie wzrasta ilość orazzmniejsza się rozmiar najgrubszych ziaren (z pyługrubego do pyłu średniego) przemieszczanych wchwilowym zawieszeniu. Z zawiesiny akumulowanabyła niewielka liczba ziaren frakcji drobniejszej odmułków średnich, przy czym wraz ze zmniejszaniemsię udziału ziaren deponowanych z zawiesiny nie-znacznie zmniejsza się także ich rozmiar. W trakcjituż przed unieruchomieniem przemieszczane byłyziarna frakcji drobnego i bardzo drobnego piasku,których udział w osadzie sięgał najwyżej kilku pro-cent.

Jak wynika z powyższego, zestaw typów ruchu zia-ren przed depozycją aluwiów pozakorytowych na-leżących do jednego litotypu różni się pod względemwielkości i udziału ziaren zaliczanych do różnych spo-sobów przemieszczania się. Przeprowadzona analizaruchu ziaren na przykładzie próbek aluwiów pozako-rytowych należących do jednego litotypu, ale róż-niących się nieznacznie cechami uziarnienia wskazu-je, że wraz ze zmniejszaniem się rozmiarów ziaren wosadzie rejestrowany jest proces przechodzenia corazdrobniejszych ziaren z ruchu w ładunku zawieszonymdo ruchu w ładunku dennym. Jednocześnie zapisanyzostał wzrost udziału ziaren transportowanych w co-raz dłuższym i częstszym kontakcie z podłożem.

Jak zwraca uwagę Visher (1969), wyznaczeniedwóch odrębnych subpopulacji A1 iA2 nie zawsze jestmożliwe. Autor ten wspomniane subpopulacje wy-różnił w zakresie frakcji piasku. Z opisanej powyżejanalizy wynika, że subpopulacje te można wydzielićzarówno w zakresie frakcji piasku, jak i mułku. Ozna-cza to, że bezpośrednio przed unieruchomieniem wtransporcie saltacyjnym i chwilowym zawieszeniuznajdują się nie tylko ziarna piasku, ale także pyłu.Należy w tym miejscu zwrócić uwagę, że inny sposóbod opisanego sposobu interpretacji kształtu krzy-wych kumulacyjnych zaprezentował Moss (1972, s.177). Autor ten przyjął, że w przypadku krzywych, wktórych występuje kilka punktów załamania możli-wych do interpretacji jako granica ziaren transporto-wanych w saltacji i opadających na dno z zawiesiny,punktem FT jest miejsce załamania odpowiadającenajwiększej średnicy ziarna. Jeśli punkt FT zostaniewyznaczony zgodnie ze sposobem zaprezentowanymprzez Mossa, to w przypadku zamieszczonym na ryci-nie 23A do ziaren akumulowanych z zawiesiny nale-ży zaliczyć wszystkie ziarna transportowane w chwi-lowej zawiesinie i część ziaren o średnicy mniejszejniż 4 phi zaliczonych do saltacji przy dnie. Ponieważwnioskowanie o ruchu materiału klastycznego w śro-dowisku fluwialnym na podstawie propozycji Visher-ta (1969) daje możliwości rozróżniania dwóch sub-popolacji ziaren transportowanych w saltacji, wswoich badaniach wykorzystywałem jego propozycję.

Przykładem różnej interpretacji rodzaju ruchuziaren przed depozycją, uwzględniających wydziele-nie tylko jednej populacji saltacyjnej lub dwóch sub-

populacji tego rodzaju ruchu ziaren, na podstawiealuwiów nie różniących się istotnie pod względemcech uziarnienia jest porównanie kształtu krzywychkumulacyjnych dwóch próbek aluwiów litofacjimułków ilastych – FsFc (ryc. 23B, tab. 9). Niewielkieróżnice w rozkładzie wielkości ziaren pomiędzy wy-branymi próbkami dobrze obrazuje udział poszcze-gólnych frakcji podstawowych oraz wartości wskaź-ników uziarnienia. W pierwszej z nich FsFc

1, udziałfrakcji piasku wynosi 12%, mułkowej 71%, a ilastej17%, w drugiej FsFc

2, odpowiednio 14%, 70% i 16%.Wartości wskaźników uziarnienia są następujące:FsFc

1 – Mz = 6,8 phi s1 = 2,5, Sk1 = 0,06, KG = 1,0;FsFc

2 – Mz = 6,2 phi s1 = 2,5, Sk1 = 0,05, KG = 1,3. Wprzypadku próbki FsFc

1 w kształcie krzywej zazna-czają się tylko odcinki A i B. Natomiast w przypadkupróbki FsFc

2 w przebiegu linii stromego odcinka krzy-wej kumulacyjnej A dobrze zaznaczają się dwa od-cinki odpowiadające ziarnom transportowanym wsaltacji przy dnie i ziarnom opadającym na dno zchwilowej zawiesiny. Punkt FT krzywej kumulacyjnejpróbki FsFc

2 odpowiada ziarnom o średnicy mniej-szej niż w przypadku FsFc

1.Z przeprowadzonej powyżej interpretacji wybra-

nych próbek aluwiów pozakorytowych wynika, że napodstawie analizy kształtu krzywych kumulacyjnychuziarnienia za pomocą metody zaproponowanej przezMossa (1962, 1963) i Vishera (1969) oraz zmodyfiko-wanej przez Viarda i Breyera (1979) możliwe jest roz-różnienie ruchu ziaren tej samej frakcji w momenciebezpośrednio poprzedzającym depozycję nie tylko wosadach należących do różnych litotypów, ale nawet wpróbkach aluwiów należących do jednego litotypu nieróżniącego się istotnie cechami uziarnienia.

Analiza kształtu krzywych kumulacyjnychuziarnienia litotypów

Kształt krzywych kumulacyjnych uziarnienia alu-wiów pozakorytowych reprezentujących poszczegól-ne litotypy różni się między sobą. Zróżnicowanie toobrazują krzywe kumulacyjne uziarnienia wykreślo-ne na podstawie uśrednionych wartości wyliczonychdla wybranych litotypów (ryc. 24). Krzywe te majązwykle stromy przebieg. Oznacza to, że większośćziaren bezpośrednio przed akumulacją tych osadówbyła transportowana w saltacji.

Szczegółowe wyniki interpretacji sposobu ruchuziaren poprzedzającego depozycję aluwiów poza-korytowych zaliczanych do poszczególnych litotypówzamieściłem w tabeli 10. Na podstawie analizy da-nych zawartych w tej tabeli należy stwierdzić, że:1) W poszczególnych litotypach zaobserwować moż-

na zapis dużego zróżnicowania zarówno w udzia-le, jak i w średnicy ziaren transportowanych wtrakcji, saltacji i zawieszeniu.

2) Zróżnicowanie to wynika z opisanej w rozdziale 2natury transportu ziaren w środowisku fluwial-nym, polegającym m.in. na:

52


– częstych zmianach warunków ruchu zależnych odlokalnej zmiany turbulencji, koncentracji trans-portowanego materiału i głębokości wody pod-czas przepływów pozakorytowych,

– możliwości ruchu ziaren tej samej średnicy jedno-cześnie w różny sposób przy nie zmieniających sięwarunkach przepływu.

3) Wraz ze zmianą udziału ziaren różnych frakcjipomiędzy poszczególnymi litotypami zmienia sięśrednica ziaren deponowanych w określony spo-sób. Zjawisko to dobrze odzwierciedlają wysokiewartości współczynników korelacji Pearsona po-między wartościami mediany (M) i wartościamiśrednicy ziarna w poszczególnych punktachzałamania: M do CT – r = 0,76, M do FT – r =0,79. Zmianę ruchu ziaren podczas depozycjiszczególnie dobrze odzwierciedla analiza ziarenfrakcji mułkowych. Ziarna tych frakcji tuż przedich unieruchomieniem przemieszczane są wskrajnie różny sposób w przypadku litotypów gru-bo- i drobnoziarnistych. Podczas akumulacji alu-wiów litotypów żwirowych i piaszczystych opadająone na podłoże z zawiesiny, natomiast podczasdepozycji aluwiów litotypów mułkowych są prze-mieszczane w saltacji.

6.3.3. Różnice w wynikach interpretacji obuanaliz

Różnice w interpretacji sposobu ruchu ziarenopisałem w artykule (Szmańda 2007) porównującymwyniki analizy rozmieszczenia próbek aluwiów nadiagramie zależności C i M metodą Passegi (1964)oraz Passegi i Byramjee (1969) z wynikami analizykształtu krzywych kumulacyjnych metodą Mossa(1962, 1963) i Vishera (1969). Najważniejszym spo-strzeżeniem było ustalenie, że większość ziaren po-chodzących z próbek aluwiów lokujących się w seg-mentach i polach osadów deponowanych z trakcji(segmenty N-O i O-P; pola I, II i III) oraz z zawiesinyjednorodnej podczas depozycji przemieszczała się wsaltacji. Za metodę lepiej odzwierciedlającą procesakumulacji aluwiów pozakorytowych i dającą więk-sze możliwości interpretacji sposobu transportu zia-ren uznałem analizę kształtu krzywych kumulacyj-nych uziarnienia (Szmańda 2007).

Podobne wnioski można wyciągnąć, analizująckształt krzywych kumulacyjnych uziarnienia repre-zentujących osady zaliczane do wybranych segmen-tów diagramu zależności C/M wyznaczonych na ryci-nie 25. Segmenty te obejmują osady deponowaneprzy dominującym udziale trakcji (NO i OP) orazakumulowane z zawiesiny jednorodnej (RS i T).

Wśród próbek lokujących się w segmentach NO(ryc. 25A) nieco mniej niż połowa ma tylko jeden od-cinek populacji ziaren deponowanych z saltacji (A).Krzywe kumulacyjne uziarnienia pozostałych próbekmają skomplikowany kształt. Analizując go, wyróż-nić można zwykle odcinki A i B. W kształcie krzy-wych kumulacyjnych, w których występuje tylko odci-nek A, przedział wielkości ziaren mieści się wzakresie od –9 do – 4 phi. W krzywych tych nie możnawyróżnić odcinków subpopulacji A1 (krótkich prze-skoków saltacyjnych) i A2 (chwilowej zawiesiny). Je-śli w kształcie krzywych wyróżniany jest tylko odci-nek A i B, to odcinek reprezentujący ziarnaopadające na dno z zawiesiny (B) obejmuje ziarnadrobniejsze niż –3 phi, których udział dochodzi do50%. Zawiesinę tę tworzą ziarna zaliczane główniedo zawiesiny gradacyjnej grubej i najgrubszej (por.tab. 2). W niektórych wypadkach w kształcie krzy-wych kumulacyjnych, w których wyróżniłem odcinkiA i B, można było wyróżnić także punkt załamaniaST. Występował on na wartości –4 phi. Na tej podsta-wie w populacji saltacyjnej wyróżniłem subpopulacjęsaltacji przy dnie, której udział był nie większy niż30%, oraz subpopulację chwilowej zawiesiny, którejudział dochodził do 67%. W chwilowej zawiesinietransportowane były ziarna o rozmiarach od –5 phido –3 phi.

Krzywe kumulacyjne próbek należących do seg-mentów O1P1, dla których wartość Cr jest najwyższaspośród stwierdzonych w badanych próbkach, mająkształt, na podstawie którego można wyróżnić trzy ro-

53


Ryc. 24. Krzywe kumulacyjne uśrednionych wartościuziarnienia wybranych litotypów

B – otoczaki, G – żwiry, S – piaski, Fs – mułki1 – punkt załamania pomiędzy subpopulacjami saltacyjnymiST, 2 – punkt załamania FT, 3 – punkt załamania CT, 4 –punkt załamania CO

Fig. 24. Cumulative curie of average grain size composi-tion values of selected lithotypes

B – cobbles, G – gravels, S – sands, Fs – silts1 – inflection point between saltation subpopulations ST, 2 –Fine Truncations point FT, 3 – Coarse Truncation point CT, 4– Coarse Overlapping point CO

dzaje ruchu ziaren (ryc. 25B). Ziarna transportowanetuż przed unieruchomieniem w trakcji mają średnicęziarna poniżej 1 phi, a zwykle jest to 0 phi. Ich udziałnie przekracza 70%. Z saltacji były deponowane ziar-na piasku i pyłu grubego o średnicy w zakresie od 1 do5 phi. Ich udział osiąga maksymalnie 40%. Udział za-wiesiny jest nie większy niż 5%. Są to ziarna frakcjipyłu zaliczane głównie do zawiesiny gradacyjnej gru-bej i mniej niż 1% ziaren pylastych i ilastych zalicza-nych do zawiesiny jednorodnej (por. tab. 2).

W segmencie OP, w którym lokują się próbki alu-wiów o wartości Cr = – 0,5 phi, odpowiadającej naj-mniejszej średnicy najgrubszego ziarna w analizowa-nych osadach, krzywe uziarnienia mają zwykle dwasegmenty (ryc. 25C). Odcinek A, w którego składwchodzą ziarna o średnicy od 0 do 4 phi, oraz odci-nek B – ziarna o średnicy ziarna >4 phi. Udział zia-

ren transportowanych tuż przed unieruchomieniemw saltacji wynosi od 50 do 95%. Natomiast udział zia-ren deponowanych z zawiesiny mieści się w zakresieod 5 do 50%. W zawiesinie przemieszczane byłygłównie ziarna zaliczane do zawiesiny gradacyjnejdrobnej (por. tab. 2).

Krzywe kumulacyjne uziarnienia w segmentachRS podzieliłem na dwie grupy: (1) próbek lokującychsię w segmencie R1S1 i (2) próbek lokujących się wsegmencie R2S2 (ryc. 21). Krzywe próbek, zalicza-nych do segmentów R1S1, mają kształt dwuczłonowy– odcinki A i B (ryc. 25D). Odcinek A obejmuje ziar-na o średnicy od 1 do 3 phi. Z saltacji deponowanejest od 50 do 98% ziaren. Ponieważ w pojedynczychprzypadkach można wyznaczyć także odcinek C, dlaktórego wartość CT wynosi 1 phi, ziarna o średnicywiększej niż 1 phi mogą być bezpośrednio przed ich

54


Tabela 10. Interpretacja rodzajów ruchu ziaren litotypów aluwiów pozakorytowych wykonana na podstawie analizy kształtukrzywych kumulacyjnych uziarnienia

Table 10. Interpretation of grain movements of overbank alluvia lithotypes based on grain size cumulative curves analysis

LitotypUdział ziaren populacji [%] Punkt załamania [phi]

C A A1 A2 B CO CT ST FT

B 0 100 0 0 0 – – – –

BG 0 100 50 50 0 – – –6 –

GBS 0 86 0 0 14 – – – 3

G 0–3 97–100 2–90 9–98 – –7 –5 –6–2 –

GS 0–78 20–100 7–97 3–93 0–12 –7– –1 –5–0 0–3 2–5

SG 0 92–96 29–90 12–70 1–8 –1 1 0–1 2–5

SGFs 0–8 91–98 18–94 10–80 2–6 –1 0 0–1 4

SFsG 18 52 0 0 30 –0,8 1 – 4

S 0–70 25–100 1–96 4–99 0–30 –4–2,5 –1–5 0–6 3–5

SFs 0–42 20–100 2–90 3–94 0–58 –3–3 0–5 0–7 4–8

SFsFc 0–0,5 70–100 5–50 35–88 7–25 0,5–1,5 1–5 1–7 2–9

SFcFs 1 70 29 0 0 0 1,5 – 6,5

SFc 1,5 68–72 20–30 5–61 7–71 0–1 1,5 2,3–3,5 4,5

FsG 15 85 57 28 0 –1,5 4,5 7 –

FsS 0–7 19–100 2–98 7–94 0–80 –3–3 0–5 1–8 2–9

FsSFc 0,3 99,7–100 25–85 12–75 0 1,5–2 2,5–4 7–9 –

FsFcS 0–22 0–78 45 14 0–30 0,5–1,5 1,5–3,5 5 7,5

Fs 0–10 30–100 0–60 12–99 0–60 0–4 3,5–5 5–9 5–9

FsFc 0–11 66–100 55–100 20–80 0–34 –1–4,5 1–6,5 6,5–9 6,5–9

FcS 0 0 1,5 18,5 80 – – 2 3

FcFsS 40 60 0 0 0 – 9 – –

FcFs 20–30 70–80 22 28 0–90 6 7–9 9 5–9

DS 0 0–100 68–80 20–32 0–100 – – 8 9

DFs 0 0–8 0 0 92–100 – – – 9

DFc 0 0 0 0 100 – – – 9

55


Ryc

.25.

Krz

ywe

kum

ulac

yjne

uzia

rnie

nia

prób

ekal

uwió

ww

ybra

nych

segm

entó

ww

yzna

czon

ych

nadi

agra

mie

CM

Pass

egi(

1964

)A

–se

gmen

tyN

O,B

–se

gmen

tO1P

1pr

zyC

r=

–6ph

i,C

–se

gmen

tO3P

3pr

zyC

r=

0ph

i,D

–se

gmen

tR1S

1,E

–se

gmen

tR2S

2,F

–se

gmen

tT1

–pu

nktz

ałam

ania

pom

iędz

ysu

bpop

ulac

jam

isal

tacy

jnym

iST

,2–

punk

tzał

aman

iaFT

,3–

punk

tzał

aman

iaC

T,4

–pu

nktz

ałam

ania

CO

Fig

.25.

Gra

insi

zeco

mpo

sitio

ncu

mul

ativ

ecu

rves

ofov

erba

nkal

luvi

asa

mpl

esof

sele

cted

segm

ents

dist

ingu

ishe

dof

Pass

ega

(196

4)m

etho

dson

CM

diag

ram

A–

NO

-seg

men

ts,B

–O

1P1

segm

entf

orC

r=

–6ph

i,C

–O

3P3

segm

entf

orC

r=

0ph

i,D

–R

1S1se

gmen

t,E

–R

2S2

segm

ent,

F–

Tse

gmen

t1

–in

flect

ion

poin

tbet

wee

nsa

ltatio

nsu

bpop

ulat

ions

ST,2

–F

ine

Tru

ncat

ions

poin

tFT

,3–

Coa

rse

Tru

ncat

ion

poin

tCT

,4–

Coa

rse

Ove

rlap

ping

poin

tCO

unieruchomieniem przemieszczane w trakcji. Ichudział nie przekracza 1%. Ziarna drobniejsze od 3phi tworzą odcinek B, a ich udział mieści się w zakre-sie od 1 do 50%. W przewadze są to ziarna zaliczanedo zawiesiny gradacyjnej drobnej i jednorodnej (por.tab. 2). Znaczna liczba krzywych kumulacyjnychuziarnienia próbek zaliczających się do segmentuR2S2 ma stromy jednoczłonowy przebieg (ryc. 25E).Jest to człon A, w którym wyróżnić można subpopu-lacje ziaren deponowanych z saltacji przy dnie i zchwilowej zawiesiny. Graniczna wartość ST pomię-dzy tymi dwiema subpopulacjami transportu salta-cyjnego przebiega w zakresie ziaren o średnicy 7–8phi. Określony na tej podstawie udział ziaren prze-mieszczanych w chwilowym zawieszeniu wynosi20–30%. W pozostałej części próbek wyróżnić mo-żna dwa główne odcinki A i B. W takich przypadkachgraniczna wartość FT zawiera się w przedziale śred-nicy ziaren pomiędzy 2 phi i 4 phi. Ustalony na pod-stawie tego punktu załamania krzywej udział ziarenopadających na powierzchnię równin zalewowych zzawiesiny wynosi od 50 do 70%. W kształcie krzy-wych kumulacyjnych uziarnienia pojedynczych pró-bek wyróżnić można także odcinek C. W próbkachtych udział ziaren deponowanych z trakcji, określonyna podstawie punktu CT, nie przekracza 1%. Są toziarna piasku drobniejsze niż 3 phi.

Większość krzywych kumulacyjnych uziarnieniapróbek lokujących się w polu T ma kształt jedno-członowy. Ich przebieg jest stromy (ryc. 25F). Podob-nie jak w przypadku próbek zaliczanych do segmentuR2S2 (ryc. 25E), w ich kształcie wyróżnić można dwaodcinki (subpopulacji ziaren deponowanych z salta-cji przy dnie i z chwilowej zawiesiny). Wartość gra-niczna ST w próbkach tych została ustalona na 9 phi(ryc. 25F), a określany na tej podstawie udział ziarenprzemieszczanych w saltacji przy dnie wynosi od 70do 95%. Ponadto w pojedynczych przypadkach wkształcie krzywych wyznaczyłem odcinek C. Two-rzyły go ziarna o średnicy od –1 do 5 phi, którychudział był śladowy i nie przekraczał 1%. Oznacza to,że chociaż pole T jest określane jako pole, w którymlokują się próbki deponowane z zawiesiny jednorod-nej typu pelagicznego, to ziarna pylaste bezpośred-nio przed depozycją przemieszczały się w warstwiedennej głównie w krótkich przeskokach saltacyjnych.

Na zakończenie tego rozdziału chciałbym zwrócićuwagę, że ziarna o średnicy mniejszej od 0,008 mm(ok. 7 phi), wchodzące według klasyfikacji Teisseyre-’a (1985) reprezentujące rodzaj zawiesiny jednorod-nej (tab. 2), przed depozycją mogą być transportowa-ne w saltacji przy dnie lub w chwilowej zawiesinie.Wniosek ten wynika z faktu, że punkt załamania STkrzywych kumulacyjnych znacznej części próbek osa-dów zaliczanych do segmentu R2S2 (ryc. 25E) odpo-wiada wartości 7 phi, a w przypadku krzywych kumu-lacyjnych próbek zaliczanych do pola T punktwartości wynosi 9 phi. Na tej podstawie można przy-

puszczać, że nawet ziarna frakcji iłu bezpośrednioprzed unieruchomieniem są przemieszczane w chwi-lowej zawiesinie.

Metoda Passegi i Byramjee (1969) przypisujekonkretnym rozmiarom ziaren (C i M) w dziewięciupolach na diagramie C/M tylko jeden, scharakteryzo-wany ogólnie rodzaj transportu. Wiadomo nato-miast, że ruch ten zmienia się w zależności od warun-ków przepływu (patrz. rodz. 2). Analizując zapistransportu ziaren zarejestrowany w kształcie krzy-wych kumulacyjnych uziarnienia aluwiów rozmiesz-czonych w różnych polach diagramu zależności C i M(por. tab. 8, 9), zauważyć można zróżnicowanietransportu ziaren o tej samej średnicy. Metoda Pas-segi (1957, 1964) co prawda uwzględnia zmianę spo-sobu ruchu ziaren poprzez zmianę pozycji segmen-tów oznaczających różne rodzaje transportu wdiagramie C/M. Jednak do wyznaczenia tych seg-mentów potrzebna jest duża liczba próbek. Zaletąanalizy kształtu krzywych kumulacyjnych metodąMossa i Vishera jest możliwość dokładnego określe-nie rozmiarów i udziału ziaren przemieszczającychsię w trakcji, saltacji i w zawieszeniu w każdej próbce.Natomiast charakterystyki sposobu ruchu ziaren zapomocą analizy rozmieszczenia próbek na diagramieC/M według Passegi (1964) i Passegi i Byramjee(1969) są bardzo ogólne i ograniczają się do przybli-żonego opisu proporcji ziaren transportowanych wtrakcji i zawieszeniu.

6.3.4. Analiza składowych głównychNawiązując do badań Allena i in. (1972), przepro-

wadziłem analizę składowych głównych, w celu zba-dania wpływu poszczególnych frakcji na uziarnienieosadów. Autorzy ci wykazali związek określonychfrakcji ze sposobem ruchu ziaren w oparciu o porów-nanie wartości populacji ziaren wyróżnionych za po-mocą analizy czynnikowej z rozmieszczeniem próbekna diagramie CM i kształtem ich krzywych kumula-cyjnych uziarnienia (patrz rozdział 3).

Analiza składowych głównych polegała na bada-niu relacji pomiędzy udziałem procentowym frakcjiw przedziałach co 1 phi oraz wartościami wskaźni-ków statystycznych uziarnienia obliczonych wedługwzorów Folka i Warda (1957). W rezultacie obli-czyłem wartości ładunków czynnikowych, czyli kore-lacji trzech składowych PC1, PC2 i PC3 z udziałemprocentowym frakcji w przedziałach co 1 phi, średniąśrednicą ziaren, wysortowaniem, skośnością i kur-tozą w analizowanych 2629 próbkach aluwiów poza-korytowych (ryc. 26). Składowe te wyjaśniają zależ-ności uwzględnionych w analizie zmiennychodpowiednio dla każdej z nich w 48%, 25% i 22% po-pulacji badanych próbek. Na podstawie analizy tychwartości można wyróżnić kilka frakcji ziaren o róż-nym oddziaływaniu na uziarnienie osadów. Wynika zniej, że na uziarnienie najliczniejszej grupy badanychaluwiów pozakorytowych wpływ mają ziarna o śred-

56


nicy <4 phi (frakcje te mają dodatnie wartościwspółczynnika korelacji składowej głównej PC1).Największy dodatni wpływ na cechy uziarnienia tejgrupy osadów mają frakcje w zakresie od 1 phi do 2phi (współczynnik korelacji 0,71). Zdaniem Allena iin. (1972) są to ziarna przemieszczane w saltacji (por.ryc. 14). Drugą grupę aluwiów, na którą dodatniwpływ mają frakcje o wielkości ziaren w zakresie od–3 do 3 phi (transportowane w trakcji, saltacji i za-wiesinie gradacyjnej) oraz powyżej 6 phi (przemiesz-czane w zawieszeniu), wyznacza druga składowaPC2. W tym wypadku wpływ frakcji na parametrystatystyczne osadu określony współczynnikiem kore-

lacji nie większym niż 0,08 jest słaby. Na kolejną podwzględem liczebności grupę osadów, określonąprzez składową główną PC3, dodatni wpływ mająprzemieszczane trakcyjnie frakcje o rozmiarach zia-ren <–8 phi (współczynnik korelacji <0,06) orazziarna transportowane w zawiesinie gradacyjnej ijednorodnej, frakcji od phi 2 do 10 phi. Spośród zia-ren transportowanych w zawiesinie gradacyjnej ijednorodnej najsilniejszy dodatni związek mają ziar-na o średnicy w zakresie 3–4 phi (współczynnik kore-lacji 0,42). W trzech wymienionych grupach aluwiówpozakorytowych, wyznaczonych przez trzy składowegłówne, dodatni współczynnik korelacji ma tylkofrakcja 2–3 phi, czyli 0,25–0,125 mm (PC1 = 0,61,PC2 = 0,02 i PC3 = 0,31). Wynika z tego, że wkształtowaniu cech uziarnienia największej liczby ba-danych osadów podstawowe znaczenie mają ziarnafrakcji drobnego piasku. Zdaniem Allena i in. (1972)transportowane są one w zawiesinie gradacyjnej,którą według kryteriów Teisseyre’a (1985) należyuznać za zawiesinę gradacyjną drobną (por. tab. 2).

Przeprowadzona tu analiza składowych głównychwskazuje, że cechy uziarnienia większości badanychaluwiów pozakorytowych, które charakteryzowanesą przez wskaźniki uziarnienia, kształtowane sągłównie przez frakcje piaszczyste transportowane wzawiesinie gradacyjnej lub saltacyjnie.

57


Ryc. 26. Wartości składowych głównych uziarnienia frak-cji w przedziałach co 1 phi

Fig. 26. Main factor values of grain size composition di-vided by 1 phi fraction range

7. Zapis sedymentacji w aluwiach pozakorytowych równinzalewowych

Na podstawie analizy udziału poszczególnych lito-typów mad budujących równiny rzek piasko- i żwiro-dennych jedno- i wielokorytowych opracowanej napodstawie wyników badań zamieszczonych w roz-dziale 6, a zestawionych w tabeli 11, można stwier-dzić, że w dolinach jedno- i wielokorytowych piasko-dennych rzek udział aluwiów pozakorytowych zprzewagą frakcji piasku jest większy od udziału madz przewagą frakcji mułku, natomiast w dolinach żwi-rodennych jedno- i wielokorytowych rzek udział alu-wiów pozakorytowych z przewagą frakcji piasku jestmniejszy od udziału mad z przewagą frakcji mułku.

7.1. Depozycja w układach rzekmeandrujących

7.1.1. Ogólna charakterystyka systemówmeandrujących

Aluwia budujące poszczególne formy koryta irówniny zalewowej dzielone są na facje. W klasyfika-cjach facjalnych, w rozumieniu genetycznym, zawie-rających charakterystykę uziarnienia aluwiów takichautorów, jak Allen (1965, 1970a), Royse (1968), Co-leman (1969), Gregory i Walling (1973), Selley(1976), Lewin (1978), Rachocki (1978), Myciel-ska-Dowgiałło i Zieliński (1997), wydzielane są facjewału przykorytowego zwanego także wałem brzego-wym (ang. natural levee, levee), glifu albo stożka kre-wasowego (ang. crevasse splay), zewnętrznej równinyzalewowej (ang. outer flood plane), basenu powo-dziowego (ang. flood basin) czy starorzecza (ang.oxbow lake). Spośród opracowań polskich na uwagęzasługuje praca Zwolińskiego (1985, 1992), w którejautor wyróżnił i zamieścił opis cech strukturalnych iteksturalnych, oprócz już wymienionych także do-datkowo: facji wstęgi terasowej, cienia piaszczystego,stożka aluwialnego, koryta przelewowego i teraso-wego, nadbudowy łachy meandrowej, redeponowa-nych starszych osadów terasowych, osadów dekanta-cyjnych, osadów transformacji powezbraniowej iosadów organogenicznych. Nie wszystkie z wyróżnia-nych przez Zwolińskiego (1985, 1992) osadów mogą

stanowić zapis powodzi. Dotyczy to głównie osadówtransformacji powezbraniowej, osadów organicz-nych oraz starorzeczy i osadów bagiennych. Antczak(1986) w aluwiach pozakorytowych Warty wydzieliłafacje i scharakteryzowała uziarnienie pokryw rytmi-tów. Natomiast w opracowaniu Florka (1991) opróczwspomnianych wcześniej facji zostały wyróżnione fa-cje pojedynczych odsypów piaszczystych i wypełnie-nia międzywałowego. W pracy Kurowskiego (1999)zamieszczony został opis uziarnienia aluwiów bu-dujących nasypy za wałem przykorytowym i nasypypowrotne, jako form akumulacji powodziowej. Zopracowań, w których podjęto charakterystykęuziarnienia opartą na analizie wskaźników staty-stycznych na szczególną uwagę zasługują prace Ka-lickiego (1996, 2000, 2006) zawierające szczegółowącharakterystykę uziarnienia facji budujących równo-wiekowe formy równiny zalewowej Wisły KotlinySandomierskiej.

Wyżej wymienieni autorzy charakteryzują przedewszystkim uziarnienie mad, nie przeprowadzająnatomiast interpretacji litodynamiki środowiska de-pozycyjnego. Wyjątek stanowią dwie publikacje:Zwolińskiego (1985) i Antczak (1986). Zwoliński do-konał oceny prędkości erozyjnej oraz opracował mo-del obrazujący zmianę warunków sedymentacji alu-wiów pozakorytowych na równinie zalewowejParsęty w pięciu (Zwoliński 1985) i sześciu (Zwoliń-ski 1992) fazach powodzi, Antczak przeanalizowałarozmieszczenie na diagramie zależności C/M próbekosadów rytmitów powodziowych pobranych z równi-ny zalewowej w dolinie Warty.

7.1.2. Piaskodenne rzeki meandrująceAluwia pozakorytowe piaskodennych rzek mean-

drujących są najlepiej zbadanymi osadami spośródwszystkich deponowanych na równinach zalewo-wych. Na cechy ich uziarnienia mają wpływ wszystkiewymienione w rozdziale 2 czynniki, a w ich rozkła-dzie przestrzennym można zaobserwować niemalwszystkie prawidłowości, opisane także w rozdziale 2(ryc. 6). Powszechna jest natomiast rytmika powo-dziowa przejawiająca się nie tylko w zróżnicowaniufrakcjonalnym pomiędzy sąsiadującymi warstwami

58

59

Depozycja w układach rzek meandrujących

lub laminami, ale również w zmiennym udziale ma-terii organicznej (Zwoliński 1985), której towarzyszyniewielka zmiana uziarnienia (Szmańda, 2006b).Rytmika jest czytelna najlepiej w strukturze aluwiówbudujących wały przykorytowe. Występuje jednakteż w spągu serii wypełnień koryt przelewowych(Szmańda 2002, 2006a).

Opis warunków sedymentacji aluwiów pozakory-towych piaskodennych rzek meandrujących przepro-wadziłem w oparciu o interpretację wyników analizuziarnienia 867 próbek dwóch rzek: (1) Tążyny wokolicy Aleksandrowa Kujawskiego i (2) Drwęcypomiędzy Elgiszewem i Golubiem-Dobrzyniem(Szmańda 2002, 2004) (ryc. 15, 27, 28).

Depozycja badanych przeze mnie aluwiów poza-korytowych meandrujących rzek piaskodennych, jakwynika z rozmieszczenia próbek na diagramie zależ-ności średniej średnicy ziarna M1 i skośności M3 (ryc.27), odbywała się podczas przepływów o reżimie spo-kojnym (69% próbek) lub przejściowym z tendencjądo spokojnego (31% próbek). Na diagramie zależno-ści średniej średnicy ziarna (M1) i wysortowania (M2)(ryc. 27) próbki te tworzą dwa układy, 2a – układ, wktórym występuje trend pogarszania się wysortowa-nie wraz ze zmniejszaniem się średnicy ziarna w wa-runkach dolnego ustroju przepływu i 1b – trend po-lepszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniemsię średnicy ziarna w warunkach dolnego ustroju

Tabela 11. Udział procentowy litotypów w typach badanych rzekTable 11. Percentage of lithotypes in researched rivers’ types

Litotyp KodTyp rzeki1

piaskodennameandrująca

żwirodennameandrująca

piaskodennawielokorytowa

żwirodennawielokorytowa

Otoczaki B – 0,3 – –

Otoczaki żwirowe BG – 0,6 – –

Żwiry otoczakowo-piaszczyste GBS – 0,3 – –

Żwiry G – 1,4 – 0,8

Żwiry piaszczyste GS – 3,4 – –

Piaski żwirowe SG – 6,7 – 0,3

Piaski żwirowo-mułkowe SGFs – 2,0 – –

Piaski mułkowo-żwirowe SFsG – 0,3 – –

Piaski S 24,8 17,2 30,7 6,1

Piaski mułkowe SFs 29,9 15,4 30,7 24,2

Piaski mułkowo-ilaste SFsFc 0,2 1,1 0,3 –

Piaski ilasto-mułkowe SFcFs – 0,3 0,1 –

Piaski ilaste SFc 0,2 – 0,3 –

Mułki żwirowe FsG – 0,3 – –

Mułki piaszczyste FsS 14,5 20,6 21,4 30,5

Mułki piaszczysto-ilaste FsSFc 0,1 0,3 0,3 0,8

Mułki ilasto-piaszczyste FsFcS 0,2 1,1 – 0,6

Mułki Fs 24,2 10,1 12,9 26,7

Mułki ilaste FsFc 5,4 12,2 2,6 9,2

Mułki piaszczyste FcS 0,1 – – –

Iły mułkowo-piaszczyste FcFsS – 0,6 – –

Iły mułkowe FcFs – 1,4 – –

Diamiktony piaszczyste DS – 1,1 – –

Diamiktony mułkowe DFs 0,4 2,2 0,6 0,8

Diamiktony ilaste DFc – 1,1 0,1 –

Ogółem 100,0 100,0 100,0 100,01rzeki reprezentujące poszczególne typy wymieniono w rozdziale 4

przepływu (por. ryc. 8, 19C). Są to układy, któretworzą aluwia pozakorytowe (Mycielska-Dowgiałło2007). Mady Tążyny są bardziej gruboziarniste niżDrwęcy. Można zatem przypuszczać, że powstawałyone w warunkach przepływów o wyższej energii, naco wskazuje m.in. większy udział próbek Tążyny niżDrwęcy w strefie przepływów przejściowych (ryc.27). O bardziej wysokoenergetycznych przepływachpozakorytowych w dolinie Tążyny niż w dolinieDrwęcy świadczy także to, że większość próbekTążyny znajduje się w segmencie O3-P3 (trakcji z do-mieszką zawiesiny) na diagramie zależności C i M(ryc. 28). Główną przyczyną bardziej energetycznychprzepływów w dolinie Tążyny niż w dolinie Drwęcy

jest większy spadek dna pierwszej z wymienionychrzek, Tążyna S = 2,3‰, Drwęca S = 0,41‰ (Szmań-da 2002, Kostrzewski i in. 2008).

Jak wynika z szacunków prędkości depozycyjnychwykonanych w oparciu o średnią średnicę ziaren osa-dów powstających podczas przepływów o reżimieprzejściowym i spokojnym, aluwia pozakorytowe tychrzek powstawały przy prędkościach płynięcia wodyponiżej 50 cm/s (tab. 5). Natomiast prędkości nie-zbędne do uruchomienia najgrubszych ziaren w bada-

60

Zapis sedymentacji w aluwiach pozakorytowych równin zalewowych

Ryc. 27. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychDrwęcy i Tążyny na diagramach zależności M1 i M3 orazM1 i M2

1 – linia podziału rozkładu próbek zaliczanych do trendu c1 itrendu c2 (objaśnienia w rozdz. 6), a – pole rozkładu próbekdeponowanych w warunkach górnego reżimu przepływu, b –pole rozkładu próbek deponowanych w warunkach przejścio-wego reżimu przepływu z tendencją do górnego reżimuprzepływu, c – pole rozkładu próbek deponowanych w warun-kach przejściowego reżimu przepływu z tendencją do dolnegoreżimu przepływu, d – pole rozkładu próbek deponowanych wwarunkach dolnego reżimu przepływu; 1b – trend polepszaniasię wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średnicy ziarna wwarunkach dolnego ustroju przepływu, 2a – trend pogarszaniasię wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średnicy ziarna wwarunkach dolnego ustroju przepływu

Fig. 27. Distribution of samples of Drwęca and Tążynarivers overbank alluvia on M1 versusM3 and M1 versusM2

diagrams1 – division line of samples distribution classified as trend c1and trend c 2 (explanation in chapter 6), a – field of samplesdistribution deposited under high energy flow regime condi-tion, b – field of samples distribution deposited under transi-tional energy flow regime condition with tendency towardshigh energy flow regime, c – field of samples distribution de-posited under transitional energy flow regime condition withtendency towards low energy flow regime, d – field of samplesdistribution deposited under low energy flow regime condi-tion; 1b – tendency of sorting increasing along with mean gra-in size decreasing under low energy flow regime condition, 2a– tendency of sorting decreasing along with mean grain sizedecreasing under low energy flow regime condition

Ryc. 28. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychbadanych piaskodennych rzek meandrujących na diagra-mie zależności C i M

a – aluwia akumulowane w warunkach ustroju przejściowego ztendencją w kierunku podkrytycznego, b – aluwia akumulo-wane w warunkach ustroju podkrytycznego, 1 – segmentyO-P, 2 – segmenty P-Q, 3 – segmenty Q-R, 4 – segment R-S, 5– granica segmentu T, 6 – tendencja zmian wartości C i Mnawiązująca do pola Tc

Fig. 28. Distribution of researched overbank alluvia ofsand-bed meandering river samples on CM diagram

a – alluvia accumulated under intermediate energy flow regi-me with tendency to low energy flow regime condition, b – al-luvia accumulated under low energy flow regime1 – O-P segment, 2 – P-Q segments, 3 – Q-R segments , 4 – R-Ssegment, 5 – T segments, 6 – tendency of C and M values chan-ges referring to Tc field

nych aluwiach pozakorytowych piaskodennych rzekmeandrujących, określone na podstawie najgrubszychziaren o najmniejszej wartości C (ryc. 28), w warun-kach przepływu przejściowego z tendencją w kierunkuspokojnego (–0,73 phi) i podczas przepływów podkry-tycznych (–0,71 phi), wynosiły nie mniej niż 70 cm/s.

Analizując rozkład próbek aluwiów pozakoryto-wych Drwęcy i Tążyny na diagramie zależności C i M(ryc. 28), należy stwierdzić, że próbki pochodzące zrównin zalewowych tych rzek tworzą S-kształtny ze-staw segmentów oznaczony literami O3-P3-Q2-R2-S2,w którym występują dwa punkty załamania Cr5 i Cr6o wartości odpowiednio 0,5 i 0 phi oraz punkt zała-mania Cs o wartości 0,6 phi i punkt załamania Cu owartości 2 phi (por. ryc. 21). Większość badanychpróbek reprezentuje aluwia deponowane z ładunkuzawieszonego, łączny udział próbek w segmentachQ2-R2-S2 i segmencie T wynosi 71% (tab. 12). Prze-ważająca część osadów powstałych podczas przepły-wów przejściowych z tendencją do spokojnego byładeponowana z trakcji ze zmiennym udziałem mate-riału przemieszczanego w zawieszeniu (segmentyO3-P3 i P3-Q2), natomiast większość aluwiów depono-wanych w trakcie przepływu spokojnego tuż przedunieruchomieniem transportowana była w zawiesi-nie jednorodnej (segmenty R2-S2 i T) (ryc. 28). Zanalizy kształtu krzywych kumulacyjnych uziarnieniapróbek aluwiów Drwęcy i Tążyny wynika jednak, żewiększość ziaren przemieszczana była w saltacji (tab.12), przy czym przeważał ruch ziaren w krótkichprzeskokach saltacyjnych. W saltacji przemieszczanebyły głównie ziarna frakcji piasku i mułku. Anali-zując zmianę średnicy ziaren w punktach załamania(tab. 12) kolejno w segmentach, w których zwiększasię udział zawiesiny, należy zwrócić uwagę, że w ru-chu saltacyjnym znajdowały się coraz drobniejszeziarna. W segmencie O3-P3 zakres rozmiarów ziarenprzemieszczanych saltacyjnie wynosi od 0 do 8 phi,natomiast w segmentach R2-S2 i T od 1 do 9 phi. War-to dodać, że analizując kształt części krzywych kumu-lacyjnych uziarnienia próbek lokujących się w seg-mentach zawiesiny jednorodnej typu pelagicznego

(T), nie stwierdziłem wartości CT i FT (tab. 12, por.ryc. 25 F), co oznacza, że występuje w nich tylko odci-nek A. W próbkach tych, na podstawie punktuzałamania ST o wartości 9 phi, wyznaczyłem dwie sub-populacje – ziaren transportowanych w krótkich prze-skokach saltacyjnych i w chwilowym zawieszeniu.

Prawie 1/5 spośród badanych próbek na diagra-mie zależności C i M znajduje się poza wyznaczony-mi segmentami O3-P3-Q2-R2-S2 i T (ryc. 28). Część znich lokuje się w polu Tc, które według Passegi(1957) tworzą osady prądów zawiesinowych (por.ryc. 12). Rozkład tych osadów nawiązuje do liniiC=M oraz do trendu rozmieszczenia próbek w seg-mencie Q-R. Ten sam rozkład próbek można zauwa-żyć w polu T, które pokrywa się także z drugim z pólTc wyznaczonym przez Passegę (1957) na diagramieC/M (ryc. 12). Fakty te mogą świadczyć o tym, że ba-dane aluwia pozakorytowe mogły być transportowa-ne przy przepływach wysokoskoncentrowanych. Odużej koncentracji materiału klastycznego podczasprzepływów pozakorytowych może też świadczyć to,że w kilkunastu próbkach, których mediana jest wię-ksza od 4 phi (odpowiadających frakcji mułków),znajduje się co najmniej 1% frakcji o średnicy ziarnawiększej od 1 mm (C<0 phi) (ryc. 28). Jak wynika zdiagramu Sundborga (1967), ziarna o średnicy 0 phisą unieruchamiane przy prędkości przepływu wody35 cm/s, natomiast osady o średniej średnicy ziaren 4phi według obliczeń z wzoru Millera i in. (1977) de-ponowane były przy prędkości 16 cm/s, a wedługwzoru Kostera (1978) przy prędkości 7 cm/s. Obec-ność ziaren o średnicy powyżej 0 phi w aluwiach owartości mediany poniżej 4 phi można zatem wyja-śnić transportem materiału w warunkach wysokiejkoncentracji zawiesiny.

7.1.3. Żwirodenne rzeki meandrująceWarunki sedymentacji aluwiów pozakorytowych

żwirodennych rzek meandrujących analizowałem woparciu o wyniki analiz uziarnienia 372 próbek po-branych z równiny zalewowej Wisły w Bramie Kra-kowskiej i zachodniej części Kotliny Sandomierskiej

61


Tabela 12. Udział i rozmiar ziaren w różnych typach transportu określony z krzywych kumulacyjnych próbek aluwiów poza-korytowych badanych piaskodennych rzek meandrujących lokujących się w segmentach na diagramie C/M Passegi (1964)

Table 12. Percentage and size of grains in different transport types interpreted from cumulative curves of samples in re-searched meandering sand-bed rivers of overbank deposits located in segments on CM Passega (1964) diagram

Segment Udział [%]Przeciętny udział ziaren w populacji [%] Punkt załamania [phi]


O3-P3 18 3 80 57 23 17 0–0,5 0–2 0,5–5 0,5–8

P3-Q2 11 1 62 36 26 37 0,5–1 0,5–1 1–6 2–8

Q2-R2 26 1 68 43 25 31 0–2,5 0,5–5 1–7 3,5–9

R2-S2 13 1 66 53 13 33 0–2,5 1–5,5 7–8 4,5–9

T 32 <1 54 73* 27* 45 0–5 1–6 8–9 5–9

*udział subpopulacjiA1 i A2 w próbkach, w których wyznaczono tylko populację A

oraz wyniki analiz uziarnienia 19 próbek opubliko-wane przez Teisseyre’a (1988a) (ryc. 15, 29, 30).

Sedymentacja aluwiów pozakorytowych w dnachżwirodennych rzek meandrujących została w wyczer-pujący sposób opisana przez Teisseyre’a (1980, 1985,1986, 1988a,b). Jak wynika z obserwacji prowadzo-nych przez tego autora, na równinach zalewowychtego typu rzek akumulowane są frakcje żwirowe (wtym otoczaki), piaszczyste i mułkowe. Największerozprzestrzenienie mają aluwia mułkowe. Spostrze-żenie to potwierdzają także moje badania, ponieważw aluwiach pozakorytowych górnej Wisły dominujefrakcja mułkowa (ok. 44%) względem frakcji piasku(35%, por. tab. 11). Frakcje żwirowe i piaszczysteosadzane są zwykle w bezpośrednim sąsiedztwie ko-ryta. Rozkład pokryw żwirów ogranicza się do wałówprzykorytowych. Pojedyncze okruchy otoczaków iżwirów mogą być, przy przepływach wysokoskoncen-trowanych, przemieszczane do strefy dystalnej rów-niny zalewowej i akumulowane w asocjacji zmułkami (Teisseyre 1988a, b). Aluwia piaszczysteodkładane są na wałach przykorytowych oraz w obrę-bie stożków (glifów) krewasowych. Największemiąższości pokryw piaszczystych zanotowane zostaływ strefie pomiędzy grzbietem wału przykorytowego ijego dystalnym skłonem (Teisseyre 1988b). Średnicaziaren frakcji piaszczystej zmniejsza się wraz z od-ległością od koryta rzeki. Teisseyre w swoich arty-kułach nie wypowiada się wprost, jak odbywał sięruch ziaren przed depozycją aluwiów piaszczystych.Jednak z zamieszczonego przez niego w pracach z1986 i 1991 roku schematu prezentującego charaktertransportu materiału klastycznego (ryc. 3) wynika, żena równinie zalewowej ziarna piaszczyste przemiesz-czane są w zawiesinie, którą ze względu na średnicęziaren należy uznać za zawiesinę bardzo grubą igrubą (por. tab. 2).

Często spotykaną sekwencją wyrażoną w struktu-rze aluwiów pozakorytowych jest cyklotem powo-dziowy. Cyklotem ten cechuje pensymetryczne uziar-nienie frakcjonalne (Teisseyre 1986). Występujące wjego części środkowej najgrubsze, zwykle żwiroweziarna, stanowią zapis przejścia szczytu fali powo-dziowej. W strefie dystalnej cyklotem może być zapi-sany w postaci trzech warstw mułkowych (Teisseyre1986). Warstwy zewnętrzne (górna i dolna) mająstrukturę masywną, natomiast warstwa środkowa mastrukturę riplemarkową (ryc. 4). Ze względu na epi-zodyczne pojawianie się riplemarków mułkowychoraz ich nietrwałość (Rees 1966), struktura cyklote-mu powodziowego w mułkach praktycznie nie za-chowuje się. Należy w tym miejscu podkreślić, że zuwagi na nieciągłość procesów depozycji na równi-nach zalewowych występowanie pokryw z sekwencjącykliczną ma charakter lokalny.

Typ rzeki na badanym odcinkach doliny Wisły (wBramie Krakowskiej i Kotlinie Sandomierskiej)trudno jednoznacznie zaklasyfikować do rzeki mean-

drującej żwiro- lub piaskodennej. Z charakterystykiwspółczesnych aluwiów korytowych Wisły dokona-nej od źródeł do ujścia przez Kociszewską-Musiał(1969, 1970) wynika, że udział żwirów w okolicy Kra-kowa nie przekracza 20%. Jednak z wyników badańlitofacjalnych przeprowadzonych przez Rutkowskie-go (1987) w Bramie Krakowskiej oraz z rezultatówbadań litologicznych mad zachodniej części KotlinySandomierskiej, zamieszczonych m.in. w pracachKalickiego i Starkla (1987) oraz Kalickiego (1991),można wnioskować, że aluwia korytowe Wisły ce-chują się dwudzielnością charakterystyczną dla żwi-rodennych rzek meandrujących (Gustavson 1978,Teisseyre 1984, Zieliński 1998). Według Rutkow-skiego (1987) w spągu serii aluwiów korytowych wy-stępują żwiry i żwiry piaszczyste (Mz od –2,5 do –4,8phi), nad którymi zalegają aluwia piaszczyste (Mz od0,6 do 1,2 phi). Badane przeze mnie próbki mad gór-nej Wisły uznałem za reprezentatywne dla żwiroden-nej rzeki meandrującej.

Akumulacja analizowanych aluwiów pozakoryto-wych żwirodennych rzek meandrujących odbywała sięgłównie podczas przepływów niskoenergetycznych(ryc. 29). W 65% badanych próbek zarejestrowane zo-stały przepływy o spokojnym reżimie. Na diagramiezależności C i M próbki te lokują się w segmentachR1-S, R2-S2 i Q2-R2 (ryc. 30), co oznacza, że aluwia tedeponowane były głównie z zawiesiny jednorodnejoraz w znacznie mniejszym udziale z zawiesiny grada-cyjnej. Łącznie udział próbek lokujących się w seg-mentach zawiesiny jednorodnej stanowi 56% wszyst-kich badanych próbek (tab. 13). Jak wynika jednak zprzeprowadzonej przeze mnie analizy kształtu krzy-wych kumulacyjnych, większość ziaren bezpośrednioprzed unieruchomieniem transportowana była w sal-tacji (tab. 13). Udział ziaren przemieszczających się wsaltacji i zawieszeniu oraz w saltacji przy dnie i w chwi-lowym zawieszeniu był zmienny. Różnił się istotnieszczególnie w segmentach zawiesiny jednorodnej(segmenty R-S). W segmencie R1-S1 zarejestrowanyzostał 9-krotnie większy udział ziaren przemieszcza-nych w saltacji niż zawieszeniu oraz przeszło 3-krotniewiększy udział ziaren transportowanych w chwilowymzawieszeniu niż w saltacji przy dnie. W saltacji przydnie przemieszczane były ziarna piasku drobnego iśredniego (<3 phi), natomiast ziarna transportowanew chwilowej zawiesinie miały średnicę mniejszą oddrobnego piasku (>3 phi). Przeciętny udział ziarendeponowanych z saltacji w próbkach lokujących się wsegmencie R2-S2 stanowi nieco ponad połowę, były toziarna piasku i mułku o średnicy od 2 phi do 9 phi. Zanalizy kształtu krzywych kumulacyjnych próbek na-leżących do tego segmentu można wnioskować, że zsaltacyjnego ruchu w chwilowym zawieszeniu depo-nowanych było średnio około 1/3 ziaren frakcji drob-niejszych od 7 phi (tab. 13). Z chwilowej zawiesinyakumulowane były zatem oprócz ziaren mułku takżeziarna iłu.

62


W tym miejscu należy zwrócić uwagę, że w prze-szło 30 próbkach aluwiów pozakorytowych zdepono-wanych w warunkach przepływu spokojnego, pod-czas którego prędkość płynięcie wody była mniejszaniż 20 cm/s (por. tab. 5), znajdują się ziarna, którychwartość C jest mniejsza od 0 phi (ryc. 30). Z diagra-mu Sundborga (1967) wynika, że prędkość niezbęd-

63


Ryc. 30. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakoryto-wych badanych żwirodennych rzek meandrujących nadiagramie zależności C i M

a – aluwia transportowane w warunkach ustroju nadkrytycz-nego b – aluwia transportowane w warunkach ustroju przejś-ciowego z tendencją w kierunku nadkrytycznego, c – aluwiatransportowane w warunkach ustroju przejściowego z tenden-cją w kierunku podkrytycznego, d – aluwia transportowane wwarunkach ustroju podkrytycznego, 1 – segmenty N-O, 2 –segmenty O-P, 3 – segmenty P-Q, 4 – segmenty Q-R, 5 – seg-ment R-S, 6 – granica segmentu T, 7 – tendencja zmian warto-ści C i M nawiązująca do pola Tc


a – alluvia transported under high energy flow regime, b – al-luvia transported under intermediate energy flow regime withtendency to high energy flow regime condition, c – alluviatransported under intermediate energy flow regime with ten-dency to low energy flow regime condition, d – alluvia trans-ported under low energy flow regime, 1 – N-O segment, 2 –O-P segment, 3 – P-Q segments, 4 – Q-R segments , 5 – R-Ssegment, 6 – T segments, 7 – tendency of C and M valueschanges referring to Tc field

Ryc. 29. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychgórnej Wisły i potoku Złotna na diagramach zależnościM1 i M3 oraz M1 i M2

1 – linia podziału rozkładu próbek zaliczanych do trendu c1 itrendu c2 (objaśnienia w rozdz. 6), a – pole rozkładu próbekdeponowanych w warunkach górnego reżimu przepływu, b –pole rozkładu próbek deponowanych w warunkach przejścio-wego reżimu przepływu z tendencją do górnego reżimuprzepływu, c – pole rozkładu próbek deponowanych w warun-kach przejściowego reżimu przepływu z tendencją do dolnegoreżimu przepływu, d – pole rozkładu próbek deponowanych wwarunkach dolnego reżimu przepływu; 1a – trend polepszaniasię wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicyziarna w warunkach górnego ustroju przepływu, 1b – trend po-lepszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniejśrednicy ziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu, 2a –trend pogarszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniemsię średniej średnicy ziarna w warunkach dolnego ustrojuprzepływu, 2b – trend pogarszania się wysortowania wraz zezmniejszaniem się średniej średnicy ziarna w warunkach gór-nego ustroju przepływu

Fig. 29. Distribution of samples of upper Vistula river andZłotna creek overbank alluvia on M1 versus M3 and M1

versus M2 diagrams1 – division line of samples distribution classified as trend c1and trend c 2 (explanation in chapter 6), a – field of samplesdistribution deposited under high energy flow regime condi-tion, b – field of samples distribution deposited under transi-tional energy flow regime condition with tendency towardshigh energy flow regime, c – field of samples distribution de-posited under transitional energy flow regime condition withtendency towards low energy flow regime, d – field of samplesdistribution deposited under low energy flow regime condi-tion; 1a – tendency of sorting increasing along with mean gra-in size decreasing under high energy flow regime condition, 1b– tendency of sorting increasing along with mean grain sizedecreasing under low energy flow regime condition, 2a – ten-dency of sorting decreasing along with mean grain size decre-asing under low energy flow regime condition, 2b – tendencyof sorting decreasing along with mean grain size decreasingunder high energy flow regime condition

na do uruchomienia tych ziaren była większa niż 50cm/s, a dla C o największym spośród tu wspomina-nych rozmiarze ziarna, o średnicy –2,8 phi (wartośćM wyznaczona dla tej próbki wynosi 5,1 phi), prze-kracza 1,5 m/s.

W warunkach przepływów o reżimie przejścio-wym powstało 26% aluwiów pozakorytowych bada-nych żwirodennych rzek meandrujących (ryc. 29), wjednakowym udziale z tendencją w kierunku dolne-go i górnego ustroju przepływu. Z analizy rozmiesz-czenia próbek na diagramie zależności C i M wyni-ka, że zdecydowana większość próbek aluwiówpowstałych w warunkach przepływu przejściowegoz tendencją do dolnego lokuje się w segmentachP2-Q1 i P3-Q2 (ryc. 29). Mycielska-Dowgiałło (1995,2007) uważa, że segment ten tworzą próbki osadówdeponowanych z saltacji z udziałem toczenia. Anali-za kształtu krzywych kumulacyjnych uziarnienia po-twierdza dominację saltacyjnego transportu ziarenbezpośrednio poprzedzającego ich depozycję (tab.13), przy czym średnio 10% ziaren drobniejszych od2 phi w próbkach osadów lokujących się w segmen-cie P2-Q1 znajdowało się w zawieszeniu. Próbki alu-wiów zdeponowanych przy przepływach przejścio-wych z tendencją do nadkrytycznego lokują się wsegmencie O2-P2 oraz w segmencie P2-Q1 w zakresiewartości C niżej –2 phi. Zdaniem Passegi (1964)segmenty te tworzą próbki osadów deponowanych ztrakcji przy udziale zawiesiny gradacyjnej. Z analizykrzywych kumulacyjnych uziarnienia wynika, że wpróbkach aluwiów znajdujących się w tych segmen-tach dominuje udział ziaren przemieszczanych w

saltacji (tab. 13). Na podstawie punktów załamaniaCT i FT można wnioskować, że były to ziarna drob-nego żwiru i piasku. Ziarna grubsze od drobnegożwiru były transportowane trakcyjnie, a ziarnamułku w zawieszeniu.

Podczas przepływów nadkrytycznych osadziło się10% badanych aluwiów. Były to próbki osadów zde-ponowane na stożku Myszkowic w dnie potokuZłotna oraz próbki pobrane z równiny zalewowejWisły w zachodniej części Kotliny Sandomierskiej(ryc. 28). W próbce osadów pobranej z potokuZłotna, której średnia średnica ziarna M1 = –7,3 phi(ryc. 29), a C = 9 phi (ryc. 30), zarejestrowana zostałanajwiększa prędkość przepływu niezbędna do uru-chomienia najgrubszych ziaren spośród wszystkichbadanych aluwiów pozakorytowych – 7 m/s (tab. 5).Próbki aluwiów pozakorytowych zdeponowanychpodczas przepływów nadkrytycznych lokują się wsegmentach N1-O1 i O1-P1 oraz w asocjacji z próbka-mi osadów zdeponowanych przy przepływach przejś-ciowych z tendencją do nadkrytycznego w segmen-tach N2-O2 i O2-P2. Segmenty te tworzą aluwiapowstałe z trakcji z niewielkim udziałem zawiesiny.Z analizy kształtu krzywych kumulacyjnych wynika,że przy udziale trakcji przekraczającym 50% (O1-P1)i dochodzącym do 70% (N2-O2) były akumulowaneziarna o średnicy większej od gruboziarnistego pia-sku (tab. 13). Ziarna o średnicy od 0 do 2 phi byłytransportowane saltacyjnie, natomiast ziarna drob-niejsze od 2 phi, których udział wynosił średnio kilkaprocent, opadały na powierzchnię równiny zalewo-wej z zawiesiny. Szczególnie godny zanotowania jest

64


Tabela 13. Udział i rozmiar ziaren w różnych typach transportu określony z krzywych kumulacyjnych próbek aluwiów poza-korytowych badanych żwirodennych rzek meandrujących lokujących się w polach diagramu C/M Passegi (1964)

Table 13. Percentage and size of grains in different transport types interpreted from cumulative curves of samples in re-searched meandering sand-bed rivers of overbank deposits located in segments on CM Passega (1964) diagram

Segment Udział[%]

Przeciętny udział ziaren w populacji [%] Punkt załamania [phi]


N1-O1 2 0 100 30* 70* 0 – – –6 –

O1-P1 3 52 45 18 27 2 –2– –4 0 1 2–3

N2-O2 1 68 29 14 15 3 –2 0 1 2

O2-P2 12 9 84 39 46 7 –3– –2 –1–0 0–1 2–4

P2-Q1 14 1 89 29 58 10 –3– –1 –2–0 1–1,5 2–4

Q1-R1 2 <0,1 98 6 92 2 –1 0 1 2

R1-S1 6 0 90 20 70 10 – – 3 8

O3-P3 3 1 74 20 54 25 –1,5–0 0–1 1–2 2–4

P3-Q2 4 0 100 10 90 0 – – 1 –

Q2-R2 3 0,5 91 80 11 8,5 1 2 5 8

R2-S2 51 1 5544

77*

9

33*44 –1–1 2–4 7–9 7,5–9

*udział subpopulacji A1 i A2 w próbkach, w których wyznaczono tylko populację A

fakt, że z analizy kształtu krzywych kumulacyjnychpróbek lokujących się w segmencie N1-O1, czyli pod-czas najbardziej energetycznych przepływów z trak-cji (Passega 1964), wynika, że osady te były transpor-towane saltacyjnie, w tym przy przewadze ruchuziaren w chwilowej zawiesinie (tab. 13). Wskazuje tona transport ziaren w warstwie dennej przy dużejkoncentracji transportowanego materiału klastycz-nego (ryc. 1), który był przemieszczany w chwilowymkontakcie z dnem, co potwierdza opinię Popka(2006), że transport materiału klastycznego w war-stwie dennej odbywa się w zawieszeniu przy spora-dycznym kontakcie z podłożem, o czym wspomi-nałem w rozdziale 2.

Próbki aluwiów na diagramie zależności M1 i M2tworzą wszystkie cztery wyróżniane przez Myciel-ską-Dowgiałło (2007) układy (ryc. 29, por. ryc. 8). Je-dynie próbki reprezentujące aluwia pozakorytoweWisły zdeponowane w zachodniej części KotlinySandomierskiej nie wykazują wyraźnego polepszaniasię wysortowania w zakresie układu 1b. Należy do-dać, że większość próbek aluwiów akumulowanychpodczas przepływów podkrytycznych pochodzącychz Kotliny Sandomierskiej ma bardziej dodatnie skoś-ności niż próbki pobrane z równiny zalewowej Wisływ Bramie Krakowskiej i potoku Złotna (diagram za-leżności M1 i M3 na ryc. 29). Na tej podstawie możnawnioskować, że w próbkach z Kotliny Sandomier-skiej, których średnica ziarna jest taka sama jak zBramy Krakowskiej i potoku Złotna, jest większa do-mieszka ziaren grubszych od mediany.

Warte zanotowania jest, że mady powstałe pod-czas przepływów nadkrytycznych tworzą dwa (1a i2b) z wyznaczonych przez Mycielską-Dowgiałło(2007) układów uznawanych za osady powstające wkorytach rzecznych (ryc. 29). Oznacza to, że przyprzepływach nadkrytycznych charakter transportumateriału na równinach zalewowych żwirodennychrzek meandrujących mógł być podobny do transpor-tu w korytach rzecznych.

7.2. Depozycja w układach rzekwielokorytowych

7.2.1. Ogólna charakterystyka systemówwielokorytowych

Układy wielokorytowe rzek są nazywane i defi-niowane w literaturze geomorfologicznej w różnysposób (Beechie i in. 2006). Najczęściej używa się za-miennie nazw anastomozujące lub rozgałęzione (ang.anabranched). Termin anastomozujące (ang. anasto-mosing) został po raz pierwszy użyty przez Jacksona(1834, s. 79) dla określenia wielokorytowego systemurozdzielonego przez wyspy aluwialne (Smith & Put-nam 1980, Nanson & Knighton 1996). Natomiast ter-min rzeki rozgałęzione był używany także w stosunku

do rzek roztokowo-wyspowych (ang. island-braided),w których poszczególne nurty rozdzielone są przezzarośnięte wyspy występujące zwykle w dolinach rzekżwirodennych (Beechie i in. 2006). W literaturze pol-skiej syntezę procesów sedymentacji i morfologiirównin zalewowych oraz analizę układu koryt rzekanastomozujących opublikował Teisseyre (1991,1992).

Jak wynika z obserwacji prowadzonych przezemnie w dolinach rozgałęzionych systemów Wisły(Szmańda 2000, 2002, 2006a, b, Szmańda i in. 2008a,b, Szmańda 2009, Lehotský i in. 2010a, b) strukturadrobnoklastycznych aluwiów pozakorytowych depo-nowanych w systemach wielokorytowych jest zwyklemasywna, chociaż w osadach piaszczystych wałówprzykorytowych i równi zalewowych spotyka się war-stwowania przekątne, przeważnie riplemarkowe.Często zaobserwować można także rytmiczną se-kwencję wyrażoną w różnej miąższości warstwachpiaszczystych i mułkowych (mułkowo-ilastych), któ-rych grubość maleje ku powierzchni równiny zalewo-wej. W cechach teksturalnych osadów rytmicznewarstwowanych często widoczna jest słabo zazna-czająca się odwrócona gradacja uziarnienia. Sekwen-cja grubienia osadów ku stropowi uwidacznia się teżw tych aluwiach w postaci wzrostu udziału frakcjimułku w warstwach akumulowanych w górnej częściprofili (Szmańda 2002).

Interesujący przykład interpretacji warunków se-dymentacji mad budujących różne formy równiny za-lewowej Wisły w Kotlinie Toruńskiej i BasenieUnisławskim, w oparciu o rozmieszczenie próbek nadiagramie zależności C/M, przedstawił Kordowski(2003, 2004, 2009). Podsumowując wyniki jego ba-dań, należy stwierdzić, że:– inicjalne wały przykorytowe zbudowane są z osa-

dów piaszczystych i mułkowo-ilastych, depono-wanych z zawiesinowego obciążenia rzeki przyudziale ziaren z zawiesiny gradacyjnej drobnejlub jednorodnej,

– rozwinięte wały przykorytowe, głównie piaszczy-ste, akumulowane są z ładunku zawieszonego, aprzed wszystkim z ziaren transportowanych w za-wiesinie gradacyjnej średniej,

– osady basenów powodziowych deponowane są zzawiesiny jednorodnej, chociaż sporadyczniewypełniają je także osady akumulowane z zawie-siny gradacyjnej drobnej, a bardzo rzadko aluwiaosadzające się z ładunku dennego rzeki, w którymziarna frakcji piasku (o średnicy dochodzącej do0,5 mm) są toczone lub wleczone po dnie,

– cienie piaszczyste powstają wyłącznie w obrębiewałów przykorytowych przy udziale ziaren trans-portowanych trakcyjnie,

– wstęgi piaszczyste występują głównie w proksy-malnej części równiny zalewowej i zbudowane sąz ziaren przemieszczających się w suspensji gra-dacyjnej drobnej.

65

Depozycja w układach rzek wielokorytowych

7.2.2. Piaskodenne rzeki wielokorytowe

W analizie sedymentacji mad piaskodennych rzekwielokorytowych posłużyłem się próbkami aluwiówpozakorytowych zdeponowanych na równinie zale-wowej w środkowym i dolnym biegu Wisły. Jak wyni-ka z analizy różnych opracowań dotyczących układukoryta (Tomczak 1971, Koc 1972, Florek i in. 1987,Babiński & Klimek 1990, Andrzejewski & Juśkiewicz2003), Wisła przed regulacją na odcinku poniżej ujś-cia Sanu charakteryzowała się złożonym układemkoryt rozgałęzionych, z jednym korytem głównym ikilkoma bocznymi. Na badanych przeze mnie odcin-kach równiny zalewowej Wisły w przełomie małopol-skim koło Ciszycy Przewozowej, Kotlinie Warszaw-skiej i Kotlinie Toruńskiej (ryc. 15) cechy przepływuwody, osady i morfologia koryta oraz formy jego dnaw poszczególnych korytach różnią się znacznie (m.in.Babiński & Klimek 1990, Florek i in. 1990, Soja,Mrózek 1990, Babiński 1992). Najogólniej możnaprzyjąć, że koryto główne reprezentuje typ piasko-dennej rzeki roztokowej, natomiast koryta boczne –typ rzeki krętej lub meandrującej. Uwzględniającroztokowy i meandrujący rodzaj koryt oraz budowęgeologiczną równin zalewowych, system fluwialnyWisły na odcinku środkowym i dolnym można uznaćza rozgałęziony piaskodenny (Kalicki & Szmańda2009) system fluwialny uformowany z mieszanegoładunku materiału klastycznego, o ustabilizowanymkorycie głównym i migrujących lateralnie korytachbocznych oraz piaszczysto-mułkowej budowie brze-gów. Na podstawie wyników badań, m.in. Tomczak(1982, 1987), Wiśniewskiego (1985, 1987), Niewia-rowskiego (1987) i Babińskiego (1990), należystwierdzić, że w dolinie dolnej Wisły rzeka w koryciegłównym nigdy nie osiągnęła stadium rzeki mean-drującej. Dlatego przyjąłem, że wielokorytowy sys-tem fluwialny Wisły powstał bezpośrednio na drodzeprzejścia od piaskodennej rzeki roztokowej do pia-skodennej rzeki anastomozującej (Szmańda 2006a).Istnieją jednak także poglądy, że lokalnie formąprzejściową z systemu roztokowego do anastomo-zującego mógł być typ rzeki meandrującej. Myślińska(1980), powołując się na poglądy Falkowskiego(1967), interpretuje występującą w budowie równinyzalewowej środkowej i dolnej Wisły spągową serięmady ilastej jako aluwia pozakorytowe rzeki mean-drującej. Florek i in. (1990) oraz Mycielska-Dowgiałło i Chormański (2000) w Kotlinie Warszaw-skiej wydzielają fazę meandrowego rozwinięciagłównego koryta rzeki, która nastąpiła w okresie odokoło 6 tys. lat do około 3,4 tys. lat temu.

Interpretację warunków przepływu i transportumateriału na równinie zalewowej wielokorytowejrzeki piaskodennej oparłem na wynikach uziarnienia723 próbek pobranych w przełomie małopolskimprzez wyżyny w rejonie Ciszycy Przewozowej, w Ko-tlinie Warszawskiej w rejonie ujścia Bzury i w Kotli-

nie Toruńskiej na odcinku od Torunia do PrzyłubiaKrajeńskiego (ryc. 15, 31, 32).

Z analizy rozmieszczenia próbek na diagramiezależności M1 i M3 (ryc. 31) wynika, że akumulacjaaluwiów na równinie zalewowej Wisły, na wymienio-nych odcinkach biegu środkowego i dolnego, odbywasię głównie podczas przepływów podkrytycznych(68% próbek) oraz przepływu przejściowego z ten-dencją w kierunku spokojnego (28% próbek). Próbkite, wraz z próbkami mad zdeponowanych w warun-kach przejściowych z tendencją w kierunkuprzepływu rwącego i w warunkach górnego reżimuprzepływu, tworzą dwa układy na diagramie zależno-ści M1 i M2 (ryc. 31). Układy te, zdaniem Myciel-kiej-Dowgiałło (2007), tworzą próbki osadów poza-korytowych (por. ryc. 8). W warunkach przepływuprzejściowego z tendencją w kierunku rwącego po-wstało 4% badanych próbek, natomiast tylko w jed-nej zarejestrowany został przepływ nadkrytyczny.Próbka ta pochodzi z Kotliny Toruńskiej (ryc. 31,32), a wyznaczone na podstawie analizy uziarnieniatej próbki wartości C = –1,4 phi, M = –0,21 phi (ryc.32), M1 = –0,17 phi i M3 = 0,03 spełniają warunki za-liczenia jej do osadów powstających podczas przepły-wów rwących, przy prędkości depozycyjnej w zakre-sie od 20 cm/s do 60 cm/s. Natomiast zapisana w niejprędkość erozyjna wynosi około 1 m/s. W tym miej-scu warto zauważyć, że największą prędkość erozyjnąw badanych aluwiach Wisły określiłem na podstawiepróbki zdeponowanej w Kotlinie Warszawskiej (ryc.30) podczas przepływu przejściowego z tendencją wkierunku nadkrytycznego. Prędkość ta określona napodstawie wartości C = –3,3 phi wynosi około 1,7m/s, co przy największej prędkości depozycyjnejokreślonej dla aluwiów deponowanych w warunkachreżimu przejściowego (tab. 5), wynoszącej 0,5 m/s,może oznaczać, że ziarna te były przemieszczane wtrakcie przepływów o dużej koncentracji zawiesiny.O wysokiej koncentracji materiału klastycznego wy-stępującej w czasie powodzi nie tylko przy przepły-wach przejściowych, ale także spokojnych możeświadczyć lokowanie się próbek w polach oznaczo-nych jako Tc (por. ryc. 12) na diagramie zależności Ci M (ryc. 32) oraz wartości C powyżej 0 phi w prób-kach, których M jest mniejsze od 4 phi (ryc. 32).

Jak wynika z analizy rozmieszczenia próbek alu-wiów pozakorytowych Wisły na diagramie zależnościC i M, większość próbek lokuje się w segmentachuznanych przez Passegę (1957, 1964) za osady po-wstające z zawiesiny gradacyjnej lub jednorodnej(ryc. 32). Udział próbek osadów transportowanych wzawiesinie jednorodnej i gradacyjnej (segmentyQ-R, R-S i T) wynosi 73% (tab. 14). Próbki badanychaluwiów pozakorytowych tworzą dwa zestawy seg-mentów: (1) P2-Q1-R1-S1 i (2) O3-P3-Q2-R2-S2. Wskład pierwszego z nich wchodzą głównie próbki zde-ponowane w warunkach przepływu przejściowego, aw składzie drugiego, w segmentach O3-P3-Q2, lokują

66


się próbki powstałe przy przepływach przejściowych,zaś w segmentach Q2-R2-S2 – głównie deponowane wdolnym ustroju przepływu wody.

Interpretacja kształtu krzywych kumulacyjnychwykazała, że transport ziaren we wszystkich bada-nych próbkach odbywał się głównie saltacyjnie (tab.14). Wraz ze zmniejszaniem się wartości C i M, cozwiązane jest ze spadkiem energii przepływu,zmniejsza się rozmiar ziaren transportowanych wsaltacji. Rozmiar największych ziaren przemieszcza-nych w saltacji określiłem na 0 phi (wartość CT w seg-mentach Q1-R1-S1). W krótkich przeskokach salta-cyjnych przemieszczane były ziarna piasku,natomiast ziarna mułku w zależności od prędkości

przepływu mogły być przemieszczane w saltacji przydnie lub chwilowej zawiesinie. Ziarna frakcji ilastejlokujące się w segmentach R1-S1 i polu T mogły opa-dać na powierzchnie równin zalewowych z zawiesiny(jeśli punkt FT = 9 phi, tab. 14) lub chwilowej zawie-

67


Ryc. 31. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychwybranych odcinków środkowej i dolnej Wisły na diagra-mach zależności M1 i M3 oraz M1 i M2

1 – linia podziału rozkładu próbek zaliczanych do trendu c1 itrendu c2 (objaśnienia w rozdz. 6), a – pole rozkładu próbekdeponowanych w warunkach górnego reżimu przepływu, b –pole rozkładu próbek deponowanych w warunkach przejścio-wego reżimu przepływu z tendencją do górnego reżimuprzepływu, c – pole rozkładu próbek deponowanych w warun-kach przejściowego reżimu przepływu z tendencją do dolnegoreżimu przepływu, d – pole rozkładu próbek deponowanych wwarunkach dolnego reżimu przepływu; 1b – trend polepszaniasię wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicyziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu, 2a – trend po-garszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniem się śred-niej średnicy ziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu

Fig. 31. Distribution of samples of meddle and lowerVistula river overbank alluvia on M1 versus M3 and M1

versus M2 diagrams1 – division line of samples distribution classified as trend c1and trend c 2 (explanation in chapter 6), a – field of samplesdistribution deposited under high energy flow regime condi-tion, b – field of samples distribution deposited under transi-tional energy flow regime condition with tendency towardshigh energy flow regime, c – field of samples distribution de-posited under transitional energy flow regime condition withtendency towards low energy flow regime, d – field of samplesdistribution deposited under low energy flow regime condi-tion; 1b – tendency of sorting increasing along with mean gra-in size decreasing under low energy flow regime condition, 2a– tendency of sorting decreasing along with mean grain sizedecreasing under low energy flow regime condition

Ryc. 32. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychbadanych żwirodennych rzek meandrujących na diagra-mie zależności C i M

a – aluwia transportowane w warunkach ustroju nadkrytycz-nego, b – aluwia transportowane w warunkach ustroju przejś-ciowego z tendencją w kierunku nadkrytycznego, c – aluwiatransportowane w warunkach ustroju przejściowego z tenden-cją w kierunku podkrytycznego, d – aluwia transportowane wwarunkach ustroju podkrytycznego, 1 – segmenty N-O, 2 –segmenty O-P, 3 – segmenty P-Q, 4 – segmenty Q-R, 5 – seg-ment R-S, 6 – granica segmentu T, 7 – tendencja zmian warto-ści C i M nawiązująca do pola Tc


a – alluvia transported under high energy flow regime, b – al-luvia transported under intermediate energy flow regime withtendency to high energy flow regime condition, c – alluviatransported under intermediate energy flow regime with ten-dency to low energy flow regime condition, d – alluvia trans-ported under low energy flow regime, 1 – N-O segment, 2 –O-P segment, 3 – P-Q segments, 4 – Q-R segments , 5 – R-Ssegment, 6 – T segments, 7 – tendency of C and M valueschanges referring to Tc field

siny (jeśli w próbkach wyróżniłem tylko populacjęsaltacyjną, tab. 14).

7.2.3. Żwirodenne rzeki wielokorytoweŻwirodenne rzeki rozgałęzione ze względu na

stopień stabilności koryt zostały podzielone na dwatypy (Nanson & Knighton 1996): 1) koryta lateralnieaktywne (ang. gravel-dominated, laterally active sys-tem), (2) koryta stabilne (gravel-dominated, stablesystem). Nanson i Knighton (1996) twierdzą, że żwirydeponowane w korytach tych rzek mogą być przykry-te mułkowymi lub mułkowo-piaszczystymi aluwiamipozakorytowymi. Koryta dolin przykrytych aluwiamimułkowymi są bardziej stabilne niż przykryte aluwia-mi piaszczysto-mułkowymi. Systemy żwirodennychrzek rozgałęzionych występują w chłodnych strefachklimatycznych. Stabilność ich koryt zależy nie tylkood litologii ich brzegu, ale też od wilgotności klimatu.W warunkach bardziej wilgotnych koryta są stabil-niejsze niż w warunkach klimatu kontynentalnego.Żwirodenne rzeki wielokorytowe nazywane są takżerzekami błądzącymi (ang. wandering) i traktowanejako typ przejściowy pomiędzy rzekami roztokowymii meandrującymi (Desloges & Church 1989).

Aluwia i procesy sedymentacji w dolinach żwiro-dennych rzek anastomozujących zostały zbadaneprzez Teisseyre’a (1992) na przykładzie górnegoBobru i górnej Oławy. Systemy anastomozujące wdolinach obu tych rzek powstały poprzez transfor-mację z układu koryta rzeki meandrującej. Powo-dem była głównie działalność rolnicza, która przy-czyniła się do intensywnej akumulacji kohezyjnychmad i stabilizacji koryt. Nie bez znaczenia była ta-kże aktywność neotektoniczna, która przyczyniłasię do zmniejszenia spadku dolin. Osady budujące

grzbiety aluwialne mają mały zasięg boczny, cowskazuje na dużą stabilność koryt, do czego przy-czyniają się kohezyjne właściwości mad deponowa-nych w warunkach wilgotnego klimatu na obszarachmiędzykorytowych.

Sedymentację aluwiów pozakorytowych w doli-nach żwirodennych rzek wielorytowych badałem naprzykładzie osadów zdeponowanych na równiniezalewowej Dunaju w Bratysławie (Szmańda i in.2008a, b, Lehotský i in. 2010a, b) oraz na docinkupomiędzy zaporami wodnymi w unovie i Gab í-kovie (Szmańda i in. 2010a, b). Na badanych odcin-kach system fluwialny Dunaju ma cechy stabilnegosystemu rozgałęzionej rzeki żwirodennej o mułko-wo-piaszczystej pokrywie madowej i złożonym ukła-dzie koryt (Szmańda & Luc 2011). W jego ewolucjimożna wyróżnić cztery etapy (Szmańda i in. 2010b):(1) późnoglacjalny, agradacyjny etap systemu żwi-rodennego koryta roztokowego, (2) eo- i mezoholo-ceński, erozyjny etap systemu żwirodennych korytrozgałęzionych – wyspowo-roztokowych, (3) neoho-loceński agradacyjny etap systemu koryt rozgałęzio-nych powiązany z intensywną akumulacją aluwiówpozakorytowych, (4) erozyjno-agradacyjny etapprzekształconego antropogenicznie systemu korytrozgałęzionych, funkcjonujących w warunkachsilnej antropopresji, związanej z XIX-wieczną regu-lacją koryt i budową zapór wodnych w unovie iGab íkovie. Przyczyną ustabilizowania się koryt wefekcie akumulacji mad były dwa czynniki: (1) zmia-ny klimatyczne, które wystąpiły w okresie atlantyc-kim oraz (2) działalność antropogeniczna powo-dująca wzrost dostawy materiału do koryta rzeki.Początkowo był to materiał drobnoklastyczny, a na-stępnie gruboklastyczny. Zmiana ta uwidacznia się

68


Tabela 14. Udział i rozmiar ziaren w różnych typach transportu określony z krzywych kumulacyjnych próbek aluwiów poza-korytowych badanych piaskodennych rzek wielokorytowych lokujących się w polach diagramu C/M Passegi (1964)

Table 14. Percentage and size of grains in different transport types interpreted from cumulative curves of samples in re-searched anabranching sand-bed rivers of overbank deposits located in segments on CM Passega (1964) diagram

Segment Udział[%]



P2-Q1 5 0,2 90,6 53 37 9,2 0 1 1–3 2–4

Q1-R1 1 0 95 5 90 5 –1 0 1 4

R1-S1 10 0,01 90 20 70 10 –2 0 3 6

O3-P3 2 15 82 60 22 3 – 1 2 2–4

P3-Q2 21 1 73 36 37 23 0–2 1–3 1–5 3–8

Q2-R2 26 0,2 90,7 70,7 20,0 9,1 0–1 0–2 2–8 3–9

R2-S2 30 0,4 86,878,8

86*

8,0

14*12,8 –2–2 0–3 4,5–9 3–9

T 6 0,1 87,181,4

83*

5,7

17*12,8 1–4 3,5–5 8–9 6–9

* udział subpopulacjiA1 i A2 w próbkach, w których wyznaczono tylko populację A

w profilach aluwiów pozakorytowych w postaci se-kwencji grubienia ziarna ku stropowi, od mad ila-stych do piaszczystych (Lehotský i in. 2010b). Wiekmad ilastych został oznaczony metodą radiowę-glową na od 6100 lat do 4300 lat BP (Szmańda i in.2010b). Na podstawie wyników opisanych powyżejbadań prowadzonych w dolinie Dunaju przypusz-czam, że transformacja systemu fluwialnego Duna-ju pomiędzy Bratysławą a Gab íkowem nastąpiłana drodze ewolucji z systemu rzeki roztokowej dosystemu rozgałęzionego.

Ważnymi cechami strukturalnymi, które częstoobserwowałem w badanych aluwiach pozakoryto-wych Dunaju, były (Szmańda i in. 2008a, b, Lehotskýi in. 2010a, b): (1) struktura trzyczłonowego cyklote-mu o cechach pensymentrycznego uziarnienia frak-cjonalnego w aluwiach stropowych partii wałów przy-korytowych, który stanowi zapis przebiegu faliwezbraniowej, (2) pojedyncze klasty otoczakówtkwiące w mułkach masywnych, które mogą świad-czyć o wysokiej koncentracji materiału klastycznegopodczas przepływów powodziowych.

Interpretację warunków sedymentacji na bada-nych odcinkach systemu anastomozującego Dunajuoparłem na analizie wyników uziarnienia 341 pró-bek aluwiów pozakorytowych. Większość (88% pró-bek) tych osadów była akumulowana podczasprzepływów podkrytycznych (ryc. 33) z ładunku za-wieszonego – 90% próbek ulokowanych jest w seg-mentach Q2-R2-S (ryc. 34, tab. 15). Próbki badanychmad Dunaju na diagramie zależności M1 i M2tworzą cztery układy (ryc. 33, por. ryc. 8). Aluwiapozakorytowe zdeponowane podczas przepływównadkrytycznych (5% próbek) tworzą trendy uzna-wane przez Mycielską-Dowgiałło (1995, 2007) zaosady bruku korytowego (2b) i korytowe osady flu-wialne i fluwioglacjalne (1a). Może to sugerować, żewarunki przepływu podczas ich depozycji były zbliż-one do panujących w korytach rzecznych. Próbkimad zdeponowanych w przejściowych warunkachprzepływu wody z tendencją w kierunku reżimupodkrytycznego i podczas przepływów spokojnychtworzą układy osadów powstających na równinachzalewowych (układy 2a i 1b).

W madach dunajskich pobranych w Bratysławiezarejestrowane zostały przepływy o reżimie rwącym,przejściowym i spokojnym, natomiast w aluwiachpozakorytowych pobranych z odcinka pomiędzy u-nowem a Gab íkowem tylko przepływy spokojne.Różnica w zapisie warunków przepływu w tych osa-dach może wynikać z położenia odcinka uno-vo–Gab íkovo poniżej Bratysławy. Na odcinku tymmogą występować przepływy o mniejszej energii niżw Bratysławie, ponieważ znajduje się on w dystalnejczęści rozległego stożka aluwialnego.

Mady akumulowane w warunkach przepływurwącego tworzą na diagramie zależności C i M ze-

staw segmentów N2-O2-P2-Q1, w którym występujepunkt załamania Cr2 = –4 phi (ryc. 34). Prędkośćprzepływu wody niezbędna do transportu najgrub-szych ziaren w badanych aluwiach pozakorytowychDunaju ustalona w oparciu o wartość C = –8,5 phiwynosi około 6 m/s. Według Passegi (1964) osady tepowstają przy dominującym udziale ziaren prze-mieszczanych trakcyjnie. Analiza kształtu krzywychkumulacyjnych uziarnienia metodą Mossa (1962) i

69


Ryc. 33. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychDunaju na diagramach zależności M1 i M3 oraz M1 i M2

1 – linia podziału rozkładu próbek zaliczanych do trendu c1 itrendu c2 (objaśnienia w rozdz. 6), a – pole rozkładu próbekdeponowanych w warunkach górnego reżimu przepływu, b –pole rozkładu próbek deponowanych w warunkach przejścio-wego reżimu przepływu z tendencją do górnego reżimuprzepływu, c – pole rozkładu próbek deponowanych w warun-kach przejściowego reżimu przepływu z tendencją do dolnegoreżimu przepływu, d – pole rozkładu próbek deponowanych wwarunkach dolnego reżimu przepływu; 1a – trend polepszaniasię wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicyziarna w warunkach górnego ustroju przepływu, 1b – trend po-lepszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniejśrednicy ziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu, 2a –trend pogarszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniemsię średniej średnicy ziarna w warunkach dolnego ustrojuprzepływu, 2b – trend pogarszania się wysortowania wraz zezmniejszaniem się średniej średnicy ziarna w warunkach gór-nego ustroju przepływu

Fig. 33. Distribution of samples of Danube river overbankalluvia on M1 versus M3 and M1 versus M2 diagrams

1 – division line of samples distribution classified as trend c1and trend c 2 (explanation in chapter 6), a – field of samplesdistribution deposited under high energy flow regime condi-tion, b – field of samples distribution deposited under transi-tional energy flow regime condition with tendency towardshigh energy flow regime, c – field of samples distribution de-posited under transitional energy flow regime condition withtendency towards low energy flow regime, d – field of samplesdistribution deposited under low energy flow regime condi-tion; 1a – tendency of sorting increasing along with mean gra-in size decreasing under high energy flow regime condition, 1b– tendency of sorting increasing along with mean grain sizedecreasing under low energy flow regime condition, 2a – ten-dency of sorting decreasing along with mean grain size decre-asing under low energy flow regime condition, 2b – tendencyof sorting decreasing along with mean grain size decreasingunder high energy flow regime condition

Vishera (1969) wykazała jednak, że w próbkachtworzących segmenty O2-P2-Q1 udział ziaren trans-portowanych trakcyjnie i saltacyjnie wynosił średniopo około 50% przy nieznacznej przewadze ziarenprzemieszczanych przez toczenie i wleczenie (tab.15). Trakcyjnie poruszały się ziarna grubsze od pia-sku średniego (<1 phi), zaś w saltacji ziarna piasku ibardzo grubego mułku, o średnicy w zakresie od 0do 5 phi. Z zawiesiny deponowanych było średniookoło 1% ziaren, były to ziarna o średnicy mniejszejod 4 phi.

Próbki aluwiów pozakorytowych Dunaju po-wstałe podczas przepływów przejściowych z tenden-cją do podkrytycznego i podczas przepływów spo-kojnych na diagramie zależności C i M utworzyłyS-kształtny zestaw segmentów O3-P3-Q2-R2-S2 i poleT (ryc. 34). Próbki mad zdeponowanych przezprzepływy o przejściowym reżimie ulokowały się wsegmentach O3-P3-Q2 i w części segmentu Q2-R2 wzakresie wartości M < 3 phi. Próbki aluwiów zdepo-nowanych z zawiesiny gradacyjnej (Q2-R2) i jedno-rodnej (R2-S2) stanowią łącznie przeszło 50% bada-nych próbek Dunaju (tab. 15). Natomiast 75%próbek reprezentuje aluwia akumulowane z zawie-siny jednorodnej (R2-S2) i zawiesiny jednorodnejtypu pelagicznego (T) (tab. 15). Analiza kształtukrzywych kumulacyjnych uziarnienia próbek zdepo-nowanych w warunkach przepływu przejściowego ispokojnego wykazała, że ziarna tworzące te osadyprzemieszczane były saltacyjnie (tab. 15). Były togłównie ziarna piasku i mułku. Chociaż śladowailość ziaren bardzo gruboziarnistego mułku (śred-nio poniżej 1%) próbek lokujących się w segmencieR2-S2 i polu T transportowana była trakcyjnie. Ziar-na iłu wchodzące w skład uziarnienia próbek maddeponowanych z zawiesiny jednorodnej i jednorod-nej typu pelagicznego, według interpretacji metodąPassegi (1957, 1964), w momencie bezpośredniopoprzedzającym depozycję znajdowały się w zawie-szeniu lub chwilowym zawieszeniu.

Na zakończenie tego rozdziału należy dodać, żepodobnie jak w przypadku próbek mad pozostałychbadanych rzek, część próbek aluwiów pozakoryto-wych Dunaju, które rozmieszczone są na diagramieC/M poza segmentami tworzącymi S-kształtne wzor-ce rzeczne, lokuje się w polach uznawanych przezPassegę (1957) za pola tworzone przez osady po-wstające z prądów zawiesinowych (por. ryc. 34 i ryc.12). Ponadto część próbek, których wartość M > 4phi, zawiera ponad 1% ziaren o średnicy 0 phi (ryc.33). Dlatego można przypuszczać, że aluwia te po-wstawały przy przepływach o wysokiej koncentracjizawiesiny.

70


Ryc. 34. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychbadanej żwirodennej rzeki wielokorytowej na diagramiezależności C i M

a – aluwia transportowane w warunkach ustroju nadkrytycz-nego, b – aluwia transportowane w warunkach ustroju przejś-ciowego z tendencją w kierunku podkrytycznego, c – aluwiaakumulowane w warunkach ustroju podkrytycznego, 1 – seg-menty N-O, 2 – segmenty O-P, 3 – segmenty P-Q, 4 – segmen-ty Q-R, 5 – segment R-S, 6 – granica segmentu T, 7 –tendencja zmian wartości C i M nawiązująca do pola Tc

Fig. 34. Distribution of researched overbank alluvia ofsand-bed anastomosing river samples on CM diagram

a – alluvia transported under high energy flow regime, b – al-luvia transported under intermediate energy flow regime withtendency to low energy flow regime condition, c – alluvia ac-cumulated under low energy flow regime, 1 – N-O segment, 2– O-P segment, 3 – P-Q segments, 4 – Q-R segments , 5 – R-Ssegment, 6 – T segments, 7 – tendency of C and M valueschanges referring to Tc field

7.3. Szczególne przypadki depozycjialuwiów pozakorytowych

W dokonanej w poprzednim rozdziale interpreta-cji warunków sedymentacji aluwiów pozakorytowychpominąłem aluwia pozakorytowe powstające w doli-nach rzek w wyniku wymuszonej antropogeniczniesedymentacji. Mam tu na myśli te osady, którychakumulacja zdeterminowana została przez budowękonstrukcji hydrotechnicznych w ramach regulacjikoryt rzecznych lub przerwaniem wałów przeciw-powodziowych.

Wpływ zabudowy hydrotechnicznej na akumula-cję mad został opisany m.in. w pracach Falkowskiego(1967), Babińskiego (1992), Szmańdy (2000, 2005),Warownej (2003), Ciszewskiego i Dubickiego(2008), Łajczaka i in. (2008). Z ich lektury wynika, żepo obwałowaniu koryt w dolinach rzecznych w obsza-rze ograniczonym wałami przeciwpowodziowymi do-chodzi do intensywnej agradacji, a wskutek regulacjikoryt pomiędzy ostrogami powstają współczesnepoziomy zalewowe zwane czasem „terasami tech-nicznymi” (Warowna 2003). Wyniki badań efektówsedymentacyjnych po przerwaniu wałów przeciwpo-wodziowych opublikowane zostały m.in. przez Gębi-cę i Sokołowskiego (2001), Kordowskiego i Szmańdę(2001) oraz Gierszewskiego i in. (2011). W pracachtych opisana jest budowa geologiczna, morfologiaoraz interpretacja warunków sedymentacji, jakie pa-nowały w czasie formowania się rozległych stożkówpiaszczysto-żwirowych lub wstęg piaszczystych, po-wstałych na równinie zalewowej górnej i dolnej Wisłyoraz Czarnej (lewobrzeżnego dopływu Wisły), na za-pleczu wyrw w wałach przeciwpowodziowych. Auto-

rzy ci podkreślają przewagę aluwiów piaszczystych,co świadczy o dużej energii przepływu wody.

7.3.1. Depozycja uwarunkowana regulacjąkoryt rzecznych

Warunki sedymentacji aluwiów pozakorytowychpomiędzy oraz nad tamami poprzecznymi (ostroga-mi), które zostały zbudowane w XIX wieku w ra-mach regulacji koryt rzecznych interpretowałem woparciu o trzy obszary testowe. Były to tereny pokry-te madami zdeponowanymi na polderach po-wstałych pomiędzy ostrogami w dolinie Wisły w Ci-szycy Przewozowej koło Solca nad Wisłą (C na ryc.15), w dolinie Dunaju w Bodikach koło Gab íkova(B na ryc. 15) oraz aluwiami osadzonymi na ostrodzew dolinie Wisły w Małej Nieszawce koło Torunia (Mna ryc. 15). Rekonstrukcje hydrodynamiki przepływui litodynamiki transportu tych osadów przeprowa-dziłem interpretując wyniki analiz uziarnienia 56próbek pobranych z trzech wkopów wykonanych wCiszycy Przewozowej, 34 próbek pobranych z dwóchwkopów w Bodikach oraz 58 próbek pochodzących zwkopu i sondowania ręcznego w Małej Nieszawce.W Małej Nieszawce dominowały osady piaszczyste ipiaszczysto-mułkowe (ryc. 35A). We wkopach wyko-nanych w powierzchni polderu w Ciszycy Przewozo-wej na piaszczystych aluwiach korytowych odsłaniałysię mady piaszczysto-mułkowe i mułkowe z przewar-stwieniami piasków lub piasków mułkowych (ryc.35B). W odległości 10 m od koryta płaską równinęzalewową budowały mułki. Średnia średnica ziarna(Mz) tych aluwiów mieściła się w zakresie 5,4 do 7phi. 20 m od koryta rzeki, w wale powstałym pomię-dzy młodymi drzewami, odsłaniały się aluwia, któ-

71

Szczególne przypadki depozycji aluwiów pozakorytowych

Tabela 15. Udział i rozmiar ziaren w różnych typach transportu określony z krzywych kumulacyjnych próbek aluwiów poza-korytowych badanej żwirodennej rzeki wielokorytowej lokujących się w segmentach na diagramie C/M Passegi (1964)

Table 15. Percentage and size of grains in different transport types interpreted from cumulative curves of samples in re-searched gravel-bed anastomosing river of overbank deposits located in segments on CM Passega (1964) diagram

Segment Udział[%]



N2-O2 3,0 25 74 64 10 1 –7– –4 –5–0 1–3 5

O2-P2 2,6 54 45 33 12 1 –3– –1 0–1 1–3 4–5

P2-Q1 0,4 53 47 – – 1 –1 1 – 5

O3-P3 2,3 <0,1 72 – – 28 – 1 – 3–5

P3-Q2 1,9 0 86 79 7 14 – – 1 4

Q2-R2 14,3 0 82 – – 18 – – – 4–8

R2-S2 41,1 1 9184

93*

7

17*8 1–4 2–5,5 3–8 4–9

T 34,3 <0,1 9976

92*

23

8*1 1–2 3–5 8–9 9

*udział subpopulacjiA1 i A2 w próbkach, w których wyznaczono tylko populację A

rych miąższość i strukturę prezentuje rycina 34C.Wał ten, ciągnący się równoległe do koryta, był zbu-dowany głównie z osadów litotypu piasku i piaskumułkowego. Wyjątkiem była około 12-centymetro-wej miąższości warstwa piaszczysto-mułkowego ryt-mitu zdeponowana w spągowej części wału (ryc.35C). W krawędzi koryta Dunaju, w Bodikach, w po-wierzchni równiny zalewowej, na polderze odsłaniały

się mady (ryc. 35D). Budowę tego poziomu, w od-ległości 10 m od koryta, ukazuje profil E (ryc. 35).

Próbki wszystkich badanych przeze mnie mad po-branych z polderów w Ciszycy Przewozowej i Bodi-kach oraz znad ostrogi w Małej Nieszawie powstaływ warunkach ustroju przejściowego z tendencją wkierunku spokojnego lub podczas przepływów spo-kojnych (ryc. 36). Na diagramie zależności M1 do M2tworzą one układy 1b i 2a, typowe dla osadów poza-korytowych (por. ryc. 8, 36). Większość opisywanychtu badanych próbek mad na diagramie zależnościC/M tworzyła segment zawiesiny jednorodnej R2-S2(ryc. 37, tab. 16). Z analizy kształtu krzywych kumu-lacyjnych uziarnienia tych próbek wynika, że więk-szość ziaren przemieszczana była w saltacji (tab. 16).W przypadku próbek lokujących się w segmencieO3P3 (toczenia z domieszką zawiesiny gradacyjnej) zsaltacji deponowanych było średnio przeszło 90%, wtym były ziarna piasku o średnicy –0,5 phi (na podsta-wie wartości CT) oraz ziarna pylaste o średnicy do 7phi (na podstawie wartości FT). Natomiast spośródpróbek lokujących się w segmencie zawiesiny jedno-rodnej były to ziarna piasku średniego, o średnicy 1phi (najgrubsze ziarno w punkcie załamania CT)oraz bardzo drobnego pyłu (wartość średnicy naj-drobniejszego ziarna w punkcie FT = 9 phi) (tab.16). W próbkach aluwiów segmentu zawiesiny jedno-rodnej przeciętny udział ziaren transportowanych wsaltacji był o przeszło 10% mniejszy niż w segmencietoczenia z domieszką zawiesiny. Natomiast udziałziaren deponowanych z zawiesiny był o prawie 10%większy. Były to ziarna drobniejsze niż deponowanez zawiesiny w segmencie O3P3 (tab. 16). W kształciekrzywych kumulacyjnych zapisany więc został processtopniowego przechodzenia coraz drobniejszych zia-ren z transportu w zawiesinie do saltacji wraz zezmniejszaniem się prędkości przepływu, co zostało zkolei zarejestrowane w zmniejszaniu się średnicymediany badanych mad.

Prędkości depozycyjne przepływu przejściowegoz tendencją do dolnego ustroju przepływu, przy któ-rym osadzone zostały te aluwia, były mniejsze niż 50cm/s (por. tab. 5). Prędkości erozyjne określiłem woparciu o maksymalne wartości C (ryc. 37), odpo-wiednio na około 80 cm/s na podstawie aluwiów z Ci-szycy Przewozowej (C = –0,85 phi), około 60 cm/s zMałej Nieszawki (C = –0,41 phi) i 40 cm/s z Bodik (C= 0,75 phi). Najgrubszy materiał klastyczny spośródanalizowanych rzek występuje w korycie Dunaju (re-prezentującej typ żwirodennej rzeki wielokoryto-wej), jednak w aluwiach na polderze w Bodikach niewystępowały ziarna grubsze od frakcji piasku grube-go. Ziarna frakcji żwirowej stanowiące zapiswspółczesnych powodzi w aluwiach pozakorytowychDunaju znajdują się natomiast w madach zdepono-wanych w Bratysławie (Szmańda i in. 2008a, b, Le-hotský i in. 2010a, b)

72


Ryc. 35. Profile litofacjalne aluwiów pozakorytowychA – z Małej Nieszawki, B i C – z Ciszycy Przewozowej, D i E – zBodik. Oznaczenia kodu litotypów według tab. 3. Kod do struk-tur sedymentacyjnych według Mialla (1978, 1996) i Zielińskie-go (1995) z uzupełnieniem Szmańdy (2006b) – rt – rytmit

Fig. 35. Lithofacial profile sof overbank alluviaA – from Mała Nieszawka, B and C – from Ciszyca Przewozo-wa, D and E – from Bodiky. Sygnatures of lithotypes after tab.3. Sedimentological stucture cod after Miall (1978, 1996) andZieliński (1995) with completion by Szmańda (2006b) – rt –rhytmithe

Podsumowując wyniki interpretacji warunków se-dymentacji badanych przeze mnie aluwiów pozako-rytowych, które osadziły się na polderach i nad ostro-gą, należy stwierdzić, że tworzyły się one podczasprzepływów spokojnych z materiału transportowa-nego głównie w ładunku zawieszonym. Analiza krzy-wych kumulacyjnych uziarnienia wykazała nato-miast, że ziarna frakcji piaszczystej i mułkowejbezpośrednio przed depozycją przemieszczały się wsaltacji.

7.3.2. Depozycja po przerwaniu wałówprzeciwpowodziowych

Jednym ze skutków sedymentacyjnych spowodo-wanych przerwaniem wałów przeciwpowodziowychjest akumulacja rozległych form wykształconych wpostaci stożków lub wstęg (Gębica & Sokołowski2001, Kordowski & Szmańda 2001, Gierszewski i in.2011). Formy te powstają w odległości od kilku dokilkudziesięciu metrów od miejsca przerwania wału

73


Ryc. 36. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychwspółcześnie powstających poziomów zalewowych wsąsiedztwie koryt Wisły i Dunaju, na diagramach zależ-ności M1 i M3 oraz M1 i M2

1 – linia podziału rozkładu próbek zaliczanych do trendu c1 itrendu c2 (objaśnienia w rozdz. 6), a – pole rozkładu próbekdeponowanych w warunkach górnego reżimu przepływu, b –pole rozkładu próbek deponowanych w warunkach przejścio-wego reżimu przepływu z tendencją do górnego reżimu prze-pływu, c – pole rozkładu próbek deponowanych w warunkachprzejściowego reżimu przepływu z tendencją do dolnego re-żimu przepływu, d – pole rozkładu próbek deponowanych wwarunkach dolnego reżimu przepływu; 1b – trend polepszaniasię wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicyziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu, 2a – trend po-garszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniem się śred-niej średnicy ziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu

Fig. 36. Distribution of overbank alluvia samples in con-temporarily accumulated floodplain levels near Vistulaand Danube rivers’ channels on M1 versusM3 and M1 ver-sus M2 diagrams

1 – division line of samples distribution classified as trend c1and trend c 2 (explanation in chapter 6), a – field of samplesdistribution deposited under high energy flow regime condi-tion, b – field of samples distribution deposited under transi-tional energy flow regime condition with tendency towardshigh energy flow regime, c – field of samples distribution de-posited under transitional energy flow regime condition withtendency towards low energy flow regime, d – field of samplesdistribution deposited under low energy flow regime condi-tion; 1b – tendency of sorting increasing along with mean gra-in size decreasing under low energy flow regime condition, 2a– tendency of sorting decreasing along with mean grain sizedecreasing under low energy flow regime condition

Ryc. 37. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychbadanych współcześnie powstających poziomów zalewo-wych w sąsiedztwie koryt Wisły i Dunaju na diagramiezależności C i M

a – aluwia transportowane w warunkach ustroju przejściowe-go z tendencją w kierunku podkrytycznego, b – aluwia trans-portowane w warunkach ustroju podkrytycznego, 1 –segmenty O-P, 2 – segmenty P-Q, 3 – segmenty Q-R

Fig. 37. Distribution of overbank alluvia in researchedcontemporarily accumulated floodplain levels nearVistula and Danube rivers’ channels samples on CM dia-gram

a – alluvia transported under intermediate energy flow regimewith tendency to low energy flow regime condition, b – alluviatransported under low energy flow regime, 1 – O-P segment, 2– P-Q segments, 3 – Q-R segments, 4 – R-S segment, 5 – ten-dency of C and M values changes referring to Tc field

74


Tabela 16. Udział i rozmiar ziaren w różnych typach transportu określony z krzywych kumulacyjnych próbek badanych alu-wiów pozakorytowych współcześnie powstających poziomów zalewowych w sąsiedztwie koryt Wisły i Dunaju, lokującychsię w segmentach na diagramie C/M Passegi (1964)

Table 16. Percentage and size of grains in different transport types interpreted from cumulative curves of samples re-searched overbank alluvia of contemporary accumulated floodplain levels near Vistula and Danube rivers’ channels, lo-cated in segments on CM Passega (1964) diagram

Segment Udział[%]



O3-P3 8 0,2 91,2 60 21,2 8,4 –1–1 –0,5–2 1–5 2–7

P3-Q2 14 1 85 30 55 14 –2–0 0–1,5 1–2 3–5

Q2-R2 33 <0,1 77 49 28 23 0–1 0–2 2–5,5 3–8

R2-S2 45 <0,1 807478*

622*

17 1–3 1–5 7–9 5–9

*udział subpopulacjiA1 i A2 w próbkach, w których wyróżniono tylko populację A

Ryc. 38. Lokalizacja i budowa litologiczna wstęgi piaszczystej w Pędzewie (opracowane na podstawie danych Kordowskiegoi Szmańdy 2001 oraz Szmańdy 2002), objaśnienia sygnatur jak na ryc. 35

Fig. 38. Location and geological structure of sandy band in Pędzewo (based on data by Kordowski, Szmańda 2001 andSzmańda 2002), explanation of symbols as on fig. 35

(ryc. 38, 39), w którym tworzy się rynna erozyjna ogłębokości od kilku do maksymalnie kilkunastu me-trów (ryc. 39). Powierzchnia form akumulacyjnychmoże osiągać nawet do kilkudziesięciu hektarów.Miąższość nagromadzonych pokryw piaszczystychma zwykle miąższość od 1 do 1,5 m, a miejscami do-chodzi do 3 m (Kordowski & Szmańda 2001). Wrazze wzrostem odległości od miejsca wypływu przezwyrwę w wale przeciwpowodziowym obserwuje siędrobnienie frakcji (Kordowski & Szmańda 2001,Gierszewski i in. 2011).

Do interpretacji warunków sedymentacji osadówbudujących formy powstałe po przerwaniu wałówprzeciwpowodziowych wykorzystałem dane z wyni-ków analiz uziarnienia próbek z doliny dolnej Wisły wokolicy Pędzewa koło Torunia (P na ryc. 15; ryc. 38)oraz w Świniarach w Kotlinie Warszawskiej (S na ryc.15; ryc. 39). Zinterpretowałem 38 próbek aluwiów(ryc. 38) z Pędzewa i 98 próbek ze Świniar (ryc. 39).

W przypadku obu analizowanych form podczasdepozycji aluwiów przeważały warunki ustroju przej-ściowego (ryc. 40). Na diagramie zależności M1 i M2próbki aluwiów wstęgi piaszczystej w Pędzewietworzą dwa układy 1b i 2a, typowe dla osadów poza-korytowych (por. ryc. 8 i 40). Natomiast aluwia zde-ponowane na stożku w Świniarach tworzą trzyukłady. Poza układami 1b i 2a na diagramie zależno-ści M1 i M2 formują także układ 1a (ryc. 40), któryzdaniem Mycielskiej-Dowgiałło (1995, 2007) jest ty-powy dla rzecznych osadów korytowych (por. ryc. 8 i40). Oznacza to, że podczas akumulacji części alu-

wiów stożka w Świniarach na równi zalewowej pano-wały warunki zbliżone do przepływów korytowych. Zanalizy rozmieszczenia próbek osadów układu 1a nadiagramie zależności M1 i M2 wynika, że były to alu-wia zdeponowane podczas przepływu o ustroju nad-krytycznym (ryc. 40).

W cechach uziarnienia aluwiów obu form zazna-cza się tendencja do zmniejszania się średniej średni-cy ziaren wraz ze wzrostem odległości od miejscaprzepływu wody w wyrwie wału przeciwpowodziowe-

75


Ryc. 39. Rozmieszczenie stref erozji i akumulacji orazśredniej średnicy ziarna (Mz) aluwiów pozakorytowychw obrębie stożka w Świniarach (opracowane na podsta-wie danych Gierszewskiego i in. 2011)

a – strefa erozji wgłębnej, b – strefa erozji powierzchniowej iliniowej, c – miejsca poboru próbek

Fig. 39. Distribution of erosion and accumulation zonesand mean grain size (Mz) of overbank alluvia within thecrevasse splay in Świniary (based on data by Gierszewskiet al. 2011)

a – deep erosion zone, b – shallow erosion zone, c – sites ofsampling

Ryc. 40. Rozmieszczenie próbek badanych aluwiów poza-korytowych form powstałych po przerwaniu wałówprzeciwpowodziowych na diagramach zależności M1 i M3

oraz M1 i M2

1 – linia podziału rozkładu próbek zaliczanych do trendu c1 itrendu c2 (objaśnienia w rozdz. 6), a – pole rozkładu próbekdeponowanych w warunkach górnego reżimu przepływu, b –pole rozkładu próbek deponowanych w warunkach przejścio-wego reżimu przepływu z tendencją do górnego reżimuprzepływu, c – pole rozkładu próbek deponowanych w warun-kach przejściowego reżimu przepływu z tendencją do dolnegoreżimu przepływu, d – pole rozkładu próbek deponowanych wwarunkach dolnego reżimu przepływu; 1a – trend polepszaniasię wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniej średnicyziarna w warunkach górnego ustroju przepływu, 1b – trend po-lepszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniem się średniejśrednicy ziarna w warunkach dolnego ustroju przepływu, 2a –trend pogarszania się wysortowania wraz ze zmniejszaniemsię średniej średnicy ziarna w warunkach dolnego ustrojuprzepływu

Fig. 40. Distribution of samples in researched overbankalluvia of forms erected after flood dams cut-off, on M1

versus M3 and M1 versus M2 diagrams1 – division line of samples distribution classified as trend c1and trend c 2 (explanation in chapter 6), a – field of samplesdistribution deposited under high energy flow regime condi-tion, b – field of samples distribution deposited under transi-tional energy flow regime condition with tendency towardshigh energy flow regime, c – field of samples distribution de-posited under transitional energy flow regime condition withtendency towards low energy flow regime, d – field of samplesdistribution deposited under low energy flow regime condi-tion; 1a – tendency of sorting increasing along with mean gra-in size decreasing under high energy flow regime condition, 1b– tendency of sorting increasing along with mean grain sizedecreasing under low energy flow regime condition, 2a – ten-dency of sorting decreasing along with mean grain size decre-asing under low energy flow regime condition

go. W przypadku osadów wstęgi piaszczystej zjawi-sko to można prześledzić na profilach litofacjalnych(ryc. 38). W profilu położonym najdalej od wyrwy (4na ryc. 38), w dystalnej części badanej formy, wystę-pują aluwia litotypów SFs, SFs i Fs, a w pozostałychprofilach (1, 2 i 3 na ryc. 38) głównie litotypu S.Struktura aluwiów budujących tę formę świadczy owieloetapowości jej powstawania. Najprawdopodob-niej w jej osadach został zapisany przebieg kilku epi-zodów powodziowych (Kordowski & Szmańda2001). W rozmieszczeniu aluwiów budujących stożekw Świniarach drobnienie frakcji obrazuje rozkładśredniej średnicy ziarna w aluwiach (ryc. 39).

Większość próbek aluwiów wstęgi piaszczystej wPędzewie lokuje się na diagramie zależności C/M wsegmencie O3P3 (trakcyjnym z udziałem zawiesinygradacyjnej), natomiast większość próbek osadówzdeponowanych na stożku w Świniarach znajdujesię w polu zawiesiny gradacyjnej Q1-R2 (ryc. 41, tab.17). Należy zwrócić uwagę, że populacje próbek zform w Pędzewie i Świniarach tworzą dwa różne ze-stawy segmentów. Zestaw segmentów tworzonyprzez próbki aluwiów stożka w Świniarach jest prze-sunięty w kierunku większych wartości C. Oznaczato, że występujące w osadach formy w Świniarachziarna tej samej frakcji co w formie w Pędzewie wmomencie bezpośrednio poprzedzającym depozy-cję były transportowane w inny sposób. Przykłado-wo ziarna frakcji piasku o średnicy C w zakresie od 0do –1 phi w aluwiach z Pędzewa przemieszczały sięw trakcji z udziałem zawiesiny (segment O3P3), na-tomiast w osadach ze Świniar w zawiesinie z niewiel-kim udziałem trakcji (segment P2-Q1). Ta różnica wsposobie transportu wynika z cech uziarnienia, któ-re odzwierciedlają różnice w prędkości przepływów.Zarejestrowana w najmniejszych wartościachpierwszego percentyla (ryc. 41) kompetencja dotransportu najgrubszego ziarna w osadzie wyrażonaw prędkości erozyjnej wynosiła w aluwiach ze Świ-niar 1,7 m/s, natomiast w osadach z Pędzewa 0,6m/s. Tak więc przy przepływach o większej prędko-ści, jakie wystąpiły podczas powstawania formy wŚwiniarach niż w Pędzewie, ziarna bardzo grubo-ziarnistego piasku, o średnicy od 0 do –1 phi, trans-portowane były w ładunku zawieszonym, natomiastpodczas przepływów w Pędzewie znajdowały się władunku dennym.

Wnioski z analizy rozmieszczenia badanych pró-bek z Pędzewa i Świniar na diagramie zależnościC/M nie są zbieżne z wnioskami z interpretacjikształtu krzywych kumulacyjnych uziarnienia. Po-dobnie jak we wcześniej opisywanych wynikach ana-lizy kształtu krzywych kumulacyjnych uziarnieniaprzeprowadzonych metodą Mossa i Vishera, niemalwe wszystkich próbkach pobranych z form po-wstałych po przerwaniu wałów przeciwpowodzio-wych dominuje udział ziaren populacji saltacyjnej(tab. 17).

76


Ryc. 41. Rozmieszczenie próbek aluwiów pozakorytowychbadanych form powstałych po przerwaniu wałówprzeciwpowodziowych na diagramie zależności C i M

A – aluwia formy w Pędzewie, B – aluwia formy w Świniarach;a – aluwia transportowane w warunkach ustroju nadkrytycz-nego, b – aluwia transportowane w warunkach ustroju przejś-ciowego z tendencją w kierunku nadkrytycznego, c – aluwiatransportowane w warunkach ustroju przejściowego z tenden-cją w kierunku podkrytycznego, d – aluwia transportowane wwarunkach ustroju podkrytycznego, 1 – segmenty O-P, 2 – seg-menty P-Q, 3 – segmenty Q-R, 4 – segment R-S, 5 – tendencjazmian wartości C i M nawiązująca do pola Tc

Fig. 41. Distribution of overbank alluvia in researchedforms accumulated after the flood dam cut-off, in sam-ples on CM diagram

A – alluvia of form in Pędzewo, B – alluvia of form in Świniary;a – alluvia transported under high energy flow regime, b – al-luvia transported under intermediate energy flow regime withtendency to high energy flow regime condition, c – alluviatransported under intermediate energy flow regime with ten-dency to low energy flow regime condition, d – alluvia trans-ported under low energy flow regime, 1 – O-P segment, 2 –P-Q segments, 3 – Q-R segments, 4 – R-S segment, 5 – tenden-cy of C and M values changes referring to Tc field

77


Tabela 17. Udział i rozmiar ziaren w różnych typach transportu określony z krzywych kumulacyjnych próbek badanych alu-wiów pozakorytowych form powstałych po przerwaniu wałów przeciwpowodziowych, lokujących się w segmentach na dia-gramie C/M Passegi (1964)

Table 17. Percentage and size of grains in different transport types interpreted from cumulative curves of samples re-searched overbank alluvia of forms erected after flood dams cut-off, located in segments on CM Passega (1964) diagram

Segment Udział[%]



forma w Pędzewie

O3-P3 47 0,5 89,5 16,3 73,2 10,0 – 2 1 2–4,5

P3-Q2 18 10 74 8 66 16 2 1–3 1 2–4

Q2-R2 24 8 80 76 4 12 2–5 0–2 4 3–8

R2-S2 5 70 30 88* 12* 0 – 5 9 –

T 5 0 98 85* 15* 2 – – 9 6

forma w Świniarach

O2-P2 13 28 71 63 8 1 –2– –1 –1–0 0–1 5

P2-Q1 31 1 9826

25*6275*

1 – –1–0 0–2 5

Q1-R2 56 0,3 97,716,418*

81,382*

2,0 0–2 0–2 1–2 3–5

*udział subpopulacji A1 i A2 w próbkach, w których wyróżniono tylko populację A

8. Podsumowanie i wnioski

Terminem mada, którym nazywa się aluwia poza-korytowe w potocznym znaczeniu (wg SłownikaWebstera), są określane „osady geologiczne mającefizyczne cechy błota” (Gove 1993), co sugeruje ichmułkową teksturę. Jednak z rezultatów przeprowa-dzonej w tej pracy badań uziarnienia wynika, że frak-cją dominującą w madach jest frakcja piasku. Anali-za udziału procentowego frakcji dla wszystkichbadanych próbek aluwiów pozakorytowych (ryc. 42)wykazała, że największa przeciętna częstość wystę-puje w zakresie frakcji piasku drobnoziarnistego wprzedziale 2–3 phi i wynosi 16,8%. Druga pod wzglę-dem średniego udziału procentowego wartość wyno-si 14,5% i występuje w zakresie frakcji piasku śred-nioziarnistego, w przedziale 1–2 phi. Dopiero trzeciw kolejności jest udział frakcji mułku grubego wprzedziale 5–6 phi, wynoszący 12%. Także w zakresieanalizy frekwencji litotypów w aluwiach pozakoryto-wych przeważają litotypy piaszczysto-mułkowe –26% i piaszczyste – 25% (tab. 4, rozdział 5). Należyjednak podkreślić, że nie na wszystkich fragmentachrównin zalewowych badanych rzek występuje prze-ważający udział litotypów piaszczystych. Na równiniezalewowej rzek żwirodennych przeważa udział lito-typu mułku piaszczystego, a w dolinie Dunaju, repre-zentującej żwirodenną rzekę wielokorytową, drugico do udziału jest litotyp mułku (tab. 11, rozdział 7).Jednak nawet w aluwiach pozakorytowych tych rzekudział litotypów z przewagą frakcji piasku (S i SFc)przekracza 30%.

W oparciu o analizę związku pomiędzy wartościa-mi wskaźników uziarnienia badanych aluwiów poza-

korytowych a udziałem ziaren w przedziałach frak-cyjnych co 1 phi, wykonaną metodą składowychgłównych (rozdział 6), wynika, że uziarnienie bada-nych aluwiów pozakorytowych jest zdeterminowanegłównie przez transportowaną w zawiesinie grada-cyjnej (Allen i in. 1972) frakcję drobnego piasku (2–3phi). Jak stwierdzono powyżej, frakcja ta, pod wzglę-dem uśrednionych danych udziału w przedziałach co1 phi obliczonych w oparciu o wyniki uziarnieniawszystkich badanych próbek, ma największą częstość(ryc. 42). Z analizy składowych głównych wynika tak-że, że największy wpływ na cechy uziarnienia bliskopołowy badanych mad ma druga co do przeciętnegoudziału procentowego frakcja średnioziarnistegopiasku (1–2 phi), która zdaniem Allena i in. (1972)jest transportowana w saltacji.

Istotną cechą uziarnienia wielomodalnych alu-wiów pozakorytowych jest zmniejszony udział ziarenw zakresie trzech przedziałów frakcyjnych (1) od –3do 0 phi, (2) od 3 do 5 phi, (3) od 7 do 9 phi, określa-nych jako luki Tannera (ryc. 16, rozdział 6). Pra-widłowość ta przejawia się m.in. w charakterystycz-nym M-kształtnym trendzie rozkładu próbek nadiagramie zależności średniej średnicy ziarna i wy-sortowania (ryc. 8, 19C). Ponieważ zmniejszonyudział frakcji opowiadający lukom Tannera występu-je w uziarnieniu wszystkich wielomodalnych typówbadanych aluwiów pozakorytowych (ryc. 18), nieza-leżnie od miejsca poboru próbek, zgadzam się zpoglądem Folka i Warda (1957), że procesy sedy-mentacyjne związane z przepływem fluwialnym jedy-nie modyfikują udział głównych populacji ziaren wy-stępujących w przyrodzie, nie wpływając w sposóbistotny na cechy uziarnienia tych populacji.

Z analizy rozmieszczenia próbek na diagramiezależności średniej średnicy ziarna i wysortowania(ryc. 19C, rozdział 6) wynika, że aluwia pozakoryto-we tworzą wszystkie zdefiniowane przez My-cielską-Dowgiałło (1995, 2007) układy genetyczne(ryc. 8, rozdział 3). Oznacza to, że identyfikacja alu-wiów w rozumieniu miejsca depozycji (aluwia kory-towe i pozakorytowe) tylko i wyłącznie na podstawierozmieszczenia próbek na diagramie zależnościśredniej średnicy i wysortowania jest problematycz-na. Moim zdaniem transport materiału w korytach

78

Ryc. 42. Uśredniony udział procentowy frakcji badanychaluwiów pozakorytowych w przedziałach co 1 phi

Fig. 42. Mean percentage of fraction of researched over-bank alluvia in range of 1 phi

rzecznych i na równinach zalewowych w strefie przy-korytowej nie różni się istotnie na tyle, aby uznać goza diagnostyczny dla każdego z tych subśrodowisk se-dymentacji fluwialnej. Mady o cechach uziarnieniatakich samych jak aluwia korytowe mogą występo-wać wyłącznie w proksymalnej części równiny zale-wowej. Natomiast mady deponowane w ich dystalnejczęści mają cechy uziarnienia (wartości Mz i 1), któ-re Mycielska-Dowgiałło (1995, 2007) uznaje za dia-gnostyczne dla aluwiów pozakorytowych (por. ryc. 8,rozdział 3).

Analiza rozmieszczenia próbek badanych alu-wiów pozakorytowych na diagramie zależności śred-niej średnicy ziarna i skośności (ryc. 19A, rozdział 6)wykazała, że podczas spokojnych przepływów zo-stało osadzone prawie 2/3 badanych mad. Tylko 2%spośród badanych próbek aluwiów pozakorytowychdeponowanych było podczas przepływów nadkry-tycznych. Dla prawie 1/3 badanych próbek aluwiówpozakorytowych, których wartości średniej średnicyziarna mieściły się w zakresie 0–3 phi (frakcja od gru-bo- do drobnoziarnistego piasku), utrudnione byłojednoznaczne określenie warunków ustroju paleo-przepływu. Większość próbek osadów o średniejśrednicy ziarna w zakresie 0–3 phi rozmieszczona nadiagramie zależności M1 i M3 nawiązywała trendemdo próbek zaliczonych do podkrytycznego reżimuprzepływu, znacznie mniej do nadkrytycznego (ryc.19A). Dlatego w tej grupie osadów wyróżnione zo-stały aluwia powstające w warunkach ustroju przejś-ciowego z tendencją w kierunku nadkrytycznego(4% badanych próbek) i reżimu przejściowego z ten-dencją w kierunku podkrytycznego (26% badanychpróbek). W aluwiach pozakorytowych żwirodennychrzek meandrujących oraz piasko- i żwirodennychrzek wielokorytowych (rozgałęzionych) zostały zare-jestrowane obydwa z wyróżnionych podtypów prze-pływu o ustroju przejściowym (ryc. 29, 31, 33). W ma-dach piaskodennych rzek meandrujących zapisanezostały tylko przepływy o reżimie podkrytycznym iprzejściowym z tendencją w kierunku podkrytyczne-go (ryc. 27).

W warunkach spokojnego przepływu wody na po-wierzchni równin zalewowych rzek piaskodennychdeponowane były przede wszystkim piaski mułkowelub piaski, natomiast w dolinach rzek żwirodennych,głównie wielomodalne aluwia mułkowe – mułkipiaszczyste (tab. 11). Na podstawie uziarnienia alu-wiów pozakorytowych nie można wnioskować o typieukładu koryta, natomiast, jak wynika z powyższego,widoczny jest nieznacznie zwiększony udział frakcjipiaszczystych w aluwiach rzek piaskodennych imułkowych w aluwiach rzek żwirodennych.

Na równinach zalewowych wszystkich typów rzekprzeważała sedymentacja z ładunku zawieszonego(rozdział 6, tab. 7, ryc. 22a). Jednak akumulacja po-szczególnych frakcji, które były transportowane wzawieszeniu wraz ze spadkiem prędkości przepływu

tuż przed unieruchomieniem na powierzchni równinzalewowych, przechodziła do ładunku dennego. Po-czątkowo tylko ziarna frakcji piaszczystych bez-pośrednio przed depozycją przemieszczane były sal-tacyjnie. Następnie w warunkach bardzo powolnegoprzepływu ziarna frakcji pylastej poruszały się wkrótkich przeskokach saltacyjnych, a ziarna ilaste ztransportu w zawieszeniu przechodziły do chwilowejzawiesiny.

W oparciu o interpretację wyników analiz uziar-nienia aluwiów żwirowych i piaszczystych deponowa-nych głównie w strefie proksymalnej równiny zale-wowej można wyciągnąć wniosek, że były oneakumulowane podczas przepływów nadkrytycznych.Z analizy rozmieszczenia próbek tych gruboklastycz-nych osadów na diagramie C/M wynika, że ziarnafrakcji żwiru i piasku były transportowane w ładunkudennym. W kształcie ich krzywych kumulacyjnychuziarnienia zapisany został jednak głównie transportsaltacyjny, a nie poprzez toczenie i wleczenie

Wyniki interpretacji sposobu transportu ziarenbezpośrednio poprzedzającego depozycję osadu wy-konane różnymi metodami nie są jednoznaczne. Zanaliz rozmieszczenia próbek na diagramie zależno-ści C/M wynika, że prawie 2/3 aluwiów deponowa-nych jest z różnych typów zawiesiny (gradacyjnej ijednorodnej). Natomiast z analizy kształtu krzywychkumulacyjnych uziarnienia badanych osadów wyni-ka, że większość ziaren, niezależnie od ich rozmia-rów, w momencie bezpośrednio poprzedzającym de-pozycję była transportowana w saltacji. Analizakrzywych kumulacyjnych uziarnienia metodą Mossai Vishera umożliwia dokładne określenie rozmiarówi udziału ziaren przemieszczających się w trakcji, sal-tacji i w zawieszeniu w każdej próbce. Ponadto wyka-zuje związek zmiany przemieszczania się ziaren o tejsamej średnicy wraz ze zmianą prędkości przepływuzarejestrowaną w aluwiach. Dlatego uznałem, żeoparte na niej wyniki badań najwierniej odzwiercie-dlają proces sedymentacji w środowisku fluwialnym.

Na podstawie analizy kształtu krzywych kumula-cyjnych uziarnienia aluwiów pozakorytowych po-wstałych w różnych warunkach reżimu przepływu, woparciu o zmodyfikowane w tej pracy kryteria Sly i in.(1983) (rozdział 6), zaobserwować można nastę-pujące prawidłowości:1) Podczas przepływów nadkrytycznych niemal

wszystkie ziarna frakcji piasku i grubsze prze-mieszczane są saltacyjnie, natomiast ziarna frak-cji mułku i drobniejsze transportowane są wzawieszeniu.

2) Podczas przepływów przejściowych i podkrytycz-nych wraz ze zmniejszaniem się prędkościprzepływu coraz drobniejsze frakcje przechodzą ztransportu w suspensji do transportu w saltacji.Dotyczy to ziaren piasku drobnoziarnistego imułku, a ziarna żwiru i piasku gruboziarnistego sąprzeważnie wleczone lub toczone po dnie.

79

Podsumowanie i wnioski

Nie mogę zgodzić się określeniem, że aluwiapozakorytowe powstają na drodze zawiesinowegoprzyrostu pionowego. Przeciwko tej genezie mogąświadczyć następujące wnioski:1) Z badań rozmieszczenia próbek na diagramie za-

leżności C/M wynika, że aluwia powstają nie tylkoz ziaren opadających na powierzchnię równin zzawiesiny, ale także znaczna ich część jest prze-mieszczana saltacyjnie i toczona po dnie.

2) Z analizy kształtu krzywych kumulacyjnych moż-na wyciągnąć jeszcze dalej idący wniosek. Wyni-kająca z tych badań dominacja saltacyjnego ruchuziaren bezpośrednio poprzedzającego ich unieru-chomienie, niezależnie od wielkości ziaren,świadczy raczej o przyroście osadów w kierunkuprzepływu, czyli, jak to określa Teisseyre (1985),bardziej czołowo niż w pionie.Wniosek ten nie jest sprzeczny z faktem, że gene-

ralnie w wyniku tak przebiegającej akumulacji rośniemiąższość pokryw aluwialnych. Na rozbieżność me-chanizmu przyrostu aluwiów pozakorytowych z pio-nową nadbudową równin zalewowych zwracał wcześ-niej uwagę Zwoliński (1985), stwierdzając, żespecyfika sedymentacji aluwiów pozakorytowychprzyczyniająca się do pionowego przyrostu osadówodbywa się dzięki procesom działającym w płaszczyź-nie poziomej.

Wyniki przeprowadzonych w tej pracy interpreta-cji litodynamicznych dotyczących aluwiów otoczko-wych i żwirowych, a także aluwiów drobnoklastycz-nych, których wartość mediany jest większa od 4 phi ijednocześnie wartość pierwszego percentyla jestmniejsza od 0 phi należących do litotypów piaskumułkowego, mułku piaszczystego i żwirowego orazmułku i diamiktonu piaszczystego (por. tab. 4, roz-dział 5), dowodzą, że:1) Z kształtu krzywych kumulacyjnych uziarnienia

osadów otoczkowych i żwirowych, deponowanychw warunkach przepływów o ustroju nadkrytycz-nym, wynika, że osady te były przeważnie trans-portowane w saltacji (tab. 10, ryc. 24). Jeśli zatemosady były przemieszczane saltacyjnie, to trudnouznać, że transport ziaren miał charakter trakcyj-ny, jak sugerują hydrauliczne modele przepływuziaren w wodzie (Passega 1964, Gradziński i in.1986, Teisseyre 1988a, Le Rouxe 2005). Ich depo-zycja mogła odbywać się zatem w warunkachtransportu w quasi-laminarnej zawiesinie przy-dennej przy wysokiej koncentracji materiału kla-stycznego, w której wleczenie i toczenie materiałuw zasadzie nie występuje (Lowe 1976, 1988, Vro-lijk & Southard 1997, Popek 2006).

2) Wyjaśnienie obecności w aluwiach drobnokla-stycznych (mułkowo-ilastych) pojedynczych zia-ren gruboziarnistych piasków, żwirów lub nawet

otoczaków nie jest możliwe w oparciu o użyte wtej pracy modele hydraulicznego przepływuwody. Ziarna te mogły być transportowane, a na-stępnie deponowane w asocjacji z mułkami i iłamipodczas przepływów o wysokiej koncentracji za-wiesiny, nawet przy prędkościach znacznie poni-żej prędkości depozycyjnej dla tych ziaren. Niejest też wykluczone, że ziarna gruboklastycznemogły być transportowane na obszarze równinzalewowych w bryłach (krach) lodu dennego(ang. anchor ice) (Grześ 1991) podczas powodzizimowych, które odgrywają istotną rolę w mode-lowaniu ich rzeźby (Karabon 1980, Grześ 1985,1991), aby po wytopieniu się lodu opaść w miejscuwcześniej osadzonych mułków. Mogą więc stano-wić specyficzny, rzeczny przykład sedymentacjiklastów z napławienia (ang. dropstone).Zrekonstruowane w pracy warunki sedymentacji

w oparciu o interpretację wyników analiz uziarnieniamogą dotyczyć nie tylko badanych aluwiów pozako-rytowych, ale mieć charakter uniwersalny dla madrzek umiarkowanej strefy klimatycznej.

Przeprowadzona tu interpretacja warunków de-pozycji aluwiów pozakorytowych umożliwiła w opar-ciu o ich uziarnienie:1) Oszacowanie prędkości depozycyjnych (na pod-

stawie średniej średnicy ziarna) i erozyjnych osa-du (na podstawie wartości pierwszego percentyla).

2) Wskazanie, w uproszczony sposób, typu reżimuprzepływu wody, podczas którego odbywała siędepozycja osadów w oparciu o rozmieszczeniepróbek osadów na diagramach zależności wskaź-ników średniej średnicy ziarna, wysortowania,skośności i kurtozy. Należy zauważyć, że zastoso-wana w tej pracy metoda analizy reżimu prze-pływu zaproponowana przez Sly i in. (1983) budziwątpliwości, szczególnie odnośnie do poprawno-ści oceny warunków przepływu wody na podsta-wie wartości wskaźników uziarnienia aluwiów,których średnia średnica ziaren mieści się w za-kresie 0–3 phi (czyli osadów z dominacją frakcjipiaszczystej).

3) Charakterystykę sposobu ruchu ziaren podczasdepozycji osadów przeprowadzoną na podstawieanalizy rozmieszczenia próbek na diagramie C/M(Passega 1964) i analiz kształtu krzywych kumula-cyjnych (Moss 1962, 1963, Visher 1969, Viard &Breyer 1979). Wyniki interpretacji uzyskiwanetymi dwiema metodami nie są zbieżne, jednakumożliwiają śledzenie zmian transportu osaduwraz ze zmianą prędkości (energii) przepływuwody na równinach zalewowych. Zdania co dopoprawności w odzwierciedleniu procesów depo-zycji tymi dwiema metodami są podzielone.

80

Podsumowanie i wnioski

9. Literatura

Aipołow B.A., 1963. Uczenie o riekach. Moskwa.Aleksandrowicz W., 1996. Malacofauna of Holocene

overbank deposits in southern Poland. Bulletin ofthe Polish Academy of Sciences, 44, 4: 235–249.

Aleksandrovsky A.L., Glasko M.P., Krenke N.A.,Chichagova O.A., 2004. Buried soils of floodplainsand paleoenvironmental changes in the Holocene.Revista Mexicana de Ciencias Geológicas, 21, 1:9–17.

Allen G.P., Castaing P., Klingebiel A., 1972. Distinc-tion of elementary sand population in the Girongeestuary (France) by r-mode factor analysis of grainsize data. Sedimentology, 19, 1–2: 21–35.

Allen J.R.L., 1965a. A review of the origin and cha-racter of recent alluvial sediments. Sedimentology,5: 89–91.

Allen J.R.L., 1965b. Fining-upwards cycles in alluvialsuccessions. Liverpool Manchester Geol. J., 4:229–246.

Allen J.R.L., 1970a. Physical processes of sedimen-tation. G. Allen & Unwin University Books, Lon-don.

Allen J.R.L., 1970b. Studies in fluviatile sedimenta-tion; a comparison of finning-upward cyclothemswith special reference to coarse member composi-tion and interpretation. J. Sedim. Petrol., 40:19–26.

Allen J.R.L., 1977. Fizyczne procesy sedymentacji.PWN, Warszawa.

Andrzejewski L., 1991. The course of fluvial depositsprocesses in the lower Bzura river valley during thelast 15 000 years. [W:] L. Starkel (red.), Evolutionof the Vistula river valley during the last 15 000years. Geogr. Stud. Spec. Iss., 6: 147–154.

Andrzejewski L., 1994. Ewolucja systemu fluwialne-go doliny dolnej Wisły w późnym glacjale i holoce-nie na podstawie wybranych dolin jej dopływów.Rozprawy UMK, Toruń.

Andrzejewski L., Juśkiewicz W., 2003. Lithofaciesdiversification of the alluvia in the area of KępaDzikowska, Kępa Bazarowa, Kępa Strońska and ofthe Vistula floodplain near Toruń. Prace Geogr.,189: 159–178.

Antczak B., 1985. Rhythmites on lower terraces ofthe Warta River, Poland, and their paleohydrolo-

gic implications. Quaestiones Geographicae, Spec.Issue, 1: 31–43.

Antczak B., 1986. Transformacja układu koryta i za-nik bifurkacji Warty w pradolinie warszawsko-ber-lińskiej i południowej części przełomupoznańskiego podczas późnego vistulianu. Ser.Geografia, 35. UAM, Poznań.

Antoine P., 1994. The Somme Valley terrace system(Northern France); a model of river response toQuaternary climate variations since 800 000 BP.Terra Nova, 6: 453–464.

Arnaud-Fassetta G., 2003. River channel changes inthe Rhone Delta (France) since the end of the Lit-tle Ice Age: geomorphological adjustment to hy-droclimatic change and natural resourcemanagement. Catena, 51: 141–172.

Ashley G.M., 1978. Interpretation of polymodal se-diments. J. Geology, 86: 411–421.

Aslan A., Autin J.A., 1999. Evolution of the Holoce-ne Mississippi river floodplain, Ferriday, Louisia-na: Insights on the origin of fine-grainedfloodplains. J. Sedim. Res., 69, 4: 800–815.

Asselman N.E.M., 1999. Grain-size trends used toassess the effective discharge for floodplain sedi-mentation, river Waal, the Netherlands. J. Sedim.Res., 69, 1: 51–61.

Asselman N.E.M., Middelkoop H., 1995. Floodplainsedimentation: quantities, patterns and processes.Earth Surf. Proc. Land., 20: 481–499.

Astrade L., Bravard J.-L., 1999. Energy gradient andgeomorphological processes along a river influen-ced by neotectonic (The Saône river, France). Ge-odinamica Acta (Paris), 12, 1: 1–10.

Baas J.H., 1994. A flume study on the developmentand equilibrium morphology of current ripples invery fine sand. Sedimentology, 41: 185–209.

Baba J., Komar P.D., 1981. Measurement and analy-sis of settling velocities of natural quarto Sandgrain. J. Sedim. Pert., 51: 631–640.

Babiński Z., 1990. Charakterystyka równiny zalewo-wej dolnej Wisły. Przegl. Geogr., 62, 1–2: 95–117.

Babiński Z., 1992. Współczesne procesy korytowedolnej Wisły. Prace Geogr. IGiPZ PAN, 157.

Babiński Z., Klimek K., 1990. The present-day chan-nel and flood-plain of the Vistula river. [W:] L.

81

Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valleyduring the last 15 000 years. Geogr. Stud., Spec.Iss., 5: 62–75.

Bagnold R.A., 1955. Some flume experiments on lar-ge grains but little denser than the transportingfluid, and their implications. Proc. Insr. Civ. Eng.,4: 174–205.

Bagnold R.A., 1956. The flow of cohesionless grainsin fluids. phil. Trans. R. Soc. London, Ser. A, 249:235–297.

Bagnold R.A., 1966. An approach to the sedimenttransport problem from general physics. U.S.Geol. Survey Prof. Paper: 422-I.

Baker V.R., 1974. Paleohydraulic interpretation ofQuaternary alluvium near Golden, Colorado.Quarter. Res., 4: 94–112.

Baker V.R., Kochel R.C., Patton P.C. (red.), 1988.Flood geomorphology. Wiley, Chichester.

Banach M., 1985. Osady denne – wskaźnik hydrody-namiki Zbiornika Włocławskiego. Przegl. Geogr.,57, 4: 487–497.

Banach M., 1994. Morfodynamika strefy brzegowejZbiornika Włocławskiego. Prace Geogr. IGiPZPAN, Wrocław–Warszawa–Kraków.

Banasik K., 1994. Model sedymentogramu wezbra-nia opadowego w małej zlewni rolniczej. RozprawyNaukowe i Monograficzne. Wydawnictwo SGGW,Warszawa.

Banihabib M.E., Hiramo M., 1996. Deposition of thehigh concentration flow on the flood plain. Ann. J.Hydr. Engin., 40: 1021–1026.

Barthurst J.C., Benson I.A., Valentine E.M., NalluriC., 2002. Overbank sediment deposition patternfor straight and meandering flume channels. EarthSurf. Proc. Land., 27, 8: 659–665.

Bartnik W., 1992. Hydraulika potoków i rzek gór-skich z dnem ruchomym. Początek ruchu rumowi-ska. Zesz. Nauk. AR w Krakowie, Ser. Rozpr. Hab.

Beechie T.J., Liermann M., Pollock M.M, Baker S.,Davies J., 2006. Channel pattern and river-flood-plain dynamics in forested mountain river systems.Geomorphology, 78: 124–141.

Beverage J.P., Culbertson J.K., 1964. Hypeconten-trations of suspended sediments. J. HydraulicsDivision. Am. Soc. Civ. Eng., 90: 117–128.

Biernacki Z., 1968. Wiek oraz przebieg przyrostumiąższości mad na terasie zalewowej Wisły w rejo-nie Warszawy w świetle stanowisk archeologicz-nych. Przegl. Geol., 1: 13–20.

Biernacki Z., 1975. Holocene and Late Pleistocenealluvial sediments of the Vistula River near War-saw. Biul. Geol., 19: 199–217.

Blench T., 1977. Regime behaviour of river and ca-nals. Butterworth Scientific, London.

Braithwaite C.J.R., 1973. Settling behaviour relatedto sieve analysis of skeletal sands. Sedimentology,20, 2: 251–262.

Brański J., Kondzielski A., 1986. Uziarnienie rumo-wiska unoszonego wzdłuż biegu Wisły. Gospodar-ka Wodna, 6: 140–143.

Bridge J.S., 1981. Hydraulic interpretation of gra-in-size distributions using a physical model forbedload transport. J. Sedim. Petrol., 51, 4:1109–1124.

Bridge J.S., 2003. Rivers and floodplain. Form, Pro-cesses and Sedimentary Record. Blackwell Publi-shing Company, Oxford, UK.

Brooks G.R., 2005. Overbank deposition along theconcave side of the Red River meanders, Manito-ba, and its geomorphic segnificance. Earth Surf.Proc. Land., 30: 1617–1632.

Brown A.G., 1985. Traditional and multivariatetechniques in the interpretation of floodplain sedi-ment grain size variations. Earth Surf. Proc. Land.,10: 281–291.

Brown A.G., Keough M., 1922. Holocene floodplainmetamorphosis in the Midlands, United Kingdom.Geomorphology, 4: 433–445.

Bruneton H., Arnaud-Fassetta G., Provansal M., Si-stach D., 2001. Geomorphological evidence forfluvial change during the Roman period in the lo-wer Rhone valley (southern France). Catena, 45:287–312.

Bull W.B., 1962. Relation of textural (CM) patternsto depositional environments of alluvial-fan depo-sits. J. Sedim. Petrol., 32: 281–291.

Chien N., 1956. The present stratus of research onsediment transport. Am. Soc. Civil Engin., Trans.,Paper, 2824: 833–844.

Chien N., Wan Z., 1983. Mechanics of Sediment Mo-tion. Science Press.

Ciszewski D., Dubicki A., 2008. Rezim hydrologicz-nyi współczesne przemiany koryta i równiny zale-wowej Odry. [W:] L. Starkel, A. Kotarba, A.Kostrzewski, K. Krzemień (red.), Współczesneprzemiany rzeźby Polski. Monografia SGP, IGiGPUJ, IGiPZ PAN, Kraków: 371–383.

Ciszewski D., Wyżga B., 2010. Hydraulic controls onthe entrapment of heavy metal-polluted sedimentson a floodplain of variable width, the upper VistulaRiver, southern Poland. Geomorphology, 117,3–4: 272–286.

Ciupa T., 1990. Dynamika transportu i uziarnienierumowiska wleczonego Białej Nidy. Dokum. Geo-gr. IGiPZ PAN, 1: 51–69.

Ciupa T., 1991. Współczesny transport fluwialny wzlewni Białej Nidy. Wyd. Wyż. Szk. Ped. im. JanaKochanowskiego, Kielce.

Ciupa T., 2009. Wpływ zagospodarowania terenu naodpływ i transport fluwialny w małych zlewniachna przykładzie Sufragańca i Sinicy. Wyd. Uniw.Hum.-Przyr. Jana Kochanowskiego, Kielce.

Coleman J.M., 1969. Brahmaputra River: Channelprocesses and sedimentation. Sedim. Geol. 3:129–239.

82

Literatura

Collinson J.D., 1978. Vertical sequences and sandbody shape in alluvial sequences. [W:] A.D. Miall(red.), Fluvial sedimentology. Can. Soc. Petrol.Geol., Memoir, 5: 77–586.

Costa J.E., 1978. Paleohydraulic reconstructions offlash-flood peaks from boulder deposits in the Co-lorado Front Range. Geol. Soc. of Am. Bull., 94:986– 1004.

Costa J.E., 1997. Rheologic, geomorphic and sedi-mentologic differentiation of water floods, hyper-concentrated flow, and debris flow. [W:] V.R.Baker, R.C. Kochel, P.C. Patton (red.), Flood geo-morphology. J. Wiley & Sons: 113–122.

Costello W.R., Southard J.B., 1981. Flume experi-ments on lower-flow-regime bed forms in coarsesand. J. Sedim. Petrol., 51, 3: 849–864.

Czajka A., 2000. Sedymentacja pozakorytowa alu-wiów w strefie międzywala Wisły w Kotlinie Oświę-cimskiej. Przegl. Geol., 48: 263–267.

Czałow R.S. 1979. Geograficzeskije issledowanijarusłowych procesow. Izd. Moskowskowo Uniwer-siteta, Moskwa.

Czyżowska E., 1997. Zapis zdarzeń powodziowychna pograniczu Boreału i Atlantyku w osadach stoż-ka napływowego w Podgrodziu. Dok. Geogr. IGi-PZ PAN, 5.

Czyżowska E., Starkel L., 1996. Rhytmicity of floodsat the Boreal-Atlantic transmition in the alluvialfan at the Podgrodzie upon Wisłoka river. [W:] L.Starkel, T. Kalicki (red.), Evolution of the Vistulariver valley during the last 15 000 years. Geogr.Stud., Spec. Iss., 9: 36–42.

Desloges J.R., Church M.A., 1989. Wanderinggravel-bed rivers. Canadian Geographer, 33:360–364.

Dębski K., 1967. Regulacja rzek. Cz. 1. Podstawyprojektowania. Wyd. SGGW, Warszawa.

Dingler J.R., 1979. The treshold of grain motion un-der oscilatory flow in a laboratory wave channel. J.Sedim. Petrol., 49, 1: 287–294.

Doeglas D.J., 1946, Interpretation of the results ofmechanical analyses. J. Sedim Petrol., 16: 19–40.

Douglas J.F., Gasiorek J.M., Awaffield J.A., 1979.Fluid Mechanics. Pitman. London.

Einstein H.A., 1950. The Bed-Load Function for Se-diment Transport in Open Channel Flows. U.S.Dept. Agric., Soil Conser. Serv., Tech. Bull., 1026:1–71.

Emblenton C., Thornes J. (red.), 1982. Geomorfolo-gia dynamiczna. PWN, Warszawa.

Endo N., Masuda F., Yokokawa M., 1996. Grain-sizedistributions of sediment carried by single trans-portation modes in an experimental microdeltasystem. Sedim. Geol., 102: 297–304.

Enos P., 1977. Flow regimes in debris flow. Sedimen-tology, 23: 133–142.

Erskine W.D., Melville M.D., 2008. Geomorphicand stratigraphic complexity: Holocene alluvial hi-

story of upper Wollombi Brook, Australia. Geogr.Ann., 90 A, 1: 19–35.

Eschner T.R., Kichner J.E., 1984. Interpretationsfrom measured sediment data, Platte River, Ne-braska. Sedimentology, 31, 5: 569–573.

Falkowski E., 1967. Ewolucja holoceńskiej Wisły naodcinku Zawichost–Solec i inżyniersko-geologicz-na prognoza jej dalszego rozwoju. Biul. IG, 198, 4:57–131.

Farrell K.M., 1987. Sedimentology and facies archi-tecture of overbank deposits of the MississippiRiver, False River Region, Louisiana. [W:] F.G.Ethridge, R.M. Flores, J.D. Harvey (red.), RecentDevelopments in Fluvial Sedimentology. Soc.Econ. Paleontol. Mineral., Spec. Publ., 39:111–120.

Farrell K.M., 2001. Geomorphology, facies architec-ture, and high-resolution, non-marine sequencestratigraphy in avulsion deposits. CumberlandMarshes, Saskatchewan, Sedim. Geol., 139:93–150.

Fenneman N.M., 1906. Floodplains produced with-out floods. Am. Geogr. Soc. Bull., 38: 89–91.

Ferguson R.I., Church M., 2004. A simple universalequation for grain settling velocity. J. Sedim. Res.,74: 933–937.

Ferguson R.J., Brierley G.J., 1999. Levee morpho-logy and sedimentology along the lower TurossRiver, south-eastern Australia. Sedimentology, 46:627–648.

Fisk H.N., 1947. Fine Grained Alluvial Deposits andtheir Effects on Mississippi River Activity. Missis-sippi River Commission, Vicksburg, Miss.

Flemming B.W., 1988. Process and pattern of sedi-ment mixing in a microtidal coastal lagoon alongthe west coast of South Africa. [W:] P.L. de Boer,A. van Gelder, S.D. Nio (red.), Tide-influencedSedimentary Environments and Facies. D. Reidel,Dordrecht: 275–288.

Flemming B.W., 2007. The influence of grain-sizeanalysis methods and sediment mixing on curveshapes and textural parameters: Implications forsediment trend analysis. Sedim. Geol., 202:425–435.

Florek E., Florek W., Mycielska-Dowgiałło E., 1987.Morphogenesis of the Vistula valley between KepaPolska and Plock in the Late Glacjal and Holoce-ne. [W:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistulariver valley during the last 15 000 years. Geogr.Stud., Spec. Iss., 4: 189–205.

Florek W., 1991. Postglacjalny rozwój dolin rzekśrodkowej części północnego skłonu Pomorza.WSP, Słupsk.

Florek W., Kaczmarzyk J., 2007. Współczesne formyi osady wezbraniowe Wieprzy na odcinku Sta-niewce–Kowalewice. [W:] R. Sołtysik (red.), Syste-my dolinne i ich funkcjonowanie. Prace InstytutuGeografii AŚ w Kielcach, 16: 205–213.

83

Literatura

Florek W., Mycielska-Dowgiałło E., Starkel L., 1990.Lithology and facies of fluvial deposits. [W:] L.Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valleyduring the last 15 000 years. Geogr. Stud., Spec.Iss., 5: 111–126.

Florsheim J.L., Mount J.F., 2003. Changes in low-land floodplain sedimentation processes: pre-di-sturbance to post-rehabilitation, Cosumnes River,CA. Geomorphology, 56: 305–323.

Folk R.L., 1966. A review of grain size parameters.Sedimentology, 6: 73–93.

Folk R.L., Ward W.C., 1957. Brazos River bar, a stu-dy in the significance of grain size parameters. J.Sedim. Pert., 27: 3–26.

Froehlich W., 1975. Dynamika transportu fluwialne-go Kamienicy Nowojowskiej. Prace Geogr. IGPAN, 114. Warszawa.

Froehlich W., 1982. Mechanizm transportu fluwial-nego i dostawy zwietrzelin w górskiej zlewni fliszo-wej. Prace Geogr. IGiPZ PAN, 143.

Froehlich W., 1998. Transport rumowiska i erozjakoryt potoków beskidzkich podczas powodzi w lip-cu 1997. [W:] L. Starkel, J. Grela (red.), Powódźdorzecza górnej Wisły w lipcu 1997 r. Wyd. Oddz.PAN, Kraków: 133–144.

Froehlich W., 1999. Mechanizm i natężenie proce-sów erozji, transportu i sedymentacji powodziowejw świetle badań metodami klasycznymi, radioizo-topowymi i magnetycznymi. [W:] A. Kostrzewski(red.), Funkcjonowanie geosystemów zlewnirzecznych. 2. Powodzie rzek przymorza bałtyckie-go i innych regionów Polski. Uwarunkowania,przebieg, skutki w środowisku przyrodniczym.Wyd. UAM, Poznań: 33–40.

Gao S., Collins M., 1992. Sand sediment transportpatterns inferred from grain-size trends basedupon definition of “transport vectors”. Sedim.Geol., 80: 47–60.

Gębica P., 2004. Przebieg akumulacji rzecznej w gór-nym Vistulianie w Kotlinie Sandomierskiej. PraceGeogr. IGiPZ PAN, 193.

Gębica P., Sokołowski T., 2001. Sedimentological in-terpretation of crevasse splay forming during theextreme 1997 flood in the upper Vistula river val-ley (South Poland). Ann. Soc. Geol. Pol., 71:53–62.

Ghosh J.K., Mazumder B.S., Sengupta S., 1981. Met-hods of computation of suspended load from bedmaterials and flow parameters. Sedimentology, 28:781–791.

Gierszewski P., Szmańda J., Luc M., 2005. Cechy li-tologiczne i rozkład osadów dennych ZbiornikaWłocławskiego. [W:] A. Kotarba, K. Krzemień, J.Święchowicz (red.), VII Zjazd GeomorfologówPolskich, Kraków 19–22 września 2005. Współcze-sna ewolucja rzeźby Polski: 147–152.

Gierszewski P., Szmańda J.B., 2007a. Interpretacjaśrodowisk sedymentacyjnych Zbiornika Włocław-

skiego na podstawie badań uziarnienia osadówdennych. [W:] E. Smolska, D. Giriat (red.), Rekon-strukcja dynamiki procesów geomorfologicznych –formy rzeźby i osady. Wydz. Geogr. i Stud. Reg.UW, Komitet Badań Czwartorzędu PAN, Warsza-wa: 165–176.

Gierszewski P., Szmańda J.B., 2007b. Grain sizecomposition and sedimentological environmentsin the Wloclawek reservoir bottom deposits depo-sits (Vistula river, central Poland). Proceedings ofthe Tenth International Symposium on River Sedi-mentation, Effects of River Sediments and Chan-nel Processes on Social, Economic andEnvironmental Safety, 5, 1–14 August 2007, Mo-scow, Russia: 100–108.

Gierszewski P., Szmańda J.B., 2010. Litodynamicznainterpretacja warunków akumulacji osadów den-nych Zbiornika Włocławskiego. [W:] T. Ciupa, R.Suligowski (red.), Woda w badaniach geograficz-nych, Kielce: 169–177.

Gierszewski P., Szmańda J.B., Habel M., KaszubskiM., 2011. Geomorfologiczny i sedymentologicznyzapis efektów przerwania wału przeciwpowodzio-wego Wisły w Świniarach. IX Zjazd Geomorfolo-gów Polskich, Georóżnorodność rzeźby Polski,20–22.09.2011, Poznań: 59.

Gölz E., 1990. Suspended sediment and bed loadproblems of the Upper Rhine. Catena, 17:127–140.

Gomez B., Eden D.N., Hicks M.D., Trustrum N.A.,Peacock D.H., Wilmshurts J., 1999. Contributionof floodplain sequestration to the sediment budgetof the Waipaoa River, New Zealand. [W:] S.B.Mariott, J. Alexander (red.), Floodplains: Interdi-sciplinary Approaches.Geological Society, Lon-don, Spec. Publ., 163: 69–88.

Gomez B., phillips J.D., Magilligan F.J., James L.A.,1997. Floodplain sedimentation and sensitivity:summer 1993 flood, upper Mississippi river valley.Earth Surf. Proc. Land., 22: 923–936.

Gove P.B (red.), 1993. Webster’s Third New Inter-national Dictionary of the English language una-bridge. Merriam-Webster Incorporated,Könemann.

Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., UnrungR., 1976. Sedymentologia. Wyd. Geol., Warszawa.

Gradziński R., Kostecka A., Radomski A., UnrungR., 1986. Zarys sedymentologii. Wyd. Geol., War-szawa.

Graf W.L., 1971. Hydraulics of Sediment Transport.McGraw-Hill Book Co., New York.

Gregory K.J., Walling D.E., 1973. Drainage basinand process. Edward Arnold Publ. Ltd., London.

Grenfell S.E., Ellery W.N., Grenfell M.C., 2009.Geomorphology and dynamics of the MfoloziRiver floodplain, KwaZulu-Natal, South Africa.Geomorphology, 107: 226–240.

84

Literatura

Groves C.G., Howard A.D., 1994. Early deve-lopment of karst systems: I. Preferential flow pathenlargement under laminar flow. Water ResourcesResearch, 30, 10: 2837–2846.

Grzegorczyk M., 1970. Metody przedstawianiauziarnienia osadów. Poz. Tow. Przyj. Nauk, PraceKom. Geogr.-Geol., 10, 2.

Grześ M., 1985. Problemy zatorów lodowych i powo-dzi zatorowych na dolnej Wiśle. Przegl. Geogr., 57,4: 499–525.

Grześ M., 1991. Zatory i powodzie zatorowe na dol-nej Wiśle. Mechanizmy i warunki. IGiPZ PAN,Warszawa.

Gustavson T.C., 1978. Bed form and stratification ty-pes of modern gravel meander lobes, NuecesRiver, Texas. Sedimentology, 25: 401–426.

Hampton M.A., 1975. Competence of fine graineddebris flow. J. Sedim. Petrol., 45, 4: 834–844.

Hartmann D., 2007. From reality to model: Opera-tionalism and the value chain of particle-size ana-lysis of natural sediments. Sedim. Geol., 202:383–401.

Hartmann D., Flemming B.W., 2007. From particlesize to sediment dynamics: An introduction. Se-dim. Geol., 202: 333–336.

Haschenburger J.K., Church M., 1998. Bed materialtransport estimated from the virtual velocity of se-diment. Earth Surf. Proc. Land., 23: 791–808.

Henderson F.M., 1966. Open Channel Flow. Mac-Millan Publ., New York, London.

Hjulström F., 1935. Studies of the morphological ac-tivity of rivers as illustrated by the river Fyris. Bull.Geol. Inst., 25.

Houben P., 1997. Late-glacial fluvial sedimentationin a small upland catchment in Hesse (Germany).Zeitschift f. Geomorphologie, 41, 4: 461–478.

Houben P., 2003. Spatio-temporally variable respon-se of fluvial systems to Late Pleistocene climatechange: a case study from central Germany. Qu-aternary Science Reviews, 22: 2125–2140.

Houben P., 2007. Geomorphological facies recon-struction of Late Quaternary alluvia by the appli-cation of fluvial architecture concepts.Geomorphology, 86: 94–114.

Houbrechts G., Petit F., Kalicki T., 2004. Rozwójmetalurgii a sedymentacja fluwialna z ostatnichstuleci w ardeńskich dopływach Mozy (Belgia).[W:] Z. Michalczyk (red.), Badania geograficzne wpoznawaniu środowiska: 192–194.

Howard A.D., 1980. Thresholds in river regime. [W:]D.R. Coates, J.D. Vitek (red.), The Concept ofGeomorphic Thresholds. Allen and Unwin, Bo-ston, Ch. L, 1: 227–258.

Howard A.D., Groves C.G., 1995. Early deve-lopment of karst systems: II. Turbulent flow. Wa-ter Resources Research, 31, 1: 19–26.

Hunghes D.A., Lewin J., 1982. A small-scale floodplain. Sedimentology, 29: 891–895.

Hunt J.N., 1954. The turbulent transport of suspen-ded sediment in open channels. Proc. Ror. Soc.,Ser. A., 224, 1158: 323–335.

Inman D.L., 1949. Sorting of sediments in the light offluid mechanics. J. Sedim. Petrol., 19: 51–70.

Jackson M.R., 1834. Hintson the subject of geogra-phical arrangement and nomenclature. RoyalGeographical Society Journal, 4: 72–88.

Jackson R.G., 1978. Preliminary evaluation of litho-facies models for meandering alluvial streams.[W:] A.D. Miall (red.), Fluvial Sedimentology.Can. Soc. Petrol. Geol. Memoir, 5: 543–576.

Jackson R.G., 1981. Sedimentology of muddyfine-grained channel deposits in meandering stre-ams of the American middle west. J. Sedim. Pe-trol., 51, 4: 1169–1192.

Jarocki W., 1957. Ruch rumowiska w cieczach. Bada-nie oraz obliczanie ilości materiału wleczonego iunoszonego. Wyd. Morskie, Gdynia.

Jopling A.V., 1964. Laboratory study of sorting pro-cesses related to flow separation. J. Geophys. Res.,69: 3403–3418.

Jopling A.V., 1966. Some principles and techniquesused in reconstructing the hydraulic parameters ofa paleo-flow regime. J. Sedim. Petrol., 36, 1: 5–49.

Kaczmarzyk J., 2004. Holoceńska paleohydrologiaśrodkowej Wieprzy w świetle cech sedymentolo-gicznych osadów korytowych. Prace Geogr. IGiPZPAN, 200: 119–145.

Kaczmarzyk J., 2008. Holoceńska paleohydrologiaśrodkowej Wieprzy w świetle cech sedymentolo-gicznych osadów korytowych. Akademia Pomor-ska w Słupsku.

Kaczmarzyk J., Florek W., 2007. Osady pozakoryto-we środkowej Wieprzy jako zapis zjawisk powo-dziowych. [W:] A. Kostrzewski, J. Szpikowski(red.), Procesy ekstremalne w środowisku fluwial-nym. Funkcjonowanie geosystemów zlewni rzecz-nych, 4: 141–156.

Kaczmarzyk J., Florek W., Olszak I., 2008. Górnoho-loceńskie i współczesne formy i osady pozakoryto-we w dolinie środkowej Wieprzy. LandformAnalysis, 7: 80–94.

Kalicki T., 1991. The evolution of the Vistula rivervalley between Cracow and Niepołomice. [w:] L.Starkel (red.), Evolution of the Vistula river valleyduring the last 15 000 years. Geogr. Stud., Spec.Iss., 6: 11–38.

Kalicki T., 1996. Overbank deposits as indicators ofthe changes in discharges and supply of sedimentsin the upper Vistula valley – the role of climate andhuman impact. [W:] L. Starkel, T. Kalicki (red.),Evolution of the Vistula river valley during the last15 000 years. Geogr. Stud. Spec. Iss., 9: 43–60.

Kalicki T., 2000. Grain size of the overbank depositsas carriers of paleogeographical information. Qu-aternary International, 72: 107–114.

85

Literatura

Kalicki T., 2006. Zapis zmian klimatu oraz działalno-ści człowieka i ich rola w holoceńskiej ewolucji do-lin środkowoeuropejskich. Prace Geogr. IGiPZPAN, 204.

Kalicki T., Sanko A.F., 1997. Ewolucja doliny Łuczo-sy w późnym glacjale i holocenie. [W:] T. Kalicki(red.), Badania ewolucji dolin rzecznych na Biało-rusi – 1. Dok. Geogr., 6: 53–82.

Kalicki T., Starkel L., 1987. The evolution of the Vi-stula river valley downstream of Cracow during thelast 15 000 years. [W:] Evolution of the VistulaRiver Valley during the last 15000 year. Geogr.Stud., Spec. Iss., 4: 51–70.

Kalicki T., Starkel L., Soja J., Soja R., ZenickayaV.P., 1996. Subboreal paleochannel system in theVistula valley near Zabierzów Bocheński (Sando-mierz Basin). Evolution of the Vistula river valleyduring the last 15 000 years. Geogr. Stud., Spec.Iss., 9: 129–158.

Kalicki T., Szmańda J.B., 2008. Wiek i litologia osa-dów pozakorytowych Wisły w Kotlinie Sandomier-skiej i Toruńskiej – podobieństwa i różnice. VSeminarium Geneza, litologia i stratygrafia utwo-rów czwartorzędowych, Poznań, 20–21 listopada2008: 50–51.

Kalicki T., Szmańda J.B., 2009. Litologia, wiek i ge-neza mad wiślanych w Kotlinie Sandomierskiej iKotlinie Toruńskiej. Geneza, litologia i stratygra-fia utworów czwartorzędowych, 5, Ser. Georg., 88:165–186.

Kaniecki A., 1976. Dynamika rzeki w świetle osadówtrzech wybranych odcinków Prosny. Prace Kom.Geogr.-Geol., 17. Poznań.

Karabon J., 1980. Morfogenetyczna działalność wódwezbraniowych związana z zatorami lodowymiWisły środkowej. Przegl. Geol., 9: 512–515.

Kaszowski L., Kotarba A., 1970. Wpływ katastrofal-nych wezbrań na przebieg procesów fluwialnych.Prace Geogr. IG PAN, 80: 5–87.

Klimaszewski M., 1948. Polskie Karpaty Zachodniew okresie dyluwialnym. Prace Wrocł. Tow. Nauk.,Ser. B, 7.

Klimek K., 1974. The structure and mode of sedi-mentation of the flood-plane deposits in theWisłoka valley (South Poland). Stud. Geomorph.Carpatho-Balcan., 8: 136–151.

Klimek K., 1988. An early anthropogenic alluviationin the Subcarpathian Oświęcim Basin, Poland.Bulletin of the Polish Academy of Sciences, EarthSciences, 36, 2: 159–169.

Klimek K., 1996. Aluwia Rudy jako wskaźnik1000-letniej degradacji Płaskowyżu Rybnickiego.[W:] A. Kostrzewski (red.), Geneza, litologia i stra-tygrafia utworów czwartorzędowych. T. II. UAM,Poznań: 155–166.

Klimek K., 2000. The Sudetic tributaties of UpperOdra transformationduring the Holocene period.Stu. Geomorph. Carpatho-Balcan., 34: 27–45.

Klimek K., 2002. Human-induced overbank sedi-mentation in the foreland of the Eastern SudetyMountains, Earth Surf. Proc. Land., 2, 4: 391–402.

Klimek K., Malik I., Owczarek P., Zygmunt E., 2003.Climatic and human impact on episodic alluviationin small mountain valleys, the Sudetes. Geogra-phia Polonica, 76, 2: 55–64.

Knigth D.W., Brown F.A., 2001. Resistance studiesof overbank flowin rivers with sediment using theflood channel facility. J. Hydr. Res., 39, 3: 283–301.

Knighton A.D., Nanson G.C., 1994. Flow transmis-sion along an arid zone anastomosing river, Co-oper Creek, Australia. Hydrological Processes, 8:137–154.

Knox J.C., 1987. Historical valley floor sedimenta-tion in the upper Mississippi Valley. Annals of theAssociation of American Geographers, 77:224–244.

Knox J.C., 1999. Long-term episodic changes in ma-gnitudes and frequences of floods in the UpperMississippi River Valley. [w:] A.G. Brown, T.A.Quine (red.). Fluvial Processes and Environmen-tal Change. John Willey & Sons, Chichester:255–282.

Knox J.C., 2006. Floodplain sedimentation in theUpper Mississippi Valley: Natural versus humanaccelerated. Geomorphology, 79: 286–283.

Koc L., 1972. Zmiany koryta Wisły w XIX i XX wie-ku między Płockiem a Toruniem. Przegl. Geol., 44,4: 703–719.

Kociszewska-Musiał G., 1969. Charakterystyka pia-sków współczesnej Wisły od źródeł do ujścia Bugu.Biul. Geol. UW., 11: 37–100.

Kociszewska-Musiał G., 1970. Charakterystyka alu-wiów współczesnego koryta dolnej Wisły. Biul.Geol. UW., 12: 123–139.

Komar P.D., Carling P.A., 1991. Grain sorting ingravel-bed streams and the choice of particle sizesfor flow-competence evaluations. Sedimentology,38: 489–502.

Kondolf G.M., Piégay H., 2003. Tools in fluvial geo-morphology. J. Wiley & Sons, Chichester.

Kordowski J., 1997. Morfologia i budowa geologicz-na równiny zalewowej Wisły na odcinku Solec Ku-jawski–Strzelce Dolne. Top-Courier, Toruń: 1–27.

Kordowski J., 2001. Litologia osadów pozakoryto-wych równiny zalewowej dolnej Wisły między Gór-skiem i Chełmnem. Przegl. Geogr., 73, 3: 351–369.

Kordowski J., 2003. Struktury wewnętrzne i uziarnie-nie osadów pozakorytowych doliny dolnej Wisły wKotlinie Toruńskiej i Basenie Unisławskim.Przegl. Geogr., 75, 4: 601–621.

Kordowski J., 2004. Osady i rzeźba doliny Wisły wokolicy Chełmna i Świecia. [W:] W. Chudziak(red.), Wczesnośredniowieczny zespół osadniczy wKałdusie. Studia przyrodniczo-archeologiczne,Mons Sancti Laurenti, 2: 43–68.

86

Literatura

Kordowski J., 2009. Litologiczna charakterystykaosadów równiny zalewowej Wisły – stanowisko Ko-sowo, Basen Unisławski. [W:] M. Pisarska-Jam-roży, Z. Babiński (red.), Plejstoceńskie środowiskasedymentacyjne Pojezierza Pomorskiego. Wyd.UKW, Bydgoszcz: 108–116.

Kordowski J., Szmańda J., 2001. Budowa geologicz-na i morfologia wstęg piaszczystych doliny dolnejWisły na przykładach z Kotliny Toruńskiej i Base-nu Unisławskiego. Streszczenia konferencji „Mor-fogeneza doliny Odry i jej dopływów”, 6–8 czerwca2001, Wrocław: 18–23.

Koster E.H., 1978. Transverse rib: their characteri-stics, origin and paleohydrologic significance. [W:]A.D. Miall (red.), Fluvial sedimentology. Can. Soc.Petrol. Geol. Mem., 5: 161–186.

Kostrzewski A., 1970. Uziarnienie i obróbkawspółczesnych aluwiów Bobru jako wskaźnik dy-namiki rzecznego środowiska sedymentacyjnego.PTPN, Pr. Kom. Geogr.-Geol., 7, 4.

Kostrzewski A., Mazurek M., Zwoliński Z., 1994.Dynamika transportu fluwialnego górnej Parsętyjako odbicie funkcjonowania systemu zlewni.Stow. Geomorfologów Polskich, Poznań.

Kostrzewski A., Zwoliński Z., Andrzejewski L., Flo-rek W., Mazurek M., Niewiarowski W., PodgórskiZ., Rachlewicz G., Smolska E., Stach A., SzmańdaJ., Szpikowski J., 2008. Współczesna ewolucjarzeźby młodoglacjalnej Niżu Polskiego. [W:] L.Starkel, A. Kotarba, A. Kostrzewski, K. Krzemień(red.), Współczesne przemiany rzeźby Polski. Mo-nografia SGP, IGiGP UJ, IGiPZ PAN, Kraków:271–325.

Kowalkowski B., Starkel L., 1977. Different age ofsoli cover of the Holocene terraces in Carpathianvalleys. Folia Quaternaria, 49: 63–74.

Krumbein W.C., 1934. Size frequency distribution ofsediments. J. Sedim. Petrol., 4: 65–77.

Kukulak J., 2004. Zapis skutków osadnictwa i gospo-darki rolnej w osadach rzeki górskiej naprzykładzie aluwiów dorzecza górnego Sanu wBieszczadach Wysokich. Wyd. Nauk. AP, Kraków.

Kurowski L., 1999. Formy akumulacji piasku na rów-ni zalewowej Odry między Koźlem a ujściem Kłod-nicy. Przegl. Geol., 47, 2: 194–198.

Kurowski L., Jędrzejczak E., 2007. Warunkiprzepływu, formy dna i cechy osadów koryta rzecz-nego na przykładzie Strzegomki w Kątach. Sedi-mentologica, 1, 1: 31–39.

Lane E.W., 1955. The importance of fluvial morpho-logy in hydraulic engineering. Proc. Am. Soc. Civ.Engr, 81: 1–17.

Lane E.W., Kalinske A.A., 1939. The resolution ofsuspended to bed material in river. Am. Geophys.Union Trans., 20: 637–641.

Le Roux J.P., 1977. Comparison of sphercinity indi-ces as related to the hydraulic equivalence of set-tling grains. J. Sedim. Res., 67: 527–530.

Le Roux J.P., 1994. An alternative approach to theidentification of sand sediment transport paths ba-sed on a grain-size trends. Sedim. Geol., 94;97–107.

Le Roux J.P., 2002. Shape entropy and settling velo-city of natural grain. J. Sedim. Res., 72: 363–366.

Le Roux J.P., 2005. Grains in motion: A review. Se-dim. Geol., 178: 285–313.

Le Roux J.P., Rojas E.M., 2007. Sediment transportpatterns determined from grain-size parameters:overview and state of the art. Sedim. Geol., 202:473–488.

Lecce S.A., 1997. Spatial patterns of historical over-bank sedimentation and flood-plain evolution,Blue River, Wisconsin. Geomorphology, 18:265–277.

Lecce S.A., Pavlowsky R.T., 2004. Spatial and tem-poral variations in the grain-size characteristics ofhistorical flood plain deposits, Blue River, Wiscon-sin. Geomorphology, 61: 361–371.

Lecuanda R., 1993. Un tranglo para la representa-cion poblacional e intepretacion genetica de lossedimentos arenosos. (A trangle for the Represen-tation od popolations and genetic interpretation ofsandy sediments. Ciencias Marinas, 19, 1: 1–14.

Leeder M.R., 1983. On the interpretations betweenturbulent flow, sediment transport and bedformmechanics channelized flows. [W:] J.D. Collinson,J. Lewin (red.), Modern and Acient Fluvial Sys-tems. Spec. Publ. Int. Assoc. of Sedim., 6: 5–18.

Lehotský M., Novotný J., Szmańda J., 2009. Floodingand Geomorphic of Modern Floodplain – CaseStudy of the Danube River Downstream of Devín-ska Gate. Rev. Roum. Géogr./Rom. J. Geogr., 53,1: 81–90.

Lehotský M., Novotný J., Szmańda J.B., 2010a. Re-sponse of the Danube River Floodplain to FloodEvents During 2002–2007 Period. QuaestionesGeographicae, 29, 3: 37–45.

Lehotský M., Novotný J., Szmańda J.B., GreškováA., 2010b. A suburban inter-dike river reach of alarge river: Modern morphological and sedimenta-ry changes (the Bratislava reach of the DanubeRiver, Slovakia). Geomorphology, 117, 3–4:298–308.

Leopold L.B., 1953. Downstream Change of Veloci-ty in Rivers. Am. J. Scien., 251: 606–624.

Leopold L.B., 1994. Flood Hydrology and the Flood-plain. [W:] G.F. White, M.F. Myers (red.), Copingwith the Flood: The Next Phase. Water ResourcesUpdate, Spring Issue: 11–15.

Leopold L.B., Bagnold R.A., Wolman M.G., BrushL.M. Jr., 1960. Flow Resistance in Sinuous or Irre-gular Channels, U.S. Geol. Sur. MiscellaneousProf. Pap., 282-D: 111–134.

Leopold L.B., Emmett W.W., 1976. Bedload Measu-rements, East Fork River, Wyoming. NationalAcademy of Sci. Proc., 73, 4: 1000–1004.

87

Literatura

Leopold L.B., Emmett W.W., 1977. Bedload Measu-rements, East Fork River, Wyoming. NationalAcademy of Sci. Proc., 74, 7: 2644–2648.

Leopold L.B., Emmett W.W., 1984. Bedload Move-ment and its Relation to Scour. River Meandering,ASCE, New Orleans: 640–649.

Leopold L.B., Emmett W.W., 1997. Bedload andRiver Hydraulics – Inferences from the East ForkRiver, Wyoming. U.S. Geol. Sur. Prof. Pap., 1583:1–52.

Leopold L.B., Wolman M.G., Miller J.P., 1964. Flu-vial Processes in Geomorphology. W.H. Freemanand Co., San Francisco.

Lewin J., 1978. Floodplain geomorphology. Prog.Phys. Geog., 2: 408–437.

Lewin J., 1982. British Floodplains. [W:] B.H.Adlam, C.R. Fenn, L. Morris (red.), Papers in Ear-th Studies, Geobooks, Noreich: 21–37.

Lewin J., 1983. Changes of channel patterns and flo-odplains. [w:] K.J. Gregory (red.), Background toPalaeohydrology. Wiley & Sons, Chichester:303–319.

Lipps T., 1988. Fluviatile Dynamik im Mittelwesertalwährend des Spätglazials und Holozäns. Eiszeital-ter u. Gegenwart, 38: 78–86.

Lowe D.R., 1976. Grain flow and grain flow deposits.J. Sedim. Petrol., 26: 188–199.

Lowe D.R., 1988. Suspenden-load fallout rate as anindependent varible in the analysis of currentstructures. Sedimentology, 35: 765–776.

Ludwikowska-Kędzia M., 2000. Ewolucja środkowe-go odcinka doliny Belnianki w późnym glacjale iholocenie. Wyd. Akad. Dialog, Warszawa.

Łajczak A., 1999. Współczesny transport i sedymen-tacja materiału unoszonego w Wiśle i głównychdopływach. Mon. Kom. Gosp. Wod. PAN, 15.

Łajczak A., Plit J., Soja R., Starkel L., Warowna J.,2008. Współczesne przemiany koryta i równiny za-lewowej Wisły. [W:] L. Starkel, A. Kotarba, A. Ko-strzewski, K. Krzemień (red.), Współczesneprzemiany rzeźby Polski. Monografia SGP, IGiGPUJ, IGiPZ PAN, Kraków: 349–369.

Mackin J.H., 1937. Erosional history of the Big Hornbasin, Wyoming. Bull. Geol. Soc. Am., 48:813–894.

Mackin J.H., 1948. Concept of the graded river. Bull.Geol. Soc. Am., 59: 463–512.

Macklin M.G., Lewin J., 2008. Alluvial responses tothe changing Earth system. Earth Surf. Proc.Land., 33, 9: 1374–1395.

Magilligan F.J., 1992. Sedimentology of a fine-grain-ed aggrading floodplain. Geomorphology, 4:393–408.

Mansfield G.R., 1938. Flood deposit of Ohio RiverJanuary–February 1937 – a study of sedimentation.U.S. Geol. Surv. Water Supply Pap., 838: 693–733.

Marsz A. O możliwości stosowania materiału zna-czonego luminoforami do badania niektórych pro-

cesów sedymentacyjnych. Zesz. Nauk. UAM w Po-znaniu, Geografia, 7: 81–87.

Mazumder B.S., 1994. Grain size distribution in su-spension from bed materials. Sedimentology, 41:271–277.

Mazumder B.S., Dalal D.C., 2003. Saltation Layer ofParticles in Water Flows Related to Transport Sta-ge. Nordic Hydrology, 34, 4: 343–360.

McKee E.D., Crosby E.J. Berryhill H.L. Jr., 1967.Flood deposit, Bijou Creek, Colorado, June 1965.J. Sedim. Petrol., 37: 827–851.

McLaren P., 1981. An interpretation of trends in gra-in size measures. J. Sedim. Petrol., 51: 611–624.

McLaren P., Bowles D., 1985. The effects of sedi-ment transport on grain-size distributions. J. Se-dim. Petrol., 55: 457–470.

Menshing H., 1957. Bodenerosion und Auelehmbil-dung in Deutschland, Deutsche Gewässerkundl.Mitt., 1: 110–114.

Miall A.D., 1978. Lithofacies types and vertical pro-file models in braided river deposits: a summary.[W:] A.D. Miall (red.), Fluvial Sedimentology.Can. Soc. Petrol. Geol. Memoir, 5: 597–604.

Miall A.D., 1996. The Geology of Fluvial Deposits.Springer-Verlag, Berlin–Heidelberg–New York.

Middelkoop H., Asselman N.E.M., 1998. Spatial va-riability of floodplain sedimentation at the eventscale in the Rhine-Meuse delta, the Netherlands.Earth Surf. Proc. Land., 23: 561–573.

Middleton G.V., 1976. Hydraulic Interpretation ofSand Size Distributions. J. Geology, 24: 405–426.

Middleton G.V., Southard J.B., 1978. Mechanics ofsediment movement: Society of Economic Paleon-tologists and Mineralogists.

Miller M.C., McCave I.N., Komar P.D., 1977. Tresh-hold of sediment motion under unidirectional cur-rents. Sedimentology, 24: 507–527.

Młynarczyk Z., 1985. Rola wielkości i kształtu ziarnaw transporcie fluwialnym. PTPN, Pr. Kom. Geo-gr.-Geol., 21.

Młynarczyk Z., 1989. A new method of measure-ment of sand particle entrainment velocity in theriver channel bed. Quaestiones Geographicae, 2:121–128.

Młynarczyk Z., 1991. Nowa metoda pomiaru pręd-kości progowych transportu rumowiska w korycierzecznym. [W:] A. Kostrzewski (red.), Geneza, li-tologia i stratygrafia utworów czwartorzędowych,2, Ser. Georg., 50: 117–125.

Młynarczyk Z., 1996. Transport materiału klastycz-nego w korycie rzeki meandrującej i krętej (naprzykładzie środkowej Prosny). UAM, Acta Qua-ter., 1.

Młynarczyk Z., Słowik M., 2007. Zmiany natężeniatransportu materiału zawieszonego w dolnym od-cinku Obry. Bad. Fizjogr. Pol. Zach., Ser. A – Geo-gr. Fiz., 58: 107–132.

88

Literatura

Mokwa M., 2002. Sterowanie procesami fluwialnymiw korytach rzek przekształconych antropogenicz-nie. Zesz. Nauk. Akademii Rolniczej we Wrocła-wiu, 439, Rozprawy, CLXXXIX.

Moody J.A., Meade R.H., 2008. Terrace aggradationduring the 1978 flood on Powder River, Montana,USA. Geomorphology, 99: 387–403.

Morris W.J., 1957. Effects of sphericity, roudnessand velocity on traction transportation of sand gra-in. J. Sedim. Petrol., 27: 27–31.

Moss A.J., 1962. The physical nature of commonsandy and pebble deposits. Am. J. Scie., P. 1, 260,5: 337–373.

Moss A.J., 1963. The physical nature of commonsandy and pebble deposits. Am. J. Scie., P. 2, 261,4: 297–343.

Moss A.J., 1972. Bed-load sediments. Sedimento-logy, 18: 159–219.

Mycielska-Dowgiałło E., 1978. Rozwój rzeźby flu-wialnej północnej części Kotliny Sandomierskiej wświetle badań sedymentologicznych. Rozp. UW,Warszawa.

Mycielska-Dowgiałło E., 1980. Wstęp do sedymen-tologii (dla geografów). WSP w Kielcach, Kielce.

Mycielska-Dowgiałło E., 1995. Wybrane cechy tek-sturalne osadów i ich wartość interpretacyjna. [W:]E. Mycielska-Dowgiałło, J. Rutkowski (red.), Ba-dania osadów czwartorzędowych. Wybrane meto-dy i interpretacja wyników. Uniw. Warszawski,Warszawa: 29–105,

Mycielska-Dowgiałło E., 2007. Metody badań cechteksturalnych osadów klastycznych i wartość inter-pretacyjna wyników. [W:] E. Mycielska-Dowgiałło,J. Rutkowski (red.), Badania cech teksturalnychosadów czwartorzędowych i wybrane metodyoznaczania ich wieku. Wyd. Szkoły Wyższej Przy-mierza Rodzin, Warszawa: 95–180.

Mycielska-Dowgiałło E., Chormański J., 2000. Evo-lution of the Vistula valley between Kepa Polskaand Płock during the Last Galciation and Holoce-ne. [W:] A. Magnuszewski, Z. Mikulski, W.L.F.Brinkman (red.), Floodplain Pollution ControlManagement (Vistula river, Poland). Publ. Deut-sches IHP/OHP-Nationalkomitee, Koblenz:11–20.

Mycielska-Dowgiałło E., Ludwikowska-Kędzia M.,2011. Alternative interpretations of grain-size datafrom Quaternary deposits. Geologos, 17, 4:189–203.

Mycielska-Dowgiałło E., Zieliński T., 1997. Wartośćinterpretacyjna cech teksturalnych i strukturalnychosadów rzecznych. [W:] Procesy, formy i osady flu-wialne na obszarze młodoglacjalnym Niżu Polskie-go, Warsztaty Terenowe, Toruń–Słupsk, 18–21czerwca 1997: 14–17.

Myślińska E., 1980. Inżyniersko-geologiczna charak-terystyka mad doliny Wisły. Przegl. Geol., 6:348–351.

Myślińska E., Hoffman E., Kulesza-Wiewióra K.,1982. Zróżnicowanie geologiczne mad w wybra-nych odcinkach doliny Wisły. Przegl. Geol., 9:474–479.

Nanson G.C., 1980. Piont bar and floodplain forma-tion of the meandering Beatton River, north-eastern British Columbia, Canada.Sedimentology, 27: 3–29.

Nanson G.C., Knighton A.D., 1996. Anabranchingrivers: their cause, character and classification.Earth Surf. Proc. Land., 21: 217–239.

Natermann E., 1941. Das Sinker der Wasserständeder Weser und ihr Zusammenhang mit derAuelehmbildung des Wesertales, Arch. L.-u.Volkske. Niedersachsen, 2: 288–309.

Nawara K., 1964. Transport i sedymentacjawspółczesnych piasków Dunajca i jego niektórychdopływów. Acta Geol. Pol., 15: 501–520.

Niedziałkowska E., 1991. The textural diversity ofQuaternaty fluvial deposits in the Carpathian fore-land. [W:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistu-la river valley during the last 15 000 years. Geogr.Stud., Spec. Iss., 6: 119–146.

Niedziałkowska E., 1992. Cechy granulometryczneosadów złożonych podczas wezbrań w dolinachWisłoki i Wisły. Studia Geomorph., Carpatho-Bal-can., 25–26: 195–214.

Niewiarowski W., 1987. Evolution of the lower Vi-stula valley in the Unisław Basin and the river gapto the North of Bydgoszcz Fordon. [W:] L. Starkel(red.), Evolution of the Vistula river valley duringthe last 15 000 years. Geogr. Stud. Spec. Iss., 4:234–252.

Notebaert B., Verstraeten G., 2010. Sensitivity ofWest and Central European river systems to envi-ronmental changes during the Holocene: A review.Earth Sci. Rev., 103, 3–4: 163–182.

O’Connor J.E., 1993. Hydrology, Hydraulics, andGeomorphology of the Bonneville Flood. SpecialPaper, 274, Geological Society of America, Boul-der Co.

Page K.J., Nanason G.C., Frazier P.S., 2003. Flood-plain formation and sediment stratigraphy resul-ting from obliqu accretion on the Murrumbidgeeriver, Australia. J. Sedim. Res., 73, 1: 5–14.

Passega R., 1957. Texture as characteristic of clasticdeposition. Bull. Am. Assoc. Petrol. Geol., 41, 9:1952–1984.

Passega R., 1964. Grain-size representation by CMpatterns as a geological tool. J. Sedim. Petrol., 34:830–847.

Passega R., 1977. Significance of CM diagrams of se-diments deposited by suspension. Sedimentology,24: 723–733.

Passega R., Byramjee R., 1969. Grain size image ofclastic deposits. Sedimentology, 13: 830–847.

Pastre J.-F., Cecchini M., Dietrich A., Fontugne M.,Gauthier A., Kuzucuogiu C. Leroyer C, Limondin

89

Literatura

N., 1991. L’évolution holocène des fonds de valléesau nord-est de la région parisienne (France): pre-miers résultats. Physio-géo, 22–23: 109–115.

Peiry J.-L., 1988. Approche géographique de la dy-namique spatio-temporelle des sédiments sur uncours d’eau intramontagnard; l’exemple de la pla-ine alluviale de l’Arve (Haute-Savoie). Thèse deGéographie et Aménagement. Université JeanMoulin, Lyon 3.

Pettijohn F.J., 1957. Sedimentary rocks. Harper,New York.

Pickup G., 1986. Fluvial landforms. [W:] D.N. Jeans(red.), Australia – A geography. Univ Press, Syd-ney.

Pizzuto J.E., 1985. Bank sediment type and suspen-ded-sediment transport in sand-bed streams. J. Se-dim. Petrol., 55U: 222–225.

Poole D.M., 1957. Size analysis of sand by a sedimen-tation technique. J. Sedim. Petrol., 27: 460–468.

Popek Z., 2006. Warunki ruchu rumowiska wleczo-nego w małej rzece nizinnej. Wyd. SGGW, War-szawa.

Pożaryski W., 1955. Osady rzeczne w przełomieWisły przez Wyżyny Południowe. Prace Inst. Geol.

Rachocki A., 1978. Klasyfikacja i terminologia osa-dów den dolinnych. Zesz. Nauk. Wydz. BiNoZUG, 8: 141–150.

Racinowski R., Szczypek T., 1985. Prezentacja i in-terpretacja wyników badań uziarnienia osadówczwartorzędowych. Skrypt Uniw. Śląsk., 359.

Racinowski R., Szczypek T., Wach T., 2001. Prezen-tacja i interpretacja wyników badań uziarnienia.Wyd. UŚ, Katowice.

Ramamohanarao T., Sairam K., VenkateswararaoY., Nagamalleswararao B., Viswanath K., 2003.Sedimentological characteristics and depositionalenvironment of Upper Gondwana rocks in theChintalapudi sub-basin of the Godavari valley,Andhra Pradesh, India. J. Asian Earth Science, 21:691–703.

Rees A.I., 1966. Some flume experiments with a finesilt. Sedimentology, 6: 209–240.

Richards K., 1982. Rivers: Form and Processes in Al-luvial Channels. Methuen, London, New York.

Rotnicki K., Młynarczyk Z., 1989. Późnowistuliań-skie i holoceńskie formy i osady korytowe środko-wej Prosny i ich paleohydrologiczna interpretacja.Ser. Geografia, 43. UAM, Poznań.

Rouse H., 1938. Fluid Mechanics for Hydraulic En-ginners. Mc-Hill Engin. Soc. Monography. NewYork.

Rouse H., 1939. Laws of transportation of sedimentby streams: Suspended load. Reprint 21, Univ. ofIowa City, Reprints in Engineering 1939: 1–26.

Rouse H., 1950. Engineering Hydraulics. JohnWiley& Sons, New York.

Royse Ch.F., 1968. Recognition of fluvial environ-ments by particle-size characteristics. J. Sedim. Pe-trol., 38: 1171–1178.

Rumsby B., 2000. Vertical accretion rate in fluvialsystems: a comparison of volumetric and depht-ba-sed estimates. Earth Surf. Proc. Land., 25:617–631.

Rutkowski J., 1987. Vistula river valley in the CracowGate during the Holocene. [W:] Evolution of theVistula River Valley during the last 15000 year,Geogr. Stud., Spec. Iss., 4: 31–50.

Scharpff H.-J., 1977. Erläuterungen zu Blatt 6316Worms. Geologishe Karte von Hessen 1:25 000,Geologishes Landesamt Hessen, Wiesbaden.

Schirmer W., 1973. The Holocene of the former pe-riglacial area. Eiszeitalter u. Gegenwart, 23/24:306–320.

Schirmer W., 1983. Criteria for the differentiation oflate Quaternary river terraces. Quater. Stud. in Po-land, 4: 199–205.

Schirmer W., 1988. Holocene valley development onthe upper Rhine and Main. [W:] G. Lang, Ch.Schlûchter (red.), Lake, Mire and River Environ-ments, Balkema, Rotterdam: 153–159.

Schirmer W., 1995. Valley bottoms in the Late Qua-ternary. [W:] J. Hagedorn (red.), Late Quaternaryand present-day fluvial processes in Central Euro-pe. Zeitschrift f. Geomorphology, Suppl.-Bd., 100:27–51.

Schumm S.A., 1977. The fluvial system. Wiley, NewYork.

Schumm S.A., Lichty R.W., 1963. Channel wideningand flood-plain construction along CimarronRiver in Southwestern Kansas. U.S. Geol. Surv.Prof. Pap., 352-D: 71–88.

Selley R.C., 1976. An introduction to sedimentology.Academic Press, London.

Sellin R.H.J., 1964. A laboratory investigation intothe interaction between the flow in the channel of ariver and that over the flood plain. Houille Blan-che, 7: 793–801.

Sengupta S., 1975. Size-sorting during suspensiontransportation lognormality and other characteri-stics. Sedimentology, 22: 257–273.

Sengupta S., 1979. Grain-size distribution of suspen-ded load in relation to bed materials and flow velo-city. Sedimentology, 26: 63–82.

Sengupta S., Ghosh J.K., Mazumder B.S., 1991.Experimental-theoretical approach to interpreta-tion of grain-size frequency distributions. [W:]J.P.M. Syvitski (red.), Principles, Methods and Ap-plications of Particle Size Analysis. CambridgeUniversity Press, Cambridge: 264–279.

Shiono K., Knight D.W., 1991. Turbulent OpenChannel Flows with Variable Depth Across theChannel. J. Fluid Mech., 222: 617–646.

90

Literatura

Simm D.J., Walling D.E., 1998. Lateral variability ofoverbank sedimentation on a Devon flood plan. J.des Scie. Hydrologiques, 43, 5: 715–732.

Simons D.B., Richardsan E.V., 1962. Resistance toflow in alluvial channels. Am. Soc. Civil. Eng., 127:927–954.

Sindowski K.H., 1958. Die synoptische Methode desKorkuryen-Vergleiches zur Aussenzug fossiler Se-dimentationsraume. Geol. Jahrb., 73: 235–275.

Singer J.K., Anderson J.B., Ledbetter M.T., McCaveI.N., Jones K.P.N., Wright R., 1988. An assessmentof analytical techniques for the size analysis offine-grained sediments. J. Sedim. Petrol., 58, 3:535–543.

Singh M., Singh I.B., Müller G., 2007. Sediment cha-racteristics and transportation dynamics of theGanga River. Geomorphology, 86: 144–175.

Skibiński J., 1963. Wleczenie rumowiska dennegoprzez Wisłę w rejonie Warszawy. Wiad. Służby Hy-drolog.-Meteorolog., 53.

Skibiński J., 1976. Próba ilościowej oceny intensyw-ności transportu rumowiska wleczonego w rzekachśrodkowej Polski. Zesz. Nauk. SGGW AR w War-szawie, Rozpr. Nauk., 74.

Sly P.G., Thomas R.L., Pelletier B.R., 1983. Inter-pretation of moment measures derived from wa-ter-lain sediments. Sedimentology, 30: 219–233.

Smith D.G., 1987. Meandering river point bar litho-facies models: modern and ancient examples com-pared. [W:] F.G. Ethridge, R.M. Flores, M.D.Harvey (red.), Recent Developments in Fluvial Se-dimentology. SEPM, Special Publication, 39:83–91.

Smith D.G., Putnam P.E., 1980. Anastomosed riverdeposits; modern and ancient examples in Alberta,Canada. Canadian Journal of Earth Science, 17:1396–1406.

Smolska E., 1996. Funkcjonowanie systemu koryto-wego w obszarze młodoglacjalnym na przykładziegórnej Szeszupy (Pojezierze Suwalskie). Wydz.Geogr. i Stud. Reg. UW, Warszawa.

Smolska E., 2009. Cechy uziarnienia aluwiów rzekroztokowych a zapis litofacjalny. Geneza, litologiai stratygrafia utworów czwartorzędowych, 5. Ser.Geografia, 88: 517–533.

Soja R., Mrózek T., 1990. Hydrological characteri-stic of the Vistula River. [W:] L. Starkel (red.),Evolution of the Vistula river valley during the last15 000 years. Geogr. Stud., Spec. Iss., 5: 46–61.

Southard J.B., Boguchwal L.A., 1973. Flume experi-ments on the transition from ripples to lower flatbed with increasing sand size. J. Sed. Petrol., 43:1114–1121.

Southard J.B., Boguchwal L.A., 1990. Bed configura-tions in steady unidirectional water flows. P. 2. Syn-thesis of flume data. J. Sedim. Petrol., 60: 658–679.

Spencer D.W., 1963. The interpretation of grain-sizedistribution curves of clastic sediments. J. Sedim.Petrol., 33: 180–190.

Starkel L., 1960. Rozwój rzeźby Karpat fliszowych wholocenie. Prace Geogr. IG PAN, 22.

Starkel L., 2001. Historia doliny Wisły od ostatniegozlodowacenia do dziś. Monografie IGiPZ PAN, 2.

Starkel L., 2005. Role of climatic and anthropogenicfactors accelerating soil erosion and fluvial activityin central Europe. Studia Quaternaria, 22: 27–33.

Sun D., Bloemendal J., Rea D.K., Vandenberghe J.,Jiang F., An Z., Su R., 2002. Grain-size distribu-tion function of polymodal sediments in hydraulicand aeolian environments, and numerical partitio-ning of the sedimentary components. Sedim.Geol., 152: 263–277.

Sundborg A., 1956. The River Klaralven: a study offluvial processes. Geogr. Ann., 38: 127–316.

Sundborg A., 1967. Some Aspects on Fluvial Sedi-ments and Fluvial Morphology I. General Viewsand Graphic Methods. Landscape and Processes:Essays in Geomorphology. Geogr. Ann. Ser. A,Phy. Geogr., 49, 2–4: 333–343.

Szancer E.W., 1951. Alluwij riek umieriennogo poja-sa i jego znaczenije dla poznanija zakonomiernostistrojenija i formirówanija alluwialnych swit. TrudyGIN AN SSSR, 135, Moskwa.

Szmańda J., 1998. Aluwia wybranych obszarów rów-nin zalewowych Drwęcy i Tążyny w świetle analizteksturalnych. [W:] K. Pękala (red.), Główne kie-runki badań geomorfologicznych w Polsce – stanaktualny i perspektywy. Referaty i Komunikaty, IVZjazd Geomorfologów Polskich. Wyd. UMCS, Lu-blin: 185–190.

Szmańda J., 2000. Litodynamiczny zapis powodzi waluwiach pozakorytowych Wisły. [W:] P. Molew-ski, W. Wysota (red.), Dawne i współczesne syste-my morfogenetyczne środkowej części PolskiPółnocnej. Przewodnik wycieczek terenowych. VZjazd Geomorfologów Polskich, 11–14 września2000, Toruń: 221–231

Szmańda J., 2003. Zapis litofacjalny powodzi w alu-wiach pozakorytowych Wisły w okolicy Torunia.Sprawozdania Towarzystwa Naukowego w Toru-niu, Posiedzenia Komisji Geograficzno-Geolo-gicznej, 56: 35–38.

Szmańda J.B., 2002. Litofacjalny zapis powodzi wwybranych fragmentach równin zalewowych Wisły,Drwęcy i Tążyny. Maszynopis pracy doktorskiej.Archiwum Instytutu Geografii UMK w Toruniu.

Szmańda J.B., 2004. Znaczenie materiału źródłowe-go i transportu ziaren w akumulacji powodziowej –studium przypadku – aluwia pozakorytowe Wisły,Drwęcy i Tążyny. Prace Geogr. IGiPZ PAN, 200:355–372.

Szmańda J.B., 2005. Zastosowanie analiz metaliciężkich, koncentracji 137Cs i datowań lumine-scencyjnych w badaniach wieku aluwiów powo-

91

Literatura

dziowych w Toruniu. Acta Univ. N. Copernici,Geografia, 33, 111: 83–103.

Szmańda J.B., 2006a. Kępa Bazarowa na tle ewolucjii budowy geologicznej równin zalewowych Wisły iTążyny, Kotlina Toruńska (stanowisko 9 – Toruń).[W:] A. Olszewski, K. Chutkowski (red.), Drogamiwędrówek i badań profesora Rajmunda Galona w100-ną rocznicę urodzin (1906–2006). Ogólnopol-ski Zjazd Geografów Polskich i 55 Zjazd Towarzy-stwa Geograficznego, Przewodnik sesji terenowej:279–382.

Szmańda J.B., 2006b. Rytmika powodziowa w alu-wiach pozakorytowych Wisły, Drwęcy i Tążyny,[W:] P. Gierszewski, M.T. Karasiewicz (red.), Ideei praktyczny uniwersalizm geografii. Geografia Fi-zyczna, Dok. Geogr., 32: 266–270.

Szmańda J.B., 2007. Porównanie interpretacji wa-runków transportu osadów na diagramie C/M ianalizy krzywych kumulacyjnych aluwiów poza-korytowych Wisły w Toruniu. [W:] E. Smolska E.,D. Giriat (red.), Rekonstrukcja dynamiki proce-sów geomorfologicznych – formy rzeźby i osady,Wydz. Geogr. i Stud. Reg. UW, Komitet BadańCzwartorzędu PAN, Warszawa: 367–376.

Szmańda J.B., 2008. Interpretacja intensywnościzdarzeń powodziowych w aluwiach wałów przyko-rytowych Drwęcy i Tążyny na podstawie zapisu se-dymentologicznego i badań skażeniapierwiastkami śladowymi. Landform Analysis, 8:78–82.

Szmańda J.B., 2009a. Koncepcja modelu uwarunko-wań depozycji aluwiów pozakorytowych. [W:] A.Kostrzewski, J. Szpikowski (red.), V Seminarium„Funkcjonowanie geoekosystemów zlewni rzecz-nych”. Rozwój dolin rzecznych w warunkach zmianklimatu i zróżnicowanej antropopresji, 26–28.10.2009. Kołobrzeg: 34–35.

Szmańda J.B., 2009b. Próba interpretacji litodyna-micznej warunków sedymentacji litofacji aluwiówpozakorytowych Dunaju w Bratysławie (Słowacja).Geneza, litologia i stratygrafia utworów czwarto-rzędowych, 5, Ser. Geografia, 88: 535–554.

Szmańda J., Hołowiecki M., 1997. Analiza litofacjal-na aluwiów powodziowych na tle morfologii dnawybranego odcinka doliny Drwęcy w okolicy Elgi-szewa. [W:] Warsztaty terenowe „Procesy, formy iosady fluwialne na obszarze młodoglacjalnymNiżu Polskiego”, 18–21 czerwca 1997, Toruń–Słupsk: 42–48.

Szmańda J.B., Gierszewski P., Kordowski J., Lehots-ký M., Luc, M., Novotný J., 2010a. AnnabranchingDanube River system between Cunovo and Ga-bcíkovo preliminary results of channel pattern andlithofacial analysis. 11. mezinárodna konference„Stav geomorfologických výskumù v roce 2010”,15–17.05.2010 Branná, Czech Republic. Geomor-fologický Sborník, 9: 58–59.

Szmańda J.B., Gierszewski P., Kordowski J., Lehots-ký M., Luc. M., Novotný J., 2010b. Ewolucja syste-mu anastomozującego Dunaju pomiędzyCunovem i Gabcíkovem w świetle badań układukoryta i analiz litofacjalnych. Streszczenia konfe-rencji „Dynamika procesów geomorfologicznych wróżnych strefach klimatycznych – rzeźba i osady”,2–3.12.2010, Warszawa: 41.

Szmańda J.B., Kalicki T., Łokas E., Michno A., Rad-wanek-Bąk B., Wachniew P., Szwarczewski P.,2009a. A new data of the present day overbank se-dimentation in the Vistula river flood plain in theKrakow Gate. Proccedings of the conference Stateof the Geomorphological research in the year2009, Geomorfologický Sborník 8, 15–17 April2009 Kašperské Hory, Czech Republic, Geomor-fologický Sborník, 8: 55–56.

Szmańda J.B., Kalicki T., Łokas E., Michno A., Rad-wanek-Bąk B., Wachniew P., Szwarczewski P.,2009b. Współczesna akumulacja aluwiów pozako-rytowych Wisły w Bramie Krakowskiej. V Semina-rium „Funkcjonowanie geoekosystemów zlewnirzecznych. Rozwój dolin rzecznych w warunkachzmian klimatu i zróżnicowanej antropopresji”, 26 –28.10.2009, Kołobrzeg: 30–31.

Szmańda J.B., Kalicki T., Łokas E., Michno A., Rad-wanek-Bąk B., Wachniew P., Szwarczewski P.,2010a. Lithofacies, paricle size composition heavymetals content and accumulation rate of Vistulariver overbank alluvia in Krakow Gate. 11. mez-inárodna konference „Stav geomorfologickýchvýskumù v roce 2010”, 15–17.05.2010 Branná,Czech Republic. Geomorfologický Sborník, 9:59–60.

Szmańda J.B., Kalicki T., Łokas E., Michno A., Rad-wanek-Bąk B., Wachniew P., Szwarczewski P.,2010b. Wstępne wyniki badań warunków akumula-cji mad wiślanych w oparciu o analizy ich uziarnie-nia, zawartości metali ciężkich i aktywnościizotopu 137Cs. Streszczenia konferencji „Dynami-ka procesów geomorfologicznych w różnych stre-fach klimatycznych – rzeźba i osady”, 2–3.12.2010,Warszawa: 42–43.

Szmańda J.B., Lehotský M., Novotný J., 2008a. Zapissedymentologiczny powodzi z 2002 i 2007 roku waluwiach pozakorytowych Dunaju w Bratysławie,Landform Analysis, 8: 82–87.

Szmańda J.B., Lehotský M., Novotný J., 2008b. Sedi-mental record of flood events from years 2002 and2007 in the Danube river overbank deposits in Bra-tislava. Moravian Geogr. Rep., 16, 4: 2–8.

Szmańda J.B., Luc M. 2010. Układ wielokorytowyDunaju pomiędzy Cunovem a Gabcíkovem – ana-liza przestrzenna na podstawie klasyfikacji rzek wgBrice’a. Landform Analysis, 13: 129–133.

Szponar A., 2000. Osady pozakorytowe Odry po-wstałe w czasie powodzi w 1997 r. Przegl. Geol., 48,2: 176–181.

92

Literatura

Tanner W.F., 1958. The zig-zag nature of Type I andType IV curves. J. Sedim. Petrol., 28: 372–375.

Tanner W.F., 1964. Modification of sediment size di-stributions. J. Sedim. Petrol., 34: 156–164.

Teisseyre A.K., 1980. Fluvial processes on the wetMiszkowice Fan. P. I. Erosion and erosional land-form. Procesy fluwialne na mokrym stożku Mysz-kowic. Cz. 1. Erozja i formy erozyjne. Geol. Sudet.,15, 1: 67–121.

Teisseyre A.K., 1984. Procesy fluwialne i rozwój ko-ryta górnego Bobru na odcinku badawczym wBłażkowej (1967–1982). Geol. Sudet., 19, 1: 7–71.

Teisseyre A.K., 1985. Mady dolin sudeckich. Cz. I:Ogólna charakterystyka środowiska (naprzykładzie zlewni górnego Bobru). Geol. Sudet.,20, 1: 113–195.

Teisseyre A.K., 1986. Fluvial processes on the wetMiszkowice Fan. P. II. Sediment transport, withspecial reference to the August 1977 flood. Proce-sy fluwialne na „mokrym” stożku Miszkowic. Cz.II. Transport osadu ze szczególnym uwzględnie-niem powodzi w sierpniu 1977 roku. Geol. Sudet.,21, 2: 1–45.

Teisseyre A.K., 1988a. Mady dolin sudeckich. Cz. II.Wybrane zagadnienia metodologiczne. Geol. Su-det., 23, 1: 66–95.

Teisseyre A.K., 1988b. Mady dolin sudeckich. Cz.III. Subarealnie i subakwalnie deponowane osadypozakorytowe w świetle eksperymentu terenowego(1977–1979). Geol. Sudet., 23, 2: 1–55.

Teisseyre A.K., 1991. Klasyfikacja rzek w świetleanalizy systemu fluwialnego i geometrii hydrau-licznej. Acta Uniw. Wratis., 1287, Prace Geol.-Mi-neralog., 12. Wrocław.

Teisseyre A.K., 1992. Rzeki anastomozujące – pro-cesy i modele sedymentacji. Przegl. Geol., 4:241–248.

Tomczak A., 1971. Kępa Bazarowa na Wiśle w Toru-niu w świetle badań geomorfologicznych oraz ar-chiwalnych materiałów kartograficznych. Stud.Soc. Scien. Tor., 7, 6.

Tomczak A., 1982. The evolution of the Vistula rivervalley between Toruń and Solec Kujawski duringthe Late Glacial and Holocene. [W:] L. Starkel(red.), Evolution of the Vistula river valley duringthe last 15 000 years. Geogr. Stud., Spec. Iss., 1:108–129.

Tomczak A., 1987. Evolution of the Vistula valley inthe Toruń Basin in the Late Glacial and Holocene.[W:] L. Starkel (red.), Evolution of the Vistulariver valley during the last 15 000 years. Geogr.Stud. Spec. Iss., 4: 207–232.

Tomczak A., 1989. Ewolucja doliny dolnej Wisły wostatnich 15 tysiącach lat i jej związek ze zmianamipoziomu Bałtyku w świetle badań w Kotlinie Toru-ńskiej. Studia i Materiały Oceanologiczne, 56,Geologia Morza, 4: 209–221.

Turkowska K., 1988. Rozwój dolin rzecznych na Wy-żynie Lubelskiej w późnym czwartorzędzie. ActaGeogr. Lodz., 57.

Urbaniak-Biernacka U., 1975. Propozycja termino-logii dla przedziałów klasowych stopniowanej skaliwielkości okruchów skalnych. Przegl. Geogr., 47, 1:147–152.

Urbaniak-Biernacka U., 1977. Rozkład frekwencjiuziarnienia. Przegl. Geogr., 49, 3: 515–521.

Vanoni V.A., 1946. Transportation of suspended se-diment by water. Trans. Am. Soc. Civ. Engrs., 111:67–133.

Vanoni V.A., 1975. Sedimentation Engineering.Am. Soc. Civ. Engrs., New York.

Viard J.P., Breyer J.A., 1979. Description and hy-draulic interpretation of grain size cumulative cur-ves from the Platte River system. Sedimentology,26: 427–439.

Visher G.S., 1965. Fluvial processes as interpretedfrom ancient and Recent fluvial deposits. [W:]G.V. Middleton (red.), Primary SedimentaryStructures and their Hydrodynamic Interpreta-tion. Spec. Pubis SOC. Won. Paleont. Miner., Tul-sa, 12: 116–132.

Visher G.S., 1969. Grain-size distributions and depo-sitional processes. J. Sedim. Petrol., 39: 1074–1106.

Vrolijk P.J., Southard J.B., 1997. Experiments on ra-pid deposition of sand from high-velocity. Geo-science Canada, 24, 1: 45–54.

Walling D.E., 1978. Reliability considerations in theevaluation and analysis of river loads. Z. F. Geo-morph. Suppl., 29: 29–42.

Walling D.E., He Q., 1998. The spatial variability ofoverbank sedimentation on river floodplains. Geo-morphology, 24: 209–223.

Walling D.E., Moorehead P.W., 1989. The particlesize characteristics of fluvial suspended sediment:an overview. Hydrobiologia, 176/177: 125–149.

Walling D.E., Quine J.A., He Q., 1992. Investigatingcontemporary rates of floodplain sedimentation.[W:] P.A. Carling, G.E. Petts (red.), LowlandFloodplain Rivers: Geomorphological Perspec-tives. Wiley, Chichester: 166–184.

Warowna J., 2003. Wpływ zabudowy hydrotechnicz-nej na warunki sedymentacji w korycie powodzio-wym Wisły na odcinku Zawichost–Puławy.Rozprawy UMCS, Lublin.

Wenthworth C.K., 1922. A scale of grade and classterms for clastic sediments. J. Geology, 30:377–392.

Williams G.E., 1983. Palaeohydrological methodsand some examples from Swedish fluvial environ-ments. I. Cobble and boulder deposits. Geogr.Ann., 65A: 227–243.

Wistuba J., Sady A., 2011. Walachian colonizationon mountain ridge recorded in alluvia of the Ško-ròanský stream (the Moravskoslezské Beskidy.

93

Literatura

Western Carpathians, Czech Republic). Geomor-phologia Slovacia i Bohemica, 1: 18–27.

Wiśniewski E., 1985. Wiek terasy zalewowej Wisłypomiędzy Wyszogrodem a Płockiem w świetle da-towań metodą radiowęglową. Przegl. Geogr., 57, 4:553–559,

Wiśniewski E., 1987, Evolution of the Vistula valleybetween Warsaw and Płock Basin during the last15 000 years. [W:] L. Starkel (red.), Evolution ofthe Vistula river valley during the last 15000 years.Geogr. Stud., Spec. Iss., 4: 171–187,

Wolman M.G., Leopold L.B., 1957. River Flood Pla-ins: Some Observations on their Formation. U.S.Geol. Surv. Profess. Papers, 282-C: 85–107.

Wyżga B., 1998. Szacowanie średnich prędkościprzepływu w strefie korytowej i pozakorytowejoraz ich wykorzystanie do wyjaśnienia rozkładuosadów pozakorytowych. [W:] K. Pękala (red.),Główne kierunki badań geomorfologicznych wPolsce, stan aktualny i perspektywy, 1: 433–441.

Wyżga B., 1999a. Szacowanie średnich prędkościprzepływu w strefie korytowej i pozakorytowejoraz ich wykorzystanie do wyjaśnienia rozkładuosadów pozakorytowych i oceny retencji wód wez-braniowych w obszarze zalewowym. Czas. Geogr.,70, 2: 143–167.

Wyżga B., 1999b. Estimating mean flow velocity inchannel and floodplain areas and its use for explai-ning the pattern of overbank deposition and flood-plain retention. Geomorphology, 28: 281–297.

Xu J., 1999. Grain-size characteristics of suspendedsediment in the Yellow River, China. Catena, 38:243–263.

Yalin M.S., 1977. Mechanics of sediment transport.Pergamon Press, Oxford.

Zieliński T., 1989. Litofacies and paleoenvironmen-tal characteristic of the Suwałki outwash (Pleisto-cene, NE Poland). Ann. Soc. Geol. Polon., 59:249–270.

Zieliński T., 1992. Proglacial valley facies of the Sile-sian Upland genetic factors and their sedimentolo-gical effect. Geol. Sudet., 26: 83–118.

Zieliński T., 1993. Sandry Polski północno-wschod-niej – osady i warunki sedymentacji. Prace Nauk.UŚ, 1398, Katowice.

Zieliński T., 1995. Kod litofacjalny i litogenetyczny –konstrukcja i zastosowanie. [W:] E. Myciel-ska-Dowgiałło, J. Rutkowski (red.), Badania osa-dów czwartorzędowych. Wybrane metody iinterpretacja wyników. Uniw. Warszawski, War-szawa: 220–235.

Zieliński T., 1998. Litofacjalna identyfikacja osadówrzecznych. [W:] E. Mycielska–Dowgiałło (red.),Struktury sedymentacyjne i postsedymentacyjne wosadach czwartorzędowych i ich wartość interpre-tacyjna. WGiSR UW, Warszawa: 195–257.

Ziemska H., 1928. Próba spostrzeżeń i badań naderozją wód Wisłoka. Czas. Geogr., 6: 102–106.

Zwoliński Z., 1980. A reconstruction of the morpho-dynamics of a creek channel on the basis of the gra-ining of alluvia, Copper Creek Basin, Australia.Quaestiones Geographicae, 5, 6: 115–146.

Zwoliński Z., 1985. Sedymentologia osadów przyro-stu pionowego na terasie zalewowej Parsęty. Bad.Fizjogr. nad Pol. Zach., Ser. A, Geografia Fiz., 35:205–238.

Zwoliński Z., 1986. Morphogenetic activity of over-bank flows on the Parsęta River floodplain, the Po-meranian Lakeland; general outline. Acta Univ. N.Copernici, Ser. Geografia, 21, 67: 81–86.

Zwoliński Z., 1989. Geomorficzne dostosowywaniesię koryta Parsęty do aktualnego reżimu rzeczne-go. Polska Akademia Nauk, Dokum. Geogr., 3–4.

Zwoliński Z., 1992. Sedimentology and geomorpho-logy of overbank flows on meandering river flood-plains. Geomorphology, 4: 367–379.

Zwoliński Z., 1993. Dynamics of bed load transportin the Parsęta River channel, Poland. [W:] M. Ma-rzo, C. Puigdefábregas (red.), Alluvial Sedimenta-tion Spec. Publ. Int. Ass. Sedim., 17: 77–87.

94

Literatura

Record of depositional conditions in grain size compositionof overbank deposits

As regards the place of settlement, channel depo-sits and overbank deposits are distinguished in thegeological structure of meandering and multichan-nel floodplain rivers. Given the differences betweenthe environmental conditions of sedimentation be-tween channel deposits and overbank deposits,channel deposits are identified as lateral accretiondeposits whereas overbank deposits are identified asvertical accretion deposits (Mackin 1937, Wolman &Leopold 1957, Allen 1965a).

As is apparent from the results of Teisseyre’s re-search (1985), overbank deposits can be formed notby one but by five different types of increments: ver-tical, frontal, lateral, backward, and compound. Re-lying upon his own research and the views of Nanson(1980), Lewin (1982, 1983), and Hughes & Lewin(1982), the author states that:

there is no doubt that the channel deposits and theoverbank deposits differ from each other not so muchby the exclusivity of a certain type of accretion, but ra-ther by the predominance of the vertical accretion inthe overbank zone and the lateral and frontal accretionzone in the active channel.

Jackson (1978), Smith (1987), Knighton & Nan-son (1994), Kurowski (1999), and Page et al. (2003)also indicate a significant share of lateral accretion inthe sedimentation of overbank deposits.

In the context of different views on the process ofthe formation of overbank deposits, the matter of theanalysis of the mechanism of their accumulation, ba-sed on the interpretation of the type of grain move-ment load prior to their deposition, based on the re-sults of grain size, seems to be a very important issuebecause of the correctness of genetic interpretations.

The aim of this study was, therefore, assessmentof the conditions of overbank deposit sedimentationon single-channel and multichannel river valley flo-od plains. This assessment consists of the descriptionof selected hydrodynamical parameters, i.e. flow re-gime, flow competence, and settlement velocities. Inaddition, I analyzed the lithodynamical conditions ofthe fluvial transport environment, i.e. the importan-ce of the bed load, saltation load and suspension loadin the deposition of alluvia.

As regards the correctness of the use of the termvertical accretion deposits in relation to the process ofoverbank deposits, the answer to the following threequestions is of primary importance:1) How diverse is the grain size and environment of

overbank deposit sedimentation?2) Does the accumulation of clastic material in flood

plains take place with the accompanying domi-nant share of suspended load transport?

3) In the light of lithodynamical interpretations,does the process of accumulation of overbank de-posits take place through vertical accretion?I based my inference about the conditions of sedi-

mentation of overbank deposits on the assumptionthat the process of accumulation of deposits and wa-ter flow conditions during their deposition can be in-terpreted on the basis of the characteristics of theirgrain size (graining) composition. The study was car-ried out using selected methods of interpretation ofthe deposit flow conditions and grain transport con-ditions resulting from grain size characteristics of de-posits. The most important are as follows: (1) analy-sis of the distribution of samples on the dependencydiagram of mean grain size versus sorting (Sly et al.,1983, Mycielska-Dowgiałło 2007) and (2) analysis ofthe distribution of samples on the C/M diagram (Pas-sega, 1964), (3) analysis of the cumulative curves ofgrain size (Moss 1962, 1963, Visher 1969, Viard &Breyer 1979).

Based on my research and on the review of the li-terature, it should be noted that overbank depositson floodplains are not uniform in terms of grain size.They can be composed of grains of a wide fractionalrange: from cobbles fraction to clay fraction.

It is widely assumed that overbank deposits, com-monly referred as a geological deposits having the phy-sical character of mud (Gove 1993). However, the re-sults of the analysis of grain size composition of thealluvial deposits examined by me contradict this wide-ly adopted understanding. They show that the domi-nant fraction is grains of sand fraction rather thanfine-grain silt fractions or even clay fractions. It fol-lows from the calculated average values of percentageshare in (as grouped by me) every 1 phi for all the te-

95

sted samples that the highest mean rates are found inthe sand fraction: (1) in the range of 2–3 phi and amo-unts to 16.8%, (2) in the range 1–2 phi and amounts to14.5%. Silt, only the third in terms of mean percenta-ge, was found in the silt fraction in the range from 5 to6 phi – 12% Also, in terms of lithological sections inthe examined overbank deposits, sandy-silt and sandlithotypes dominated. It should be noted, however,that not on all the floodplains of the rivers under stu-dy, and not on all its parts, can the predominantoccurrence of sand fractions and lithotypes be seen.Among the overbank deposits investigated by me onthe Drwęca (Szmańda 2004) and Danube (Szmańda2009) floodplains I noted more silt fractions and de-posits of that lithology than in other rivers, but theywere not dominant.

So in answering the question asked in the purposeof this study of how varied the grain size compositionof overbank deposits is, the following should be no-ted:1) Depending on the change of flow conditions on

the floodplain surfaces, bits of cobbles, grains ofgravel, sand and silt and clay grains can accumu-late in different proportions.

2) Either the sand fraction or the silt fraction maylocally slightly prevail in most alluvia deposited infloodplains.

3) In alluvia deposited on floodplains of valleys ofsand-bed rivers, the sand fraction slightly prevailsover the silt-clay one, and in association with the-se factions, single grains of gravel can be deposi-ted.

4) On the floodplains of gravel-bed rivers, individu-al gravel particles and pebbles are deposited to-gether with fine-grain fractions (mainly silts)which almost always prevail in the alluvia of thisfluvial system.The factors whose change was recorded in over-

bank deposits are:– flood plain morphology, that is mainly its bread-

th, decline, and topographical profile diversity,– a decrease in flow velocity with increasing distan-

ce from the river,– hysteresis of clastic material transport during the

flood flow,– diversification of weathering mechanisms, com-

mon in nature,– catchment area lithology,– land use and land cover type of catchment and

floodplain.The importance of the source material effect on

the distribution of grain size composition of over-bank deposits is proved by the regularity consistingin the reduction of the proportion of grain fraction incertain fractional intervals of the Tanner gap intwo-and multimodal deposits. This regularity is ma-nifested, among other things, in a distinctive M-sha-ped trend of distribution of samples in the depen-

dency diagram of mean grain size and sorting (Folk& Ward 1957).

It follows from the analysis of distribution of sam-ples in the mean grain size and sorting dependencydiagram that sediments form all the genetic systemsas defined by Mycielska-Dowgiałło (1995, 2007).This means that the genetic identification of depositswithin the meaning of place of deposition (channeldeposits and overbank deposits, as well as channelcobble and paleo-channel fill) based on the distribu-tion of samples in the dependency diagram of meangrain size and sorting is problematic. In my opinion,however, transport of the material in river beds andon floodplains in the near-channel zone does notdiffer significantly enough to consider it as diagno-stic for each of the fluvial sedimentation subenviron-ments. As shown by Teisseyre (1985, 1986, 1988a, b),sediments of near-channel banks are often depositedduring upper flow regime in which the conditions oftransport and deposition of material on floodplainsdo not differ significantly from those in the channel.Attributing exclusiveness of one type of flow regimeand the related transport conditions of clastic mate-rial to one fluvial subenvironment only causes a toofar-reaching generalization of views on the processesof sedimentation in each of them. In effect, an erro-neous understanding of the overbank sedimentationenvironment is perpetuated as an environment ofexclusive deposition of fine-grain deposits from thesuspension.

The flow of water on floodplains takes place ma-inly in the conditions of the subcritical system (lowerflow regime). In these conditions, almost 2/3 of all al-luvia investigated by me were deposited. At speedsof movement usually less than 20 cm/s, primarilymultifractional silt sediments from different types ofriver loads are deposited on the surface. Depositionfrom the suspended load is predominant. However,the accumulation of the various fractions that may betransported in the suspended load, as the flow veloci-ty decreases just prior to immobilization on the bot-tom, passes to the bed load of a river. Initially, onlysand fraction grains move in saltation immediatelybefore deposition. Then, in a very slow flow, at spe-eds less than 4 cm/s, just before immobilization, po-wdery fraction grains move by short saltation hops.

By interpreting the results of the analysis of gra-ining composition of gravel and sand alluvia deposi-ted mainly in the floodplain proximal zone, one canconclude that they were accumulated in the upperflow regime. Competence velocities determined onthe basis of the thickest grains in gravel alluvia depo-sited during the upper flow regime exceeded 7 m/s.In the case of the thickest grains in sediments domi-nated by sand fraction in most cases the speed ofabout 0.5 m/s was sufficient. Sediments accumulatedduring supercritical flows were transported in thebed load. An analysis of the shape of grain-size com-

96

Record of depositional conditions in grain size composition of overbank deposits

position cumulative curves shows, however, that thegrain movement did not take place by rolling anddragging on the bed, but mainly by saltation.

Based on sediment grain size composition cha-racteristics, whose values of mean grain size were inthe range 0–3 phi, it was difficult to clearly define theconditions for the flow regime in which they were de-posited. So I reasoned that they were formed in theintermediate regime. Some of them, with positive va-lues of the skewness index, whose deployment in thedependency diagram of mean grain size and skew-ness referred in their tendency to sediments identi-fied as being formed in a subcritical system, I definedas deposits formed in the intermediate, tending to-wards the quiet, flow regime. The others, however,with symmetric or negative characteristics of meangrain size distribution, whose positioning in themean grain size and skewness distribution depen-dency diagram referred to the tendency of depositsproduced in supercritical flow conditions, arethought to have been formed in the intermediateflow regime tending towards the upper flow regime.Alluvial deposits that were deposited during theflows in the intermediate flow regime constituted ne-arly 1/3 of all alluvia investigated by me. They weredeposited from the river bed load or saltation load.

According to selected publications on the issuesof sedimentation of overbank deposits (eg. Teisseyre1985, Banihabib & Hiramo 1996, Froehlich 1999, Xu1999) it follows that the transport of clastic materialon floodplains takes place with a high concentrationof debris. Considering these observations and the re-sults of the lithodynamical interpretations and litho-facial studies carried out by me, the following shouldbe noted:1) The shape of the cumulative curves of grain size

shows that the alluvia deposited in the upper flowregime have characteristics indicating their accu-mulation from saltation during which the indivi-dual grains were only in brief contact with thebed. Based on this, it can be assumed that theywere formed under conditions resembling the un-cohesive debris flow.

2) Fine-grain alluvia deposited in lower flow regimehave characteristics of grain size composition indi-cating that they were accumulated during a hyper-concentrated hydraulic flow. This is shown notonly in the shape of their cumulative curves of gra-in size, but also in the presence of individual grainsof coarse sand or gravel in the mud overbank de-posits of sand-bed rivers, whereas in similar over-bank deposits of gravel-bed rivers, in addition tograins of gravel, there are also single pebbles.It follows from the lithodynamic analysis carried

out by me that accumulation of overbank depositsdoes not take place with the dominant participationof suspension. The results of the interpretation ofthe kind of sediment transport before deposition are

not conclusive. The analysis of distribution of sam-ples in the C/M diagram shows that no more than 2/3of alluvia are deposited from various types of suspen-sion (graded and uniform). From the standpoint ofthe predisposition of grains to movement in the flu-vial environment, the assumptions of this methodcorrespond to the generally accepted views on fluvialtransport. An analysis of the shape of the cumulativecurves shows, however, that most of the grains aredeposited from saltation.

Based on the findings of research into the shapeof cumulative curves, the following regularity can beobserved:1) During upper hydraulic regime almost all the gra-

ins, mainly sand and coarse grain fractions, aremoved by saltation

2) During hydraulic transitional and low regime,with the decreasing flow velocity just prior to im-mobilization on the bed, smaller and smaller frac-tions move from transport in suspension totransport in saltation. This applies to sand and siltgrains, whereas gravel and coarse sand grains areusually dragged or rolled along the bed.Despite differences in the results of interpreta-

tion of the grain movement mechanism before depo-sition made by the two methods, it cannot be accep-ted that overbank deposits are formed throughvertical accretion. It results from the study of deploy-ment of samples on the C/M diagram that depositsare formed not only from grains falling on the surfa-ce of the plains from the suspension, but also muchof it is moved by saltation and rolled on the bed. Aneven further-reaching conclusion can be drawn fromthe analysis of the shape of cumulative curves. A do-minant saltational grain movement before their im-mobilization, which emerges from these studies, ra-ther testifies to accretion of deposits in the directionof the flow. Since the main direction of water move-ment on the surface of the floodplains takes place inaccordance with its decline, that is downstream, de-posits accrue primarily in this direction except forthe clay grain fraction, which sinks to the bed fromthe suspension. As already mentioned, the observa-tions of Teisseyre (1985) show that the thickness in-crement of overbank deposits takes place throughmultidirectional superstructure of forms.

The regularities resulting from the analysis ofsamples collected by me and described in this paperconcern not only the examined deposits, but becauseof their scope they may also have a universal me-aning for rivers in the temperate climate zone. Onemust bear in mind, however, that owing to the di-stinctiveness of the processes of sedimentation andits effects in various climatic zones, its course may bedifferent from that described herein.

Translated by Beata Luc, MAand Edward Maliszewski, MA.

97

Record of sedimentation in grain size composition of overbank deposits

la 18 2geoinfo.amu.edu.pl/sgp/la/la18/la18_02.pdf1.wstęp 1.1.zarys problemu badawczego...

Documents