ASPEKTY BADAŃ WODY W XX i XXI WIEKU

Transkrypt

ASPEKTY BADAŃ WODY
W XX i XXI WIEKU
Streszczenia artykułów
Komitet naukowy:
Prof. dr hab. Małgorzata Gutry-Korycka
Prof. dr hab. Joanna Pociask-Karteczka
Prof. dr hab. Jerzy Błażejowski
Prof. dr hab. Andrzej T. Jankowski
Prof. dr hab. Alfred Kaniecki
Prof. dr hab. Piotr Kowalik
Prof. dr hab. Zdzisław Michalczyk
Patronat:
Jego Magnificencja Rektor Uniwersytetu Gdańskiego Prof. dr hab. Bernard Lammek
Dziekan Wydziału Oceanografii i Geografii Uniwersytetu Gdańskiego
Prof. UG dr hab. Waldemar Surosz
Dyrektor Instytutu Geografii Uniwersytetu Gdańskiego Prof. dr hab. Mirosław Miętus
Druk książki został sfinansowany ze środków Dziekana Wydziału Oceanografii i Geografii
Uniwersytetu Gdańskiego oraz Wojewódzkiego Funduszu Ochrony Środowiska
i Gospodarki Wodnej w Gdańsku
Zdjęcie na okładce przedstawia zbiornik na powierzchni torfowiska wysokiego (Białe Błoto)
Autorem zdjęcia jest dr Ewa Woźniak
Redakcja:
prof. UG dr hab. Roman Cieśliński
dr Katarzyna Jereczek-Korzeniewska
2
Spis treści
Przedmowa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5
Roman Cieśliński
Sylwetka naukowa Prof. dr hab. Jana Drwala . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7
Roman Cieśliński
Sylwetka naukowa Prof. UG dr hab. Roberta Bogdanowicza. . . . . . . . . . . . . . . . . 9
Grzegorz Banach, Bartosz Sobociński
Problemy hydrologiczne w geotechnice. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
Arkadiusz Bartczak, Ryszard Glazik, Sebastian Tyszkowski
Sezonowość odpływu rzecznego ze wschodniej części Kujaw. . . . . . . . . . . . . . 13
Marta Cebulska, Robert Twardosz
Maksymalne opady dobowe w Stróży w latach 1976–2006. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
Adam Choiński
Zanik jezior w północnej Polsce. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
Karolina Cieślińska, Roman Cieśliński
Jakość wód rzeki miejskiej na przykładzie Potoku Oruńskiego. . . . . . . . . . . . . 18
Roman Cieśliński
Klasyfikacja jezior polskiej strefy brzegowej południowego Bałtyku
określająca stopień ich izolacji względem Morza Bałtyckiego . . . . . . . . . . . 20
Roman Cieśliński, Jakub Bastian
Powodzie w Gdańsku w czasach historycznych. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
Roman Cieśliński, Jerzy Błaszkowski, Łukasz Pietruszyński, Alicja Olszewska
Zmiany warunków morfometrycznych jeziora Ptasi Raj i Karaś. . . . . . . . . . . . 24
Radosław Dałkowski, Dominik Szczukocki, Marek Walisch, Barbara Krawczyk, Marek Zieliński
Charakterystyka zmienności jakości wód na przykładzie rzek
Parku Krajobrazowego Wzniesień Łódzkich za lata 2001–2011. . . . . . . . . . . . . . . 26
Agnieszka Flis
Wody powierzchniowe miast i gmin
powiatu słupskiego – stan ilościowy i jakościowy . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
Renata Graf
Zastosowanie modelu WetSpass zintegrowanego z GIS
w estymacji obszarowej składowych bilansu wodnego zlewni. . . . . . . . . . . . 29
Małgorzata Gutry-Korycka
Metodyka kartowania hydrograficznego
inspiracją tematyki badań hydrologicznych. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30
Tomasz Heese, Katarzyna Pikuła, Anna Wojcieszonek, Michał Arciszewski, Jonatan Wawrzonkowski
Monitoring limnologiczny jeziora Jamno
w oparciu o system rejestrująco-transmitujący. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 31
Elżbieta Jekatierynczuk-Rudczyk
Rola strefy hyporeicznej w kształtowaniu jakości wody rzek i jezior. . . . 33
Agnieszka Jędruch, Magdalena Bełdowska, Dominika Saniewska, Lucyna Falkowska
Wpływ ekstremalnych zjawisk przyrodniczych
na dopływ rtęci do Zatoki Gdańskiej. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
Alfred Kaniecki
XIX-wieczne powodzie w Poznaniu i na Nizinie Wielkopolskiej. . . . . . . . . . . . . . 36
Małgorzata Kirschenstein
Charakterystyka temperatury powietrza i opadów atmosferycznych
oraz anomalii termicznych i opadowych w Koszalinie. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
Ivan Kirviel
Ocena regulacji odpływu rzek Białorusi przez zbiorniki sztuczne. . . . . . . . 38
3
Marika Kornaś, Bogumił Nowak
Aspekt badań limnologicznych w Państwowej Służbie
Hydrologiczno-Meteorologicznej. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 39
Michał Lorenc, Renata Dondajewska, Lech Kaczmarek
Zmiany poziomu wody w Jeziorach Wielkopolskiego
Parku Narodowego w latach 2007–2008 i 2012–2013. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41
Maciej Major
Właściwości fizykochemiczne wód w zlewniach zagłębień
bezodpływowych ewapotransiracyjnych (dorzecze Parsęty). . . . . . . . . . . . . . 43
Mirosława Malinowska
Charakterystyka zmienności opadów atmosferycznych
w Delcie Wisły w świetle norm opadowych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45
Katarzyna J. Marosz
Ekstremalnie wysokie poziomy morza w Gdańsku Porcie Północnym. . . . . 46
Mirosław Miętus
Opady intensywne na obszarze Polski i ich konsekwencje
– analiza wybranych przypadków. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
Kamil Nowiński
Zlewnia górnej Raduni jako przykład terytorialnego i liniowego
systemu hydrograficznego . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
Małgorzata Owczarek
Zmienność warunków termiczno-wilgotnościowych
na Wybrzeżu, 1951–2012. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
Joanna Pociask-Karteczka
Wysokogórski typ obiegu wody w Tatrach. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51
Żaneta Polkowska, Ewa Olkowska, Marek Ruman
Określanie stopienia zanieczyszczenia zlewni Rzeki Kłodnicy
(Śląsk, Polska) związkami z grupy kationowych surfaktantów
jako przejawu antropopresji. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53
Paweł Przygrodzki, Michał Pilarski
Scenariusz zmian odpływu na przykładzie wybranej zlewni
młodoglacjalnej w XXI wieku. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 55
Urszula Somorowska
Mapy radarowe w ocenie zróżnicowania przestrzennego
opadu atmosferycznego w zlewni nizinnej . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56
Aneta Szczepańska, Stanisław Pogorzelski
Ocena jakości wody w akwenie na podstawie parametrów zwilżalności
zanurzonych w toni naturalnych i sztucznych ciał stałych:
formalizm interdyscyplinarny. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 58
Dominik Szczukocki, Barbara Krawczyk, Radosław Dałkowski, Renata Juszczak, Ewa Miękoś
Monitoring zbiorników zaporowych województwa łódzkiego. . . . . . . . . . . 59
Ewa Szymczak
Osady korytowe cieków zlewiska Zalewu Puckiego w świetle analiz
teksturalnych . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
Barbara Walna
Źródła w Wielkopolskim Parku Narodowym – inwentaryzacja
i charakterystyka chemiczna. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63
Radosław Wróblewski
Znaczenie spiętrzeń sztormowych w rozwoju barier piaszczystych
na przykładzie Mierzei Karwieńskiej . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 65
Wykaz autorów. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 66
4
Przedmowa
Niniejsza publikacja jest zbiorem streszczeń referatów, zaprezentowanych na konferencji „Aspekty badań wody w XX i XXI wieku”, 18 października 2013 roku w Gdańsku.
Konferencja i publikacja dedykowana jest dwóm zmarłym profesorom Katedry Hydrologii Uniwersytetu Gdańskiego, Prof. dr hab. Janowi Drwalowi i Prof. UG dr hab. Robertowi Bogdanowiczowi.
Artykuły ukażą się w monografii pod koniec 2013 roku. Ich autorami są naukowcy
z ośrodków naukowych, a także praktycy, zajmujący się na co dzień problematyką wodną m.in. z Uniwersytetu w Białymstoku, Uniwersytetu Warszawskiego, Uniwersytetu im.
A. Mickiewicza w Poznaniu, Uniwersytetu Jagiellońskiego, Uniwersytetu Śląskiego, Uniwersytetu Łódzkiego, Uniwersytetu Gdańskiego, Politechniki Krakowskiej, Politechniki
Gdańskiej, Politechniki Koszalińskiej, Akademii Pomorskiej w Słupsku, Polskiej Akademii
Nauk, Instytutu Meteorologii i Gospodarki Wodnej, a także z Regionalnych Zarządów Gospodarki Wodnej w Toruniu i w Gdańsku.
Prezentowane artykuły, mimo iż są zbiorem opracowań hydrologicznych i meteorologicznych dotyczących całego obszaru Polski, dobrze wpisują się w główny nurt dotychczasowej problematyki badawczej Katedry Hydrologii Uniwersytetu Gdańskiego. Ze względu
na różne obszary zainteresowań poszczególnych autorów, artykuły dotyczą różnorodnych
zagadnień, rozpatrywanych w różnej skali: od analiz obejmujących cały obszar Polski poprzez badania dużych jednostek hydrograficznych, po niewielkie zlewnie w różnych, specyficznych regionach Polski.
Redaktorzy
5
6
Sylwetka naukowa Prof. dr hab. Jana Drwala
Roman Cieśliński
Uniwersytet Gdański, Katedra Hydrologii
Prof. zw. dr hab. Jan Drwal urodził się 26 października 1943 roku w Krakowie. Studia ukończył w roku 1966 na Wydziale Biologii i Nauk o Ziemi Uniwersytetu Mikołaja
Kopernika w Toruniu. Uzyskał stopień magistra geografii w zakresie hydrologii. Od 1966
roku pracował w Wyższej Szkole Pedagogicznej, a następnie po jej przekształceniu na Uniwersytecie Gdańskim. W 1972 roku uzyskał stopień doktora nauk geograficznych na Wydziale BiNoZ Uniwersytetu M. Curie-Skłodowskiej w Lublinie. Tematem pracy doktorskiej
były „Obszary bezodpływowe centralnej części Pojezierza Kaszubskiego”. Habilitował się na
Uniwersytecie Jagiellońskim w Krakowie w roku 1982 przedstawiając pracę „Wykształcenie i organizacja sieci hydrograficznej jako podstawa oceny struktury odpływu w terenach
młodoglacjalnych”, którą opublikował w Zeszytach Naukowych Uniwersytetu Gdańskiego.
W 1991 roku został profesorem nadzwyczajnym Uniwersytetu Gdańskiego, a w 1996 roku
profesorem tytularnym. Profesorem zwyczajnym został mianowany w 2001 roku.
W 1983 roku Prof. Jan Drwal został kierownikiem Katedry Hydrologii (do 1996 był
kierownikiem Katedry Hydrologii i Klimatologii). Był twórcą zespołu badawczego geografów – hydrologów w Uniwersytecie Gdańskim, wychowawcą około 200 magistrów
geografii UG, promotorem 6 doktorów i recenzentem licznych książek, doktoratów, prac
habilitacyjnych i przewodów profesorskich. Był także autorem licznych ekspertyz i opinii
naukowych, w tym opinii dla Komitetu Badań Naukowych.
Profesor Jan Drwal był autorem i współautorem blisko 200 publikacji naukowych
i opracowań niepublikowanych dotyczących stosunków wodnych pojezierzy i pobrzeży
południowobałtyckich. Był również członkiem komitetów i rad naukowych wydawnictw
„Peribalticum”, „Limnological Review”, „Czasopismo Geograficzne”, „Bulletin of Geography, Physical Geography Series, Nicolaus Copernicus University”.
W swojej pracy naukowej najwięcej uwagi poświęcał zagadnieniom dotyczącym kształtowania się stosunków wodnych i ochronie zasobów wodnych w terenach objętych plejstoceńską akumulacją lodowców skandynawskich i na nadmorskich równinach aluwialnych.
Publikacja wydana w 1967 roku w Zeszytach Geograficznych WSP dotyczyła pierwszego poziomu wód gruntowych w strefie brzegowej południowego Bałtyku /na odcinku jez.
Gardno–jez. Bukowo/. Kolejna została wydana w 1968 roku również w Zeszytach Geograficznych WSP w Gdańsku podjęła problematyki zanikania wód Cisówki.
Główny nurt zainteresowań naukowych Profesora Jana Drwala dotyczył zagadnień
bezodpływowości w obszarach młodoglacjalnych. Drugi nurt zainteresowań naukowych
skupił się na związkach pomiędzy wodami lądowymi strefy brzegowej południowego Bałtyku i akwenem Morza Bałtyckiego. Trzecia grupa prac dotyczyła wpływu uwarunkowań
naturalnych i człowieka na zmiany stosunków wodnych w zlewni.
Profesor Jan Drwal był inicjatorem i współtwórcą Wytycznych technicznych K-3.4 do
Mapy Hydrograficznej Polski w skali 1:50 000 oraz zagadnień hydrograficznych do Systemów informacji o terenie Mapa hydrograficzna Polski skala 1:50000 w formie analogowej
i numerycznej. Był również autorem kilkunastu arkuszy tychże map, które wykonał w latach 80. Prezentował także liczne referaty na zaproszenie, tak w ośrodkach krajowych, jak
7
i zagranicznych m.in. na Litwie, w Holandii i w Niemczech. Ściśle współpracował z licznymi ośrodkami naukowymi w tym z Schriftenreihe der Danziger Naturforschenden Gesellchaft. W wolnych chwilach lubił podróżować. Efektem jednej z podróży śladami Chrystusa
była wydana książka „Ziemia Święta”, która powstała we współautorstwie ze Stanisławem
Bogdanowiczem i Markiem Klatem.
Profesor Jan Drwal był kierownikiem i koordynatorem 10 zespołów badawczych w realizacji Resortowo – Branżowego Programu Badawczego dot. optymalizacji produkcji rolnej na Żuławach w latach 1986 – 1990. Redagował opracowania „Basen jeziora Druzno”
i „Wody delty Wisły, część wschodnia”. Wchodził w skład zespołu Komisji Ekspertów Uniwersyteckiej Komisji Akredytacyjnej. Był konsultantem regionalnym Mapy Hydrograficznej Polski w skali 1:50 000 i Mapy Sozologicznej Polski w skali 1:50 000.
Ważnym elementem w życiu Profesora Jana Drwala była działalność w społecznym
ruchu naukowym. Od 1998 roku był Prezesem Gdańskiego Towarzystwa Naukowego. Był
także członkiem Komitetu Nauk Geograficznych PAN, Rady Towarzystw Naukowych przy
Prezydium PAN, Komisji Hydrologicznej PTG Polskiego Towarzystwa Geograficznego,
EUCC (European Union for Coastal Conservation), IWA (International Water Association), HELCOM, Management Lagoon and Wetland, Area Task Team for the Vistula Lagoon Area, Polskiego Towarzystwa Geograficznego, Rady Naukowej Biblioteki PAN, przewodniczącym Rady Naukowej Muzeum Historycznego Miasta Gdańska i Rady Naukowo
– Programowej „Hevelianum”. Był prezesem Okręgu Wschodniopomorskiego Polskiego
Klubu Ekologicznego i członkiem Instytutu Kaszubskiego. Niezwykle istotne w życiu naukowym Profesora było także jego miejsce zamieszkania – Rumia. To dla niego poświęcał
wiele swojego cennego czasu, ściśle współpracując z władzami miasta. Jednym z efektów
tej współpracy była redakcja książki wydanej w 2006 roku pt. „Reda – miejsce i ludzie”.
Prof. Jan Drwal brał również czynny udział w działalności na rzecz praktyki. W latach
1992–1998 był przewodniczącym Wojewódzkiej Rady Ochrony Przyrody w Elblągu, w latach 1998–1999 wiceprzewodniczącym Rady Nadzorczej WFOŚiGW w Elblągu, w latach
2000–2002 członkiem Rady Nadzorczej WFOŚiGW w Olsztynie.
Był członkiem Zespołu Problemowego PAN ds. Ochrony Środowiska i Gospodarki
Wodnej Żuław Delty Wisły oraz członkiem Grupy Ekspertów Programu Rewitalizacji Gospodarczej Obszaru Delty Wisły i Zalewu Wiślanego przy Marszałku Województwa Pomorskiego i Województwa Warmińsko – Mazurskiego. Przez kilka lat był członkiem Rady
Naukowej Porozumienia „Zielone Płuca Polski” i komisji ekspertów przy Radzie Miasta
Rumi. Był autorem szeregu ekspertyz dotyczących problematyki hydrologicznej regionu
gdańskiego i delty Wisły na zamówienie Sejmu RP, Urzędów Wojewódzkich i Marszałkowskich Województwa Pomorskiego i Warmińsko – Mazurskiego.
W 2010 roku został laureatem konkursu o nagrodę Wojewódzkiego Funduszu Ochrony Środowiska i Gospodarki Wodnej w Gdańsku. Odznaczony został m.in. Krzyżem Kawalerskim Orderu Odrodzenia Polski w 2002 roku.
Prof. zw. dr hab. Jan Drwal zmarł w dniu 23 czerwca 2012 roku. Pochowany został na
cmentarzu komunalnym w Rumi Janowie.
8
Sylwetka naukowa
Prof. UG dr hab. Roberta Bogdanowicza
Roman Cieśliński
Prof. UG dr hab. Robert Bogdanowicz urodził się 13 marca 1963 roku w Sierpcu. Studia ukończył w roku 1986 na Wydziale Biologii i Nauk o Ziemi Uniwersytetu Gdańskiego.
Uzyskał stopień magistra geografii w zakresie hydrologii. Tuż po ukończeniu studiów został
zatrudniony na stanowisku asystenta w Katedrze Hydrologii w swojej macierzystej uczelni.
W 1992 roku uzyskał stopień doktora Nauk o Ziemi w dyscyplinie Geografia na Wydziale
BiNoZ Uniwersytetu Gdańskiego. Tematem pracy doktorskiej była „Struktura hydrograficzna decentrycznego systemu odwadniania Wzniesienia Elbląskiego”. Promotorem pracy
doktorskiej był Prof. dr hab. Jan Drwal. W tym czasie (rok 1991) brał udział w stażu na
Uniwersytecie w Manchesterze. Jego wymiernym efektem było uzyskanie w 1993 roku tytułu magistra Nauk o Ziemi tegoż uniwersytetu (master thesis). Habilitował się na Uniwersytecie Adama Mickiewicza w Poznaniu w roku 2005 przedstawiając pracę „Hydrologiczne
uwarunkowania transportu wybranych związków azotu i fosforu Odrą i Wisłą oraz rzekami
Przymorza do Bałtyku”, którą opublikował w Wydawnictwie Uniwersytetu Gdańskiego
w 2004 roku. W 2006 roku został profesorem nadzwyczajnym Uniwersytetu Gdańskiego.
Od początku swojej pracy naukowej Profesor Robert Bogdanowicz charakteryzował się
niezwykłą pracowitością i zaangażowaniem. W latach 1990–1997 uczestniczył w 7 stażach
zagranicznych m.in. do Katolickiego Uniwersytetu w Nijmegen, Swiss Federal Institute of
Technology, Institute of Geography) w Zurichu, Uniwersytetu w Manchesterze, Instytutu
Badań nad Wodą w Bari, Uniwersytetu Środkowej Europy w Budapeszcie, czy Akademii
Europejskiej w Berlinie. W samym czasie był stypendystą Fundacji Batorego (1991 rok)
oraz Ministerstwa Spraw Zagranicznych Królestwa Wielkiej Brytanii i Irlandii Północnej
(1992 rok). W roku 1993 otrzymał nagrodę Gdańskiego Towarzystwa Naukowego dla młodych pracowników za wybitne osiągnięcia naukowe.
Prof. UG dr hab. Robert Bogdanowicz całe swoje życie naukowe związał z Uniwersytetem Gdańskim. Pracę w Katedrze Hydrologii UG wiązał z wieloma innymi funkcjami.
Był bowiem wiceprezesem Wojewódzkiego Funduszu Ochrony Środowiska i Gospodarki
Wodnej w Gdańsku, dla której stworzył hasło – „Dla ludzi i środowiska”, które najcelniej
ujmuje misję WFOSiGW w Gdańsku. Od 1993 roku był członkiem Zespołu Problemowego Polskiej Akademii Nauk d/s Ochrony Środowiska i Gospodarki Wodnej Żuław, Delty
Wisły. W latach 1995–1998 był członkiem Rady przy Prezydencie Miasta Gdańska ds. Realizacji Oczyszczalni Ścieków Gdańsk-Wschód, a w latach 1995–2000 (od 1997 roku przewodniczącym) był członkiem Rady Fundacji Agencji Regionalnego Monitoringu Atmosfery Aglomeracji Gdańskiej. W latach 1998–2000 przewodził Komisji Ochrony Środowiska
Rady Miasta Gdańska. Dzięki jego staraniom powstał zespół krajobrazowo-przyrodniczy
„Dolina Potoku Oruńskiego” chroniący park i jego otulinę. W latach 2002–2003 był członkiem w Radzie Programowej ds. Programu Ochrony Środowiska województwa pomorskiego oraz w Radzie Programowej ds. Wojewódzkiego Planu Gospodarki Odpadami województwa pomorskiego, zaś w latach 2003–2004 członkiem Zespołu Roboczego do Spraw
Wojewódzkiego Programu Rolnośrodowiskowego województwa pomorskiego. W latach
9
2000–2004 przewodniczył Radzie Naukowo-Społecznej przy Dyrektorze Trójmiejskiego
Parku Krajobrazowego. W roku 2008 był członkiem Zespołu Ekspertów Zewnętrznych
w Narodowym Programie Foresight Polska 2020.
W działalności publicznej dr Robert Bogdanowicz wyróżniał się dogłębną wiedzą merytoryczną. Wniósł ją do publicznej debaty w Gdańsku, by sprawom ochrony środowiska
nadać społeczną jakość, uczynić to, co było jego badawczą pasją istotną przesłanką kształtowania lokalnego prawa. Swoją działalność publiczną i naukową nie ograniczał wyłącznie
do regionu województwa pomorskiego. Był bowiem członkiem: Polskiego Towarzystwa
Geograficznego, Polskiego Klubu Ekologicznego, Komisji Hydrologicznej Polskiego Towarzystwa Geograficznego, International Water Association (IWA), Gdańskiego Towarzystwa
Naukowego, Krajowej Rady Gospodarki Wodnej, Wojewódzkiej Rady Ochrony Przyrody.
Profesor Robert Bogdanowicz był autorem i współautorem blisko 100 publikacji naukowych i opracowań niepublikowanych dotyczących stosunków wodnych pojezierzy
i pobrzeży południowobałtyckich, w tym redaktorem 5 książek (w tym „Ecotechnology for
wastewater treatment” z 1997 roku, „Ekotechnologie” z 1998 roku, czy „Inżynieria ekologiczna w gospodarce ściekowej” z 1998 roku) i 11 Komentarzy do Mapy Hydrograficznej
Polski w skali 1:50 000. W latach 1992–1996 był redaktorem naczelnym, członkiem Rady
Programowej czasopisma „Gdański Biuletyn Proekologiczny”. W swoim dorobku naukowym ma także czynne uczestnictwo w blisko 30 konferencjach krajowych i zagranicznych,
w tym m.in. w Dubrovniku, Edynburgu, Paryżu, Berlinie, Neapolu, Jerozolimie, Wiedniu,
Kłajpedzie, czy Pradze. Był współorganizatorem lub głównym organizatorem 11 seminariów i konferencji. Do najważniejszych z nich zaliczyć należy: Workshop on Ecotechnologies zorganizowany w Daugavpils (1995 rok), Konferencję „Sieć monitoringu ARMAAG
– inicjatywa samorządowa jako narzędzie zarządzania środowiskiem w regionie u progu
wejścia do Unii Europejskiej” zorganizowaną w Gdańsku (2003 rok), Ogólnopolską Konferencję Hydrograficzną – Zasoby i ochrona wód zorganizowaną w Gdańsku (2009 rok),
czy Konferencję pod patronatem Ministra Środowiska „Przeciwdziałanie skutkom zmian
klimatu w regionach nadmorskich Bałtyku” zorganizowaną w Sopocie (2009 rok).
Profesor Robert Bogdanowicz jak już wcześniej wspomniano był autorem licznych
publikacji naukowych. W jego dorobku zauważyć można trzy główne nurty zainteresowań. Pierwszy dotyczył wykorzystania narzędzi GIS do identyfikacji źródeł zanieczyszczeń
w zlewni oraz oceny hydrograficznych uwarunkowań wielkości ich dostawy do rzeki. Drugi nurt dotyczył czasowej i przestrzennej zmienności transportu zanieczyszczeń w rzekach,
a przede wszystkim związków biogenicznych w rzekach uchodzących do Morza Bałtyckiego i w systemach rzeczno-jeziornych. Trzecią grupę stanowiły prace dotyczące jakości
wody, wynikającej z naturalnych i antropogenicznych oddziaływań.
Profesor Robert Bogdanowicz brał udział w wielu projektach naukowych. Był kierownikiem lub współwykonawcą 12 projektów Badań Własnych Uniwersytetu Gdańskiego
oraz 3 projektów dotyczących oceny wpływu odprowadzania wód opadowych, pochłodniczych i popłucznych z IP Kwidzyn S.A. na rzekę Liwę. Był również kierownikiem 3 projektów sfinansowanych przez WFOŚiGW w Gdańsku, a dotyczących rozpoznania zagrożeń pochodzenia antropogenicznego wód powierzchniowych zlewni Zalewu Wiślanego
oraz rozpoznania i oceny wpływu intruzji morskich i zanieczyszczeń związkami biogennymi na stan jakości wód powierzchniowych zlewni Zalewu Wiślanego ze szczególnym
uwzględnieniem ujściowych odcinków cieków Żuław Elbląskich. W latach 1995–1997 był
członkiem zespołu koordynacyjnego projektu „Badania nad zastosowaniem ekotechnologii w oczyszczaniu ścieków w krajach nadbałtyckich”, który był sfinansowany z funduszy
zagranicznych SIDA (Szwecja). Dodatkowo w latach 2008–2011 brał udział w projekcie
10
„Innowacyjne rozwiązanie gospodarki ściekowo-osadowej dla terenów niezurbanizowanych (Innovative solutions for wastewater management in rural areas), który został sfinansowany z Norweskiego Mechanizmu Finansowania.
Profesor UG dr hab. Robert Bogdanowicz był wychowawcą wielu licencjuszy i magistrów geografii Uniwersytetu Gdańskiego, recenzentem 1 doktoratu i 1 książki habilitacyjnej. Także był autorem licznych ekspertyz i opinii naukowych.
Zmarł nagle w wieku 48 lat. Pośmiertnie przyznany został mu przez prezydenta Bronisława Komorowskiego Krzyż Kawalerski Orderu Odrodzenia Polski, a także przyznana
została złota odznaka za zasługi dla ochrony środowiska przez WFOŚiGW w Gdańsku.
11
Problemy hydrologiczne w geotechnice
Grzegorz Banach 1, Bartosz Sobociński 2
1
– Uniwersytet Gdański, Zakład Geografii Pojezierzy, 2 – PU Geotim
Autorzy podjęli próbę przedstawienia wybranych problemów hydrologicznych w prowadzeniu prac budowlanych, w szczególności prac ziemnych i fundamentowania. Wybrane przykłady pochodzą z doświadczeń autorów zdobytych w czasie realizacji wybranych
inwestycji.
W ramach prowadzenia budowlanych prac projektowych i wykonawczych ocena warunków wodnych nie jest obowiązkowa. W polskim systemie prawnym brak jest jednolitego
aktu, który regulowałby to zagadnienie. Szczegółowe rozpoznanie hydrologiczne wykonuje
się obecnie tylko dla obiektów wymagających wysokich nakładów inwestycyjnych, gdy miejsce planowanej inwestycji jest w strefie zagrożonej znacznymi zmianami tych warunków,
bądź jest to inwestycja o wysokim poziomie szkodliwego oddziaływania dla środowiska.
W przypadku większości projektów budowlanych ocena wpływu warunków przyrodniczych na inwestycję zawarta jest jedynie w dokumentacjach geotechnicznych, bądź geologicznych. Informacja hydrologiczna w tych opracowaniach zazwyczaj jest uboga. Jedyną
cenną informacją na temat warunków wodnych jest informacja na temat wysokości nawierconego i ustabilizowanego zwierciadła wody. Dodatkową informację o obrazie występujących obiektów hydrograficznych dostarczają podkłady geodezyjne i kartograficzne.
W czasie doświadczeń związanych z pracą w przedsiębiorstwach geologicznych autorzy spotkali się z wieloma sytuacjami wskazującymi niedoszacowanie lub pominięcie warunków hydrologicznych w czasie tworzenia projektów budowlanych, jak i podczas etapu
wykonywania obiektów.
W referacie przedstawionych zostanie kilka przykładów sytuacji, które były rozpatrywane już po zdarzeniu katastrofalnym, bądź które zostały zapobieżone, a które mogły mieć
istotne reperkusje na czas i koszty wykonania inwestycji, w których istniało niebezpieczeństwo dla zdrowia i życia ludzi, jak również przykłady sytuacji, w których możliwe byłyby
wysokie straty ekonomiczne.
Destabilizacja klifu morskiego na skutek zabiegów technicznych w miejscowości turystycznej Jarosławiec. Rozgęszczenie gruntu podczas próby osuszenia wykopu w czasie prac
ziemnych i fundamentowych przy budowie centrum handlowego w Elblągu. Destrukcyjny
wpływ wód artezyjskich na stateczność zapór ziemnych na Raduni. Wpływ warunków hydrometeorologicznych na jakość wykonania prac ziemnych podczas budowy apartamentowca w Gdańsku. Niedoszacowanie wahań poziomu wód gruntowych podczas budowy
sieci kanalizacyjnej nabrzeża portowego w Gdyni. Wybrane przykłady stanowią niewielką
część zagadnień hydrologicznych, które spotykane są podczas prac budowlanych.
Brak rzetelnego rozpoznania i bagatelizowanie stosunków wodnych niesie za sobą wiele
nieprzewidzianych konsekwencji. Waga tych problemów jest bardzo zróżnicowana, jednak
każda niesie za sobą generowanie strat finansowych i czasowych. Zazwyczaj niedoszacowanie lub pominięcie elementów hydrologicznych w fazie projektowania wiąże się tylko ze
wzrostem kosztów i wydłużeniem czasu realizacji inwestycji. Brak rozwiązań problemów
hydrologicznych na etapie prowadzenia prac budowlanych może prowadzić do katastrof
budowlanych, gdzie zagrożone może być życie i zdrowie ludzi.
12
Sezonowość odpływu rzecznego
ze wschodniej części Kujaw
Arkadiusz Bartczak 1, Ryszard Glazik 2, Sebastian Tyszkowski 1
1
– Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN w Toruniu, Zakład Zasobów
Środowiska i Geozagrożeń
2
– Wydział Nauk o Ziemi UMK, Katedra Hydrologii i Gospodarki Wodnej
Proces sezonowości odpływu rzecznego w Polsce był często zasadniczym problemem
poruszanym i opisywanym w literaturze hydrologicznej. Wynika to z faktu, że proces ten
jest „...jednym z ważniejszych elementów definiujących pojęcie reżim rzeki...” (Jokiel, Bartnik, 2001 s. 3). Podstawowym czynnikiem wpływającym na sezonowy rozkład odpływu
rzecznego w ciągu roku ma cały zespół uwarunkowań przyrodniczych, z których w pierwszej kolejności należy wymienić warunki klimatyczne, budowę geologiczną, spadki i użytkowanie terenu oraz mający coraz większe znaczenie czynnik antropogeniczny. Ze względu na współcześnie dokonujące się zmiany klimatyczne, które są często uzasadnieniem
zmian hydrologicznych, coraz większego znaczenia nabiera nie tyle określenie sezonowej
zmienności przepływu co ustalenie jej stabilności w interesujących nas przekrojach czasowych (Wrzesiński, 2010).
Podstawą do określenia zmienności sezonowej był szereg średnich miesięcznych przepływów rzeki Zgłowiączki z okresu 1951–2010. Zgłowiączka jest główną rzeką odwadniającą wschodnią część Kujaw. Jej długość wynosi 79 km, a powierzchnia dorzecza 1495,6
km2. Jest to obszar w przeważającej części wykorzystywany przez rolnictwo (80,1% powierzchni). Został on w dużym stopniu poddany antropopresji – około 45% powierzchni
dorzecza zostało zmeliorowane. Jednocześnie na obszarze tym występują jedne z najniższych sum opadów w Polsce (Bartczak i in., 2013). Tak więc precyzyjne określenie wielkości sezonowego odpływu ma uzasadnienie.
Do scharakteryzowania sezonowej zmienności odpływu wykorzystuje się różne miary
i wskaźniki statystyczne (Dobija, 1986; Jokiel, Bartnik, 2001). W niniejszej pracy wahania
sezonowe zostały wypreparowane z szeregu czasowego przy pomocy wzoru opartego na
średnich jednoimiennych (miesięcznych) okresach (Sobczyk, 2002):
–– wskaźnik sezonowości dla i-tego podokresu (październików, listopadów, grudni, itd.),
–– średnia wartość przepływu w badanym jednoimiennym podokresie [m3s–1],
–– liczba miesięcy w roku.
Wahania sezonowe przepływu zostały określone dla całego badanego okresu oraz przy
pomocy metody kroczącej dla 10 letnich podokresów (1951–1960, 1952–1961, itd.). Dzięki takiemu postępowaniu można było z dużym przybliżeniem ocenić stabilność wahań
sezonowych w badanym wieloleciu.
Ocenie poddano maksymalne i minimalne wartości wahań oraz terminy (miesiące) ich
występowania. Szczególnie koncentrowano się na amplitudzie wahań sezonowych (różnicy pomiędzy wartością maksymalną i minimalną wahań w cyklu rocznym) w wyróżnionych podokresach.
Prezentowane wyniki są częścią pracy finansowanej ze środków na naukę w latach
2010–2013 jako projekt badawczy N N306 47 35 38. Analizy były również wykonane przy
13
wsparciu projektu ICLEA (This study is a contribution to the Virtual Institute of Integrated
Climate and Landscape Evolution of the Helmholtz Association).
Literatura
Bartczak A., Glazik R., Tyszkowski S., 2013, Tendencje rocznych sum opadów we wschodniej części
Kujaw, Nauka Przyroda Technologie, t. 7, z. 1.
Jokiel P., Bartnik A., 2001, Zmiany w sezonowym rozkładzie odpływu w Polsce środkowej w wieloleciu 1951–1998, Wiadomości IMGW, t. XXIV, z. 2, 3–17.
Dobija A., 1986, Sezonowa zmienność średnich miesięcznych odpływów jednostkowych w Polsce,
Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne, z. 4, 81–91.
Sobczyk M., 2002, Statystyka, Wydawnictwo Naukowe PWN, Warszawa, s. 377.
Wrzesiński D., 2010, Przestrzenne zróżnicowanie stabilności reżimu odpływu rzek europejskich, Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Seria: Studia i Prace z Geografii i Geologii nr 3, Poznań, s. 220.
14
Maksymalne opady dobowe w Stróży
w latach 1976–2006
Marta Cebulska1, Robert Twardosz2
1
– Politechnika Krakowska, Instytut Inżynierii i Gospodarki Wodnej; Katedra Hydrauliki i
Hydrologii
2
– Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Zakład Klimatologii
Celem pracy jest określenie zmienności rocznej i wieloletniej maksymalnych dobowych sum opadów atmosferycznych, ich uwarunkowań cyrkulacyjnych oraz wyznaczenie ich wartości prawdopodobnych na podstawie teoretycznych rozkładów. Materiałem
wyjściowym do badań były opady w latach 1976–2006 ze stacji pomiarowej Politechniki
Krakowskiej w Stróży, zlokalizowanej w zlewni potoku Trzebuńka, położonej na południowy-zachód od Myślenic. Ze względu na zmianę lokalizacji stacji pomiarowej opady
zweryfikowano pod kątem ich jednorodności. Na podstawie nieparametrycznego testu
statystycznego sumy rang stwierdzono, że serie opadów można uznać za jednorodną na
przyjętym poziomie istotności p = 0,05.
Zbadano częstość opadów maksymalnych w poszczególnych miesiącach oraz ich zróżnicowanie z roku na rok. Na podstawie typologii cyrkulacji T. Niedźwiedzia określono
związek opadów maksymalnych z typami cyrkulacji, frontów atmosferycznych i masami
powietrznymi w Polsce Południowej.
Maksymalne dobowe opady wykazują duże zróżnicowanie czasowe. Występują od
marca do września, a szczególne w porze letniej. W przebiegu wieloletnim wielkości tych
opadów nie stwierdzono istotnego trendu. Zakres zmienności opadów maksymalnych wynosi od 22 mm – 23 sierpnia 1988 roku do 60,4 mm – 8 sierpnia 1985 roku. Kwantyle
opadów wyznaczono na podstawie rozkładów teoretycznych wartości maksymalnych. Na
podstawie kryterium AIC najlepsze odzwierciedlenie rozkładu empirycznego maksymalnych opadów otrzymano dla rozkładu Weibulla.
15
Zanik jezior w północnej Polsce
Adam Choiński
Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu, Instytut Geografii Fizycznej i Kształtowania
Środowiska Przyrodniczego, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej
Zjawisko zaniku jezior jest powszechnie znane. Jest to jednak stwierdzenie ogólne.
Z problemem tym związanych jest wiele pytań, na które do chwili obecnej nie ma w pełni
zadowalających odpowiedzi. Oto niektóre z nich: od kiedy datuje się drastyczne przyspieszenie procesu zaniku? czy aktualne jego tempo jest stałe? jaki udział w tym procesie ma
człowiek? która składowa zaniku jest bardziej istotna, pionowa (wypłycanie) czy pozioma (zmniejszanie powierzchni)? czy istnieją realne szanse na spowolnienie zaniku? jak
przedstawia się regionalne zróżnicowanie tego zjawiska? jaki wpływ mają czynniki lokalne,
regionalne a jaki na przykład typy genetyczne mis jeziornych? jak przedstawiają się prognozy, to znaczy, jaka jest perspektywiczna żywotność jezior?
W pracy, w oparciu o konkretne przykłady starano się odpowiedzieć choćby częściowo na powyższe pytania. Przyrównanie map jeziorności, które wykonano w odstępie kilkudziesięciu lat wykazuje, iż spadła ona o 0,1%, co stanowi ubytek aż 10% powierzchni
jezior. Wyraźnie daje się zauważyć powiększenie zasięgu stref o mniejszych wielkościach
jeziorności. Z kolei analiza różnic jeziorności w polach podstawowych uwidacznia jej regionalne zróżnicowanie. W tym przypadku zauważyć można mniejsze wskaźniki zaniku
na przykład na obszarach o dużym zalesieniu a większe w strefach intensywnej gospodarki
rolnej (Wielkopolska).
Zjawisko zanikania jezior bezsprzecznie jest związane z eutrofizacją wód, której efektem jest depozycja dużych ilości osadów i zmiana parametrów fizyko-chemicznych wód.
Proces ten nasilił się z chwilą intensyfikacji upraw rolnych poprzez stosowanie dużych
ilości nawozów. Przed II Wojną Światową zużycie nawozów sztucznych (NPK) w Polsce
było rzędu kilku do dwudziestu kg×ha–1. Już w połowie lat 50. XX wieku poziom ten
został osiągnięty i stale rósł, aby około roku 1980 osiągnąć wielkość blisko 200 kg×ha–1.
Od tego momentu nastąpił niewielki spadek zużycia nawozów: 1989/90 – 164 kg×ha–1,
lecz potem miało miejsce wyjątkowe obniżenie nawożenia, które osiągnęło 80 kg×ha–1
w roku 1994/95. Następnie ma miejsce powolny, lecz permanentny wzrost nawożenia,
który w roku 2009/10 osiągnął poziom 115 kg×ha–1. Tak więc można przyjąć, że lata
1970–1990 były „najgorszymi” dla jezior. Wówczas otrzymały one największe dawki biogenów, których część została „uwięziona” w osadach dennych.
Aby określić, jak szybko postępuje proces wypłycania, najlepiej jest przyrównać plany batymetryczne wykonane w różnych (najlepiej odległych) odstępach czasu. Jakkolwiek
planów batymetrycznych z XIX wieku jest niewiele, to stanowią one niezmiernie cenny
materiał porównawczy w stosunku do planów aktualnych. Analiza wykazała, że nawet
głębokie jeziora rynnowe są bardzo podatne na wypłycanie. Wskazują na to wyraźnie:
przesunięcia izobat, pojawianie się nowych wysp na progach lub wypłyceniach, czy też
zwiększanie się ich powierzchni. Mało odporne na zanik są bez wątpienia jeziora o niewielkich powierzchniach. Przykładową analizę tego typu przeprowadzono dla dorzecza
Parsęty, wykazując jak wielki odsetek małych jezior zanikł od schyłku XIX wieku.
16
Analizując warunki lokalne można podać wiele interesujących przykładów zaniku, warunkowanych konkretnym czynnikiem. Jednym z nich jest całkowity zanik jako wynik
wielkopromiennego odwodnienia obszaru. Nieraz są to jeziora o znacznych powierzchniach, jak na przykład Jelenino koło Szczecinka o powierzchni rzędu 500 ha, a zatem gdyby
istniało obecnie, byłoby jednym z większych jezior Polski. Innym przykładem mogą być jeziora całkowicie zarośnięte zwartą powłoką, na przykład osoką aleosowatą, czy też w wyniku zrzutu ciepłych wód (jeziora konińskie), w których pojawia się roślinność ciepłolubna.
Powierzchnię jezior liczy się od kontaktu wody z lądem. Ale przecież część wód jest
zarośnięta roślinnością wodną zanurzoną lub wynurzoną. Jak duży jest to odsetek wód?
Według szacunkowych danych zajętych przez roślinność wynurzoną jest kilkanaście procent powierzchni wód. Zatem, faktycznie swobodnej powierzchni wód jest znacznie mniej
niż się powszechnie przyjmuje.
Jak wykazują wstępne wyniki badań zaniku jezior, ich perspektywiczny wiek jest niewielki. Jest to rząd kilkudziesięciu, najczęściej kilkuset a rzadziej kilku tysięcy lat. Często
jeziora największe, które wydają się z racji swej powierzchni być „odporne” na zanik, jak na
przykład Łebsko, są wyjątkowo bezbronne a trzcinowiska przybrzeżne osiągają szerokości
rzędu setek metrów. Często proces zaniku jest tak dalece posunięty, iż człowiek niewiele
może już zrobić aby temu przeciwdziałać i jeziora takie skazane są na zagładę.
17
Jakość wód rzeki miejskiej
na przykładzie Potoku Oruńskiego
Karolina Cieślińska1, Roman Cieśliński2
1 – Uniwersytet Gdański, Wydział Historyczny, 2 – Uniwersytet Gdański, Katedra Hydrologii
Rzeką miejską nazwać można ten ciek, który znajduje się w granicach administracyjnych miasta oraz którego znaczna powierzchnia zlewni jest silnie przekształcona przez
człowieka. Jednocześnie w sensie hydrograficznym jej koryto jest przemodelowane antropogenicznie (obudowa i wzmocnienie brzegów, występująca zabudowa hydrotechniczna,
infrastruktura techniczna obserwowana wzdłuż jej biegu itd.), przez co „inaczej” reaguje
hydrologicznie na warunki meteorologiczne. Jakość wód takiej rzeki powinna odbiegać
od typowej rzeki naturalnej, co wynika z mniejszej ilości potencjalnych źródeł zanieczyszczeń. Trzymając się powyższej definicji za ciek miejski uznać można Potok Oruński, który
swoją historię wiąże z miastem Gdańsk, a ściśle z jedną z jego dzielnic Orunią. Stanowi on,
obok Kanału Raduni, jedną z głównych osi hydrograficznych tej dzielnicy.
Celem pracy jest ocena jakości wód Potoku Oruńskiego zlokalizowanego w granicach
administracyjnych miasta Gdańska. Pod pojęciem jakości należy rozumieć zespół cech fizyczno-chemicznych wyróżniającą daną wodę od innych (Wolford, Bales, 1996). Celem
dodatkowym pracy jest wykonanie charakterystyki hydrograficznej rzeki i jej zlewni oraz
prześledzenie zmian hydrologicznych wynikających z powodzi jaka nawiedziła miasto
w 2001 roku.
Główne prace związane były z pracami terenowymi oraz laboratoryjnymi. W okresie
2010–2012 wykonano łącznie 12 patrolowych wyjazdów, podczas których dokonano poboru próbek wody na wyznaczonych 9 punktach pomiarowych, które dowiązane były do
badań wcześniejszych autorów tj. Krefty (2010) i Pietruszyńskiego (2010) oraz Pietruszyńskiego i in. (2012). Pobrane próbki zostały następnie poddane analizie w Laboratorium
Hydrochemicznym Katedry Hydrologii Uniwersytetu Gdańskiego. W ich ramach określono stężenie podstawowych kationów (wapń, magnez, sód, potas) i anionów (wodorowęglany, chlorki, siarczany) oraz określono wielkość pH i przewodności właściwej. Również
określono stężenia wybranych miogenów tj. azotanów i fosforanów.
Oznaczenia chlorków, siarczanów, sodu, potasu, wapnia i magnezu odbyło się przy
użyciu chromatografu jonowe DIONEX 1100, zaś azotanów i fosforanów przy użyciu
spektrofotometru VIS PhotoLab Spectral firmy WTW. Wodorowęgany oznaczono przy
wykorzystaniu metody miareczkowej, natomiast wielkość pH i przewodności właściwej
uzyskano przy pomocy urządzenia wieloparametrowego firmy WTW.
Potok Oruński (inna nazwa Orana, Struga Łostowicka) jest lewostronnym dopływem
Kanału Raduni. Wypływa spod składowiska odpadów „Szadółki” w Gdańsku, gdzie ujęty
jest w betonowy kolektor powstały jeszcze w czasie II wojny światowej, stanowiący fragment planowanej przez władze hitlerowskie autostrady. Poniżej wysypiska potok płynie
naturalnie zapiaszczonym korytem przez użytki rolne. W środkowym biegu płynie przez
teren ogródków działkowych. W dolnym biegu przepływa przez Park Oruński założony
w XVII wieku.
Potok Oruński na całej swojej długości przepływa przez liczne zbiorniki retencyjne
m.in. zbiornik retencyjny Świętokrzyska 1, Świętokrzyska 2, Augustowski, czy dwa zbior18
niki (stawy) znajdujące się na terenie Parku Oruńskiego, których większość została wybudowana po powodzi w 2001 roku.
Do głównych źródeł zanieczyszczeń Potoku Oruńskiego zaliczyć można składowisko
odpadów Szadółki, Obwodnica Trójmiejska, nowopowstałe osiedla (Kowale, Zakoniczyn,
Łostowice, zakład hodowli zwierząt futerkowych, obszary rolne i ogródki działkowe (nawozy sztuczne, pestycydy), opady atmosferyczne.
Uzyskane wyniki wskazują na duże zróżnicowanie wielkości poszczególnych wskaźników fizyczno-chemicznych, tak w sensie zmienności sezonowej, jak i zmienności przestrzennej wynikającej z różnych źródeł zanieczyszczeń. Najbardziej charakterystycznymi
były takie wskaźniki jak: chlorki, siarczany, azotany, fosforany i przewodność właściwa.
Literatura
Krefta M., 2010, Jakość wód rzecznych w zlewni Potoku Oruńskiego, praca magisterska napisana
w Katedrze Hydrologii Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk (maszynopis).
Pietruszyński Ł., 2010, Wpływ urbanizacji na jakość wody źródłowych strumieni Potoku Oruńskiego, praca magisterska napisana w Katedrze Limnologii Uniwersytetu Gdańskiego, Gdańsk (maszynopis).
Pietruszyński Ł., Olszewska A., Bogdanowicz R., 2012, The assessment of the impact of retention
reservoirs on the water quality of streams in urban areas (Oruński Stream catchment case), Limnological Review.
Wolford R., Bales R., 1996, Hydrochemical modeling of Emerald Lake watershed, Sierra Nevada,
California: Sensinity of stream chemistry to changes in fluxes and model parameters, Limnology
and Oceanography, July 1996, vol. 41, Number 5, The American Society of Limnology and Oceanography Inc, 947–954.
19
Klasyfikacja jezior polskiej strefy brzegowej
południowego Bałtyku określająca stopień
ich izolacji względem Morza Bałtyckiego
Roman Cieśliński
Stosunki wodne południowych wybrzeży Bałtyku są złożone i skomplikowane. Wynika
to nie tylko z położenia geograficznego, lecz również z licznych uwarunkowań wpływających na te stosunki. Do najważniejszych z nich zaliczyć należy m.in. warunki hydrometeorologiczne, hydrogeologię strefy brzegowej, lokalne warunki hydrograficzne, w tym
bezpośrednie i pośrednie połączenia z morzem, rzeźbę terenu oraz działalność człowieka
tworzącego już od ponad 200 lat zabudowę hydrotechniczną i zastępującego grawitacyjny
obieg wody na wymuszony. Niezwykle istotne, a być może najważniejsze jest położenie
względem głównej bazy drenażu jaką jest Morze Bałtyckie. Wiadomo bowiem, że akwen
morski pomimo tylko okresowego wpływu na wody strefy brzegowej wywiera silniejsze
piętno niż stały dopływ wód z zaplecza lądowego. Jednym z przejawów takiego wpływu
może być zróżnicowanie jakościowe wód obiektów hydrograficznych tej strefy, a przede
wszystkim zróżnicowanie zasolenia (chlorności).
Celem niniejszej pracy jest określenie zróżnicowania zasolenia wód i lokalnych warunków hydrograficznych (obiegu wody) wybranych jezior polskiej strefy brzegowej południowego Bałtyku i na tej podstawie określenie stopnia ich izolacji względem Morza
Bałtyckiego. Do szczegółowych badań wytypowano 25 jezior występujących na odcinku
polskiego wybrzeża południowego Bałtyku. Badania własne objęły 11 lat kalendarzowych
(od 2002 do 2012 roku). Pomiary i obserwacje prowadzono we wszystkich sezonach roku,
a także przy zróżnicowanych warunkach pogodowych i odmiennych warunkach hydrologicznych. W zależności od układu hydrograficznego zrealizowano od 16 do 40 serii pomiarowych.
Badania terenowe każdorazowo obejmowały pobory próbek wody powierzchniowej
do dalszej analizy laboratoryjnej oraz pomiary natężenia przepływów na ciekach łączących
jeziora z morzem oraz największych dopływach do poszczególnych jezior.
Analizy fizyczno–chemiczne pobranych próbek wykonano w Laboratorium Katedry
Hydrologii Uniwersytetu Gdańskiego. Objęły one określenie stężeń głównych kationów
i anionów oraz wielkość przewodności właściwej. Pomiary wykonywane były przy użyciu
chromatografu jonowego DIONEX ICS-1100 i konduktometru firmy WTW.
Na podstawie uzyskanych wyników stwierdzić, że analizowane jeziora różniły się nie
tylko składem fizyczno–chemicznym ich wód, lecz w głównej mierze stopniem i okresem
dominacji określonych wskaźników chemicznych występujących w ich wodach. Na polskim wybrzeżu południowego Bałtyku istnieją jeziora, których woda charakteryzowała się
stale bardzo wysokimi stężeniami wskaźników odmorskich (jeziora: Ptasi Raj, Karaś, Koprowo, Resko Przymorskie, Łebsko, Bukowo i Gardno). Są też jeziora, gdzie tylko okresowo następowały, często gwałtowne, ich wzrosty obejmujące całe misy, bądź tylko ich fragmenty (jeziora: Jamno i Druzno). Są też jeziora, w wodach, których nigdy nie odnotowano
wysokich stężeń tych wskaźników (jeziora: Kołczewo, Żółwińskie, Domysławskie, Czajcze,
Wisełka, Liwia-Łuża, Wicko, Kopań, Modła, Smołdzińskie, Dołgie Wielkie, Dołgie Małe,
20
Sarbsko, Kopalińskie, Żarnowieckie i Pusty Staw). Zróżnicowanie hydrochemiczne omawianych jezior potwierdziły wartości minimalne, maksymalne i średnie.
Na podstawie analizy istniejących klasyfikacji, normatywów, własnych wyników badania wody analizowane jeziora podzielono na pięć grup obiektów tj. jeziora o wodach stale
słonawych, jeziora o wodach słonawych, z możliwością okresowego wysłodzenia, jeziora
o wodach słodkich, z możliwością okresowego zasolenia, jeziora o wodach słodkich incydentalnie bardzo słabo zasolonych oraz jeziora o wodach stale słodkich. Jako graniczną
wartość zasolenia wód jeziornych przyjął w niej wartość 200 mg·dm–3 chlorków w wodzie.
W związku z tym, że głównym uwarunkowaniem zróżnicowania hydrochemicznego
wód obiektów położonych na polskim wybrzeżu południowego Bałtyku jest oddziaływanie morza, zdecydowano się opracować klasyfikację jezior określającą stopień ich izolacji
względem niego. Zgodnie z tą klasyfikacją jeziora przybrzeżne można podzielić na trzy
grupy.
–– Jeziora całkowicie otwarte
–– Jeziora częściowo izolowane
–– Jeziora całkowicie izolowane.
21
Powodzie w Gdańsku w czasach historycznych
Roman Cieśliński, Jakub Bastian
Woda zdeterminowała miejsce powstania Gdańska, które znajduje się w odcinku ujściowym Wisły oraz nad brzegiem Zatoki Gdańskiej. Położone jest dodatkowo na obszarach depresyjnych i w bliskim sąsiedztwie strefy krawędziowej wysoczyzny. Położenie to
nie sprzyja bezpieczeństwu miasta ze strony wód płynących. Podczas ponad tysiącletniej
historii miasta, odnotowano mnóstwo wydarzeń ukazujących zmagania lokalnej ludności
z żywiołem wody. Ludność Gdańska nie miała jednak szans w starciu ze zjawiskiem powodzi o intensywnym przebiegu. Powodzie takie ze względu na swoją częstotliwość występowania nazwane były 100 lub 200-letnimi. Ich szansa wystąpienia jest minimalna i zależna
od wielu czynników. Uwarunkowaniami tymi może być długi okres zlodzenia na rzece,
występowanie niekorzystnych wiatrów podczas wezbrania, ekstremalnymi zjawiskami meteorologicznymi itp. Wystąpienie takich zdarzeń niesie za sobą wiele nieuniknionych strat
gospodarczych. Mimo wielu praw, ustaleń i działań przeciwpowodziowych już od czasów
średniowiecznych powodzie nadal są zjawiskiem nieobliczalnym.
Omawiane zjawisko w obecnych czasach występuje znacznie rzadziej ze względu na
postępujące prace i działania mające na celu jego zapobieganie. Nowe rozwiązania hydrotechniczne mimo znacznych nakładów finansowych nadal nie mogą w pełni zabezpieczyć
terenów wokół których są tworzone. Ponadto ze względu na coraz większą populację ludności znaczna ilość głównych miast rozrasta się. Również miasto Gdańsk znajduje się pod
wpływem zjawiska urbanizacji. Gęsta zabudowa miejska ,zwłaszcza na obszarach wysoczyznowych, znacząco wpływa na zagrożenie powodziowe na terenach znajdujących się
u jej podnóża.
Celem pracy jest ukazanie zagrożeń spowodowanych zjawiskiem powodzi na terenie
miasta Gdańska, prześledzenie tego zjawiska w czasie na podstawie materiałów źródłowych oraz szczegółową charakterystykę wyselekcjonowanych zjawisk.
Zakres czasowy obejmuje okres od 1328 roku do 2010 roku. Są ta skrajne daty zawarte
w kalendarium powodzi na terenie miasta Gdańska. Zakres przestrzenny obejmuje obszar
miasta Gdańska w jego aktualnych granicach administracyjnych.
Wykorzystane w pracy metody można podzielić na kameralne oraz terenowe. Podstawą metod kameralnych było wykonanie kwerendy materiałów źródłowych. Działanie to
umożliwiło zgromadzenie dostępnych materiałów dotyczących powodzi w Gdańsku w czasach historycznych. Na ich podstawie opracowano kalendarium powodzi miasta Gdańska,
przy wykorzystaniu prac Majewskiego (1993) i Makowskiego (1994, 1997). Materiały zostały przeanalizowane pod kątem zagrożenia miasta Gdańska w przeszłości i możliwości
jego powstania w obecnych czasach.
W okresie od 1328 do 2010 roku na terenie miasta Gdańska i przyległym mu terenie
wystąpiło aż 113 powodzi. Ze względu na swoją specyfikę przebiegu powodzi należy zwrócić uwagę na kilka szczególnych dat tj. na powódź z 1657 roku powstałą w okresie „potopu”
Szwedzkiego, a związaną celowym zatapianiem fragmentów miasta, powódź z 1829 roku
związana z występującymi silnymi wiatrami uniemożliwiającymi spływ wody i lodu do
morza jak i opóźnioną odwilżą w dolnym biegu rzeki, powódź z 1840 roku, podczas której
22
powstała Wisła Śmiała, a związaną z zatorem lodowym na Wiśle i powódź z 2001 roku
związana z deszczami nawalnymi.
Reasumując miasto Gdańsk pomimo zmian w zarządzaniu wodą oraz ponoszeniu coraz większych nakładów na zabezpieczenia przeciwpowodziowe nadal narażone jest na
zagrożenie wystąpienia powodzi. Związane jest to przede wszystkim z ciągle niewystarczającą ilością zbiorników retencyjnych, złym stanem technicznym wielu urządzeń hydrotechnicznych i wałów na znacznych ich odcinkach, a także złym planowaniem przestrzennym zabudowy miasta.
Literatura
Majewski A., 1993, Kronika powodzi w Delcie Wisły [w:] Uwarunkowania przyrodnicze i społeczno-ekonomiczne zagospodarowania dolnej Wisły, UMK, Toruń
Makowski J., 1994, Największa katastrofalna powódź w dziejach Gdańska i prawdopodobieństwo jej
powtórzenia w obecnych warunkach, IBW PAN, Gdańsk
Makowski J., 1997, Wały przeciwpowodziowe dolnej Wisły, historyczne kształtowanie, obecny stan
i zachowanie w czasie znacznych wezbrań, IBW PAN, Gdańsk
23
Zmiany warunków morfometrycznych
jeziora Ptasi Raj i Karaś
Roman Cieśliński, Jerzy Błaszkowski, Łukasz Pietruszyński, Alicja Olszewska
Celem pracy jest przedstawienie zmian morfometrycznych mis dwóch jezior przymorskich, położonych w strefie brzegowej południowego Bałtyku w okresie ostatnich kilkunastu lat (1995–2011). Do realizacji celu wybrano dwa niewielkie zbiorniki – Ptasi Raj
i Karaś. Własne prace wykonane były 18 i 21 lipca 2011 roku. Wyniki te zostały w celu
porównawczym uzupełnione o plany wykonane przez Lange i Maślankę (1996) oraz. Raśkiewicz i Cieślińskiego (2007).
Główne prace związane były z pracami terenowymi podczas których wykonano sondowania głębokości obu obiektów oraz prześledzono przebieg ich linii brzegowych. Pomiary
głębokości wykonane były przy użyciu echosondy FishFinder 300C firmy GARMIN. Odczyt współrzędnych geograficznych poszczególnych punktów pomiarowych odbywał się
przy użyciu urządzenia GPS firmy GARMIN i Magellan. Uzupełnieniem prac terenowych
były prace kameralne podczas których wyrysowano plany batymetryczne oraz obliczono
podstawowe miary morfometryczne.
Misy obu jezior mają wyrównaną i regularną formę izobat z dobrze zarysowanym głęboczkiem głównym, uzupełnionym o drugorzędny.
Analiza planów batymetrycznych oraz cech morfometrycznych zbiorników wyraźnie
potwierdza ich dwojaką genezę. Przybrzeżny charakter jeziora Ptasi Raj odzwierciedla
się przede wszystkim w znacznej otwartości zbiornika, tj. w jego stosunkowo dużej powierzchni, która wynosi 50,8 ha.
Jezioro Ptasi Raj podobnie jak większość jezior przybrzeżnych jest jeziorem płytkim.
Głębokość maksymalna, występująca w pobliżu grobli wynosi 3,1 m. Również głębokość
średnia jeziora jest nieznaczna i wynosi 1,88 m. Drugorzędny głęboczek (2,4 m) występuje
we wschodniej części zbiornika. Objętość misy jeziora wynosi 854,1 tys. m3.
Powierzchnia Jeziora Karaś jest zdecydowanie mniejsza niż ta notowana dla jeziora Ptasi Raj i wynosi ona 11,3 ha. Głębokość średnia jeziora wynosi 1,41 m. Jezioro posiada dwa zupełnie różne akweny. Pierwszy, odznaczający się powierzchnią (około 70%
całkowitej powierzchni zbiornika) oraz niewielkimi głębokościami, nieprzekraczającymi
1,1–1,2 m. Układ izobat jest wyrównany. Drugi z kolei akwen posiada wyraźnie podłużny
kształt i zajmuje około 30% całkowitej powierzchni jeziora. Układ izobat jest zagęszczony
i właściwie niemal u samego brzegu jezioro Karaś osiąga w tym miejscu swoją maksymalną
głębokość, tj. 2,79 m. Objętość misy jeziora wynosi 160,1 tys. m3.
Na podstawie uzyskanych danych można stwierdzić, że powierzchnia jeziora Ptasi Raj
ulega stałemu zmniejszeniu. W okresie 1995–2006 powierzchnia jeziora zmniejszyła się
o około 10 ha, zaś w okresie 2006–2011 o zaledwie 1 ha. Zmiana jednego parametru automatycznie wpływa na spadek innych, co można zauważyć w zmniejszeniu długości jeziora.
Znaczne różnice w uzyskanych wynikach widoczne są dla głębokości maksymalnej i średniej jeziora. W przypadku dwóch pierwszych pomiarów (1995 rok, 2006 rok) różnice te są
niewielkie, a uzyskane wyniki osiągnęły odpowiednio wartość 2,4 m i 1,24 m (rok 1995)
oraz 2,6 m i 1,26 m (rok 2006). Natomiast uzyskane wartości w roku 2011 zdecydowanie je
24
przewyższają. W okresie tym osiągnięto bowiem wartości 3,1 m dla głębokości maksymalnej i 1,88 m dla głębokości średniej. Różnice, które wystąpiły w pomiarach mogą wynikać
z różnych technik sondowania oraz dokładności wykonania pomiarów.
Ewolucja jeziora najbardziej dynamicznie zachodzi od strony północnej, gdzie przyczyną jest wypłycanie na skutek morfodynamiki pasa mierzejowego oraz od strony południowo – wschodniej, gdzie obserwuje się silne zarastanie zbiornika. Nie zmienia się
jedynie zachodni fragment zbiornika, gdzie zasięg jeziora wyznacza grobla.
Analiza porównawcza planów batymetrycznych jeziora Karaś wykazała prawie dla
wszystkich obliczonych wskaźników i miar morfometrycznych wzrost. Jedynie w przypadku długości jeziora i wskaźnika wydłużenia zaobserwowano spadek wartości. Różnice w uzyskanych wynikach mogą wskazywać na różne techniki sondowania, dokładność
pomiarów (różny sprzęt pomiarowy), ilość wykonanych sondowań, czy wreszcie różnych
warunków hydrometeorologicznych występujących w okresie pomiarów, w tym różnego
stanu wody jeziora.
Literatura
Lange W., Maślanka W., 1996, Warunki hydrologiczne [w:] M. Przewoźniak (red.), Materiały do
monografii przyrodniczej regionu gdańskiego, T. I – Nadmorskie Rezerwaty Przyrody (część 1),
Wydawnictwo Gdańskie, Gdańsk.
Raśkiewicz J., Cieśliński R., 2007, Hydrological and morphometric conditions of lakes Ptasi Raj and
Karaś (northern Poland), [in:] J. Kubiak and E. Bajkiewicz – Grabowska (eds.), Anthropogenic and natural transformations of lakes, vol. 1, Agricultural University of Szczecin, Polish
Limnological Society, Szczecin, 104 – 107.
25
Charakterystyka zmienności jakości wód
na przykładzie rzek Parku Krajobrazowego Wzniesień Łódzkich za lata 2001–2011
Radosław Dałkowski1, Dominik Szczukocki1, Marek Walisch2, Barbara Krawczyk1, Marek Zieliński1
1
2
– Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska
– Uniwersytet Łódzki, Katedra Geografii Fizycznej, Zakład Dynamiki Środowiska
i Bioklimatologii
Badania nad chemizmem małych cieków są bardzo złożonym i trudnym zagadnieniem, gdyż skład chemiczny takich wód wykazuje o wiele bardziej dynamiczny charakter
od wód większych rzek czy zbiorników wodnych. W związku z tym, niezbędne do poznania chemizmu takich cieków jest prowadzenie badań o charakterze monitoringowym, dlatego też w latach 2001–2011 badaniami objęto dwie zlewnie, których obszary źródliskowe
znajdują się na terenie PKWŁ: zlewnię Moszczenicy w jej górnej części oraz całościowo
zlewnię Mrożycy.
Celem badań było określenie jakości wód powierzchniowych PKWŁ oraz próba oceny
wpływu procesu urbanizacji i budowy autostrady A1 na chemizm wód Mrożycy i Moszczenicy oraz cieków je zasilających (Urbaniak, Dałkowski, 2005).
Park Krajobrazowy Wzniesień Łódzkich został utworzony 31 grudnia 1996 roku. Obejmuje obszar 10 747 ha należący do dwóch miast: Łodzi i Brzezin oraz pięciu gmin: Nowosolnej, Strykowa, Brzezin, Dmosina i Zgierza. PKWŁ obejmuje fragmenty dorzeczy górnej
Bzury, górnej Moszczenicy oraz górnej Mrożycy. Obszary te uważa się za najcenniejsze
krajobrazowo w strefie krawędziowej Wzniesień Łódzkich. Mimo iż są położone stosunkowo blisko Łodzi, do niedawna opierały się intensywnej urbanizacji. Jednak obecnie sytuacja zmieniła się, a tereny te poddane są silnej antropopresji ze względu na intensywny
rozwój jednorodzinnego budownictwa mieszkaniowego oraz turystyczno-rekreacyjnego,
a także ze względu na budowę autostrady A1, która przetnie najcenniejszy krajobrazowo
fragment PKWŁ (Urbaniak i in., 2001).
Z uwagi na fakt, że oba cieki wypływają ze strefy krawędziowej Wzniesień Łódzkich,
ich spadki wykazują duże wartości – 2,1 ‰ dla całego biegu Mrożycy po ujście do Mrogi
oraz ponad 4‰ dla całego biegu Moszczenicy, przy czym górna Moszczenica, do miejsca
połączenia się ze swym głównym lewym dopływem – Strugą Dobieszkowską (Młynówką),
wykazuje niezwykle silny spadek – 7,2‰ (Walisch, 2003), co stanowi wyjątkowo wysoką
wartość jak na nizinną Polskę Środkową. Niewątpliwie, tak wielki spadek cieków przekłada
się na dużą prędkość wody, a tym samym warunki do samooczyszczania się wód w obu
ciekach są wyjątkowo korzystne. Górna część zlewni Moszczenicy, wraz ze Strugą Dobieszkowską, stanowi główny obszar zasilania podziemnego całej rzeki, o czym świadczy
choćby duża liczba źródeł i wycieków wzdłuż koryt (Walisch, 2003).
Całkowita powierzchnia zlewni Moszczenicy liczy ok. 515 km2 i wykazuje silną asymetrię, z wyraźnie silniej rozbudowaną częścią lewą, kosztem prawej. Lewymi dopływami Moszczenicy są: Borchówka, Struga Dobieszkowska oraz Kiełmiczanka. Długość cieku
wynosi ok. 50 km.
26
Mrożyca, której obszar źródłowy znajduje się na SW od Brzezin, mierzy 33,4 km i kieruje się na północ, aż po ujście do jej recypienta – Mrogi. Jej silnie wydłużona zlewnia
zajmuje powierzchnię ok. 117,3 km2 i podobnie jak poprzednia, również wykazuje asymetrię, z silniejszą rozbudową lewej części. Najważniejszym lewym dopływem Mrożycy
jest Grzmiąca, której długość mierzy 4,6 km. Co istotne, ciek ten wykazuje duży wpływ
zasilania podziemnego w odpływie całkowitym (Walisch, 2003).
Literatura
Urbaniak P., Dałkowski R., 2005, Chemizm cieków Parku Krajobrazowego Wzniesień Łódzkich, [w:]
J. Burchard (red.), Stan i antropogeniczne zmiany jakości wód w Polsce, tom III, wyd. UŁ, 175
–184.
Urbaniak P., Dałkowski R., Hekner A., 2001, Fizykochemiczne badania wód powierzchniowych Parku Krajobrazowego Wzniesień Łódzkich, Przyroda Polski Środkowej, 4 (2001), 10–15.
Walisch M., 2003, Wpływ warunków fizycznogeograficznych na obieg wody w małych zlewniach
regionu łódzkiego, maszynopis w bibliotece WNG UŁ.
27
Wody powierzchniowe miast i gmin
powiatu słupskiego – stan ilościowy i jakościowy
Agnieszka Flis
Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, Akademia Pomorska w Słupsku, Zakład Analizy
Środowiska
Przestrzeń geograficzna powiatu słupskiego charakteryzuje się znacznym zróżnicowaniem uwarunkowań przyrodniczych takich jak: powierzchnia ziemi (rzeźba terenu), gleba,
klimat, wody powierzchniowe i podziemne, szata roślinna i świat zwierząt. Stan ilościowy i jakościowy poszczególnych komponentów przyrodniczych wynika w dużej mierze
z intensywności oddziaływania człowieka na właściwości systemu przyrodniczego, które
ulegają modyfikacji pod wpływem wielokierunkowej antropopresji.
Celem niniejszej pracy jest rozpoznanie i identyfikacja powierzchniowych elementów
wodnych na terenie powiatu słupskiego, analiza porównawcza ich zróżnicowania przestrzennego na badanym terenie oraz charakterystyka jakościowa wód powierzchniowych
w oparciu o istniejące badania monitoringu jakości wód. Oprócz elementów wodnych kartowaniu terenowemu poddano również strukturę użytkowania terenu, która w znaczący
sposób wpływa na stan ilościowy i jakościowy wód określonego obszaru.
Analizowany obszar w granicach administracyjnych powiatu słupskiego zajmuje powierzchnię 2347 km2, obejmując dziewięć gmin wiejskich oraz dwa miasta: Ustka i Słupsk
(tab. 1).
Tabela 1. Jednostki administracyjne powiatu słupskiego. Liczbę ludności i powierzchnię podano wg
stanu na 31.12. 2011. (Województwo Pomorskie, Urząd Statystyczny w Gdańsku, 2012; www.infoeko.pomorskie.pl – data dostępu: 25.04.2013)
Jednostka administracyjna
Powierzchnia w km2
Liczba ludności
Gm. Damnica
168
6357
Gm. Dębnica Kaszubska
300
9625
Gm. Główczyce
322
9432
Gm. Kępice
293
9426
Gm. Kobylnica
244
10 183
Gm. Potęgowo
228
7123
Gm. Słupsk
262
14 252
Gm. Smołdzino
260
3398
Gm. Ustka
217
7789
m. Ustka
10
16 062
m. Słupsk
43
94 958
Razem
2347
188 598
28
Zastosowanie modelu WetSpass
zintegrowanego z GIS w estymacji obszarowej
składowych bilansu wodnego zlewni
Renata Graf
Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu, Wydział Nauk Geograficznych i Geologicznych, Instytut Geografii Fizycznej i Kształtowania Środowiska Przyrodniczego, Zakład
Hydrologii i Gospodarki Wodnej
Na wybranych przykładach zlewni, zlokalizowanych w środkowej części Niziny Wielkopolskiej (Mogilnicy i Czarnej Wody) przedstawiono możliwości aplikacyjne modelu
WetSpass, który bazując na technikach GIS, wykorzystuje zależności empiryczne zachodzące między atmosferą, ośrodkiem glebowym i roślinnością w zakresie wymiany wody
i energii. Badane zlewnie różnicują warunki środowiskowe w zakresie formowania składowych bilansu wodnego.
Do badań modelowych przyjęto okres 1961–2000, wykorzystując zasoby danych meteorologicznych i hydrologicznych IMGW–PIB oraz bazy danych tematycznych. Dane wejściowe do modelu opracowano w formie map rastrowych (xy = 0,0625 km2): czynników
klimatycznych, głębokości wód podziemnych, spadku i użytkowania terenu oraz typów
gleb. W rezultacie, dla projekcji rocznej, półrocza zimowego i letniego, uzyskano dla zlewni modele przestrzennego rozkładu: infiltracji efektywnej opadów atmosferycznych, spływu powierzchniowego oraz ewapotranspiracji rzeczywistej, która stanowi sumę parowania z gleby, transpiracji i intercepcji. W analizie zmienności przestrzennej cech fizycznych
zlewni i składowych bilansu wodnego wykorzystano miary dyspersji.
Wyniki modelu WetSpass potwierdziły niekorzystną strukturę bilansu wodnego w badanych jednostkach, z przewagą ewapotranspiracji całkowitej, która stanowi około 80%
strat zasobów wodnych. Zarejestrowano zmienne relacje między ilością wody efektywnie
zasilającej wody gruntowe i wielkością spływu powierzchniowego. Elementem różnicującym rozkład obszarowy składowych bilansu wodnego w badanych zlewniach jest topografia, sposób użytkowanie terenu oraz cechy ośrodka glebowego.
Procedura badań wiązała się również z oceną przydatności baz danych GIS (m.in. baza
danych hydrograficznych, numeryczny model terenu) w analizach przestrzennych składowych bilansu wodnego zlewni nizinnych.
29
Metodyka kartowania hydrograficznego
inspiracją tematyki badań hydrologicznych
Małgorzata Gutry-Korycka
Uniwersytet Warszawski, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Instytut Geografii
Fizycznej
W komunikacie przedstawiono rozwój metody kartowania hydrograficznego, która
w ogromnym tempie ożywiła prace nad wodami lądowymi i wzbogaciła wiedzę w zakresie zróżnicowania hydrograficznego wielu obszarów kraju, jak też zarysowała regionalne
problemy gospodarki wodnej.
Mapa Hydrograficzna – jako wynik kartowania – w wersji, zarówno analogowej, jak
też cyfrowej, mimo ograniczeń interaktywności informacji, przyczyniła się do znacznego
wzbogacenia jej jakości i dokładności, zaś technika GIS znalazła zastosowanie i miejsce
w zintegrowaniu z kilkunastoma bazami danych dotyczących monitorowania środowiska
przyrodniczego, w tym wód.
Kartowanie hydrograficzne w terenie i pomiary wykonywane nowoczesnymi czy też
tradycyjnymi przyrządami są nadal głównym pomostem współczesnego oblicza treści
mapy cyfrowej z mapą analogową.
Złożona w jedną całość – uwzględniająca zmienność sezonową i okresowość procesów
wodnych – zintegrowana z wynikami jednoczasowego zdjęcia hydrograficznego powinny
stanowić punkt wyjścia i podstawę do dalszych badań złożonych procesów oraz ich modelowania. Badania te muszą być dostosowane do rozdzielczości czasowej i przestrzennej
danych pomiarowych i wielkości obszaru , czy obiektu modelowanego. Prowadzenie badań w większych układach przestrzennych jest zależne od podziałki mapy, zaś generalizacja automatowa , za pomocą metod numerycznych może nie być wystarczająca logicznie.
Należy wziąć pod uwagę liczne mankamenty, niedoskonałości monitoringu ilościowo-jakościowego wód. Ocena zmienności elementów hydrologicznych zawierająca luki i często
błędy pomiarowe, mimo możliwości szybkiego przetwarzania danych są na ogół niewystarczające i wymagają weryfikacji. Stosowane koncepcje teoretyczne w hydrologii, np.
hortonowska, czy zmiennych obszarów zasilania, wymagają poprzedzenia modelowania
kartowaniem oraz wykorzystaniem pochodnych cyfrowego modelu terenu powstałego z
połączenia baz danych stacjonarnych.
Należy podkreślić z całą mocą, że Mapa Hydrograficzna – wynik kartowania terenowego uwzględniająca zmienność czasowo-przestrzenną procesów hydrologicznych, a więc
ich dynamikę, powinna nadal stanowić podstawę badań, zaś pragmatyczne podejście do
modelowania i prognozowania zmian w gospodarowaniu wodą każdego obszaru nie może
być bez niej realizowane.
30
Monitoring limnologiczny jeziora Jamno
w oparciu o system rejestrująco-transmitujący
Tomasz Heese, Katarzyna Pikuła, Anna Wojcieszonek, Michał Arciszewski,
Jonatan Wawrzonkowski
Politechnika Koszalińska, Wydział Inżynierii Lądowej, Środowiska i Geodezji, Katedra
Biologii Środowiskowej
Jezioro Jamno tworzy wraz z mierzeją specyficzne środowisko o bardzo wysokich walorach przyrodniczych i krajobrazowych. Jezioro ma typowy charakter przymorski o obniżonych brzegach intensywnie zagospodarowanych od stron miejscowości Mielno, Unieście
i Łazy. Rzędna brzegu zwykle wynosi od 0,3 do 1,20 m n.p.m. Tereny te są bezpośrednio
narażone na działania związane z abrazją brzegów morskich i są zagrożone powodzią od
strony jeziora. Zmiany poziomu wody w jeziorze związane z napływem ze zlewni w czasie gwałtownych opadów negatywnie wpływają na poziom wód gruntowych w mierzei
pomiędzy morzem a jeziorem. Skutkuje to wzrostem zagrożenia erozją wodną terenów
o wysokim stopniu zainwestowania (drogi, hotele oraz obiekty obsługujące ruch turystyczny). Obniżanie poziomu wód przy bardzo niskim stanie morza skutkuje pogarszającymi
warunkami wzrostu szaty roślinnej, chroniącej brzeg morski przed negatywnymi skutkami
wynikającymi z wiatrów sztormowych, falowania czy prądów morskich. Zmiany klimatyczne i podnoszący się poziom wód Bałtyku sprawiają, że obecnie następuje szybki wzrost
zagrożenia na tym terenie, związanym z bezpieczeństwem ludzi i mienia. Ze zjawiskami
o charakterze katastrofalnym na obszarze mierzei mieliśmy do czynienia w przeszłości kilkakrotnie i również w ostatnim dziesięcioleciu.
Zrealizowane inwestycje są związane z regulacją stosunków wodnych pomiędzy jeziorem Jamno a Morzem Bałtyckim. Wykonano zabezpieczenie północno-wschodniego
brzegu jeziora Jamno przed zalaniem drogi powiatowej relacji Mielno–Łazy oraz terenów
zabudowanych m. Łazy. Przedsięwzięcie to jest zlokalizowane w województwie zachodniopomorskim na terenie gminy Mielno. Wały wykonano z materiałów dających się zagęścić
do wskaźnika Is=0,92 (piaski gliniaste i iły) z przegrodą z zawiesiną twardniejącą. Korona
wałów znajduje się na wysokości 2,05 m n.p.m. co pozwoli ochronić mierzeję przed stanami wody o prawdopodobieństwie 2%. Zaplanowana rzędna korony wału na 2,05 m n.p.m.
wynika z wytycznych zawartych w załącznikach do w/w Rozporządzenia Ministra Środowiska z dnia 20 kwietnia 2007 r. (Dz. U. Nr 86/2007 poz. 579) w sprawie warunków technicznych, jakim powinny odpowiadać obiekty budowlane gospodarki wodnej i ich usytuowanie. Zaplanowano przepływ miarodajny dla III klasy 2%. Poziom dla tego przepływu
wynosi 1,13 m n.p.m. Bezpieczne wyniesienie korony obwałowania dla klasy III winno
wynosić 0,70 m nad statycznym poziomem wody, co odpowiada rzędnej 1,13+0,70=1,93m
npm (przyjęto 2,05m).
Kolejna inwestycja dotyczy budowy wrót sztormowych na Jamneńskim Nurcie (kanale
jamieńskim) jako zabezpieczenie przeciwsztormowe zlewni jeziora Jamno. Budowla ta jest
zlokalizowana na mierzei oddzielającej jezioro Jamno od Morza w miejscowości Unieście
gmina Mielno. Kanał ten ma długość około 360 m. Wrota sztormowe wybudowano na
odcinku kanału łączącego jezioro z morzem pomiędzy mostem drogowym a ujściem do
morza od km 0,259 do km 0,270. Kanał został częściowo umocniony. Szerokość w osi
31
ścianek wynosi 17 m. Wrota otwierane są w kierunku morza. Dno kanału jest umocnione
na odcinkach przy wrotach sztormowych. Ujście kanału do morza jest jedynie pogłębione
do głębokości technicznej –2,00 m n.p.m. Kr i pozostaje nieumocnione co ma zapewnić
niezakłócony ruch rumowiska wzdłuż brzegu morskiego. Według (IMGW) obliczone poziomy wody w Kołobrzegu dla okresu 1951 – 2008 są następujące:
stan wody m Kr.
–– maksymalny prognozowany (p=0,1%) +2,14
–– WWW +1,66
–– SWW +0,94
–– SSW– 0,07
–– SNW –0,77
–– NNW –1,39
–– minimalny prognozowany (p=0,1%) – 1,23
Wahania poziomu wody w Bałtyku są powodowane głównie czynnikami meteorologicznymi a amplituda pływów astronomicznych dla Kołobrzegu jest nieistotna poniżej
8 cm. Charakterystyczne stany wody w jeziorze Jamno są następujące: maksymalny stan
wody (WWW) wynosi +1,40 m, średni poziom wieloletni (SSW) +0,14m i minimalny stan
wody (NNW) – 0,38m. Stan wody w jeziorze zależy od napływu wód morskich przez kanał
i napływu wody ze zlewni.
Ostatnim zadaniem inwestycyjnym był monitoring. W ramach projektu zainstalowano
system monitoringu poziomu wód oparty o automatyczne stacje pomiarowe (rycina 1).
Dla stacji zaplanowano następujące lokalizacje: pod mostem na drodze Mielno–Łazy, stanica WOPR-u (miejscowość Łabusz), przystań promowa w miejscowości Jamno oraz pomost klubu żeglarskiego Politechniki Koszalińskiej w Mielnie. Zainstalowano 4 czujniki
tupu OTT ekolog 800 rejestrująco-transmitujące w trybie ciągłym temperaturę, poziom
wody i przewodność elektrolityczną.
Ryc. 1. Lokalizacja stacji rejestrująco-transmitujących wzdłuż brzegów jeziora Jamno
32
Rola strefy hyporeicznej
w kształtowaniu jakości wody rzek i jezior
Elżbieta Jekatierynczuk-Rudczyk
Uniwersytet w Białymstoku, Instytut Biologii, Zakład Hydrobiologii
Stałość funkcjonowania systemów rzecznych i jeziornych związana jest z zasilaniem
przez wody podziemne. Strefę łączącą wody podziemne i powierzchniowe określono
w literaturze mianem strefy hyporeicznej. Ekoton ten zróżnicowany jest w przestrzeni
i w czasie. Jego zmienność wynika z warunków geologicznych i hydrometeorologicznych.
Warunki hydrogeologiczne i meteorologiczne warunkują rozwój życia biologicznego oraz
tempo przemian biogeochemicznych zachodzących w wodzie interstycjalnej. Wpływają
też na okresową możliwość magazynowania substancji chemicznych. Wykształcenie strefy
hyporeicznej wpływa na skład fizyczno-chemiczny wody sąsiadujących środowisk i może
warunkować funkcjonowanie ekosystemów wód powierzchniowych oraz podziemnych,
szczególnie w ekstremalnych sytuacjach hydrologicznych (wezbrania i niżówki). Rola strefy hyporeicznej w transformacji jakości wody uzależniona jest od stopnia przekształcenia
środowiska naturalnego.
Badania przekształceń cech fizyczno-chemicznych wody w strefach ekotonowych łączących wody podziemne i powierzchniowe w północno-wschodniej Polsce prowadzono
w źródliskach (Puszcza Knyszyńska), małych rzekach nizinnych (Puszcza Knyszyńska,
Białystok) oraz źródłach, rzekach i jeziorach Suwalszczyzny (Suwalski Park Krajobrazowy).
Zanotowano istotne różnice wartości parametrów fizyczno-chemicznych pomiędzy
wodami podziemnymi i powierzchniowymi. W naturalnych wypływach wody podziemnej
w przypadku większości parametrów większe wartości analizowanych cech występowały
w wodach podziemnych niż w powierzchniowych. Do najważniejszych czynników warunkujących różne właściwości wód podziemnych i powierzchniowych w niszach źródliskowych należy zaliczyć: temperaturę powietrza wpływającą na szybkość reakcji chemicznych,
kontakt z powietrzem atmosferycznym umożliwiającym intensywniejsze natlenienie wód
powierzchniowych, warunki sorpcyjne występujące w strefie saturacji i niszy wypływów
(często na obrzeżach wysłanej utworami organicznymi wzmagającymi sorpcję rozpuszczonych w wodzie jonów), zmianę charakteru ruchu wody, florę i faunę rozwijającą się
w środowisku wodnym i w jego sąsiedztwie. Do istotnych czynników należy też wydajność
źródlisk i wykształcenie niszy źródliskowej.
Zmiany temperatury wód interstycjalnych w strefie hyporeicznej rzek o charakterze
drenażowym nawiązywały do zmian temperatury wód podziemnych i powierzchniowych;
latem wody interstycjalne były chłodniejsze niż powierzchniowe, zimą nieco cieplejsze.
Notowane stężenia tlenu w wodach interstycjalnych były zbliżone do obserwowanych
w wodach podziemnych. Warunki termiczno-tlenowe wód interstycjalnych wpływają na
niektóre parametry jakości wody, szczególnie w zlewniach rzek przekształconych antropogenicznie. Strefa hyporeiczna w małych strumieniach jest środowiskiem niestabilnym,
gdzie jakość i ilość materii organicznej zmienia się mozaikowo. Retencja materii organicznej w wodach interstycjalnych jest związana z zawartością węgla organicznego w osadach
33
strefy hyporeicznej, a wody interstycjalne mogą stanowić źródło materii organicznej dla
wód rzecznych.
Zróżnicowanie hydrochemiczne wód Suwalskiego Parku Krajobrazowego potwierdzają istotne statystycznie różnice większości badanych parametrów fizycznych i chemicznych
wody. Charakterystyczną cechą wód SPK jest podobieństwo stężenia analizowanych form
fosforu i żelaza oraz możliwość wytrącania tych pierwiastków, stwierdzona na podstawie
analizy indeksów nasycenia względem minerałów. Mimo istotnych statystycznie różnic
w przeważającej części badanych cech wody zróżnicowanie hydrochemiczne obszaru jest
umiarkowane na co wskazuje podobieństwo indeksu nasycenia względem minerałów
w badanych typach wód. W zlewni jeziora Hańcza stwierdzono znacznie większe ilości
rozpuszczonych jonów w wodach podziemnych i w wodzie Czarnej Hańczy powyżej jeziora. Jakość wody w rzece poniżej jeziora nawiązywała do jakości wody jeziornej. W zlewni
jeziora Jaczno jakość wód w obrębie torfowiska źródliskowego cechowała się większymi
wartościami analizowanych parametrów chemicznych. Udział zasilania jeziora wodami
źródlisk z obszaru torfowisk źródliskowych w skali roku wynosi około 60%. Może to być
przyczyną znacznego wzbogacania jeziora w substancje mineralne i organiczne.
Na terenie zlewni Szeszupy największe przekształcenie cech fizyczno-chemicznych
wody stwierdzono w płytkich wodach podziemnych, a wartość średnia przewodności
elektrolitycznej przekroczyła tu 850 µS∙cm–1. Największy wpływ na ilość biopierwiastków
docierających do wody, na badanym obszarze ma rolnicze wykorzystanie zlewni. Transport większości biogenów w Szeszupie odbywa się zgodnie z koncepcją river continuum.
W systemie rzeczno-jeziornym Szeszupy, jeziora akumulują materię biogenną dopływającą zarówno ze zlewni jak i dostarczaną do nich wodami rzeki. Wpływa to na zmniejszenie
ilości biopierwiastków w rzece. Jednocześnie im wyższa jest żyzność wody w samym jeziorze, tym więcej biogenów dostanie się do rzeki.
Przeprowadzone w północno-wschodniej Polsce badania potwierdzają istotną rolę
strefy hyporeicznej w kształtowaniu składu chemicznego wód powierzchniowych i podziemnych. Badania zmian cech fizyczno – chemicznych wody w strefie hyporeicznej o charakterze drenażowym mają ogromne znaczenie praktyczne, szczególnie tam, gdzie ujęcia
wód pitnych zlokalizowano w dolinach rzecznych (np. ujęcie wody dla Białegostoku w dolinie Supraśli).
Badania zrealizowano w oparciu o grant Ministerstwa Nauki i Szkolnictwa Wyższego
N N306 275135.
34
Wpływ ekstremalnych zjawisk przyrodniczych
na dopływ rtęci do Zatoki Gdańskiej
Agnieszka Jędruch, Magdalena Bełdowska, Dominika Saniewska, Lucyna Falkowska
Uniwersytet Gdański, Instytut Oceanografii
Obserwowane w ostatnich latach nasilenie erozji wybrzeży południowego Bałtyku,
związane jest przede wszystkim ze wzrostem intensywności ekstremalnych zjawisk przyrodniczych. Zwiększenie ładunku materiału osadowego wprowadzanego do Zatoki Gdańskiej może prowadzić do wzrostu dopływu toksycznej rtęci do akwenu.
Celem badań, prowadzonych w ramach projektu NCN 2011/01/B/ST10/07697, było
rozpoznanie wpływu intensywnych deszczy, powodzi i sztormów na uwalnianie rtęci zdeponowanej na lądzie i w osadach dennych strefy brzegowej Zatoki Gdańskiej. Badania
prowadzono w latach 2010 – 2013 w strefie brzegowej Zatoki Gdańskiej oraz w rejonie ujścia Wisły. Rtęć całkowitą w próbkach stałych oznaczono metodą atomowej spektrometrii
absorpcyjnej na analizatorze rtęci AMA 254, natomiast w próbkach wody metodą fluorescencyjnej spektrometrii atomowej z wykorzystaniem analizatora Tekran 2600.
Silne sztormy w połączeniu ze wzrostem wysokości fali wiatrowej oraz podniesieniem
średniego poziomu morza przyczyniają się do narastania procesów abrazji i rozwoju ruchów masowych wybrzeży klifowych. W konsekwencji do strefy brzegowej morza, przedostaje się zwiększony ładunek metali zdeponowanych na lądzie w ciągu wielu lat. Wymywanie rtęci z lądu do Zatoki Gdańskiej zachodzi także wskutek intensywnych opadów
deszczu, roztopów śniegu oraz powodzi.
Jak wynika z obliczeń, aktualnie w wyniku dyfuzji i resuspensji, około połowa rtęci zdeponowanej w osadach dennych Basenu Gdańskiego, powraca do kolumny wody. Wzrost
dopływu metalu do osadów wraz ze spływem lądowym, a także wskutek abrazji brzegów
może prowadzić do zwiększenia strumieni emisji rtęci z osadu od kilku do kilkunastu
procent ponad różnicę wynikającą ze zmian dopływu. W ten sposób materiał osadowy
wprowadzany do Zatoki Gdańskiej, w wyniku różnego typu ruchów masowych wybrzeży
klifowych, może stać się istotnym źródłem rtęci do ekosystemu morskiego.
35
XIX-wieczne powodzie w Poznaniu
i na Nizinie Wielkopolskiej
Alfred Kaniecki
Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu, Instytut Geografii Fizycznej i Kształtowania
Środowiska Przyrodniczego, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej
W artykule przedstawiono ocenę zalewów powodziowych Warty i jej dopływów
w oparciu o obserwacje wodowskazowe, jak i o dane znajdujące się w różnego typu opracowaniach tekstowych. Przy ocenie tego problemu zwrócono uwagę na wysokości zalewów
w poszczególnych latach i terminy ich występowania w różnych częściach systemu rzecznego Warty. Określono również wpływ czynników lokalnych na kształtowanie się wysokości i czasu trwania zalewów powodziowych.
36
Charakterystyka temperatury powietrza
i opadów atmosferycznych oraz anomalii
termicznych i opadowych w Koszalinie
Małgorzata Kirschenstein
Akademia Pomorska w Słupsku, Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, Zakład Analizy
Środowiska
Celem pracy jest charakterystyka temperatury powietrza i opadów atmosferycznych
w przebiegu rocznym oraz analiza zmienności warunków termicznych i opadowych w Koszalinie, z uwzględnieniem tempa zmian, określonego za pomocą współczynnika trendu
liniowego oraz zbadanie częstości anomalii termicznych i opadowych. Charakterystyka
wybranych elementów pozwoliła określić, które miesiące, pory roku i półrocza charakteryzowały się większą zmiennością, czy wystąpiła duża asymetria w przebiegu rocznym i jakie
były jej przyczyny. Do oceny częstości pojawiania się anomalii termicznych i opadowych
przyjęto klasyfikację termiczną Lorenc (1998) i opadową Kaczorowskiej (1962).
Podstawą opracowania temperatury powietrza i opadów atmosferycznych są średnie
dobowe dane pomiarowe z lat 1951–2010 (okres 60-letni). Wybrany do analizy Koszalin
położony jest w pasie Pobrzeży Południowobałtyckich (φ = 54º12’N; λ = 16º09’; h = 32 m
npm), w odległości ok. 10 km od wybrzeża. Jednym z najważniejszych elementów wyróżniających obszar pobrzeży jest klimat, który niewątpliwie odróżnia je od innych regionów
kraju. Według klasyfikacji W. Okołowicza (1978) Koszalin należy do regionu, którego klimat kształtuje się pod wpływem Morza Bałtyckiego. Na obszarze tym ścierają się wpływy
mas powietrza napływających znad oceanu, kontynentu i morza. Następstwem tego jest
duża zmienność warunków pogodowych. Klimat tego obszaru posiada szereg cech charakterystycznych dla klimatu morskiego (wyższa niż na pozostałych obszarach Polski temperatura zimy oraz stosunkowo niższa temperatura lata, jesień cieplejsza od wiosny, wysokie
sumy opadów w okresie jesienno-zimowym). Ważnym czynnikiem jest również położenie
pobrzeży w zasięgu częstych wędrówek ośrodków cyklonalnych, przemieszczających się
znad Północnego Atlantyku w kierunku północno-wschodniej Europy, co decyduje o dużym udziale mas powietrza oceanicznego w ogólnej cyrkulacji atmosfery.
Literatura
Kaczorowska Z., 1962, Opady w Polsce w przekroju wieloletnim, Prace Geograficzne nr 33, PAN,
Warszawa, s. 107.
Lorenc H, 1998, Ocena stopnia realizacji programu „obserwacje meteorologiczne i badania klimatyczne w systemie Zintegrowanego Monitoringu Środowiska Przyrodniczego” oraz synteza uzyskanych wyników badań za okres 1994–1997. ZMŚP, [w:] A. Kostrzewski. (red.), Zintegrowany
Monitoring Środowiska Przyrodniczego, funkcjonowanie i tendencje rozwoju geoekosystemów
Polski. Materiały z IX Sympozjum ZMŚP, Storkowo, 2–4, Biblioteka Monitoringu Środowiska,
Warszawa.
Okołowicz W., 1978, Mapa Regionów Klimatycznych, [w:] S. Leszczycki (red.), Narodowy Atlas Polski, PAN, Instytut Geografii, Wrocław.
37
Ocena regulacji odpływu rzek Białorusi
przez sztuczne zbiorniki
Ivan Kirviel
Akademia Pomorska w Słupsku, Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, Zakład Analizy
Środowiska
Woda jest nie tylko warunkiem koniecznym do życia wszelkich istot żywych na ziemi,
lecz również ważniejszym czynnikiem w rozwoju gospodarki kraju jako całości. Intensyfikacja przemysłu i rolnictwa, poprawa jakości życia, uwarunkowują tylko wystarczające
zasoby wody. Dlatego też zasoby wodne kraju w postaci rzek, jezior, wód podziemnych,
stawów oraz zbiorników wodnych, odgrywają kluczową rolę w życiu społeczeństwa.
Terytorium Białorusi znajduje się w strefie o dostatecznej wilgotności. Jednocześnie
nierównomierność dystrybucji zasobów wodnych na jej terytorium oraz w ciągu roku, jest
przyczyną wielu problemów w gospodarce wodnej. W tych warunkach, regulacja odpływu cieków wodnych kosztem retencji jego nagromadzenia w licznych stawach i zbiornikach wodnych jest najwłaściwszym (najbardziej optymalnym) sposobem dla zapewnienia
odpowiedniego zapasu wody. Sztuczne zbiorniki wodne stanowią podstawę hodowli ryb,
nawadniania, energetyki, rekreacji itp. Należy również pamiętać, że „krajobrazy wodne”
mają ważne znaczenie psychologiczno-emocjonalne, podnosząc nastrój i aktywność organizmu człowieka. Wszystko to razem służy temu, że budowa i eksploatacja zbiorników
wodnych jest jednym z najważniejszych zadań gospodarki narodowej. Ilościowa ocena
stopnia regulacji odpływu rzek kosztem sztucznych zbiorników wodnych, konieczna jest
w celu ustalenia celowości jego dalszego regulowania oraz ustalenia schematów zagospodarowania wodnego terytorium kraju. Przy tym niezbędne jest spełnienie warunku, polegającego na tym, że łączna objętość sztucznych zbiorników w dorzeczu (zlewisku) małej
rzeki nie powinna przekraczać 70% rocznego odpływu przy jego zapełnieniu w wysokości
95%. Tylko przy takim podejściu do regulacji odpływu jest możliwe zachowanie właściwości przyrodniczych danych obiektów wodnych. Biorąc pod uwagę zmienność charakterystyk odpływu w czasie oraz wzrost liczby zbiorników sztucznych, powstaje potrzeba
sprecyzowania parametrów regulacji odpływu.
W pracy dokonano oceny regulacji odpływu rzek Białorusi kosztem zbiorników sztucznych. Przytoczone są dane dotyczące odpływu rzecznego, ilości stawów i zbiorników, objętości wody w podziale na podstawowe zlewnie rzeczne. Osobno została oceniona rola
stawów i zbiorników wodnych w ogólnej regulacji odpływu rzek. Została określona wolna
objętość odpływu rzecznego, który może ulec zmianie przez zbiorniki sztuczne. W celu
wyznaczenia terenów do ewentualnego utworzenia zbiorników sztucznych, proponuje się
wykorzystać wskaźnik odpływu rzecznego na rzecz ochrony środowiska, który należy zachować dla normalnego funkcjonowania zespołu przyrodniczego rzeki. Ustalono, że przy
posiadaniu wolnych do zagospodarowania przepływów wody, ilość zbiorników wodnych
na Białorusi może zostać zwiększony kilkakrotnie. Obecnie wynosi on ponad 10%.
38
Aspekt badań limnologicznych w Państwowej Służbie
Hydrologiczno-Meteorologicznej
Marika Kornaś1, Bogumił Nowak2
1
Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej – Państwowy Instytut Badawczy, Oddział we
Wrocławiu, Zakład Badań Gospodarki Wodnej
2
Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej – Państwowy Instytut Badawczy w Warszawie,
Centrum Limnologii i Ewaporometrii
Celem artykułu jest ukazanie aspektu badań limnologicznych w Państwowej Służbie
Hydrologiczno-Meteorologicznej, której zadania realizowane są przez Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej – Państwowy Instytut Badawczy.
W pracy przedstawiono historię Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej
oraz badań limnologicznych w ramach jej działania. Powołana w 1919 roku Państwowa
Służba Hydrologiczno-Meteorologiczna miała głównie na celu stworzenie sieci pomiarowo-obserwacyjnej, pozwalającej na ciągłą obserwację warunków meteorologicznych
i hydrologicznych na terenie Polski. Pełniła bowiem zadania państwa w zakresie osłony
hydrologicznej i meteorologicznej społeczeństwa i gospodarki narodowej przed niebezpiecznymi zjawiskami. W skład Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej
wchodzą systemy: pomiarowo-obserwacyjny, przesyłania danych tzw. telemetryczny, przetwarzania danych, gromadzenia oraz dystrybucji danych i produktów.
Obserwacje limnologiczne początkowo obejmowały kilka jezior i niewielki zakres pomiarów. Ograniczały się jedynie do 4 jezior i obserwacji stanów wody oraz zjawisk lodowych (stan na 1919 rok). Z czasem badania rozszerzały się na kolejne jeziora i dodatkowe
parametry. W 2013 roku obserwacjami objęto 90 jezior. W artykule przedstawiono zmiany
stanu ilościowego i zakresu pomiarowego stacji wodowskazowych jeziornych na przestrzeni funkcjonowania Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej.
W ciągu przeszło 90-ciu lat działalności w celu ułatwienia gromadzenia zbieranych
danych pomiarowo-obserwacyjnych oraz sprawozdawczości z realizacji prac w ramach
Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej powstało wiele produktów, uwzględniających elementy limnologiczne. Dane pomiarowe i obserwacyjne gromadzone są
w Centralnej Bazie Danych Historycznych oraz Bazie Danych Limnologicznych. W celu
ułatwienia funkcjonowania baz danych wprowadzono System Hydrologii oraz System Zarządzania Siecią. Wybrane dane pomiarowe i obserwacyjne publikowane były w Roczniku
Hydrologicznym, a obecnie ukazują się w Biuletynie Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej. W niniejszym opracowaniu przedstawiono charakterystykę tych produktów ze szczególnym uwzględnieniem zakresu limnologicznego.
Od 2005 roku zakres badań limnologicznych w Państwowej Służbie Hydrologiczno-Meteorologicznej uległ znaczącemu rozszerzeniu. Została bowiem powołana komórka,
działająca w ramach Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej, zajmująca się
monitoringiem jezior w zakresie podstawowych parametrów fizycznych i jakościowych,
ich bilansu wodnego oraz reżimu hydrologicznego ich zlewni. Do badań wytypowano 10
jezior bilansowych reprezentatywnych pod względem typów morfometrycznych i hydrologicznych oraz rozmieszczenia na pojezierzach. W kolejnych latach sieć tą rozbudowano
i na dzień dzisiejszy w strukturze Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej
39
funkcjonuje 19 jezior bilansowych. Dla tych jezior co roku obliczany jest bilans wodny
oparty o dane meteorologiczne Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej, pomiary terenowe natężenia przepływu na dopływach i odpływach oraz dane wodowskazowe. Cztery wśród nich stanowią tzw. jeziora bazowe, na których prowadzone są dodatkowo
pomiary wielkości parowania z powierzchni wody oraz obserwacje meteorologiczne na
tratwach ewaporometrycznych.
W celu przybliżenia zakresu badań limnologicznych w ramach Państwowej Służby Hydrologiczno-Meteorologicznej w artykule podjęto się analizy danych z wybranych jezior,
posiadających rozszerzony zakres obserwacji. Analiza ta objęła głównie takie parametry
jak: stan i temperatura wody przy wodowskazie w cyklu roku hydrologicznego, warunki
termiczno-tlenowe w profilach głębokościowych, parowanie z powierzchni wody i przezroczystość wody w półroczu letnim oraz zjawiska lodowe w półroczu zimowym.
40
Zmiany poziomu wody w Jeziorach Wielkopolskiego
Parku Narodowego w latach 2007–2008 i 2012–2013
Michał Lorenc, Renata Dondajewska, Lech Kaczmarek
UAM Poznań, Stacja Ekologiczna UAM w Jeziorach
Podjęte badania zmierzają do określenie kierunku, skali oraz przyczyn wahań poziomu
wody w jeziorach Wielkopolskiego Parku Narodowego. W tym celu, w dwóch podobnych
przedziałach czasu, w okresie od grudnia 2006 do lipca 2008 oraz od stycznia 2012 do
sierpnia 2013 wykonywano comiesięczne pomiary poziomu wody. Pomiarami objęto 9
jezior i 2 mniejsze, śródleśne zbiorniki wodne, znajdujące się w czterech rynnach polodowcowych. Są to: Jezioro Witobelskie i Łódzko-Dymaczewskie (rynna witobelsko-dymaczewska), Jezioro Góreckie, Kociołek, Budzyńskie i Skrzynka, które wraz z mniejszymi
polodowcowymi zbiornikami (Żabiak i Czarny Dół) leżą w rynnie górecko-budzyńskiej,
Jezioro Jarosławieckie i Małe (rynna rosnowsko-jarosławiecka) oraz jezioro Lipno (rynna
jezior Dębno-Lipno). Wyłącznie jeziora rynny witobelsko-dymaczewskiej są przepływowe. Pozostałe zbiorniki są pozbawione przepływu powierzchniowego. Prezentowane wyniki mają charakter wstępny i uzasadniają kontynuację podjętych obserwacji.
We wszystkich zbiornikach poziom wody w roku 2012 i 2013 jest wyraźnie wyższy
niż w roku 2007 i 2008. Zarówno w okresach maksymalnego (wiosna), jak i minimalnego
(jesień) stanu wody. W miesiącach maksymalnego stanu wody w roku 2013 jej poziom
w badanych zbiornikach był wyższy o od 150mm (J. Witobelskie) do 653mm (J. Jarosławieckie) niż w miesiącach maksymalnego stanu wody w roku 2007. W większości zbiorników różnica ta mieści się w przedziale od 200mm do 350mm. Podobnie przedstawia się
sytuacja dla miesięcy z najniższymi stanami wody. Tempo wzrostu poziomu wody w latach
2007–2008 i 2012–2013 w poszczególnych zbiornikach jest zwykle odmienne, co wskazuje
na zróżnicowany bilans wodny zbiorników w tych przedziałach czasu.
W roku 2007, 2008, 2012 i 2013 maksymalny poziom wody przypadł na miesiąc kwiecień/maj. W jeziorach przepływowych, w roku 2007 i 2012 był to marzec. Wyłącznie
w roku 2013 maksymalny stan wody w niemal wszystkich zbiornikach zanotowano w lipcu, co wynika z dużej sumy opadów w czerwcu. Miesiąc, na który przypadł minimalny
stany wody można określić tylko dla roku 2007 i 2012 (dla roku 2008 dane kończą się na
lipcu, a badania dla roku 2013 nie zostały jeszcze ukończone). Minimalny stan wody przypada, z bardzo nielicznymi wyjątkami, na październik. Termin ustalenia się najniższego
poziomu wody jest znacznie bardziej zgodny – synchroniczny w badanych zbiornikach, że
termin występowania najwyższego poziomu wody.
Interesujący jest, stwierdzony we wszystkich badanych zbiornikach, wzrost poziomu
wody w okresie jesienno-zimowym (październik/listopad-luty). O ile wzrost poziomu
wody w jeziorach wczesną wiosną (od marca) jest zjawiskiem typowym, tak dominacja tej
tendencji we wcześniejszych miesiącach nie jest regułą.
Amplituda zmian poziomu wody w roku kalendarzowym 2007 i 2012 w badanych
zbiornikach jest zbliżona (150–250 mm), poza zbiornikami przepływowymi, w których
jest ona większa (320–470 mm).
Uwagę zwraca bilans zmian poziomu wody (z uwagi na zakres posiadanych danych
bilans obliczono dla okresu styczeń–grudzień 2007 i 2012 roku). W jeziorach zamkniętych
41
w roku 2007 bilans był dodatni, a w jeziorach przepływowych oraz małych śródleśnych
zbiornikach (Żabiak i Czarny Dół) bilans był ujemny. Natomiast w roku 2012 bilans ujemny miał miejsce we wszystkich badanych zbiornikach.
Analiza zmian poziomu wody w badanych zbiornikach wskazuje na bardzo istotny
wpływ opadów atmosferycznych, jako czynnika modyfikującego wahania poziomu wody.
Ta zależność jest znacznie bardziej widoczna w latach 2012–2013 niż 2007–2008. W tym
kontekście szczególną uwagę należy zwrócić na J. Góreckie, pozostające najprawdopodobniej w łączności hydraulicznej z wodami podziemnymi wielkopolskiej doliny kopalnej. Ten
kontakt może stanowić istotny czynnik modyfikujący wahania wody w jeziorze Góreckim,
na co wskazują dane z okresu 2007–2008. Kolejnym czynnikiem modyfikującym zmiany
poziomu wody w badanych zbiornikach jest temperatura powietrza, co jednak wymaga
bliższego rozpoznania. Interesujące są również odmienne, krótkookresowe zmiany poziomu wody w jeziorach leżących w tej samej rynnie polodowcowej. Najbardziej wyraźnym
przykładem w tym zakresie są często odmienne i zróżnicowane w swej skali wahania poziomu wody w J. Jarosławieckim i Małym.
W celu wskazania czynników modyfikujących zmiany poziomu wody w badanych
zbiornikach planuje się kontynuację badań oraz bliższe rozpoznanie możliwie wielu czynników mających wpływ na zmiany poziomu wody. Wyniki podjętych obserwacji nie posiadają odniesienia do wcześniejszych badań tego typu. Niemniej, posiadany przez autorów
materiał fotograficzny dokumentuje znacznie niższy stan wody w części badanych zbiorników w okresie kilku lat poprzedzających podjęcie tytułowych badań (poziom wody ewidentnie się wówczas obniżał).
42
Właściwości fizykochemiczne wód
w zlewniach zagłębień bezodpływowych
ewapotranspiracyjnych (dorzecze Parsęty)
Maciej Major
Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Instytut Geoekologii i Geoinformacji
Zagłębienia bezodpływowe licznie występują w krajobrazie strefy młodoglacjalnej,
zajmują znaczny odsetek powierzchni i wpływają na współczesny charakter obiegu wody
w dorzeczu.
Badania zagłębień bezodpływowych przeprowadzono w granicach zamkniętej jednostki hydrograficznej jaką jest dorzecze Parsęty. W tym celu na analizowanym obszarze wybrano 8 poligonów badawczych o łącznej powierzchni 834 km2, a w ich granicach wydzielono według przyjętych kryteriów wszystkie zagłębienia bezodpływowe.
Wydzielono w sumie 2065 zagłębień bezodpływowych, co stanowi 2,48 na 1 km2. Zagłębień bezodpływowych ewapotranspiracyjnych na analizowanym obszarze jest 1451
(70,27%), czyli na 1 km2 przypada 1,74. Z kolei zagłębień bezodpływowych chłonnych
wydzielono 614 (29,73%) – 0,74 na 1 km2.
Na podstawie szczegółowych analiz kartograficznych oraz rozpoznania terenowego
wybrano do badań stacjonarnych sześć zlewni zagłębień bezodpływowych ewapotranspiracyjnych, których nazwy pochodzą od pobliskich miejscowości: „Przeradź”, „Sławno”,
„Krągłe”, „Sadkowo”, Gruszewo” i „Rogowo”. Zlewnie te uznano za reprezentatywne dla
obszaru Pomorza Zachodniego pod względem rzeźby terenu (parametrów morfometrycznych), litologii, struktury użytkowania terenu i typów zagłębień. Charakteryzowały się
one wyraźnie zarysowanymi granicami zlewni, obecnością stałych bądź okresowych oczek
oraz podobną strukturą użytkowania terenu. Wszystkie wybrane zlewnie zostały oprzyrządowane. W ramach studiów uszczegóławiających, przeprowadzono kartowania hydrochemiczne 20 wybranych oczek w dwóch zlewniach cząstkowych – Kłudy i Młyńskiego
Potoku, na obszarze zlewni górnej Parsęty. Badania prowadzono w latach hydrologicznych
2005–2010.
Opad atmosferyczny na otwartej przestrzeni jest elementem „wejścia” do geoekosystemu. Wody opadowe w dorzeczu Parsęty były słabozmineralizowane, wieloskładnikowe
i charakteryzowały się niskim odczynem. Uzyskane wyniki ukazały wyraźne trendy czasowe: wzrastający w wypadku pH i malejący w wypadku przewodności elektrolitycznej,
będące konsekwencją polepszającej się jakości powietrza. Głównymi składnikami zakwaszającymi wody opadowe były związki siarki i azotu.
Wody oczek w dorzeczu Parsęty charakteryzowały się dużym zróżnicowaniem przestrzennym składu chemicznego, który uzależniony był od warunków meteorologicznych,
lokalizacji, cech morfometrycznych, użytkowania terenu oraz pokrywy glebowej. Wartości odczynu mieściły się w przedziale od 4,11 do 10,10 jednostki pH, a przewodności elektrolitycznej od 15,7 µS·cm–1 do 543,0 µS·cm–1. Typy hydrogeochemiczne wód
w badanych zagłębieniach były dwu-, trój-, lub czteroskładnikowe, a w składzie chemicznym dominowały jony wodorowęglanowe i wapń oraz w mniejszym zakresie siarczany,
chlorki, sód i magnez. Metodą Warda pogrupowano wszystkie analizowane oczka pod
43
względem składu chemicznego. Otrzymano w ten sposób podział na trzy grupy, a w jednej
z nich wydzielono dwie podgrupy.
Skład chemiczny wód podziemnych w badanych zlewniach zagłębień bezodpływowych uwarunkowany był głównie litologią oraz głębokością występowania pierwszego
poziomu wodonośnego. Odzwierciedlał skład mineralny materiałów macierzystych oraz
ich podatność na wietrzenie. Były to najczęściej wody dwuskładnikowe, ale też pojawiały
się wody trój-, cztero- i pięcioskładnikowe. W składzie chemicznym wód podziemnych
zdecydowanie dominowały jony wodorowęglanowe i wapń, co jest charakterystyczne dla
pojeziernej strefy młodoglacjalnej. Wyróżnić można także siarczany, chlorki i sód. Wszystkie stanowiska pomiarowe wód podziemnych pogrupowano metodą Warda i otrzymano
w ten sposób podział na trzy grupy pod względem składu chemicznego.
Wielkość dostawy materiału rozpuszczonego do badanych zlewni zagłębień bezodpływowych charakteryzowała się dużą zmiennością czasową. Wykazano kilka prawidłowości
w układzie sezonowym na badanych etapach obiegu wody.
W układzie pionowym najniższą mineralizacją (5,09 mg·dm–3) charakteryzował się
opad atmosferyczny na otwartej przestrzeni. W strefie kontaktu wód opadowych z powierzchnią terenu nastąpił ponad dwudziestokrotny wzrost mineralizacji, której wartość
dla wszystkich kartowanych oczek wyniosła 118,02 mg·dm–3. Kolejny wzrost mineralizacji
odnotowano w wodach podziemnych, przy czym jej wielkość uzależniona była od głębokości zalegania zwierciadła wód gruntowych i kształtowała się na poziomie od 143,50 do
310,13 mg·dm–3, przy wartości średniej z wszystkich badanych zlewni w dorzeczu Parsęty
wynoszącej 236,88 mg·dm–3.
44
Charakterystyka zmienności opadów
atmosferycznych w Delcie Wisły
w świetle norm opadowych
Mirosława Malinowska
Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Meteorologii i Klimatologii
W oparciu o dane z wielolecia 1961–1990 wyznaczono dla stacji: Stegna, Szopu i Kmiecin, położonych w Delcie Wisły, wartości norm i anomalii opadowych. Zastosowano klasyfikację opadową miesięcy Miętusa i in. (2005), wykorzystującą wartości percentyli 10,
30, 70 i 90 % do podziału zbioru sum miesięcznych i rocznych opadu na okresy ekstremalnie suche, suche, normalne, wilgotne i ekstremalnie wilgotne. Następnie w oparciu o wyznaczone kryteria opracowano dla lat 1961–2011 kalendarz charakterystyk opadowych
miesięcy, umożliwiający analizę zmienności opadów w tym okresie oraz porównanie tej
zmienności w okresie normalnym (1961–1990) z okresem 1991–2011. Dodatkowo wyznaczono równania trendów zmian sum rocznych i miesięcznych opadu dla analizowanych
stacji. Analiza charakterystyk opadowych miesięcy i lat w Kmiecinie wykazała, że w latach 1991–2011 okresy suche i bardzo suche występują bezpośrednio prze lub po okresach
wilgotnych lub bardzo wilgotnych. W poszczególnych miesiącach częstość występowania
opadów normalnych i anomalnych może być bardzo zróżnicowana. Ponadto sumy roczne
opadu w Kmiecinie w okresie 1961–2011 wykazują tendencję malejącą.
45
Ekstremalnie wysokie poziomy morza
w Gdańsku Porcie Północnym
Katarzyna J. Marosz
Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii
Wzrost częstości oraz intensywności występowania geofizycznych zjawisk ekstremalnych na przestrzeni ostatnich kilkunastu lat, który według IPCC może być wiązany z zachodzącymi w skali globalnej zmianami w systemie klimatycznym, jest obserwowany na
całym świecie. Jednym z często wykorzystywanych indykatorów zmian jest wzrost średniego poziomu morza. Rejestracja oraz analiza rocznych maksymalnych poziomów morza
ma niebagatelne znaczenie między innymi przy projektowaniu osłony przeciwpowodziowej, eksploatacji budowli hydrotechnicznych, czy też planowaniu przestrzennym w obszarach bezpośrednio lub pośrednio narażonych na powodzie będące następstwem wezbrań
sztormowych.
Celem badań była analiza zmienności czasowej rocznych maksymalnych poziomów
morza w Gdańsku począwszy od lat 80. XIX wieku. Wyznaczono współczynniki kierunkowe trendu zarówno dla całego okresu jak i dla podokresów. Istotność trendów została
zweryfikowana przy pomocy testu F-Snedecora. Ponad wiekowa seria danych umożliwiła także określenie prawdopodobieństwa wystąpienia maksymalnych poziomów morza
o określonej wysokości w Gdańsku. Ostatnie dwudziestoleciem tzn. 1988–2007 zostało
wzbogacone o sezonową analizę zmienności maksymalnych poziomów morza. Omówiono również wybrane przypadki ekstremalnych wezbrań sztormowych w Gdańsku.
46
Opady intensywne na obszarze Polski
i ich konsekwencje
– analiza wybranych przypadków
Mirosław Miętus
Polska jest krajem o stosunkowo niewielkiej ilości opadów w skali roku. Wieloletnia średnia roczna suma opadów atmosferycznych dla obszaru całego kraju (tzw.
norma klimatyczna), obliczona w oparciu o dane pochodzące z całej sieci pomiarowej wynosi 622,8 mm. Opady są silnie zróżnicowane przestrzennie, w skali regionalnej najwięcej opadów jest rejestrowanych w Centralnych Karpatach Zachodnich
– 1002,4mm a najmniej w środkowo-wschodniej Polsce, na Polesiu – tylko 542,1 mm.
Poza zróżnicowaniem przestrzennym wysokość opadu cechuje się istotną zmiennością
z roku na rok a także bardzo silną zmiennością sezonową. Wartość anomalii w przebiegu
rocznym w skali całego kraju dochodzi do ±250mm w stosunku do normy wieloletnie, a w
Karpatach nawet do ±450mm. W konsekwencji okresy anomalne pluwialnie występują
w Polsce oraz w poszczególnych jej regionach częściej niż normalne, zarówno w skali roku,
jak i poszczególnych sezonów. Zdarza się, że czas występowania lat anomalnych opadowych jest rzędu dekady lub dłuższy a warunki pluwialne zmieniają się od ekstremalnie
wilgotnych do ekstremalnie suchych z roku na rok. Długotrwały deficyt opadów prowadzi
do powstawania zjawiska suszy, mogącego przyjmować postać suszy hydrologicznej i glebowej. W przypadku występowania opadów o sumach sezonowych i rocznych powyżej
normy, opady atmosferyczne mogą występować zarówno w postaci silnych długotrwałych
opadów utrzymujących się przez kilka tygodni, jak również opadów niezwykle intensywnych trwających od kilkudziesięciu minut, do kilku godzin a nawet kilku, kilkunastu dni.
Wspomniane opady mogą występować na niewielkim obszarze, jak również na dużym
obszarze kraju. Konsekwencją występowania wyżej wymienionych opadów mogą być podtopienia, czy nawet zalania terenów, na których opady wystąpiły, jak również niezwykle
rozległe powodzie zagrażające obszarom znacznie większym niż rejon objęty bezpośrednim występowaniem opadów długotrwałych o dużej wydajności.
Trwająca od szeregu lat dyskusja w zakresie współczesnej zmiany klimatu pokazuje możliwość wystąpienia istotnych zmian zarówno zmienności w czasie, jak i w przestrzeni wartości
szeregu elementów klimatycznych m.in. opadów. Systematyczny postęp w badaniach klimatu,
w szczególności w zakresie obserwacji klimatu, rozumienia procesów zachodzących w systemie klimatycznym oraz w modelowaniu klimatu w skalach od globalnej do lokalnej
umożliwia opracowanie scenariuszy zmian przyszłego klimatu. Na tej podstawie możemy
określić ewentualne ryzyko zwiększenia częstości występowania ekstremalnych zjawisk
opadowych na obszarze Polski i/lub jej poszczególnych regionów. A to, poprzez analizę
przebiegu epizodów ekstremalnych opadów w przeszłości, pozwala ocenić skalę potencjalnego zagrożenia, możliwość jej wzmocnienia lub osłabienia i opracować pakiet działań
adaptacyjnych.
W czasie prezentacji zostaną przedstawione przypadki wystąpienia opadów o różnej
intensywności i skali przestrzennej oraz omówione ich konsekwencje.
47
Zlewnia górnej Raduni jako przykład
terytorialnego i liniowego systemu
hydrograficznego
Kamil Nowiński
Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Zakład Geografii Pojezierzy
Drogę przepływu substancji w krajobrazie młodoglacjalnym można prześledzić dzięki
identyfikacji struktury hydrograficznej i zależności pomiędzy jej komponentami a także
na podstawie obiegu wody w systemach rzeczno-jeziornych. Dlatego też zlewnię górnej
Raduni można opisywać jako:
–– terytorialny system hydrograficzny składający się z jednostek przestrzennych (obszary
bezodpływowe, odpływowe okresowo, zlewnie z odpływem bazowym) pełniących różne funkcje w obiegu wody (Drwal 1974, 1982, 1985);
–– liniowy system hydrograficzny składający się z odcinków jeziornych i rzecznych (Hillbricht-Ilkowska, Węglewska, 1995; Bajkiewicz-Grabowska, 2002).
Obszary młodoglacjalne stanowią piętrowy system terytorialny, swoistą kaskadę zlewniową, gdzie procesy krążenia i odprowadzania nadwyżek wody wyjaśnia analiza wykształcenia i organizacji sieci hydrograficznej. Zlewnia młodoglacjalna jest w tym ujęciu
traktowana jako system kaskadowo ułożonych i powiązanych ze sobą basenów (zbiorników). Jeziora, w zależności umiejscowienia w tej kaskadzie, pełnią różną rolę w obiegu
wody w całym systemie, od zwiększania odpływu atmosferycznego przez włączenie do
obiegu wód podziemnych, po regulację i rozrząd odpływu potamicznego. Ze względu na
zdolności retencyjne jeziora są też głównym czynnikiem zakłócającym transport materii,
bowiem ze względu na spadek energii kinetycznej wody następuje w nich akumulacja materii allochtonicznej i autochtonicznej w postaci osadów dennych.
Cechą charakterystyczną górnej Raduni jest znaczny udział odcinków jeziornych
w ogólnej długości rzeki. Tego typu struktura zbudowana jest z przeplatających się ze sobą
rzecznych i jeziornych ekosystemów, tworząc przestrzenny układ zwany siecią rzeczno-jeziorną. Transport energii i masy za pomocą wody jest w takich przypadkach uzależniony
w dużej mierze od proporcji pomiędzy odcinkami zajętymi przez zbiorniki i cieki. Rzeka
jest zróżnicowanym liniowo ekosystemem, a jeziora zmieniając warunki odpływu, są czynnikami zakłócającymi tzw. kontinuum rzeczne (Vannote i in., 1980). System taki zbudowany jest z odcinków lenitycznych i potamicznych lub często apotamicznych, ponieważ
połączenia międzyjeziorne bywają czasami bardzo krótkie. W wielu przypadkach brak jest
nawet typowych odcinków rzecznych, a przepływ następuje na zasadzie przelewania wody
z jeziora do jeziora.
Literatura
Bajkiewicz-Grabowska E., 2002, Obieg materii w systemach rzeczno-jeziornych, Wyd. UW, Warszawa, s. 274.
Drwal J., 1974, Próba określenia typów bezodpływowych powierzchniowo w warunkach środowiska
geograficznego Pojezierza Kaszubskiego, Zesz. Nauk. UG – Geografia, 4, 27–51.
Drwal J., 1982, Wykształcenie i organizacja sieci hydrograficznej jako podstawa oceny struktury odpływu na terenach młodoglacjalnych, Zesz. Nauk. UG, Rozpr. i Mon. 33, Wyd. UG, Gdańsk, s.
130.
48
Drwal J., 1985, Jeziora w egzoreicznych systemach pojezierzy młodoglacjalnych, Zesz. Nauk. Wydz.
BiNoZ UG, Geografia, 14, 7–15.
Hillbricht-Ilkowska A., Węgleńska T., 1995, System rzeczno-jeziorny jako układ płatów krajobrazowych i ich stref granicznych, Zesz. Nauk. Kom. „Człowiek i Środowisko” 12, 185–202.
Vannote R.L., Minshall G. W., Cushing C. E., 1980, The river continuum concept., Can. J. Fish. Aquat.
Sci, 37 (1), 130–137.
49
Zmienność warunków termiczno-wilgotnościowych
na Wybrzeżu, 1951–2012
Małgorzata Owczarek
Zawarta w powietrzu para wodna wraz z temperaturą powietrza stanowi bodziec termiczno–wilgotnościowy i jest ważnym elementem kształtującym odczucia cieplne człowieka. Jedną reakcji dostosowawczych organizmu do wysokiej temperatury powietrza jest
wydzielanie potu, którego parowanie z powierzchni ciała powoduje oddawanie ciepła z organizmu i obniżenie temperatury skóry. Wysoka wilgotność powietrza utrudnia ten proces, powodując odczucie parności i ryzyko przegrzania organizmu. Przy niskiej wilgotności powietrza mogą z kolei nasilić się straty wody i mikroelementów z organizmu. Wysoka
wilgotność powietrza powoduje również nasilenie odczucia zimna przy niskiej temperaturze powietrza (Błażejczyk, Kunert, 2011). W pracy analizowano wieloletnią zmienność warunków termiczno – wilgotnościowych na polskim wybrzeżu w latach 1951–2012, wykorzystując ich wybrane charakterystyki na stacjach w Świnoujściu, Kołobrzegu, Ustce, Helu,
Gdyni i Gdańsku–Świbnie. Wykorzystano standardowe meteorologiczne dane terminowe
z godz. 06, 12 i 18 UTC. W każdym kolejnym roku obliczono: roczną liczbę dni parnych
wg kryterium Scharlau’a (których odnotowano ciśnienie pary wodnej e ≥ 18,8hPa), roczną liczbę dni z odczuciem wilgotności „parno” wg wskaźnika niedosytu fizjologicznego
(Df<45hPa), roczną liczbę dni z temperaturą pozorną (AT) wyższą od temperatury powietrza, świadczącą o obciążeniu termiczno – wilgotnościowym (AT > t), liczbę dni w okresie
od kwietnia do września (IV–IX), w których wartość wskaźnika Wet-bulb-globe-temperature (WBGT [°C]) o godz. 12 UTC świadczyła o możliwości wystąpienia „stresu cieplnego”
oraz liczbę dni w okresie IV–IX, w których wartość wskaźnika stresu cieplnego HSI [%]
o godz. 12 UTC świadczyła o wystąpieniu „stresu termiczno-wilgotnościowego”. Definicje i formuły poszczególnych charakterystyk przyjęto za Błażejczykiem i Kunert (2011).
W przypadku każdej z analizowanych serii czasowych wyznaczono równanie trendu liniowego, którego istotność badano testem F-Snedecora na poziomie istotności α = 0,05.
Literatura
Błażejczyk K., Kunert A. 2011, Bioklimatyczne uwarunkowania rekreacji i turystyki w Polsce, Monografie, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Warszawa, 13, s. 366.
Kozłowska-Szczęsna T., Krawczyk B., Kuchcik M., 2004, Wpływ środowiska atmosferycznego na
zdrowie i samopoczucie człowieka, Monografie, Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN, Warszawa, 4, s. 194.
50
Wysokogórski typ obiegu wody w Tatrach
Joanna Pociask-Karteczka
Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Zakład Hydrologii
Obieg wody w Tatrach odznacza się bardzo dużą dynamiką, która wynika ze znacznego zróżnicowania środowiska przyrodniczego, głównie zaś warunków meteorologicznych i morfologicznych. Opady atmosferyczne w Tatrach należą do najwyższych w Polsce;
w najwyższych partiach górskich – według pomiarów – osiągają około 2 tys. mm. Należy
pamiętać, iż standartowe pomiary meteorologiczne nie uwzględniają opadów poziomych,
które – według M. Orlicza – na Łomnicy (2634 m n.p.m.) wynoszą 67% sumy rocznej
opadów mierzonych. Oznaczałoby to, iż realne opady atmosferyczne osiągają około 3,5 tys.
mm! Średnie roczne sumy opadów na północnych stokach Tatr są większe o około 200 mm
(14%) niż na stokach południowych. Latem, stoki północne otrzymują średnio około 600
mm opadu, a stoki południowe tylko 450 mm. Podobnie pokrywa śnieżna: na przykład
w marcu jej średnia grubość w przedziale wysokości 1700–2000 m n.p.m. na stokach północnych jest większa nawet o ponad 0,5 m niż na stokach południowych. Te znaczne różnice wynikają z ekranizującej roli bariery orograficznej, jaką stanowi główny grzbiet Tatr
w warunkach najczęstszego północno-zachodniego napływu wilgotnych mas powietrza,
a w przypadku pokrywy śnieżnej – większej sublimacji na stokach południowych. Po obu
stronach masywu powyżej wysokości około 2000 m n.p.m. zaznacza się inwersja opadów.
Reżim rzek tatrzańskich jest reżimem prostym. Okres wezbraniowy zaczyna się w trakcie roztopów, które przebiegając stopniowo – od najniższego do najwyższego piętra klimatycznego, bezpośrednio po czym nastaje letnie wezbranie opadowe. W półroczu letnim
(V–X) ze zlewni tatrzańskich odpływa znacznie więcej wody, niż w półroczu zimowym.
Na przykład w zlewni Białki w półroczu letnim odpływa prawie 80% wody.
Zasoby wód stojących Tatr wykazują znaczne zróżnicowanie przestrzenne. Choć wizualnie wody jeziorne sprawiają wrażenie dominujących, jednak ich ilość znacznie ustępuje wodom odpływającym w korytach cieków w ciągu roku. Retencja jeziorna jest jednak
najważniejszą – po odpływie rzecznym – składową powierzchniowych zasobów wodnych
w Tatrach. Pojemność jezior w Tatrach wynosi około 53 mln m3, z tego 42 mln m3 na stokach północnych. Ilość wody zretencjonowanej w misach jeziornych stanowi ekwiwalent
zaledwie 7,1% rocznego odpływu z Tatr.
Spośród pozostałych form powierzchniowej retencji wód w Tatrach należy wymienić
wieloletnie płaty śnieżne, które wytapiając się latem stanowią źródło zasilania potoków
w najwyższych partiach gór.
Bardzo ważną rolę pełnią w środowisku tatrzańskim wody podziemne, dzięki którym
występują liczne wypływy: źródła, młaki, wycieki, wysięki. Najbardziej spektakularnymi są
wywierzyska tatrzańskie odznaczające się bardzo dużą wydajnością – zwłaszcza w czasie
roztopów lub po opadach deszczu. Jednym z nich jest Olczyskie, którego średnia roczna
wydajność wynosi 0,58 m3.s–1, tj. około 2,5 razy więcej, aniżeli wynika to z zasilania opadami w obrębie zlewni topograficznej. O pochodzeniu wody w wywierzysku z Tatr Wysokich świadczy m.in. niska temperatura oraz bardzo niska mineralizacja. Powierzchnie
zlewni podziemnej wywierzysk są znacznie większe, niż zlewni topograficznych, co wiąże
51
się z przepływem wody podziemnej z Tatr krystalicznych do zbiornika krasowego Tatr
Wierchowych i Tatr Reglowych.
Tatry pełnią bardzo ważną rolę w obiegu wody w skali regionalnej, bowiem stanowią obszar zasilania głębokich wód w niecce podhalańskiej. Wody Tatr drogą przepływu
podziemnego docierają pod utwory fliszu podhalańskiego w kierunku północnymi i już
w odległości 800–1000 m od północnego brzegu Tatr stają się wodami termalnymi. Niecka
podhalańska jest jednym z najważniejszych w Polsce zbiorników geotermalnych, charakteryzującym się wysokimi temperaturami i dobrą odnawialnością.
52
Określanie stopienia zanieczyszczenia
zlewni Rzeki Kłodnicy (Śląsk, Polska) związkami
z grupy kationowych surfaktantów
jako przejawu antropopresji
Żaneta Polkowska1, Ewa Olkowska1, Marek Ruman2
– Politechnika Gdańska, Wydział Chemiczny, Katedra Chemii Analitycznej
2
– Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Katedra Geografii Fizycznej, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej Obszarów Urbanizowanych
1
Zlewnia Rzeki Kłodnicy położona jest w zachodniej część Województwa Śląskiego
i płynie ona między innymi przez takie miasta jak Katowice, Chorzów, Ruda Śląska, Gierałtowice, Zabrze oraz Gliwice. Zlewnia rzeki znajduje się na terenie charakteryzującym się
występowaniem różnorodnych przejawów działalności człowieka (górnictwopodziemne
węgla kamiennego; hutnictwo; elektrownie i elektrociepłownie; zrzuty ścieków odprowadzane bezpośrednio do rzeki) (Czaja, 1999; Działoszyńska –Wawrzkiewicz, 2007).
Wpływ gospodarki przemysłowej oraz komunalnejna ten ekosystem obserwowany
jest jako zmiany powierzchniowej sieci hydrograficznej rzeki oraz jakości jej wód. Już od
ponad 100 lat zaobserwowano, iż niemal na całej długości Rzeka Kłodnica jest silnie zanieczyszczona przez różnego typu związki chemiczne (Trochim, 2006). Dodatkowo zanieczyszczeniawprowadzane są do rzeki wraz z opadami atmosferycznymi, które spadając na
obszar silnie zurbanizowany, spływają do sieci kanalizacyjnej i dalej do sieci rzecznej (Jankowski, 1987). Wody te na poszczególnych etapach obiegu zostają wzbogacone w związki
chemiczne (m.in. substancje organiczne, metale ciężkie) oraz duże ilości zawiesiny (Tawkin, Trochim, 2004).
Powyższe aspekty powodują konieczność prowadzenia badań w celu oceny stopnia zanieczyszczenia ekosystemu Rzeki Kłodnicy poprzez różnego typu ksenobiotyki.
Jednocześnie należy zaznaczyć, iż do tej pory na tym terenie nie były prowadzone badania określające poziomy stężeń analitów z grupy związków powierzchniowo-czynnych
(surfaktanty, ZPC).
Cząsteczki surfaktantów posiadają specyficzną budowę chemiczną określaną jako amfifilową, co powoduje występowanie różnorodnych właściwości fizykochemicznych tej
grupy związków (m.in. zdolność rozpuszczania się w cieczach o różnej polarności, tworzenia micelli, obniżania napięcia powierzchniowego i/lub międzyfazowego). Stały wzrost
skali produkcji ZPC i rozszerzanie obszarów ich stosowania prowadzi do zwiększania emisji tych związków do środowiska, gdzie swobodnie przemieszczają się między poszczególnymi elementami. Stąd istotne staje się monitorowanie poziomów ich zawartości w różnych ekosystemach, by chronić różnorodne organizmy żywe (Olkowska i in., 2011). Wiąże
się to z koniecznością stosowania odpowiednich narzędzi analitycznych umożliwiających
oznaczanie związków z grupy surfaktantów w różnego typu próbkach środowiskowych
(Olkowska i in., 2012).
Szczególnym typem zanieczyszczeń są kationowe ZPC, gdyż charakteryzują się one
podatnością na akumulację na powierzchni ciał stałych (w tym bioakumulację) oraz wykazują silne działanie toksyczne względem niższych i wyższych organizmów żywych.W
niniejszym projekcie zaplanowano uzyskanie informacji na temat stopnia zanieczyszcze53
nia wybranych ekosystemów związkami z grupy kationowych surfaktantów w wyniku
działalności człowieka. Na etapie przygotowania próbek wykorzystano odpowiednio technikę ekstrakcji do fazy stałej oraz technikę przyspieszonej ekstrakcji za pomocą rozpuszczalnika. Na etapie wykrywania, identyfikacji i oznaczania poziomów zawartości analitów
uzyskane ekstrakty rozpuszczalnikowe poddano analizie z wykorzystaniem techniki chromatografii jonowej w połączeniu z detekcją konduktometryczną. W czasie prowadzonych
badań potwierdzono obecności kationowych surfaktantów w ciekłych oraz stałych próbkach środowiskowych pobranych na terenie zlewni Rzeki Kłodnicy.
Literatura
Czaja S., 1999, Zmiany stosunków wodnych w warunkach silnej antropopresji: na przykładzie konurbacji katowickiej. UŚ, Katowice.
Działoszyńska – Wawrzkiewicz M., 2007, Koncepcja przyrodniczo-społecznego wykorzystania zalewisk na przykładzie zlewni rzeki Kłodnicy. Instytut Ekologii Terenów Uprzemysłowionych,
Katowice.
Jankowski A.T., 1987, Wpływ urbanizacji i uprzemysłowienia na zmiany stosunków wodnych w rejonie śląskim w świetle dotychczasowych badań, Geographia, studia et dissertationes.
Olkowska E., Polkowska Ż., Namieśnik J., 2011, Analytics of Surfactants in the Environment: Problems and Challenges, Chemical Reviews, 111, 5667–5700.
Olkowska E., Polkowska Ż., Namieśnik J., 2012, Analytical procedures for the determination of surfactants in environmental samples. Talanta, 88, 1–13.
Tawkin Ł., Trochim M., 2004, Kłodnica jako przykład rzeki przekształconej przez człowieka. [w:] R.
Machowski, M. Rzętała, (red.), Z badań nad wpływem antropopresji na środowisko T. 5. SKNG
UŚ, WNoZ UŚ, Sosnowiec.
Trochim M., 2006, Przekształcenie rzeźby terenu i stosunków wodnych na obszarze zlewni Kłodnicy.
[w:] R. Machowski, M. Ruman (red.), Z badań nad wypływem antropopresji na środowisko,
SKNG UŚ, WNoZ UŚ, Sosnowiec.
54
Scenariusz zmian odpływu na przykładzie wybranej
zlewni młodoglacjalnej w XXI wieku
Paweł Przygrodzki1,2, Michał Pilarski3,4
1
– Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Hydrologii
2
– Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Oddział Morski w Gdyni, Centrum Modelowania Powodzi i Suszy
3
– Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Meteorologii i Klimatologii
4
– Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Zakład Modelowania Klimatycznego i Prognoz Sezonowych, 01-673 Warszawa, Podleśna 61
Wyniki współczesnych globalnych modeli klimatu (AOGCMs) opracowane w ramach
CMIP5 (Coupled Model Intercomparison Project Phase 5) są jednym z lepszych źródeł
informacji o przyszłych zmianach warunków klimatycznych i oceanograficznych w skali wieku. Informacje te dotyczą jednakże podstawowych elementów, których zmienność
może być analizowana jedynie w skali co najmniej kontynentalnej. Współcześnie stosowaną techniką transferu informacji z pola dużej skali przestrzennej do małej skali przestrzennej jest statystyczny downscaling. Metoda ta pozwala na rozpoznanie wpływu wielkoskalowego elementu z modelu globalnego (predyktora) na zmienność małoskalowego elementu
w skali lokalnej (predyktanty).
Celem pracy było stworzenie scenariuszy zmian odpływu ze zlewni rzeki Łeby po profil w Miłoszewie do końca XXI w. Metodyka prac opierała się na trzech głównych etapach. Pierwszy z nich dotyczył stworzenia modelu statystycznego downscalingu w oparciu
o technikę kanonicznych korelacji (CCA – Canonical Correlation Analysis) pozwalającej
na rozpoznaniu relacji wybranego predyktora – ciśnienia atmosferycznego (SLP – Sea Level Pressure) z globalnego modelu MPI-ESM-MR z wybraną predyktantą – sumą opadu
atmosferycznego z 4 posterunków opadowych w rejonie zlewni w okresie 1981–2000. Drugi etap prac polegał na oszacowaniu relacji ważonej obszarowej sumy opadu atmosferycznego w analizowanej zlewni z przepływem rejestrowanym profilu Miłoszewo w wieloleciu
1981–2010. Trzeci etap prac dotyczył opracowania scenariuszów zmian sumy opadu atmosferycznego na podstawie trzech RCP (Representative Concentration Pathways) i oszacowaniu zmian przepływu w okresach 5-letnich w okresie 2011–2090.
Wyniki prac wskazują różne tempo zmian średniego rocznego odpływu analizowanych
okresów 5-letnich w różnych scenariuszach zmian klimatu. Najwyższy wzrost średniego
rocznego odpływu z całego analizowanego wielolecia został wyliczony przy uwzględnieniu
scenariusza RCP 26, najniższy zaś przy scenariuszu RCP 85. Wyliczone wyniki średnich
odpływów ze zlewni zredukowano przy zastosowaniu metody redukcji odpływu do cieków
niższych rzędów (wg odwróconej metody hierarchizacji cieków) zaproponowanej przez
Drwala, uzyskując średnie odpływy dla cieków poszczególnych rzędów.
55
Mapy radarowe w ocenie zróżnicowania
przestrzennego opadu atmosferycznego
w zlewni nizinnej
Urszula Somorowska
Uniwersytet Warszawski, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Zakład Hydrologii
W badaniach hydrologicznych istotnym zagadnieniem jest szacowanie wielkości
zasilania zlewni opadem. Problemem jest ocena skomplikowanej struktury pola opadu,
która wynika z dużej zmienności czasowej i zróżnicowania przestrzennego tej zmiennej.
Potrzeba poprawy dokładności estymacji rozkładu opadów w badaniach hydrologicznych,
w tym w badaniach bilansu wodnego zlewni, stwarza konieczność stosowania coraz bardziej zaawansowanych technik pomiarowych łącząc je z technikami tradycyjnymi, wykorzystującymi sieci punktowych posterunków opadowych. Z tego względu coraz częściej
w identyfikacji struktury pola opadu wykorzystywane są techniki satelitarne i radarowe.
Unikatowy charakter tych danych polega na tym, iż z ich wykorzystaniem pole opadu
może być charakteryzowane ze stosunkowo wysoką rozdzielczością przestrzenno-czasową. Stosunkowo krótki okres dostępności danych radarowych w Polsce ogranicza możliwości powszechnego ich stosowania. Jednakże obrazy radarowe są niezastąpionym źródłem informacji, szczególnie w przypadku opadów ekstremalnych o niewielkim zasięgu
przestrzennym. W okresach rocznych i sezonowych pozwalają wykryć gradienty opadu
w zlewni i identyfikować obszary o podwyższonym ryzyku występowania deficytów wody,
co jest przydatne w gospodarowaniu wodą, szczególnie na obszarach chronionych. Nie są
wolne od błędów, lecz proces adjustacji danych radarowych danymi deszczomierzowymi
umożliwia integrację informacji punktowej z przestrzenną, pozyskiwaną z radaru. Zakłada
się, że dane opadowe pozyskane z sieci deszczomierzy dostarczają poprawnej informacji
w punkcie, natomiast dane radarowe prawidłowo odwzorowują rozkład przestrzenny, który w polskich warunkach może być oceniany z rozdzielczością 1kmx1km.
Celem badań była ocena zróżnicowania przestrzennego i zmienności czasowej opadu
w chronionej zlewni nizinnej o powierzchni około 460 km2, położonej w bezpośrednim sąsiedztwie aglomeracji warszawskiej. Wykorzystano radarowe dane opadowe udostępnione
przez IMGW-PIB, pochodzące z radaru meteorologicznego w Legionowie. Ponadto wykorzystano dane opadowe pochodzące z sieci posterunków IMGW-PIB oraz z sieci monitoringu Kampinoskiego Parku Narodowego. Impulsem do podjęcia tych badań była potrzeba rozpoznania wiarygodnego pola opadu, istotnego w badaniach bilansowych zlewni oraz
stosowanego jako wejście do modeli procesów hydrologicznych. Wygenerowano zmienne
w czasie pole opadu w domenie przestrzennej o wymiarach 100 km (wschód–zachód) i 50
km (północ–południe), z rozdzielczością 1 km. Objęła ona zasięgiem obszar zlewni Łasicy,
wraz z szerokim otoczeniem. Dokonano integracji sum opadu do wartości dobowych,
miesięcznych i rocznych, identyfikując tendencje zmienności przestrzennej oraz obszary
narażone na występowanie deficytów opadu. Ponadto analizowano wybrane maksymalne
epizody opadowe.
Stosowano metody geoprzetwarzania danych wykorzystując oprogramowanie ArcGIS
w wersji 10.1. Zastosowano aplikację ModelBuilder, która umożliwiła utworzenie modelu
przetwarzania danych przestrzennych z procedurą iteracji, zawierającą ciągi zależnych od
56
siebie operacji. Utworzono dwa modele przetwarzania danych; pierwszy służący integracji
czasowej danych w domenie przestrzennej oraz drugi model, który pozwolił na ekstrakcję danych radarowych w punktach lokalizacji posterunków opadowych. Każdy z modeli
składa się z części, którymi są narzędzia dostępne w oknie ArcTolbox programu ArcMap.
Zmiennymi są dane wejściowe oraz wyjściowe powstałe po użyciu narzędzia. Niewątpliwą zaletą utworzonych modeli geoprzetwarzania danych jest możliwość ich wielokrotnego
stosowania w przypadku ekstrakcji danych w wybranych pikselach. Zautomatyzowało to
proces przetwarzania danych.
Stwierdzono dużą zmienność przestrzenną opadu, która nie jest dostatecznie rozpoznawana przez pomiary naziemne prowadzone w posterunkach opadowych. Wartości
uzyskane na podstawie danych radarowych można uznać za bardziej wiarygodne w stosunku do wartości z badań naziemnych, bowiem uwzględniają one przestrzenną zmienność ocenianą w sposób ciągły. W pracy pokazano, w jaki sposób radarowe dane opadowe mogą być wykorzystane do poprawy dokładności szacunków opadów w skali zlewni,
stanowiąc komplementarną informację do pomiarów naziemnych realizowanych w sieci
posterunków opadowych. Włączenie oceny pola opadu pozyskanego na podstawie danych
radarowych wydaje się być zatem zasadne.
57
Ocena jakości wody w akwenie
na podstawie parametrów zwilżalności
zanurzonych w toni naturalnych i sztucznych
ciał stałych: formalizm interdyscyplinarny
Aneta Szczepańska1, Stanisław Pogorzelski2
1
– Uniwersytet Gdański, Zakład Geografii Pojezierzy
2
– Uniwersytet Gdański, Instytut Fizyki Doświadczalnej, Zakład Akustyki i Fizyki Jądrowej
Powierzchnia makrofitu (sampler naturalny), bądź powierzchnia ciała stałego (sampler
sztuczny) o zróżnicowanej hydrofobowości zanurzony w toni jeziora jest odbiornikiem bodźców środowiskowych: chemicznych, biologicznych. Dany sampler reaguje w określony sposób
wyrażony ilościowo poprzez zmienność parametrów zwilżalności powierzchniowej. Poprzez
poznanie właściwości wybranych powierzchni – samplerów (ich zachowanie się w środowisku
wodnym w skali czasowej) można wnioskować o jakości wody i procesach w niej zachodzących. Dotychczas zebrane dane wskazują na ścisły związek pomiędzy fizycznymi parametrami
zwilżalności, a stosowanymi powszechnie wskaźnikami chemicznymi stanu jakości środowiska wodnego. Fotoakustyczne profilowanie i widma PA zostaną użyte jako dodatkowe narzędzie do bezinwazyjnego monitorowania grubości, jednorodności i składu biofilmu.
Prezentowana nowa metoda opiera się na pomiarze dynamicznych kątów kontaktu
ciecz/cialo stałe ich histerezy wybranych powierzchni ciał stałych zanurzonych w toni (powierzchnia makrofitu czy sztucznego samplera). Metoda osadzonego pęcherzyka powietrza pozwala na badanie zwilzalnosci całkowicie uwodnionych struktur in-situ i opiera się
na założeniu, że zmiany parametrów zwilżalności są wynikiem adsorpcji i depozycji powierzchniowej biomasy. Należy stworzyć akwatorium z wodą jeziorną jako miejsce eksperymentalne, w nim zanurzone zostaną testowane powierzchnie – samplery o zróżnicowanej hydrofobowości. Pomiary parametrów chemicznych i fizycznych wody w akwatorium
(biogeny, chlorofil a, pH, przewodność elektrolityczna, mętność, zawartość tlenu, Ca, Mg,
Cl, barwa) w określonych odstępach czasowych oraz pomiary zwilżalności powierzchni
badanych samplerów (metoda pęcherzyka powietrza). Metoda ta polega na analizie wybranych parametrów zwilżalności otrzymywanych z pomiarów katów kontaktu i obliczonych
z formalizmu energetyki powierzchniowej Chibowskiego (2003) skorelowanych następnie z indukatorami chemicznych, fizycznych i biologicznych parametrów w tym trofii akwenu. Znalezienie efektywnego samplera oraz poznanie zróżnicowania hydrofobowości poszczególnych samplerów pozwoli na dopasowanie odpowiedniej powierzchni do dalszych
badań terenowych. Dodatkowo planuje się opracowanie wzoru (wzorów) umożliwiającego
wnioskowanie o jakości środowiska wodnego na podstawie danych uzyskanych z pomiaru
zwilżalności samplerów. Metoda ta ma na celu zmniejszenie zużycia odczynników chemicznych przy wykonywaniu analiz jakości środowiska oraz umożliwienie pomiar samplerów in-situ bez konieczności transportowania próbek do laboratorium. Stworzenie jeszcze
jednej bezinwazyjnej metody charakteryzowania stanu porastania struktur podwodnych
o znaczeniu gospodarczym o dużym stopniu uniwersalności (dna zbiorników wodnych,
listowie, kadłuby statków, urządzenia hydrotechniczne itd.).
Literatura
Chibowski E., 2003, Surface free energy of a solid from contact angle hysteresis, Adv. Colloid Interf.
Sci., 103, 149–172.
58
Monitoring zbiorników zaporowych województwa
łódzkiego
Dominik Szczukocki, Barbara Krawczyk, Radosław Dałkowski,
Renata Juszczak, Ewa Miękoś
Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska
Według Założeń Narodowej Strategii Rozwoju Regionalnego na lata 2007–2013 Polska posiada wyjątkowo małe objętości rezerwowe zbiorników retencyjnych w stosunku do
średniorocznych przepływów wody w rzekach i dlatego bardzo ważne jest podejmowanie
działań mających na celu kontrolę i utrzymanie jak najlepszych parametrów wody w tych
zbiornikach.
Hydrografia województwa łódzkiego jest bardzo specyficzna głównie ze względu na
jego położenie wododziałowe. Z tego względu obszar województwa jest stosunkowo ubogi
w zasoby wodne. Stan ten jest wyjątkowo niekorzystny ze względu na znikomą liczbę obiektów retencyjnych. W województwie brakuje większych naturalnych zbiorników wodnych.
Istniejące zasoby wód stojących to zbiorniki sztuczne, zespoły stawów rybnych, podmokłe
tereny torfowo – bagienne oraz zbiorniki systemów melioracyjnych. Największe zbiorniki
retencyjne w województwie zdecydowanie wpływają na zwiększenie zasobów dyspozycyjnych wód powierzchniowych regionu łódzkiego. Są to: Zbiornik Sulejowski, który jest
rezerwowym zbiornikiem wody pitnej dla całej aglomeracji łódzkiej, pełni obecnie również funkcje retencyjne i rekreacyjne oraz Zbiornik Jeziorsko, służący celom rekreacyjnym,
retencyjnym, jest również objęty obszarem Natura 2000. Powierzchnię wód stojących na
terenie województwa szacuje się na 10770 ha co stanowi 0,6 % jego powierzchni. Negatywnym zjawiskiem jest fakt, iż połowa tej powierzchni to te dwa zbiorniki, czyli Jeziorsko
i Zalew Sulejowski.
Woda odgrywa niezastąpioną rolę w gospodarce komunalnej. Jakość wody, zwłaszcza
używanej do celów pitnych i rekreacyjnych, musi być bardzo wysoka. Wodom zagraża jednak antropopresja. Efektem jej jest zarówno zubożenie zasobów, jak i niebezpieczeństwo
wystąpienia zanieczyszczeń wód. Coraz częściej naturalne warunki ekologiczne zbiorników wodnych zostają silnie naruszone przez odprowadzanie do rzek ścieków komunalnych i przemysłowych. Wzrost zawartości mineralnych związków odżywczych pochodzących z tych ścieków, jak również spływ składników nawozowych doprowadzają do szybkiej
eutrofizacji wód. Zdolność szybkiego rozwoju, jaka cechuje niektóre gatunki fitoplanktonu w korzystnych warunkach temperatury, oświetlenia i koncentracji związków odżywczych, prowadzi zwłaszcza w odniesieniu do sinic, do tak wielkiego ich zagęszczenia w powierzchniowych warstwach wody, że osiągają one nawet kilka milionów komórek w 1 cm3.
Niebezpieczeństwem towarzyszącym obfitym zakwitom sinic jest zachwianie równowagi
tlenowej w środowisku wodnym, a także wytwarzanie toksyn niebezpiecznych dla zdrowia
ludzi i zwierząt. Zakwity sinic tworzą się w okresie późnego lata i wczesnej jesieni, w postaci zielono-niebieskiego kożucha lub piany.
Objawy wynikające z zatrucia toksynami sinicowymi zależą od wielkości intoksykacji,
długości ekspozycji oraz indywidualnej odporności pacjenta. W przypadku zatrucia hepatotoksynami obserwuje się u pacjentów trzy charakterystyczne fazy: przez pierwsze dwa
dni występują u nich zaburzenia wątrobowe, później faza śpiączki i letargu (1–2 dni), a na59
stępnie przez około 5 dni utrzymuje się biegunkę i silne zaburzenia jelitowe. Długotrwałe
działanie toksyn sinicowych na organizm może być przyczyną powstawania nowotworów.
W Polsce zakwity sinic w zbiornikach wody pitnej stanowią poważny problem, szczególnie dla wielkich aglomeracji. Wykrycie obecności toksyn sinic w wodach polskich jezior
i zbiornikach zaporowych postawiło nowe problemy przed stacjami uzdatniania wody i laboratoriami zajmującymi się analizą jakości wody pitnej. Prowadzone od lat 90. XX wieku
badania w zespole Pracowni Zagrożeń Środowiska UŁ, stwierdziły coroczne występowanie
cyjanotoksyn m.in. w Zbiorniku Sulejowskim i w Zbiorniku Jeziorsko. Wykazano obecność toksyn w wodach jeszcze przez dwa miesiące po ustąpieniu zakwitów.
Projekt współfinansowany ze środków Wojewódzkiego Funduszu Ochrony Środowiska
i Gospodarki Wodnej w Łodzi („Monitoring zbiorników retencyjnych Sulejów i Jeziorsko
pod kątem eutrofizacji i występowania toksycznych zakwitów sinicowych”)
60
Osady korytowe cieków zlewiska Zalewu Puckiego
w świetle analiz teksturalnych
Ewa Szymczak
Uniwersytet Gdański, Wydział Oceanografii i Geografii, Zakład Geologii Morza
Badaniami, prowadzonymi w latach 2001–2013, objęto osady korytowe ujściowych odcinków rzek Płutnicy, Potoku Błądzikowskiego, Gizdepki, Redy i Kanału Łyski uchodzących do Zalewu Puckiego.
Osady korytowe wymienionych rzek składają się głównie z różnoziarnistych piasków
i żwirów. Udział żwirów jest znaczny i waha się od 4 do 24 %. W obrębie frakcji piaszczystej
dominują piaski średnioziarniste (0,25–0,5 mm) i gruboziarniste (0,5–2,0 mm), których
łączna zawartość stanowi od 46 do 94% składu granulometrycznego osadów korytowych
poszczególnych rzek. Badane osady charakteryzują się śladową (do 3%) zawartością frakcji
piasków bardzo dronoziarnistych (0,125–0,063 mm). Wyjątek stanowią osady korytowe
Płutnicy, w których zawartość tej frakcji dochodzi do 36%.
Osady korytowe wszystkich omawianych rzek charakteryzują się umiarkowanym lub
słabym wysortowaniem. Lepszym wysortowaniem cechują się osady występujące w strefie
nurtu, co warunkowane jest największymi prędkościami przepływu. Przykładem słabego
wysortowania w całym przekroju poprzecznym koryta są osady Płutnicy, co potwierdza
słabą dynamikę środowiska prądowego, w którym proces różnicowania składu granulometrycznego nie nadąża za dostawą materiału.
Wskaźnik skośności w większości badanych próbek osadów korytowych przyjmuje
wartości ujemne. Wskazuje to na wzbogacanie materiału aluwialnego we frakcje grubsze
i eliminowaniu z niego frakcji drobnych. Wartości dodatnie, które na ogół pojawiają się
w próbkach pobranych przy brzegach koryta wskazują na środowisko, w którym następowało zmniejszanie prędkości, przyczyniając się do unieruchomienie ziaren większych lub
wytrącenia ich z zawiesiny. W ten sposób osad wzbogacany jest we frakcje drobne.
Dominującym układem spłaszczenia osadów korytowych jest rozkład smukły i umiarkowanie smukły. Świadczy on o deficycie rumowiska w środowisku prądowym. Wyjątek
stanowi Płutnica, gdzie występuje rozkład normalny świadczący o nasyceniu materiałem
osadowym środowiska rzecznego.
W składzie osadów korytowych dominuje materiał mineralny, który stanowi od 52%
do 99,9%. Proporcje udziału frakcji mineralnej i organicznej w rzecznych osadach korytowych cechują się dużą zmiennością zarówno w odniesieniu do poszczególnych rzek jak
i sezonów badawczych. Najmniejsze zróżnicowanie składu osadów występuje w korycie
Gizdepki, udział frakcji mineralnej w badanych próbach wynosił 99,5% i zmieniał się
w granicach 0,1%. W osadach Kanału Łyskiego, Redy i Potoku Błądzikowskiego udział
frakcji mineralnej wynosił ponad 97%. Największe ilości materii organicznej stwierdzono
w osadach z koryta Płutnicy, stanowiła ona od 10,4 do 48%.
Posługując się diagramu Hjulströma (1935) odczytano prędkości erozyjne wody, wprawiające w ruch ziarna o określonej średnicy.Wzajemne relacje, pomiędzy zmierzonymi
wartościami prędkości przepływu i średnią średnicą ziaren badanych osadów korytowych
wskazują na możliwość rozwinięcia erozji w osadach korytowych badanych rzek. Potwier61
dzają to różnice kształtów i głębokości koryt rzecznych zaobserwowane na przestrzeni
okresu prowadzonych badań.
Biorąc pod uwagę szczegółowy skład granulometryczny osadów wyścielających koryta
rzek i prędkości erozyjne przepływu wody można stwierdzić, że:
–– w korycie Płutnicy transportowi podlegają frakcje, których średnice ziarn nie przekraczają 0,5 mm,
–– w Potoku Błądzikowskim transportowi w nurcie podlegają frakcje osadów korytowych
o średnicy do 1 mm,
–– w Gizdepce transport osadów korytowych w nurcie, podobnie jak prędkości przepływu wody nad dnem są bardziej zróżnicowane, w zależności od prędkości przepływu
transportowi podlegają frakcje do 4 mm (v > 0,5 m∙s–1) lub do 2 mm przy niższych
prędkościach,
–– w rzece Redzie transportowi w nurcie podlegają wszystkie frakcje osadów korytowych
włącznie z ziarnami żwirów o średnicy 8 mm, zaś przy brzegach istnieją warunki do
transportu ziarn o średnicach do 4 mm,
–– w Kanale Łyskim w strefie nurtu uruchamiane są niemal wszystkie frakcje, łącznie
z ziarnami żwiru o średnicy do 4 mm, natomiast przy brzegach transportowane są
przeważnie osady piaszczyste i żwiry drobnoziarniste.
62
Źródła w Wielkopolskim Parku Narodowym
– inwentaryzacja i charakterystyka chemiczna
Barbara Walna
Uniwersytet im. A. Mickiewicza, Stacja Ekologiczna Jeziory
Problem ochrony zasobów wodnych parku narodowego pod względem ilościowym
i jakościowym jest zagadnieniem szczególnej rangi, zwłaszcza, gdy warunki występowania i krążenia wód podziemnych sprzyjają migracji zanieczyszczeń. Wypływy wód podziemnych na terenie Wielkopolskiego Parku Narodowego do tej pory nie były poddane
kompleksowym badaniom, dlatego zdecydowano się na ich inwentaryzację i ocenę składu
chemicznego.
Badania prowadzono od listopada 2009 do maja 2013. Badano 12 znalezionych na terenie Parku źródeł. W trakcie badań określano dokładną lokalizację, typ źródeł oraz mierzono natężenie przepływu, temperaturę, pH i przewodnictwo elektryczne, a w laboratorium
określano skład chemiczny (Na+, K+, Mg+2, Ca+2, NH4+, Cl–, SO4–2, NO3–, HCO3–, F–, NO2–,
PO4–3). Wypływy wód podziemnych znajdowały się w odległych o kilka kilometrów trzech
lokalizacjach: (i) źródła zasilające jezioro Góreckie, (ii) źródła znajdujące się w stoku wysoczyzny morenowej, stanowiącym zachodnią krawędź przełomowego odcinka doliny Warty
oraz (iii) na Wysoczyźnie Pożegowskiej.
Wyniki pomiarów wydajności źródeł wskazują na zróżnicowane i niewielkie wartości.
Najwyższą osiągnęły źródła o wypływie punktowym położone nad jeziorem Góreckim –
średnio, około 0,250 dm3∙s–1. Temperatura wody poszczególnych źródeł nie wykazywała
dużego zróżnicowania. Średnia temperatura wód z wypływów punktowych wyniosła 9.1
O
C, natomiast źródeł wysiękowych 9,5 OC. Pomiary pH badanych wód wskazują na odczyn
obojętny. Średnie pH wyniosło 7,58 i wahało się od 7,00 do 8,07. Przewodnictwo elektryczne było cechą różnicującą badane źródła. Wartość tego parametru wahała się od 453
μS∙cm–1 do 1275 μS∙cm–1. Pozwoliło to wyróżnić charakterystyczne typy źródeł. Przebieg
zmienności przewodności w czasie prowadzenia badań wykazywał dużą stabilność.
Badania składu chemicznego umożliwiły dokładną charakterystykę ilościową kationów i anionów, a także ocenę stopnia zanieczyszczenia wód źródlanych. Uzyskane stężenia
kationów wskazują na dominującą rolę jonów wapniowych (średnio 133 mg∙dm–3, maksymalnie 234 mg∙dm–3) i magnezowych (średnio 19 mg∙dm–3, maksymalnie 36 mg∙dm–3).
Kolejność kationów w szeregu stężeń wyrażonych w mg∙dm–3 przedstawia się następująco:
Ca+2>Mg+2>Na+>K+>NH4+.
Badania stężeń anionów wskazują, iż jonem dominującym jest jon wodorowęglanowy (średnio 306 mg∙dm–3, maksymalnie 364 mg∙dm–3) oraz siarczanowy (średnio 170
mg∙dm–3, maksymalnie 322 mg∙dm–3). Istotne informacje z punktu widzenia zanieczyszczenia środowiska niosą stężenia azotanów i chlorków. W źródłach zasilających jezioro
Góreckie stężenie tych jonów jest najwyższe, przekraczając nawet odpowiednio 100 i 140
mg∙dm–3. Stwierdzono następującą kolejność anionów w szeregu stężeń wyrażonych w meq/L: HCO3–> SO4–2>Cl–> NO3–.
Badane źródła związane są z podobnym środowiskiem hydrogeochemicznym, jednak
dopływ zanieczyszczeń sprawia, że różnice w chemizmie wód zasilających źródła są duże.
Uzyskane wyniki badań parametrów fizyczno-chemicznych wskazują na wpływ zanie63
czyszczeń antropogenicznych na badane wody. Przejawia się on wysokim przewodnictwem elektrycznym oraz dużym stężeniem azotanów i chlorków. Oszacowane ilości dostarczanych substancji wniesionych przez wody źródeł do jeziora Góreckiego świadczą,
iż mogą one w sposób zdecydowany wpływać na stan jego ekosystemu. Osobnym rozważaniom poddano źródła położone na Wzgórzach Pożegowskich, które charakteryzują się
najniższymi wartościami stężeń. Chemizm jednego z nich jest przykładem składu wód
niezanieczyszczonych, pochodzących z poziomu czołowomorenowego tzw. wód zawieszonych.
Przeprowadzone badania źródeł na terenie Wielkopolskiego Parku Narodowego wskazują na silny związek składu chemicznego z ich położeniem i pozwalają na wyodrębnienie
3 grup różniących się wpływem antropopresji. Rozpoznanie oddziaływania antropogenicznego na chemizm wód podziemnych stanowi ważny aspekt zarówno oceny, jak i prognozy zmian środowiska przyrodniczego.
Literatura
Walna B., Siepak M., Lorenc M., 2011, Wpływ terenów porolnych na chemizm wód zasilających
Jezioro Góreckie (Wielkopolski Park Narodowy). Seria: Studia i Prace z Geografii i Geologii, nr
21, Bogucki Wydawnictwo Naukowe, Poznań, s. 137.
Guss N., 2012, Inwentaryzacja przyrodnicza i analiza fizyczno-chemiczna źródeł na terenie Wielkopolskiego Parku Narodowego, manuskrypt pracy magisterskiej, Wydział Biologii Uniwersytetu
im. A. Mickiewicza w Poznaniu.
Walna B., 2013, Interdisciplinary study of post-agricultural pollution in the Wielkopolski National
Park (Poland). Journal of Integrative Environmental Science, (Taylor & Francis Group). DOI10.
1080/1943815X.2012.759976.
64
Znaczenie spiętrzeń sztormowych
w rozwoju barier piaszczystych
na przykładzie Mierzei Karwieńskiej
Radosław Wróblewski
Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Geomorfologii i Geologii Czwartorzędu
W latach 2003–2013 przeprowadzono badania w obrębie Mierzei Karwieńskiej oraz
sąsiadującej z nią od południa Niziny Karwieńskiej. Podczas badań szczegółowo przeanalizowano rzeźbę obszaru, wykonano szereg wierceń i wkopów badawczych, pobrano próby
osadów do analiz laboratoryjnych oraz próby do datowań metodami 14C i TL.
W budowie Mierzei Karwieńskiej znaczący udział stanowią: osady niziny torfowej,
na którą wkracza mierzeja; osady stożków przelewowych spiętrzeń sztormowych; osady
eoliczne oraz osady plaży i dna przybrzeża. Okazało się, że udział osadów sztormowych
w budowie mierzei jest miejscami bardzo duży i stanowi nawet 30–40% ogólnej objętości materiału budującego mierzeję. Jest to osad, którego charakter wskazuje na burzliwy
transport i gwałtowną, szybką depozycję. Stanowi go głównie materiał frakcji piaszczystej
różnoziarnistej, przeważnie średnio i drobnoziarnisty, słabo wysortowany o skośności prawie symetrycznej lub lekko dodatniej. Warstwy osadu nachylone są w stronę zaplecza bariery, ułożone klinowato, skośnie, soczewkowato z bezładnym bądź smużystym ułożeniem
składników. W budowie bariery, szczególnie w jej południowej części, osad sztormowy
wyraźnie wkracza na osady niziny torfowej. Liczne ślady stożków przelewowych spiętrzeń
sztormowych wyróżniono również na powierzchni mierzei. Wśród nich bardzo wyraźnie
zachowały się stożki po sztormie w listopadzie 2004 roku.
Materiał wrzucany podczas silnych spiętrzeń sztormowych stanowi istotną część budowy niskich mierzei południowego Bałtyku. Bez dostaw materiału z tego kierunku ograniczamy możliwości naturalnej rozbudowy i rozwoju bariery. W przypadku Mierzei Karwieńskiej dyskusyjna jest kwestia umacniania brzegu od strony morza istniejącą opaską.
Odcinek mierzei, na którym wybudowano opaskę, nie był odcinkiem zagrożonym zniszczeniem. Był odcinkiem poprawnie rozwijającej się niskiej bariery wkraczającej na niskie
zaplecze jakim jest nizina torfowa.
65
Wykaz autorów
Arciszewski Michał Politechnika Koszalińska, Wydział Inżynierii Lądowej, Środowiska i Geodezji,
Katedra Biologii Środowiskowej, 75-453 Koszalin, Śniadeckich 2, [email protected]
Banach Grzegorz Uniwersytet Gdański, Zakład Geografii Pojezierzy, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego
4, [email protected]
Bartczak Arkadiusz Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN w Toruniu, Zakład
Zasobów Środowiska i Geozagrożeń, 87-100 Toruń, Kopernika 19, [email protected]
Bastian Jakub [email protected]
Bełdowska Magdalena Uniwersytet Gdański, Instytut Oceanografii, 81-378 Gdynia, Al. Marszałka
Piłsudskiego 46, [email protected]
Błaszkowski Jerzy Uniwersytet Gdański, Katedra Hydrologii, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4,
[email protected]
Cebulska Marta Politechnika Krakowska, Instytut Inżynierii i Gospodarki Wodnej; Katedra Hydrauliki i Hydrologii, 31-155 Kraków, Warszawska 24, [email protected]
Choiński Adam Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu, Instytut Geografii Fizycznej i Kształtowania Środowiska Przyrodniczego, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej, 61-680 Poznań,
Dzięgielowa 27, [email protected]
Cieślińska Karolina [email protected]
Cieśliński Roman Uniwersytet Gdański, Katedra Hydrologii, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4, georc@
univ.gda.pl
Dałkowski Radosław Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska, 91403 Łódź, Tamka 12, [email protected]
Dondajewska Renata UAM Poznań, Stacja Ekologiczna UAM w Jeziorach, 62-50 Mosina, [email protected] Falkowska Lucyna Uniwersytet Gdański, Instytut Oceanografii, 81-378 Gdynia, Al. Marszałka Piłsudskiego 46, [email protected]
Flis Agnieszka Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, Akademia Pomorska w Słupsku, 76-200
Słupsk, Partyzantów 27, [email protected]
Glazik Ryszard Wydział Nauk o Ziemi UMK, Katedra Hydrologii i Gospodarki Wodnej, 87-100
Toruń, Lwowska 1, [email protected]
Graf Renata Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu, Wydział Nauk Geograficznych i Geologicznych, Instytut Geografii Fizycznej i Kształtowania Środowiska Przyrodniczego, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej, 61-680 Poznań, Dzięgielowa 27, [email protected].
Gutry-Korycka Małgorzata Uniwersytet Warszawski, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych,
Instytut Geografii Fizycznej, 00-927 Warszawa, Krakowskie Przedmieście 30, [email protected]
Heese Tomasz Politechnika Koszalińska, Wydział Inżynierii Lądowej, Środowiska i Geodezji, Katedra Biologii Środowiskowej, 75-453 Koszalin, Śniadeckich 2, [email protected]
Jekatierynczuk-Rudczyk Elżbieta Uniwersytet w Białymstoku, Instytut Biologii, Zakład Hydrobiologii, 15-649 Białystok, Świerkowa 20b, [email protected]
Jereczek-Korzeniewska Katarzyna Uniwersytet Gdański, Katedra Hydrologii, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4, [email protected]
Jędruch Agnieszka Uniwersytet Gdański, Instytut Oceanografii, 81-378 Gdynia, Al. Marszałka Piłsudskiego 46, [email protected]
Juszczak Renata Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska, 91-403
Łódź, Tamka 12, [email protected]
Kaczmarek Lech UAM Poznań, Stacja Ekologiczna UAM w Jeziorach, 62-050 Mosina, lesio@amu.
edu.pl
66
Kaniecki Alfred Uniwersytet im. A. Mickiewicza w Poznaniu, Instytut Geografii Fizycznej i Kształtowania Środowiska Przyrodniczego, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej, 61-680 Poznań,
Dzięgielowa 27, [email protected]
Kirschenstein Małgorzata Akademia Pomorska w Słupsku, Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, Zakład Analizy Środowiska, 76-200 Słupsk, Partyzantów 27, [email protected]
Kirviel Ivan Akademia Pomorska w Słupsku, Instytut Geografii i Studiów Regionalnych, Zakład
Analizy Środowiska, 76-200 Słupsk, Partyzantów 27, [email protected]
Kornaś Marika Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej – Państwowy Instytut Badawczy, Oddział we Wrocławiu, Zakład Badań Gospodarki Wodnej, 51-616 Wrocław, Parkowa 30, [email protected]
Krawczyk Barbara Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska, 91-403
Lorenc Michał UAM Poznań, Stacja Ekologiczna UAM w Jeziorach, 62-050 Mosina, michall@amu.
edu.pl Major Maciej Uniwersytet im. Adama Mickiewicza, Instytut Geoekologii i Geoinformacji, 61-680
Poznań, Dzięgielowa 27, [email protected]
Malinowska Mirosława Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Meteorologii i Klimatologii, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4, [email protected]
Marosz Katarzyna Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii UG, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4,
[email protected]
Miękoś Ewa Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska, 91-403 Łódź,
Tamka 12, [email protected]
Miętus Mirosław Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Meteorologii i Klimatologii, 80952 Gdańsk, Bażyńskiego 4, [email protected]
Nowak Bogumił Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej – Państwowy Instytut Badawczy
w Warszawie, Centrum Limnologii i Ewaporometrii, 01-673 Warszawa, Podleśna 61, [email protected]
Nowiński Kamil Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Zakład Geografii Pojezierzy, 80-952
Gdańsk, [email protected]
Olkowska Ewa Politechnika Gdańska, Wydział Chemiczny, Katedra Chemii Analitycznej, 80-233
Gdańsk, Gabriela Narutowicza 11/12, [email protected]
Olszewska Alicja Uniwersytet Gdański, Katedra Hydrologii, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4, ala.
[email protected]
Owczarek Małgorzata Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Meteorologii i Klimatologii, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4, [email protected]
Pietruszyński Łukasz Uniwersytet Gdański, Katedra Hydrologii, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4,
[email protected]
Pikuła Katarzyna Politechnika Koszalińska, Wydział Inżynierii Lądowej, Środowiska i Geodezji,
Katedra Biologii Środowiskowej, 75-453 Koszalin, Śniadeckich 2
Pilarski Michał Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Meteorologii i Klimatologii, 80952 Gdańsk, Bażyńskiego 4; Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Zakład Modelowania Klimatycznego i Prognoz Sezonowych, 01-673 Warszawa, Podleśna 61, [email protected]
Pociask-Karteczka Joanna Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej,
Zakład Hydrologii, 30-387 Kraków, Gronostajowa 7, [email protected]
Pogorzelski Stanisław Uniwersytet Gdański, Wydział Matematyki, Fizyki i Informatyki, Instytut Fizyki Doświadczalnej, Zakład Akustyki i Fizyki Jądrowej, 80-952 Gdańsk, Wita Stwosza 57, fizsp@
univ.gda.pl
Polkowska Żaneta Politechnika Gdańska, Wydział Chemiczny, Katedra Chemii Analitycznej, 80233 Gdańsk, Gabriela Narutowicza 11/12, [email protected]
Przygrodzki Paweł Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Hydrologii, 80-952 Gdańsk,
Bażyńskiego 4; Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Oddział Morski w Gdyni, Centrum Modelowania Powodzi i Suszy, 81-342 Gdynia, Waszyngtona 42, [email protected]
67
Ruman Marek Uniwersytet Śląski, Wydział Nauk o Ziemi, Katedra Geografii Fizycznej, Zakład Hydrologii i Gospodarki Wodnej Obszarów Urbanizowanych, 41-200 Sosnowiec, Będzińska 60, marek.
[email protected]
Saniewska Dominika Uniwersytet Gdański, Instytut Oceanografii, 81-378 Gdynia, Al. Marszałka
Piłsudskiego 46, [email protected]
Sobociński Bartosz PU GeoTim, 80-180 Gdańsk, Zamojska 15c lok. 2, [email protected]
Somorowska Urszula Uniwersytet Warszawski, Wydział Geografii i Studiów Regionalnych, Zakład
Hydrologii, 00-927 Warszawa, Krakowskie Przedmieście 26/28, [email protected]
Szczepańska Aneta Uniwersytet Gdański, Zakład Geografii Pojezierzy, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego
4, [email protected]
Szczukocki Dominik Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska, 91403 Łódź, Tamka 12, [email protected]
Szymczak Ewa Uniwersytet Gdański, Wydział Oceanografii i Geografii, Zakład Geologii Morza, 81378 Gdynia, Al. Marszałka Piłsudskiego 46, [email protected]
Tyszkowski Sebastian Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania PAN w Toruniu, Zakład Zasobów Środowiska i Geozagrożeń, 87-100 Toruń, Kopernika 19, [email protected]
Twardosz Robert Uniwersytet Jagielloński, Instytut Geografii i Gospodarki Przestrzennej, Zakład
Klimatologii, 30-387 Kraków, Gronostajowa 7, [email protected]
Walisch Marek Uniwersytet Łódzki, Katedra Geografii Fizycznej, Zakład Dynamiki Środowiska
i Bioklimatologii, 90-139 Łódź, Narutowicza 88, [email protected]
Walna Barbara Uniwersytet im. A. Mickiewicza, Stacja Ekologiczna Jeziory, 62-50 Mosina, walna@
amu.edu.pl
Wawrzonkowski Jonatan Politechnika Koszalińska, Wydział Inżynierii Lądowej, Środowiska i Geodezji, Katedra Biologii Środowiskowej, 75-453 Koszalin, Śniadeckich 2
Wojcieszonek Anna Politechnika Koszalińska, Wydział Inżynierii Lądowej, Środowiska i Geodezji,
Katedra Biologii Środowiskowej, 75-453 Koszalin, Śniadeckich 2
Wróblewski Radosław Uniwersytet Gdański, Instytut Geografii, Katedra Geomorfologii i Geologii
Czwartorzędu, 80-952 Gdańsk, Bażyńskiego 4, [email protected]
Zieliński Marek Uniwersytet Łódzki, Wydział Chemii, Pracownia Zagrożeń Środowiska, 91-403
68

ASPEKTY BADAŃ WODY W XX i XXI WIEKU

Transkrypt

Podobne dokumenty

Zakres projektu

Poznajemy jeziora w okolicy naszej szkoły

Jubileusz 70-lecia Gdańskiego Ośrodka Geograficznego połączony

Konkurs geograficzny cz. 1

Jeziora Mazowsza - Wojewódzki Inspektorat Ochrony Środowiska w

Wyniki badań

Narzędzie do nauczania Historii i Geografii z uwzględnieniem

Bonus